Document Type : Original Article
Authors
1 Associate Professor, Geology Department, Sciences College, University of Sistan and Baluchestan, Iran
2 M.Sc. Student, Geology Department, Sciences College, University of Sistan and Baluchestan, Iran
3 Ph.D., Geology Department, Sciences College, University of Sistan and Baluchestan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
محدودة پدگی از لحاظ جغرافیایی در استان سیستان و بلوچستان و در فاصلة 15 کیلومتری جنوب شهر زاهدان جای دارد (شکل 1- A). در این محدوده، سنگ‌های آذرین به شکل باتولیت، استوک و دایک برونزد دارند و بخشی از پهنة گرانیتوییدی زاهدان- سراوان (باتولیت زاهدان) به‌شمار می‌روند. هرچند بسیاری از زمین شناسان به بررسی سنگ‌های آذرین این پهنه پرداخته‌اند (Camp and Griffis, 1982; Boomeri et al., 2005; Sadeghian et al., 2005; Sadeghian and Valizadeh, 2007; Ghasemi et al., 2010; Moradi et al., 2014; Mohammadi et al., 2016)؛ اما سنگ‌های آذرین محدودة پدگی که بیشتر به‌صورت دایک و استوک برونزد دارند، همچنان از دیدگاه زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی بررسی نشده‌اند. در این محدوده استوک‌ها بسیار دگرسان شده‌اند و نشانه‌هایی از کانی‌زایی مس را نشان می‌دهند؛ اما دایک‌ها دچار دگرسانی کمتری شده‌اند.
با توجه به آنچه گفته شد و از آنجایی‌که سنگ‌های آذرین سالم و کمتر دگرسان‌شده مانند این دایک‌ها اطلاعات ارزشمندی از ترکیب خاستگاه ماگما و جایگاه آشیانة ماگمایی فراهم می‌کنند، در این پژوهش به بررسی دایک‌ها بیشتر پرداخته شده است. دایک‌ها مجراهایی صفحهای هستند که انتقال ماگما را از بخش‌های ژرف به بخش سطحی و نیمه‌ژرف پوسته فراهم آورده‌اند. این نوع ساختارها در محیط‌های زمین‌ساختی گوناگون مانند کمان‌های اقیانوسی، جزیره‌های کمانی، حاشیة قاره‌ای فعال، کافت‌ها و سپرهای پایدار یافت می‌شوند (Rock, 1991; Luhr, 1997; Torabi, 2009; Gill, 2010; Krmíček, 2010). افزون‌براین، چند نمونه از توده‌های گرانیتوییدی و استوک پورفیریِ محدودة پدگی در این پژوهش بررسی شده‌اند. بخش بزرگی از کانیزاییهای مس و طلا در پهنة جوش‌خوردة سیستان با تزریق دایک‌های حد واسط مرتبط است (Boomeri, 2014, 2017; Sheyhaki, 2018; Piri, 2018). کانی‌زایی مس پورفیری در محدودة مورد مطالعه (کانی‌زایی مس پورفیری جنوب زاهدان) با تزریق تودهها و دایک‌های نیمه‌ژرف مرتبط است (Narui, 2018; Boomeri et al. 2019a; Narui et al., 2020). هدف این پژوهش شناسایی و تفکیک سنگ‌های آذرین گوناگون در منطقه و بررسی ویژگی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی آنها برای دستیابی به ترکیب، جایگاه زمین‌ساختی، ویژگی‌های ماگمای سازنده، چگونگی پیدایش و خاستگاه آنهاست.
شکل 1- A) جایگاه جغرافیایی محدودة پدگی (جنوب زاهدان)؛ B) نقشة پهنه‌های زمین‌شناسی ایران و جایگاه پهنة جوش‌خوردة سیستان (SSZ) (با تغییراتی پس از Stöcklin، 1968)
زمین‌شناسی منطقه
از دیدگاه زمین‌شناسی، محدودة پدگی بخشی از پهنة جوش‌خوردة سیستان است (شکل1-B). پهنة جوش‌خوردة سیستان از دو مجموعة افیولیتی «رتوک» و «نه» تشکیل شده است که حوضة رسوبی سفیدآبه آنها را از یکدیگر جدا می‌کند (Tirrul et al., 1983) (شکل 2).
مجموعة افیولیتی «رتوک» و «نه» دربردارندة افیولیتهایی به سن کرتاسه، فیلیت با سن کرتاسه تا ائوسن (فلیشهای دگرگونه) و سنگ‌های رسوبی-آواری قاره‌ای ژرف با سن پالئوژن است (Tirrul et al., 1983).
حوضه سفیدآبه از سنگ‌های آواری و کربناته سنومانین تا ائوسن به ستبرای 8 کیلومتر و اندکی افیولیت تشکیل شده‌اند (Tirrul et al., 1983). سنگ‌های آذرین غیر افیولیتی در پهنة زمین‌درز سیستان به فراوانی دیده می‌شوند و مراحل کاملی از پیدایش کافت قاره‌ای، فرورانش، برخورد و رویدادهای پس از برخورد را نشان می‌دهند (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983; Hedayati et al., 2016; Boomeri et al., 2018).
در این پهنه، افیولیتها، قدیمی‌ترین سنگ‌ها و نشانة بقایای پوستة اقیانوسی هستند. سنگ‌های آذرین درونی و بیرونی کالک‌آلکالن نخیلاب و رودشور و بخشی از گرانیتویید زاهدان به کرتاسة پسین و ائوسن متعلق هستند و فرورانش پوستة اقیانوسی در خاور ایران را نشان می‌دهند (Camp and Griffis, 1982; Mohammadi et al., 2016). بخشی از گرانیتویید زاهدان با سن الیگوسن پیشین و میانی به برخورد بلوک لوت و افغان نسبت داده شده است (Camp and Griffis, 1982; Berberian, 1983). رویدادهای پس از برخورد بلوک‌های لوت و افغان، چینخوردگی و گسل‌خوردگی راستالغز مزدوج و ماگماتیسم در الیگوسن و میوسن و پیدایش سنگ‌های آذرین در کوه لار، آساگی، جانجا، کفتار کوه، سیاسترگی، کله گرو غیره را در پی داشته‌اند (Camp and Griffis, 1982; Boomeri et al., 2019b, 2020). استوکهای فراوان و ولکانیسم آلکالن در میوسن نیز با همین گسل‌های راستالغز مرتبط هستند (Tirrul et al., 1983; Pang et al., 2013). این رویدادها پیدایش کانسارهای فراوان مانند سیستمهای شبه‌پورفیری نخیلاب، آساگی، سیاسترگی، جانجا، کله گر، لار، خارستان، سیاه جنگل، قلعه صولی و جنوب زاهدان (پدگی) را به‌دنبال داشته‌اند (Boomeri et al., 2019a).
شکل 2- نقشة شماتیک از پهنة زمین‌درز سیستان (با تغییراتی پس از Camp و Griffis، 1982)
از بارزترین سنگ‌های آذرین این پهنه باتولیت زاهدان است که بیشتر ازگرانیتوییدهای نوع I، گاهی S و هیبریدی با سرشت کالک‌آلکالن ساخته شده است و با سن ائوسن پایانی-الیگوسن میانی با رخدادهای فرورانش و برخورد بلوک‌های لوت وافغان مرتبط است (Mohammadi et al., 2016). گرانیتویید زاهدان را دایک‌های فراوانی با ترکیب متنوع از بازیک تا اسیدی قطع کرده‌اند. همچنین، در بسیاری از موارد برونبوم‌های گوناگونی در آن یافت می‌شوند. پهنة گرانیتوییدی زاهدان- سراوان به درازای 250 کیلومتر و پهنای 2 تا 25 کیلومتر با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و با طیف ترکیبی گسترده و دایک‌های فراوان در مجموعة فلیشی پهنة جوش‌خوردة سیستان نفوذ کرده است (Boomeri et al., 2005).
توالی فلیش به سن کرتاسه تا ائوسن قدیمی‌ترین سنگ‌ها در محدودة پدگی به‌شمار می‌روند (شکل 3). این توالی بیشتر از شیل، سیلت‌ستون و ماسه‌سنگ ساخته شده است که در برخی جاها به فیلیت و اسلیت دگرگون شده‌اند (Berberian, 1983).
باتولیت زاهدان با سن ائوسن پایانی-الیگوسن میانی در توالی فلیش نفوذ کرده است و هم به‌صورت تپه ماهور و هم به‌صورت کوه‌های مرتفع برونزد دارد (شکل 4- A). رنگ برونزد‌های باتولیت ترکیبی از رنگ سیاه و سفید است و در بیشتر جاها به‌صورت پوست پیازی هوازده شده‌اند. وجود برونبوم‌های سیاه رنگ (شکل 4- B)، نفوذ دایک، رگه‌های سیلیسی و سیستم شکستگی متقاطع از ویژگی‌های این باتولیت هستند. ساخت تافونی به‌علت خروج برونبوم‌ها در برخی جاها یکی دیگر از ویژگی‌های آن است. واحد داسیتی الیگوسن از دیگر واحدهای سنگی محدودة پدگی است که برونزد آن تپه ماهوری است و احتمالاً بخش‌هایی از یک استوک شدیداً دگرسان‌شده هستند (شکل 4- C). استوکورکهای کوارتز و پیریت در برخی جاها اکسیده شده‌اند و نشانه‌هایی از کانی‌زایی مس در بخش گسترده‌ای از این واحد نیمه‌ژرف تپه ماهوری دیده می‌شوند (شکل‌های 4- D و 4- E). دایک‌های الیگو-میوسن بسیاری با ضخامت کمتر از 5 متر تا بیشتر از 20 متر در فلیش، باتولیت و استوک نفوذ کرده‌اند (شکل 4- F). دایک‌های این منطقه نه‌تنها از نظر رنگ، روند، ضخامت و بافت متغیر هستند بلکه برخی از آنها سالم و برخی دگرسان شده هستند. بیشترین تمرکز این دایک‌ها در بخش مرکزی محدوده بوده است و بیشتر روندهای شمال‌خاوری- جنوب‌باختری دارند. بیشتر این دایک‌ها در سطح زمین رنگ‌های کرم، خاکستری و قهوه‌ای دارند.
شکل 3- نقشة زمین‌شناسی محدودة پدگی (جنوب زاهدان) برپایة تصویرهای گوگل‌ارث و بازدید صحرایی
شکل 4- عکس صحرایی از برونزد‌های محدودة پدگی (جنوب زاهدان)؛ A) نمایی دور ازگرانیتویید؛ B) نمایی نزدیک از گرانیتویید و برونبوم درون آن؛ C) نمایی دور از استوک؛ D، F) به‌ترتیب استوک ورک و کانی‌زایی مس؛ F) نمونه ای از دایک‌های حدواسط
روش انجام پژوهش
پس از بررسی نقشه‌های زمین‌شناسی و تصویرهای ماهوارهای محدودة پدگی، بازدید و بررسی‌های صحرایی برای شناسایی واحدهای سنگی انجام شد. 50 نمونه از سنگ‌های آذرین گوناگون برداشت شد و مقاطع نازک آنها تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان نوع المپیوس بررسی شد. شمار 13 نمونه با کمترین میزان دگرسانی از دایک‌ها (10 نمونه)، تودة گرانودیوریتی (2 نمونه) و استوک داسیتی (1 نمونه) برای تعیین عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب با روش XRF و ICP-MS در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران (ایمیدرو) آنالیز شدند (جدول 1). داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی با نرمافزار GCDkit 4.1 و Excel پردازش شدند و همراه با ویژگی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری مبنای تجزیه و تحلیل سنگ‌زایی و محیط زمین‌ساختی سنگ‌های آذرین بررسی‌شده قرار گرفتند.
سنگ‌نگاری
همان‌گونه‌که گفته شد، سنگ‌های آذرین محدودة پدگی به شکل باتولیت، استوک و دایک هستند که ویژگی‌های سنگ‌نگاری آنها به شرح زیر هستند:
الف- باتولیت زاهدان
این باتولیت در نمونة دستی رنگ سفید با لکه‌‌ها و بخش‌های سیاه رنگ نشان می‌دهند. بخش سفید آن بیشتر فلدسپار و کوارتز و بخش سیاه آن بیوتیت و هورنبلند هستند. برپایة بررسی‌های میکروسکوپی بافت آن گرانولار و کانیشناسی آن شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، ارتوز، بیوتیت، هورنبلند، کانیهای ثانویه (سریسیت، کلریت، کانیهای رسی) و کانیهای کدر (بیشتر مگنتیت) است (شکل 5- A). ترکیب مودال باتولیت زاهدان در محدودة پدگی برپایة رده‌بندی Streckeisen (1976) بیشتر گرانودیوریت است.
ب- استوک
نمونه‌های این توده در نمونة دستی به رنگ‌های گوناگونی به‌ویژه خاکستری و کرمی رنگ دیده می‌شوند. نمونه‌های بررسی‌شده اگرچه تنوعی از گرانودیوریت پورفیری، کوارتزدیوریت پورفیری، کوارتزمونزونیت پورفیری و آندزیت دارند (شکل‌های 5- B و 5- C)، اما بخش عمده این استوک را داسیت با زمینة دانه‌ریز می‌سازد (شکل 5- C). برپایة بررسی‌های میکروسکوپی همة نمونه‌ها بافت پورفیری دارند؛ اما نسبت درشت‌بلورها به زمینة متغیر است. در استوک، زمینه 30 تا 70 درصد حجم سنگ را دربر گرفته است و بافت تمام بلورین دارد. همچنین، زمینه بیشتر دربردارندة پلاژیوکلاز و کوارتز و کانیهای ثانویه است. زمینه در برخی نمونه‌ها بسیار دانه‌ریز و در برخی دانه‌ریز تا متوسط بلور هستند. درشت‌بلورها شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت و کانیهای حاصل از تجزیه و دگرسانی هستند. کوارتز و فلدسپار‌ها فراوان‌ترین کانی‌ها در زمینه هستند. بیشتر نمونه‌های این سنگ بسیار دگرسان شده و با رگچه‌های کوارتزی بسیاری (کوارتزهای داربستی) قطع شده‌اند (شکل 5- D). زمینه گاه به‌طور کامل سریسیتی شده است. دگرسانیهای این سنگ بیشتر شامل سیلیسی، پتاسیک، فیلیک، پروپیلیتیک و آرژیلیک هستند. پیریت فراوان‌ترین سولفید این سنگ و گاه مقادیر کمی از کالکوپیریت و دیگر سولفیدهای مس نیز در آن دیده می‌شود (Boomeri, et al. 2019a). یک رگه سیلیسی از مالاکیت و آتاکامیت بخش‌هایی از این واحد سنگی را قطع کرده است.
پ- دایک‌ها
بیشتر دایک‌ها در برونزد‌ها و نمونة دستی تیره‌تر از باتولیت گرانیتوییدی و استوک‌ها هستند. دایک‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری و در نمونه‌های دگرسان‌شده به رنگ زرد دیده می‌شوند. از دیدگاه سنگ‌نگاری، ترکیب این دایک‌ها از آندزیت (دیوریت پورفیری) تا داسیت (گرانودیوریت پورفیری) در متغیر است. در محدودة پدگی، بافت همة دایک‌ها پورفیری است. نسبت حجم زمینه به حجم درشت‌بلورها متغیر است. در دایک‌ها، بیشتر زمینه از پلاژیوکلاز و کوارتز و کانیهای ثانویه ساخته شده و بلورهای آن از بسیار ریزدانه تا متوسط‌دانه در متغیر است. درشت‌بلورها نیز شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت، کانیهای فرعی و کدر هستند. از دیدگاه سنگ‌نگاری، بافت و کانیشناسی دایک‌ها همانند استوک است و همان‌گونه‌که گفته شد، طیف ترکیبی گسترده‌ای از آندزیت تا داسیت را دربر می‌گیرند. دایک‌ها بیشتر دچار دگرسانی پروپیلیتیک شده‌اند. از دیدگاه دگرسانی، پلاژیوکلازها بیشتر سریسیتی و گاه به کلسیت و اپیدوت، بیوتیتها بیشتر به کلریت و سریسیت و هورنبلند به اپیدوت، کلریت، کلسیت و سریسیت تجزیه شده‌اند. کوارتزهای ثانویه در زمینة برخی از این سنگ‌ها دیده می‌شوند. پیریت نیز کمابیش در دایک‌ها پدید آمده است.
کوارتز: درشت‌بلورهای کوارتز از ویژگی‌های خاص استوک و دایک‌ها هستند (شکل 5- F). معمولاً سنگ‌های پورفیری که درصد بالایی از درشت‌بلورهای کوارتز تقریباً شکل‌دار دارند را داسیت میگویند؛ اما این کوارتز در پورفیری‌های میزبان کانی‌زایی پورفیری و به‌ویژه مس پورفیری به‌نام کوارتز چشمی شناخته می‌شود (Guilbert and Park, 1986). در منطقة پدگی، درشت‌بلورهای اولیه کوارتز هم در استوک‌ها و هم در دایک‌ها کمابیش سالم هستند و شکل آنها تنوع گسترده‌ای دارد. همچنین، اندازة بلورهای آن گاه به نیم سانتیمتر می‌رسد. اگرچه کوارتزها ذاتاً شکل‌دار هستند، اما به‌علت خوردگی و خلیجی‌شدن بلورها، شکل‌های گوناگونی در آنها دیده می‌شود (شکل‌های 5- C و 5- F). اگرچه شکل اولیه آنها چند‌ضلعی است، اما بیشتر گردشدگی، خوردگی بلورها در حاشیه‌ها، مرکز و دیگر بخش‌های بلور دیده می‌شود. کوارتز گاه دچار هجوم کانیهای ثانویه مانند کلسیت و سریسیت نیز شده است. حجم درشت‌بلورهای کوارتز نیز متغیر است و از یک یا دو تا بیشتر از 20 درصد حجم درشت‌بلورهای سنگ را دربر می‌گیرد. درصد حجمی درشت‌بلورها کوارتز باعث شده است نام سنگ نیز متنوع باشد. فرایند هضم‌شدگی و جذب و کاهش فشار و خروج محلول آب و گاز ماگما، حالت خلیجی و خوردگی و انحلال را در آنها پدید آورده است. حباب‌های گاز در بخش‌های ویژه‌ای از سطح بلور (شکستگی‌ها یا رخ‌ها)، سازوکار انحلال را آسان کرده است؛ زیرا در اطراف این بخش‌ها، سیال حرکتی آشفته‌ای داشته است و این پدیده انحلال سریع و مداوم در محل همبری حباب با سطح بلور را به‌دنبال دارد و به این ترتیب طرح خلیجی پدیدار می‌شود (Shelly, 1993) (شکل 5- C).
پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی دایک‌ها و استوکهاست و غالباً بیشتر از 50 درصدحجمیِ درشت‌بلورها را دربر می‌گیرد. طول درشت‌بلورهای آن گاه به 3 میلیمتر می‌رسد و بیشتر آنها نیمه‌شکل‌دار هستند. در PPL[1]، این کانی غالباً شفافیت خود را به‌علت دگرسانی از دست داده است و در XPL[2] با بیرفرنژانس ضعیف، ماکل پلی‌سینتتیک، منطقه‌بندی بلورها و بافت غربالی و گاه حاشیه غبارآلود شناخته می‌شود. گمان می‌رود در برخی مقطع‌ها، ارتوز یا ارتوکلاز نیز جانشین پلاژیوکلازها شده‌اند. فرایندهایی مانند آمیختگی ماگما و آلایش ماگمایی، کاهش ناگهانی فشار در ماگمای در حال حرکت و افزایش آب نامحلول در ماگما بافت غربالی را پدید می‌آورند؛ ازاین‌رو، این بافت چه‌بسا رویداد آمیختگی ماگمایی را نشان می‌دهد (Tsuchiyama, 1985; Stewart and Pearce, 2004; Humphreys et al., 2006).
هورنبلند سبز: هورنبلند سبز نیز از دیگر کانی‌هایی است که درصدحجمی آن در این سنگ‌ها متغیر است. در نمونه‌های کمتر دگرسان‌شده قالب هورنبلند را می‌توان با حاشیة اوپاسیته شناسایی کرد که بیشتر با اپیدوت، کلریت، کلسیت و کانیهای کدر جانشین شده است. در نمونه‌های سالم، هورنبلند گاه تا 15 درصدحجمی درشت‌بلورها را دربر گرفته است. بیشتر بلورها شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار با درازای کمتر از 2 میلیمتر هستند. هورنبلند در PPL سبز رنگ است و برجستگی نسبتاً قوی دارد. در XPL نیز بیرفرانژانس سری دوم نشان می‌دهد. همچنین، مقاطع طولی آن یک سری رخ موازی و زاویة خاموشی 20 درجه دارند. در مقاطع عرضی شش‌گوشه آنها دو سری رخ لوزی‌شکل به‌خوبی دیده می‌شود. هورنبلند‌ها در این سنگ از نوع هورنبلند سبز هستند (شکل 5- E).
بیوتیت: این کانی نیز به فراوانی در برخی نمونه‌ها دیده می‌شود و نسل‌های مختلفی دارد؛ مانند بیوتیت‌های اولیه و بیوتیت‌های گرمابی. نمونه‌هایی که دچار دگرسانی پتاسیک شده‌اند بیوتیت‌های گرمابی دارند و در این نمونه‌ها این نوع بیوتیت تا 15 درصد حجم درشت‌بلورها را دربر می‌گیرد. بیوتیت‌های اولیه نیز همانند هورنبلند حاشیة اوپاسیته دارند. این حاشیه دچار دگرسانی شده و غالباً با کلریت یا سریسیت جانشین شده است؛ به‌گونه‌ای‌که تنها شکل اولیه و رخ‌های بیوتیت به‌جا مانده است. اندازة بیوتیت‌های کلریتی‌شده به 2 میلیمتر نیز می‌رسد. بیشتر بلورهای بیوتیت نیمه‌شکل‌دار هستند. حجم بیوتیت‌های اولیه این سنگ‌ها از 15 درصدحجمی کمتر است. این کانی در PPL به رنگ قهوه‌ای و با چندرنگی شدید دیده می‌شود و یک سری رخ آن در مقطع طولی را می‌توان به‌خوبی دید. کانیهای کدر و به‌ویژه پیریت نیز حجم متغیری از این سنگ را پر می‌کنند و گاه چه‌بسا نزدیک به 15 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. اندازة آنها از 1 میلیمتر کمتر است. اکسیدهای آهن در برخی بخش‌ها روی کانی هورنبلند تأثیر گذاشته‌اند و آن را تجزیه کرده‌اند. کانیهای ثانویه این سنگ‌ها نیز سریسیت، کلسیت، کوارتز، کلریت، اپیدوت و کانیهای رسی هستند. این کانی‌ها پیامد دگرسانی پلاژیوکلازها و کانیهای فرومنیزیمی هستند.
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های محدودة پدگی (جنوب زاهدان). A) گرانیتویید؛ B) استوک گرانودیوریت پورفیری؛ C) توده نیمه‌ژرف داسیتی؛ D) دگرسانی سیلیسی و پتاسیک درپورفیری استوک؛ E) دایک داسیتی (گرانودیوریت پورفیری)؛ F) دایک داسیتی (گرانودیوریت پورفیری). نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است (Qz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Hbl: هورنبلند؛ Bt: بیوتیت)
جدول 1- داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) به روش XRF و ICP-MS برای اکسیدهای اصلی (برپایة درصد وزنی) و عنصرهای فرعی (برپایة ppm) (A: آندزیت؛ DP: دیوریت پورفیری؛ GDP: گرانودیوریت پورفیری؛ GD: گرانودیوریت)
|
Intrusion |
Dike |
Batholith |
Stock |
||||||||||
|
Rock Type |
A |
A |
A |
A |
DP |
A |
DP |
DP |
A |
GDP |
GD |
GD |
GDP |
|
Sample No. |
13 |
31 |
34 |
15 |
32 |
30 |
3 |
8 |
27 |
12 |
20 |
21 |
22 |
|
SiO2 |
48.2 |
51.3 |
52.8 |
53.2 |
53.4 |
53.4 |
53.7 |
55.4 |
56.8 |
59.4 |
63.1 |
63.5 |
62.1 |
|
AL2O3 |
19.1 |
18.5 |
18.6 |
19.9 |
18.2 |
18.6 |
18.7 |
20.0 |
19.0 |
18.7 |
17.8 |
17.8 |
17.0 |
|
TiO2 |
0.7 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.4 |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.4 |
0.6 |
0.6 |
0.5 |
|
Fe2O3 |
5.4 |
4.7 |
4.5 |
5.4 |
4.1 |
4.2 |
4.2 |
3.8 |
3.1 |
3.2 |
2.8 |
2.9 |
2.5 |
|
CaO |
8.5 |
8.3 |
7.7 |
4.6 |
6.7 |
7.0 |
7.4 |
5.9 |
5.8 |
5.7 |
3.7 |
3.2 |
4.2 |
|
MgO |
5.4 |
4.8 |
4.1 |
4.2 |
5.5 |
3.9 |
4.5 |
3.1 |
2.6 |
2.4 |
2.0 |
2.2 |
1.8 |
|
K2O |
1.9 |
1.7 |
2.1 |
3.7 |
1.8 |
1.9 |
2.0 |
1.9 |
2.8 |
2.4 |
3.7 |
4.0 |
2.8 |
|
Na2O |
3.4 |
3.2 |
3.8 |
4.6 |
3.8 |
4.3 |
3.7 |
4.1 |
3.7 |
4.3 |
4.9 |
4.5 |
4.9 |
|
MnO |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.0 |
|
P2O5 |
1.0 |
1.5 |
1.1 |
0.4 |
0.2 |
2.0 |
0.8 |
1.0 |
1.8 |
1.4 |
0.8 |
0.6 |
2.7 |
|
L.O.I. |
6.1 |
5.3 |
4.8 |
2.4 |
5.2 |
4.1 |
4.4 |
4.3 |
3.7 |
2.2 |
0.7 |
0.7 |
1.3 |
|
Total |
99.6 |
99.9 |
100.0 |
98.9 |
99.7 |
99.9 |
100.0 |
100.0 |
99.9 |
100.0 |
100.0 |
99.9 |
99.7 |
|
Sc |
18.6 |
12.8 |
11.5 |
11.7 |
13.1 |
10.7 |
12.1 |
1.5 |
1.9 |
1.6 |
2.4 |
2.4 |
1.5 |
|
V |
102 |
74 |
65 |
87 |
69 |
70 |
66 |
60 |
47 |
44 |
47 |
48 |
36 |
|
Cr |
62 |
59 |
53 |
21 |
80 |
33 |
60 |
27 |
26 |
30 |
50 |
46 |
38 |
|
Co |
19 |
11 |
9 |
22 |
12 |
11 |
7 |
5 |
6 |
6 |
8 |
8 |
6 |
|
Ni |
27 |
24 |
17 |
14 |
32 |
14 |
18 |
12 |
10 |
10 |
23 |
24 |
22 |
|
Cu |
59 |
45 |
53 |
52 |
61 |
50 |
67 |
41 |
43 |
43 |
40 |
44 |
45 |
|
Zn |
87 |
79 |
61 |
64 |
1169 |
73 |
68 |
70 |
72 |
68 |
54 |
55 |
71 |
|
Rb |
20 |
16 |
13 |
21 |
25 |
22 |
11 |
12 |
17 |
12 |
32 |
23 |
17 |
|
Sr |
996 |
578 |
545 |
506 |
543 |
575 |
545 |
624 |
531 |
573 |
338 |
552 |
306 |
|
Y |
10.2 |
8.5 |
5.1 |
4.1 |
6.0 |
6.8 |
3.3 |
2.1 |
4.3 |
3.3 |
3.4 |
3.6 |
2.4 |
|
Zr |
58 |
51 |
56 |
50 |
61 |
71 |
47 |
44 |
43 |
31 |
19 |
19 |
38 |
|
Nb |
13.2 |
11.6 |
9.6 |
14.0 |
11.2 |
13.7 |
7.5 |
9.0 |
14.2 |
14.6 |
12.3 |
11.5 |
11.4 |
|
Mo |
2.6 |
0.8 |
1.3 |
1.0 |
0.9 |
1.0 |
0.7 |
0.5 |
0.7 |
0.7 |
2.4 |
2.1 |
0.7 |
|
Cs |
1.4 |
1.3 |
1.5 |
1.6 |
1.3 |
3.1 |
0.5 |
0.4 |
1.8 |
1.3 |
3.8 |
3.2 |
1.4 |
|
Ba |
932 |
641 |
642 |
642 |
671 |
547 |
743 |
725 |
649 |
719 |
492 |
675 |
471 |
|
Pb |
9 |
9 |
9 |
9 |
671 |
9 |
9 |
7 |
19 |
13 |
10 |
24 |
9 |
|
La |
13.9 |
14.2 |
9.2 |
7.0 |
13.4 |
10.2 |
5.3 |
4.5 |
7.7 |
5.9 |
6.4 |
6.8 |
6.8 |
|
Ce |
27.8 |
25.1 |
17.6 |
12.8 |
23.9 |
16.9 |
9.5 |
8.1 |
13.3 |
11.1 |
12.6 |
13.4 |
14.5 |
|
Pr |
4.0 |
4.0 |
2.9 |
2.2 |
3.6 |
2.9 |
1.6 |
1.4 |
2.3 |
1.8 |
2.1 |
2.2 |
2.4 |
|
Nd |
15.1 |
15.5 |
11.1 |
8.7 |
13.0 |
10.6 |
6.2 |
5.0 |
8.3 |
6.1 |
7.9 |
8.1 |
8.8 |
|
Sm |
2.3 |
2.5 |
1.9 |
1.6 |
2.1 |
1.9 |
1.0 |
0.9 |
1.4 |
1.0 |
1.3 |
1.4 |
1.4 |
|
Eu |
0.7 |
0.6 |
0.4 |
0.5 |
0.6 |
0.5 |
0.3 |
0.2 |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
|
Gd |
2.4 |
2.5 |
1.8 |
1.7 |
1.9 |
2.1 |
1.1 |
0.8 |
1.3 |
1.1 |
1.3 |
1.4 |
1.3 |
|
Tb |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
|
Dy |
1.8 |
1.9 |
1.2 |
1.2 |
1.3 |
1.7 |
0.7 |
0.5 |
1.0 |
0.9 |
0.9 |
1.0 |
0.7 |
|
Ho |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.3 |
0.1 |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
|
Er |
0.9 |
1.0 |
0.6 |
0.6 |
0.7 |
0.9 |
0.4 |
0.3 |
0.5 |
0.4 |
0.5 |
0.5 |
0.3 |
|
Tm |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Yb |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.4 |
0.6 |
0.5 |
0.4 |
0.3 |
0.5 |
0.5 |
0.4 |
0.4 |
0.3 |
|
Lu |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Hf |
1.9 |
1.8 |
1.4 |
1.4 |
2.1 |
2.8 |
1.0 |
0.8 |
1.1 |
0.7 |
0.5 |
0.3 |
1.3 |
|
Th |
4.2 |
4.4 |
2.9 |
1.9 |
4.3 |
2.8 |
1.7 |
2.0 |
3.6 |
3.0 |
3.1 |
3.5 |
3.1 |
|
U |
1.0 |
1.1 |
0.8 |
0.6 |
0.9 |
0.8 |
0.6 |
0.6 |
0.8 |
0.9 |
0.5 |
0.4 |
1.2 |
زمین‌شیمی
داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند. ازآنجایی‌که سنگ‌های محدودة پدگی از انواع سنگ‌های آذرین ژرف و نیمه‌ژرف هستند، برای نامگذاری آنها هم از نمودارهای سنگ‌های بیرونی و هم درونی بهره گرفته شد (شکل 6). برپایة شکل 6- A، دایک‌ها و استوک‌ها در محدودة آندزیت‌بازالت، تراکی‌آندزیت و تراکی‌آندزیت‌بازالت جای دارند. برپایة شکل 6- B، نمونه‌های برداشت‌شده از باتولیت زاهدان در محدودة کوارتزمونزونیت، نمونه‌های استوک در محدودة مونزونیت و دایک‌ها در محدوده مونزونیت، مونزودیوریت و دیوریت جای گرفته‌اند. برپایة شکل 6- C، استوک‌ها ترکیب آندزیتی، دایک‌ها ترکیب آندزیتی و آندزیت-بازالت ساب‌آلکالن دارند.
شکل 6- رده‌بندی سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان). A) برپایة نمودار TAS (Le Bas et al., 1986)؛ B) برپایة نمودار Middlemost (1994)؛ C) برپایة رده‌بندی Winchester و Floyd (1977)؛ D) برپایة نمودار Shand (1943)
گرانیتویید محدودة پدگی سرشت متاآلومینوس تا کمی پرآلومنیوس نشان می‌دهد (شکل 6- D). دایک‌ها و استوک نیز از این نظر همانندِ گرانیتویید هستند. مقدار به‌دست‌آمدة مول درصد Al2O3 به مجموع مول درصدهای CaO+Na2O+K2O یا همان A/CNK برای نمونه‌های گرانیتویید در محدودة پدگی از 1/1 کمتر است (شکل 6- D). چنین گرانیتوییدهایی از نوع I هستند (Chappell and White, 1974). وجود هورنبلند، تیتانیت (اسفن) و مگنتیت در این گرانیتویید نیز با ویژگی‌های گرانیت‌های نوع I سازگار است.
الف- زمین‌شیمی عنصرهای اصلی و فرعی
برای بررسی تغییرات احتمالی عنصرهای در سنگ‌های بررسی‌شده از نمودارهای هارکر (Harker, 1909) بهره گرفته می‌شود (شکل 7). در نمودارهای هارکر همراه با افزایش SiO2، میزان CaO، MgO و اکسید آهن کاهش پیدا می‌کند و مقدارهای K2O و Na2O افزایش نشان می‌دهند. پراکندگیهای دیده‌شده در این همبستگی بیشتر پیامد دگرسانی هستند. همبستگیهای SiO2 با دیگر اکسیدها روندهایی هستند که بیشتر به جدایش (تفریق) عادی ماگما نسبت داده می‌شوند؛ زیرا برای نمونه، CaO مایل است در مراحل نخستین فرایند جدایش بلورین وارد فازهای دما بالا مانند پیروکسن و پلاژیوکلاز کلسیم‌دار شود (Calanchi et al., 2002). پس با ادامه روند جدایش بلورین و خروج این کانی‌ها، مقدار CaO کاهش می‌یابد. این پدیده همچنین، چه‌بسا با تحول ترکیب پلاژیوکلازها از کلسیک به سدیک در هنگام تبلوربخشی ماگما مرتبط است. منیزیم نیز گرایش دارد در آغاز فرایند جدایش از ماگما جدا و وارد ساختار کانی‌هایی مانند الیوین و پیروکسن شود. تبلور و جدایش این کانی‌ها از ماگما کاهش MgO در ماگما را به‌دنبال دارد (Cooke et al., 2005).
شکل 7- نمودارهای هارکر عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و فرعی (برپایة ppm) برای سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان)
اکسیدهای K2O و Na2O در آغاز جدایش ماگمایی وارد ساختمان کانیهای سیلیکاته نمی‌شوند، بلکه در مایع بجامانده افزایش پیدا می‌کنند (Tatsumi et al., 2002). به احتمال بالا افزایش این عنصرها با افزایش سیلیس به آغاز جدایش فلدسپار سدیم‌دار مربوط است. آهن به‌علت سازگاری خود، هنگام جدایش ماگمایی در ساختمان مگنتیت و پیروکسن وارد شده و میزان آن در مراحل پایانی جدایش کاهش می‌یابد (Mason and Moore, 1982). روندهای مشابه MgO، CaO و FeOt چه‌بسا پیامد تبلوربخشی همزمان کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز کلسیک هستند (Karen et al., 2003). مقدار Zr با افزایش SiO2 روند کاهشی نشان می‌دهد؛ زیرا Zr افزون‌بر زیرکن، در هورنبلند نیز وارد می‌شود (Rollinson, 1993). کاهش V با افزایش SiO2 گواه خوبی برای جدایش اکسیدهای Fe-Ti است. مقدار Y با افزایش SiO2 کاهش می‌یابد؛ زیرا Y عنصری سازگار است و به جدا‌شدن از ماگما در آغاز جدایش ماگمایی و تمرکزیافتن در ساختار کانیهای آهن و منیزیم‌دار مانند پیروکسن و مگنتیت تمایل دارد (Aoki and Fujimaki, 1982).
ب- نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی
الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونه‌های باتولیت، استوک و دایک که نسبت به ترکیب کندریت بهنجار شده‌اند، مشابه هستند؛ به‌گونه‌ای‌که در همة نمونه‌ها عنصرهای خاکی کمیاب غنی‌شدگی نشان می‌دهند؛ اما میزان غنی‌شدگی عنصرهای خاکی سبک نسبت به عنصرهای خاکی سنگین بسیار بیشتر است (شکل 8). در پهنه‌های فرورانش و صفحه‌های همگرا غنی‌شدگی سنگ‌ها از LREEها نسبت به HREEها بیشتر است (Pearce, 1983; Wilson, 1989; Rollinson, 1993; Winter., 2010). نمونه‌های پدگی بی‌هنجاری منفی ضیف Eu نشان می‌دهند. این آنومالی در گرانیتویید بیشتر است. آنومالی منفی Eu بیشتر پیامد جدا‌شدن فلدسپار‌ها از ماگما در پی جدایش بلوری در شرایط فوگاسیتة اکسیژن کم روی می‌دهد (Wilson, 1989)، در حالی‌که ضعیف‌بودن یا نبود آنومالی منفی Eu ویژة محیط‌های اکسیدان است. کانیشناسی محدودة پدگی پیامد حضور هورنبلند گاه با حاشیة اوپاسیتی، اسفن و تیتانیت نیز با محیط‌های اکسیدان مشابهت دارد. عنصرهای خاکی کمیاب مانند Er و Yb نیز بی‌هنجاری منفی نشان می‌دهند. این ویژگی پیامد بجاماندن این عنصرها در فازهای دیرگداز ایلمنیت- مونازیت و اسفن موجود در تفاله‌های دیرگداز سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و نداشتن مشارکت در مذاب پدیدآمده در این مناطق است. آنومالی منفی Ce احتمالاً در پی تأثیر دگرسانی بر این سنگ‌هاست. نبود ذوب گارنت در سنگ خاستگاه معمولاً کاهش، تهی‌شدگی و بی‌هنجاری‌های منفی در HREE و به‌ویژه عنصرهایی مانند Y را به‌دنبال دارد (Rudnick, 1990). پراکندگی عنصرهای سنگین مانند Tm و Lu شاید به این علت است که مقادیرشان در زیر آستانة آشکارسازی دستگاه اندازه‌گیری است.
الگوهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه نیز برای سنگ‌های مختلف بررسی‌شده همانند هستند و در همة آنها عنصرهای Y، Ce، Zr، Nb، Rb، Pr، Yb و Lu نسبت به عنصرهای Pb، K، Cs، P، Ti و Ba غنی‌شدگی کمتری را نشان می‌دهند (شکل 8). بی‌هنجاری منفی Nb، Zr و Y در نمونه‌های بررسی‌شده چه‌بسا پیامد دیر ذوب‌بودن کانیهای حامل و بجاماندن آنها در سنگ خاستگاه است (Ayers, 1998)؛ اما کانیهای حامل عنصرهای LILE[3] مانند Ba، K و Sr بهآسانی ذوب شده و وارد ماگمای پدیدآمده در بالای صفحة فرورو می‌شوند (Pearce, 1983). غنی‌شدگی شدید Pb در بیشتر نمونه‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة آلودگی پوسته‌ای باشد (Girardi et al., 2012).
شکل 8- نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان). A) عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) عنصرهای کمیاب و فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (مقدار Tm و Lu از آستانة آشکارسازی دستگاه اندازه‌گیری کمتر است و به‌صورت کمتر از 1/0 پی‌پی‌ام گزارش شده است)
در یک نمونه، سرب آنومالی مثبت بسیار شدیدی نشان می‌دهد که احتمالاً پیامد کانی‌سازی سرب در این نمونه است. علت آنومای مثبت ضعیف Ti و آنومالی مثبت P در برخی کانی‌ها شاید دگرسانی است. پیدایش تیتانیت و روتیل گرمابی به‌جای هورنبلند احتمالاً تیتانیم را و پیدایش آپاتیتهای گرمابی فسفر را افزایش داده است. اصولاً در محیط‌های فرورانش Ti آنومالی منفی شدیدی نشان می‌دهد و نبود این آنومالی برای نمونه‌های پدگی بیشتر با محیط‌های پس از برخورد سازگار است (Müller et al., 1992). غنی‌شدگی آشکاری از LILE نسبت به HFSE[4] در همة نمونه‌های پدگی دیده می‌شود (شکل 8- B). این ویژگی نیز از ویژگی‌های سنگ‌های مرتبط با جایگاه‌های همگرای فعال و ماگماهای جداشده از گوشته است (Wilson, 1989; Hawkesworth et al., 1991).
پ- سری ماگمایی
برپایة شکل 6A- بیشتر نمونه‌های پدگی در محدودة ساب‌آلکالن و دو نمونه در محدودة آلکالن جای گرفته‌اند. نمودار نشان‌داده‌شده در شکل 9- A سری‌های آلکالن، کالک‌آلکالن، کالک‌آلکالنِ پتاسم بالا و شوشونیتی را از یکدیگر جدا می‌کند. برپایة این نمودار بیشتر نمونه‌ها سرشت کالک‌آلکالن پتاسیم بالا دارند. دو نمونه نیز در محدودة شوشونیتی جای گرفته است. در شکل 9- B که برای دسته‌بندی ماگماهای پتاسیک نیز کاربرد دارد، نمونه‌ها در محدودة سنگ‌های شوشونیتی جای گرفته‌اند.
شکل 9- ترکیب شیمیایی سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) روی نمودارهای تفکیک سری‌های ماگمایی. A) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (Pearce, 1982)
ت- جایگاه زمین‌ساختی
نمودارهای به‌کاررفته برای تفکیک محیط زمین‌ساختی نشان‌دهندة جایگاه مرتبط با کمان‌های آتشفشانی هستند (شکل 10- A). نمودارهای به‌کاررفته برای بررسی جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های پتاسیک PAP[5] و CAP[6] (Müller et al., 1992) نیز نشان می‌دهند سنگ‌های بررسی‌شده به کمان‌های آتشفشانی متعلق هستند و هم در قلمروی مراحل پایانی جزیره‌های کمانی (LOP[7]) و هم در قلمروی کمان‌های پس از برخورد (PAP) جای می‌گیرند (شکل 10- B)؛ هرچند رویداد جزیرة کمانی در الیگوسن و میوسن برای پهنة جوش‌خورد سیستان گزارش نشده است و رویداد فرورانش نیز در ائوسن و پیش از آن بوده است. پس می‌توان گفت دایک‌های بررسی‌شده به کمان‌های پس از برخورد (PAP) متعلق هستند.
شکل 10- ترکیب سنگ‌های آذرین پدگی (جنوب زاهدان) روی نمودارهای تفکیک جایگاه‌های زمین‌ساختی. A) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 2008)؛ B) نمودار شناسایی جایگاه‌های زمین‌ساختی سنگ‌های پتاسیک PAP و CAP (Müller et al., 1992)
بحث
ذوب‌بخشی فلیشها یا سنگ‌های توربیداتی نخستین نظریهای است که برای خاستگاه ماگمای گرانیتویید زاهدان و دایک‌های همراه پیشنهاد شده است (Camp and Griffis, 1982). ذوب‌بخشی، اختلاط پوستة اقیانوسی و فلیشها (Boomeri and Lashkaripour, 2003)، جدایش بلوری ماگمای گوشته‌ای و هضم سنگ‌های پوسته (Sadeghian et al., 2005) و ماگماتیسم در پی فرورانش پوستة اقیانوسی (Kananian et al., 2008) از دیگر نظریه‌ها دربارة خاستگاه ماگمای سنگ‌های یادشده هستند. همان‌گونه‌که گفته شد، سنگ‌های آذرین بررسی‌شده سه دسته هستند که دستة نخست یا گرانیتویید زاهدان که بخشی از پیکرة اصلی تودة آذرین درونی است و فاز نخست ماگماتیسم در منطقه به‌شمار می‌رود. همچنین، از دیدگاه کانیشناسی و زمین‌شیمیایی، این دسته از گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن نوع I هستند. رایج‌ترین خاستگاه گرانیتوییدهای نوع I، ماگماهای پدیدآمده در بالای پهنة فرورانش در گوشته هستند که بسیار دچار جدایش بلوری همراه با آلودگی (AFC[8]) شده‌اند (Grove and Donnelly-Nollan, 1986). گرانیتوییدهای نوع I که پیامد ذوب سنگ‌های مافیک گوشته هستند در نمودارهایی مانند شکل 11 در محدودة سنگ خاستگاه آمفیبولیتی جای می‌گیرند و نمونه‌های استوک و دایک‌ها نیز چنین وضعیتی را نشان می‌دهند. الگوی نمودارهای عنکبوتی و الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در گرانیتویید، استوک داسیتی و دایک‌های حد واسط نیز کمابیش به‌صورت موازی است. این ویژگی احتمالاً نشان‌دهندة نزدیکی زایشی و خاستگاه مشابه آنهاست.
شکل 11- بررسی خاستگاه سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) در: A) نمودار ترکیب مولار CaO/(MgO+FeOt) دربرابر مولار Al2O3/(MgO+FeOt) (Altherr et al., 2002)؛ B) نمودار Al2O3+FeO+MgO+TiO2 دربرابر Al2O3/(FeO+MgO+TiO2) (Whalen et al., 1987)
غنی‌شدگی LREE در سنگ‌های کالک‌آلکالنِ پهنه‌های فرورانش و همگرا در مقایسه با HREE شاید پیامد این موارد باشد:
- درجات کم ذوب‌بخشی (کمتر از 15%) (Neill et al., 2013)؛
- خاستگاه گوشته‌ای (Hirschmann et al., 1998)؛
- آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای (Srivastava and Singh, 2004; Almeida et al., 2007)؛
- وجود گارنت در سنگ خاستگاه آنها (Rollinson, 1993; Marchev et al., 2004; Nicholson et al., 2004; Helvacı et al., 2009; Zulkarnain, 2009; Asiabanha et al., 2012).
با توجه به شکل 12 برای نمونه‌های پدگی، خاستگاه گوشته‌ای سست‌کره‌ای- سنگ‌کره‌ای غنی‌شده و گارنت‌دار با ذوب‌بخشی کمتر از 5% را می‌توان خاستگاه ماگمای مادر آنها در نظر گرفت که از ژرفای 80 تا 100 کیلومتری سرچشمه گرفته است. بی‌هنجاری منفی Nb در سنگ‌های بررسی‌شده شاید پیامد ذوب گوة گوشته‌ای غنی‌شده با سیال‌های متاسوماتیسم‌کننده باشد (Chappell and White, 2001; Kurt et al., 2008). بی‌هنجاری مثبت Pb نیز پیامد متاسوماتیسم گوة گوشته‌ای با سیال‌های پدیدآمده از پوستة اقیانوسی فرورو و یا آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای است (Atherton and Ghani, 2002; Kamber et al., 2002).
در کل، فرایند غالب دربارة ماگماتیسمهایِ با فازهای تزریقی مختلف فرایند تبلوربخشی است. در هنگام رویداد این فرایند، فازهای نخستین بازیک‌تر هستند و در نهایت به فازهای حد واسط و اسیدی در مراحل پایانی جدایش بلورین می‌رسند. همان‌گونه‌که گفته شد، در محدودة پدگی توده‌های گرانیتوییدی از ترکیب مذاب‌های پدیدآمده از ذوب آمفیبولیت هستند. گمان می‌رود دایک‌های اسیدی نیز از مشتقات تأخیری تبلور ماگمای سازندة این توده هستند؛ اما دربارة دایک‌های بازیک و حد واسط تا اندازه‌ای تفاوت وجود دارد؛ زیرا این نوع دایک‌ها بازیک‌تر از توده گرانیتوییدیِ فاز نخست هستند. ازاین‌رو، به احتمال بالا ذوب‌بخشی فرایند مؤثری در پیدایش آنها بوده است.
شکل 12- تعیین ویژگی‌های خاستگاه سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) در: A) نمودار La/Yb دربرابر Nb/La (Abdel-Fattah and Philip, 2004)؛ B) نمودار Zr دربرابر Y (Abu-Hamatteh, 2005)؛ C) نمودار Rb دربرابر Rb/Yb (Ozdemir et al., 2006)؛ D) نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam, 1992)
برپایة کارهای پژوهشگران مختلف از سراسر دنیا (Tepper et al., 1993; Pang et al., 2013) مواردی دیده شده است که در آنها ماگمای بازیک با جابجایی‌های سست‌کره‌ای به سمت بالا گرمای لازم برای ذوب سنگ‌های سنگ‌کره و پوستة زیرین را فراهم کرده است. این الگو می‌تواند پاسخگوی چگونگی پیدایش دایک‌های بازیک در منطقة پدگی نیز باشد. با در نظرگرفتن عملکرد فرایندهای زمین‌ساختی مانند گسل‌ها در جایگیری دایک‌ها می‌توان چنین استدلال کرد که اگر توده‌های گرانیتوییدی منطقه به فرایندهای فرورانش و برخورد وابسته بوده‌اند، بی‌گمان دایک‌های بازیک تا اسیدی منطقه نیز به فرایندهای پس از برخورد و ذوب‌بخشی سنگ‌هایی با ترکیب متفاوت ارتباط دارند.
برداشت
باتولیت زاهدان در محدودة پدگی بافت گرانولار دارد و بیشتر ترکیب مودال گرانودیوریتی و از نوع I نشان می‌دهد؛ اما استوک و دایک‌ها همگی بافت پورفیری دارند و شامل آندزیت (دیوریت پورفیری) تا داسیت (گرانودیوریت پورفیری) هستند. کانیهای اولیه در استوک و دایک‌های مشابه و بیشتر پلاژیوکلاز، کوارتز و بیوتیت هستند. استوک بیشتر دچار دگرسانی سیلیسی، فیلیک و پتاسیک شده است؛ اما دایک‌ها دگرسانی پروپیلیتیک نشان می‌دهند. سنگ‌های آذرینِ کم دگرسان‌شده شامل توده‌های ژرف و نیمه‌ژرف با سرشت کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی و متاآلومینوس هستند. این سنگ‌ها در قلمروی کمان‌های آتشفشانی و به‌ویژه کمان‌های پس از برخورد جای می‌گیرند. این کمان‌ها در پی بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در میان بلوک‌های لوت و افغان پدید آمده‌اند. از سوی دیگر، بررسی‌های زمین‌شیمیایی نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای سست‌کره‌ای و سنگ‌کره‌ای غنی‌شده و گارنت‌دار با ذوب‌بخشی کمتر از 5% برای خاستگاه ماگمای مادر سنگ‌های پدگی هستند که از ژرفای 80 تا 100 کیلومتری سرچشمه گرفته است.
سپاس‌گزاری
از معاونت پژوهشی دانشگاه سیستان و بلوچستان و سازمان توسعه و نوسازی معادن و صنایع معدنی برای پشتیبانی‌های مالی و معنوی و از داوران گرامی مجلة پترولوژی برای بررسی این مقاله سپاس‌گزاری می‌شود.
[1] Plane Polarized Light
[2] Crossed Polarized Light
[3] Large Ion Lithophile Elements
[4] High-Field-Strength Elements
[5] Post-Collisional Arc Potassic Igneous Rocks
[6] Continental Arc Potassic Igneous Rocks
[7] Late Oceanic Arc Potassic Igneous Rocks
[8] Assimilation-Fractional Crystallization
)
