سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و پهنه زمین‌ساختیِ ماگمای سازندة دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (جنوب‌خاوری ایران)

بیابانگرد, حبیب; فاطمیان, مهرناز; مریدی, علی اصغر; بخشی محبی, محمد رضا

doi:10.22108/ijp.2017.81975.0

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,675
تعداد مقالات	13,674
تعداد مشاهده مقاله	31,690,381
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,520,163

سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و پهنه زمین‌ساختیِ ماگمای سازندة دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (جنوب‌خاوری ایران)

پترولوژی

مقاله 9، دوره 8، شماره 31، آذر 1396، صفحه 147-164 اصل مقاله (2.59 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.81975.0

نویسندگان

حبیب بیابانگرد^* ¹؛ مهرناز فاطمیان²؛ علی اصغر مریدی³؛ محمد رضا بخشی محبی¹

¹گروه زمین شناسی، دانشکده علوم،دانشگاه سیستان و بلوچستان،زاهدان، ایران

²گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان

³گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران

چکیده

دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان به سن ائوسن درون مجموعه‏‌های فلیشی و گرانیت زاهدان در پهنه زمین‌درز سیستان برونزد یافته‏‌اند. بیشتر این سنگ‏‌ها سرشت آلکالن دارند و عبارتند از: دایک‏‌های مافیک، اولترامافیک و فلسیک و گاه آلایش‌یافته. بیشتر دارای بافت پورفیری و گلومروپورفیری هستند. پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت از کانی‏‌های اصلی این سنگ‌ها بوده و همین کانی‏‌ها در زمینه نیز دیده می‌شوند. بلورهای خلیجی کوارتز و پلاژیوکلاز‏‌های گردشده، تغییرات نورم نمونه‏‌ها همراه با تغییرات در فراوانی عنصرهای فرعی و کمیاب و نسبت‏‌های آنها نشان‌دهندة آلایش آنها با پوسته قاره‏‌ای است. غنی‏‌شدگی LREE در برابر HREE‌ و نبود بی‏‌هنجاری در مقدار Eu از ویژگی‌های مهم همه این سنگ‏‌ها هستند. بالا‏‌بودن نسبت‌های‌ (La/Sm)_N،‏‌ (La/Yb)_N و (Sm/Yb)_N و سرشت آلکالن بیشتر نمونه‏‌ها نشان‌دهندة رخداد فرایند ذوبی نزدیک به یک درصدی گوشته گارنت لرزولیت است. چنین شرایطی چه‌بسا پس از پایان فرورانش سنگ‏‌کره اقیانوسی سیستان به زیر بلوک افغان پدید آمده و ازاین‌رو، پس از آن که این ورقه فرورونده به اندازة چشمگیری پایین رفته است، سیال‏‌های آزادشده از صفحة فرورو، سرشت شیمیایی و کانی‏‌شناختی گوة گوشته‌ای را تغییر داده و ذوب‏‌بخشی آن آسان‌تر شده‌ است. مهاجرت این سیال‌ها به ترازهای بالاتر بخش‌های زیرین پوسته بالایی و به مقدار کمتری سنگ‌های گوة گوشته‌ای را دچار ذوب‏‌بخشی کرده است. پس از افزایش مواد ذوب‌شده، این مواد در زمان الیگو- میوسن به ترازهای بالاتر رفته و در بخش‌های بالاتر پوسته جایگزین شده‌اند. به نظر می‌رسد پس از الیگو- میوسن، با ادامه فرورانش در منطقه شکستگی‌هایی پدید آمده است و ماگمای بجامانده در شکاف‌های پدیدآمده وارد شود و دایک‌های یادشده را پدید آورد.

کلیدواژه‌ها

واژه های کلیدی: دایک؛ فلیش‌؛ گرانیت؛ لیتوسفر اقیانوسی سیستان؛ زاهدان

اصل مقاله

از دیدگاه ترکیب سنگی، دایک‏‌ها با بسیاری از سنگ‏‌های آذرین همپوشانی گسترده‏‌ای دارند. دایک‏‌های اولترامافیک و لمپروفیری، سنگ‏‌های آتشفشانی‌ (گدازه‏‌های نیمه‌آتشفشانیِ دایک‌مانند و گاه سیل)، پلاگ و یا استو‏‌ک‌مانند با بلورهای دانه‏‌درشت بیوتیت و هورنبلندی هستند که در زمینه‏‌ای از فلدسپارها و یا فلدسپاتوییدها جای گرفته‏‌اند. این سنگ‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی (مانند کمان‏‌های اقیانوسی، جزایر کمانی، حواشی قاره‌ای فعال، ریفت‏‌ها و کراتون‏‌های پایدار) پدید می‌آیند (‏‌‌Rock, 1991; Luhr, 1997; Torabi, 2009; Gill, 2010; Krmíček, 2010‌). این سنگ‏‌ها بیشتر از بیوتیت و یا آمفیبول ساخته شده‌‌اند و پیروکسن کمی دارند (Homam, 2006). از دیدگاه بافتی تفاوت آشکاری با سنگ‏‌های همراه‌شان ندارند. بافت آنها معمولاً ناهم‌‌بُعد است؛ به‌گونه‌ای‌که بلورهای درشتِ کانی‏‌های فرومنیزین در زمینه دانه‏‌ریز یا شیشه‏‌ای جای دارند. نشانه‌هایی از مواد فرار برخاسته از گوشتة متاسوماتیسم‌شده در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند‏‌ و نشان می‏‌دهند فرایندهای دینامیکی پدیدآمده از چنین موادی تکامل پهنه زمین‌ساختی ماگمای آنها را در پی داشته است (Rock, 1991; Best, 2003; 2009; Gill, 2010; Fazlniya and Kouzekoulani, 2012; Torabi, 2009‏‌)‏.

برپایه کانی‏‌شناسی، ترکیب و جایگاه زمین‏‌ساختی، Rock (1991) و Gill (2010) لمپروفیرها را در سه گروه دسته‌بندی کرده‌اند:

الف‏‌) لمپروفیرهای کالک‏‌آلکالن که با درشت‌بلور‏‌های بیوتیت یا هورنبلند همراه با آلکالی‌فلدسپار یا پلاژیوکلاز (بدون بلورهای فلدسپاتویید) در زمینه شناخته می‏‌شوند‏‌. این لمپروفیرها درکمربندهای کوه‏‌زایی با گرانیتوییدها همراه می‏‌شوند؛

ب) لمپروفیرهای آلکالن که با درشت‌بلورهای‏‌ کرسوتیت یا اوژیت با پهنه‌‏‌بندی ترکیبی، در زمینه‏‌ای از فلدسپار و فلدسپاتویید شناخته می‏‌شوند. این لمپروفیرها همراه با مجموعه‏‌های آذرینی سینیت- گابرو و سنگ‏‌های آلکالن - کربناتیت در دره‏‌های ریفتی قاره‏‌ای رخ می‏‌دهند؛

پ) لمپروفیرهای اولترامافیک با درشت ‌بلور‏‌های فلوگوپیت، الیوین و یا اوژیت در زمینه‏‌ای دارای پروفسکیت، کربنات و یا ملیلیت شناخته می‏‌شوند. SiO₂ در این لمپروفیرها متغیر و کمتر از 20 (میان 10 و 20) درصد وزنی است و بیشتر سرشت انتقالی تا کربناتیتی نشان می‏‌دهند. فراوانی آنها از دیگر لمپروفیرها کمتر بوده (Downes at al., 2005) و همراه با سنگ‌های اولترامافیک آلکالی‌ کربناتیت و سینیت‏‌ها در ریفت‏‌های قار‏‌ه‏‌ای رخ می‏‌دهند.

Rock (1991) لمپروییت‏‌ها و کیمبرلیت‏‌ها را جز‏‌و لمپروفیرها می‏‌داند؛ اما برپایه رده‏‌بندی (IUGS) (Le Maitre, 2002) آنها از لمپروفیرها نیستند. ماگماهای بازالتی آلکالن معمولاً از ذوب گوشته در ژرفای بیشتری نسبت به بازالت‏‌های کالک‏‌آلکالن و توله‌ایتی ساخته می‏‌شوند. آلکالن‌های گوناگون هم درون صفحه‌های اقیانوسی و هم درون صفحه‌های قاره‏‌ای و همچنین، مرزهای مخرب تکامل می‏‌یابند. ماگماهای بازالتی آلکالن در پی دو سازوکار مهم، نرخ کم ذوب سنگ خاستگاه (لرزولیت گارنت‌دار یا اسپینل‌دار) و یا ذوب‏‌بخشی گوشته دگرسان‌شده (بخش غنی‌شده خاستگاه) پدید می‌آیند (Moinvaziri and Ahmadi, 1994; Hyndman, 1985; Cabanis and Lecolle, 1989; Raymond, 2007; Gill, 2010). بیشتر دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان آتشفشانی تا نیمه‌آتشفشانی هستند و سرشت آلکالن دارند. برخی از آنها به دایک‏‌های لمپروفیری گرایش دارند

در این پژوهش تلاش شده است تا برپایه شواهد صحرایی و میکروسکوپی و داده‏‌های عنصرهای اصلی و کمیاب، ویژگی‌های سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمی، و پهنه زمین‌ساختی ماگمای سازندة دایک‏‌های ائوسن، در شمال و باختر زاهدان بررسی شوند. همچنین، در این پژوهش به چگونگی ذوب‏‌بخشی و کانی‏‌های دخیل در فرایند ذوب پرداخته خواهد شد.

جایگاه جغرافیایی و زمین‏‌شناسی

منطقه بررسی‏‌شده در جنوب‌خاوری ایران، استان سیستان و بلوچستان، شمال و باختر شهر زاهدان و در طول‌ها جغرافیایی‌´41 ˚‏‌60 تا 20˚60 شمالی و عرض‏‌های جغرافیایی‌ ´20 ˚29 و‏‌50˚29 خاوری است (شکل 1‌). از دیدگاه پهنه‌بندی‌های زمین‌شناسی ایران‌ (Stöcklin, 1968)، این ناحیه بخشی از پهنه فلیش خاور ایران و برپایه بررسی‌های Tirrul و همکاران (1983) بخشی از پهنه زمین‌درز سیستان است (شکل 1). این پهنه با فازهای زمین‏‌ساختی، مانند فاز زمین‏‌ساختی پیرنه، در ارتباط است و چه‌بسا فاز زمین‏‌ساختی پاسادنین به‏‌صورت فازکششی در پیدایش و گسترش دایک‌ها در این مجموعه اثرگزار بوده است (Tyvay, 2003).

شکل 1- ساختار کلی پهنه فلیش خاور ایران (برگرفته از Tirrul و همکاران، 1983، با تغییرات)

به باور Camp و Griffis (1982)، پهنه فلیش خاور ایران یک سنگ‏‌کره اقیانوسی باریک بوده که در پی بازشدگی میان بلوک لوت و افغان پدید آمده است. در پایان، این پهنه در زمان ائوسن میانی بسته شده و پس از آن، فعالیت ماگمایی آن بیشتر آلکالن بوده است. جای‌گرفتن ایران میان دو پهنه برخوردی عربستان در باختر و هندوستان در خاور ضخیم‏‌شدگی، چین خوردگی وگسلش در این پوسته را در پی داشته است (Berberian and King, 1981). کمپلکس‌های آذرین این منطقه در پایان ائوسن تا آغاز میوسن (یک بازه زمانی 30 میلیون ساله) پدید آمده‌اند (Camp and Griffis, 1982). Eftekharnejad (‏‌1981) پیدایش این ایالت ساختاری در کرتاسه پیشین را نتیجه یک کافت درون قاره‏‌ای، میان بلوک لوت در باختر و بلوک افغان در خاور و جایگاه خوبی برای جایگیری گوشته‏‌ اقیانوسی و نهشته‌های انباشتی فلیش‌گونه دانسته است. فراوانی دایک‏‌های ائوسن در مجموعه‏‌های فلیشی و گرانیت زاهدان از ویژگی‏‌های مهم پهنه خاور ایران در این منطقه به‌شمار می‏‌رود. رسوب‏‌های سیلیسی کلاستیک (توربیدایت‌ها) و توده گرانیتی زاهدان از مهم‌ترین سنگ‌‏‌های این پهنه هستند. توربیدایت‏‌ها گاه به اندازة فیلیت و شیست دگرگون شده‏‌اند. برپایه نقشه زمین‏‌شناسی 250000/1 زاهدان (شکل 2)، نهشته‌های درون منطقه، از کهن به جدید عبارتند از: واحد رسوب‏‌های فلیشی به سن ائوسن که از گسترده‌ترین واحدها و پیکره اصلی (سنگ میزبان) به‌شمار می‌رود، واحد دگرگونی اسلیت و فیلیت (Hezareh, 2006)، دایک‌‏‌های منطقه به سن الیگو- میوسن که با سنگ‌شناسی گوناگون درون واحدهای فلیشی و توده گرانیتی منطقه تزریق شده‌اند و در پایان بادبزن‌های آبرفتی و نهشته‏‌های جوان به سن کواترنری هستند.

شکل 2- بخشی از نقشه زمین‏‌شناسی شمال‌باختری زاهدان بر گرفته از نقشه 250000/1 زاهدان (Behruzi, 1993)

دایک‏‌های بررسی‏‌شده در مجموعه‏‌های فلیشی (با نماد Fly) و در توده گرانیتی (با نماد G) برونزد دارند (شکل‌های 3- A و 3- B). در توده گرانیتی، دایک‌ها دارای روند‌های موازی (بیشتر شمالی– جنوبی) و گاه متقاطع با سنگ‌شناسی گوناگون درون واحدهای گرانیتی، تزریق شده‌اند. از دیدگاه سنگ‏‌شناسی بیششتر آنها دیوریتی و برخی فلسیکی هستند. این دایک‏‌ها با فراوانی نزدیک به 30 درصد به توده گرانیتی رخنمونی لایه‏‌لایه دارند (شکل 3- A).

شکل 3- A) نمایی از دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (جنوب‌خاوری ایران) درون توده گرانیتی و فلیش‏‌های پیرامون آن؛ B) دایک‌های تیره رنگ درون مجموعه‏‌های فلیش

این ساختار لایه‏‌ای پیامد رقابت میان آهنگ‏‌های جایگزینی و سرد‏‌شدن ماگما و وجود مناطق تغذیه کننده ماگما‏‌ در بخش‏‌های درونی است. اگر بسته ماگمایی به سرعت جایگزین شود، بسته دیگری که در ژرفای جدایشی بوده با کنارزدن بسته پیشین در مرکز انباشته می‏‌شود و یک منطقه‏‌بندی شامل بخش مافیک در کنارهها و فلسیک در بخش میانی را پدید می‏‌آورد (Vigneresse, 2004). دایک‏‌های درون فلیش‌ها (شکل 3- B) روند‏‌های گوناگونی نشان می‌دهند و بیشترشان فازهای ترکیب حدواسط تا اسیدی دارند.

روش انجام پژوهش

نخست، نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی و تصویرهای ماهواره‏‌ای برای شناسایی پراکندگی دایک‌ها بررسی شد. سپس، از دایک‌ها و سنگ میزبان آنها منظم نمونه‌برداری شد. برپایه گوناگونیِ سنگ‏‌شناختی، نمونه‏‌های کاملاً تازه برگزیده شدند و پس از ساخت مقطع‌های نازک و بررسی آنها، نزدیک به 13 نمونه از سالم‏‌ترین آنها که بیشترین گوناگونی را داشتند، برای انجام تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب (به روش‌های XRF و ICP-OES) به شرکت فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شدند (جدول‏‌های 1 و 2).

جدول 1- تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی؛ با روش XRF) و محاسبه نورم ترکیب دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (Gr: گرانیت؛ Gd: گرانودیوریت؛ Dph‌: دیوریت پورفیری؛ Lam: لامپروفیر؛ Qmo: کوارتز‌مونزونیت؛ Mogr: مونزوگرانیت؛ ALam: آلکالی لامپروفیر؛ Rph: ریولیت پورفیری)

Sample No.	SF1-5 Gr	SF1-6 Gd	SF1-10 Dph	SF2-1 Lam	SF2-5 Lam	SF2-6 Dph	SF2-8 Qmo	SF3-1 Mogr	SF3-3 ALam	SF3-6 Rph	SF3-8 Gd	SF3-9 Lam	SF3-11 ALam
SiO₂	49.75	48.80	51.43	55.00	67.47	62.81	67.51	53.98	61.93	67.22	55.48	49.15	49.98
Al₂O₃	17.44	16.07	15.84	16.65	16.71	17.39	15.20	16.81	16.19	16.63	15.20	17.4	15.63
Fe₂O₃	6.43	9.41	6.29	5.96	1.93	3.61	5.92	7.53	2.43	2.04	5.92	7.04	5.92
MgO	7.82	6.41	8.09	4.77	0.05	1.99	6.63	6.17	2.34	0.05	6.63	8.44	6.97
CaO	7.10	7.52	6.94	6.27	2.73	3.50	2.98	8.40	4.34	2.80	5.99	7.29	7.10
Na₂O	4.75	7.79	3.35	3.92	5.56	4.52	3.38	0.01	3.96	5.39	3.84	3.31	3.91
K₂O	1.92	1.80	2.47	3.73	3.38	3.21	2.13	1.86	3.26	2.50	2.13	1.98	2.41
TiO₂	0.67	0.69	0.84	0.83	0.38	0.61	0.61	0.88	0.83	0.35	0.93	1.20	0.78
P₂O₅	0.57	0.57	0.66	0.79	0.19	0.36	0.58	0.83	0.49	0.27	0.58	0.67	0.61
MnO	0.05	0.05	0.05	0.15	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05
Cr₂O₃	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05
L.O.I	3.22	3.23	3.58	1.71	1.48	1.56	2.96	2.97	2.26	2.26	2.96	2.96	6.63
Total	100.01	100.05	99.63	100.02	98.9	100.06	100.22	99.9	100.1	101.8	100.4	95.07	105.4
CIPW:
Qtz	0.00	0.00	0.00	1.53	22.19	14.78	17.78	21.88	15.18	19.89	5.61	0.00	0.00
Or	11.35	10.64	14.60	22.04	19.9	18.97	22.75	10.99	12.59	10.64	12.59	11.35	14.24
Ab	33.49	29.82	28.35	33.17	47.05	38.28	43.75	0.08	32.49	40.53	32.49	28.01	33.09
An	18.67	17.08	20.93	16.86	0.40	15.01	11.24	36.47	17.97	2.67	17.79	18.67	18.09
Ne	3.63	1.32	0.00	0.00	0.00	0.00	2.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.704	5.92
Di	7.50	11.03	4.84	4.97	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	3.63	7.29	9.16
Hy	0.00	0.00	15.78	9.58	4.09	46.03	0.12	15.73	6.05	23.44	14.83	13.65	2.17
Ol	11.21	12.84	1.49	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	2.79	0.00
Mgt	0.00	0.00	0.00	0.00	1.93	5.93	0.00	7.53	0.00	0.00	5.92	4.04	5.92
Ilm	0.02	0.15	0.18	0.05	0.64	0.11	0.17	0.05	0.00	0.21	0.813	0.12	0.11
Ap	1.04	0.00	1.35	1.83	0.46	1.14	0.63	1.97	0.00	1.32	0.00	0.00	1.14
Mg#	0.827	0.845	0.843	0.757	0.205	0.667	0.085	0.762	0.714	0.909	0.823	0.824	10.823

جدول 2- تجزیه شیمیایی عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایه ppm؛ به روش ICP– OES) در دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان

Sample No.	SF1-5 Gr	SF1-6 Gd	SF1-10 Dph	SF2-1 Lam	SF2-5 Lam	SF2-6 Dph	SF2-8 Qmo	SF3-1 Mogr	SF3-3 ALam	SF3-6 Rph	SF3-8 Gd	SF3-9 Lam	SF3-11 ALam
Ba	1.65	7.9	851	782	1525	600	1625	678	922	560	1023	956	1090
Bi	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10
Be	1	1	1	1	1	1	10	1	1	1	1	1	1
Co	18	21	18	15	10	10	10	10	93	10	16	21	17
Tb	1.21	0.32	0.4	0.26	0.7	0.3	0.51	0.44	3.37	0.64	0.71	0.83	0.064
Ni	101	119	101	34	10	25	10	50	17	13	84	107	105
Se	10	10	10	10	10	10	10	10	10	16	10	10	10
Cs	3.1	59	46	48	19	35	18	18	19	16	31	42	44
Ag	0.01	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05
As	13	17	14	12	13	13	13	14	17	17	23	10	11
Al	6.08	5.90	5.12	4.39	3.25	4.70	2.76	5.46	3.17	2.22	4.17	5.46	5.66
Hf	0.5	0.5	0.5	0.5	1.94	0.5	0.5	0.5	2.24	0.5	2.37	1.13	3.16
Nd	23.6	20	19.5	14	33.2	18.75	9.5	16.07	26.5	20.1	20.8	20.2	39.8
Rb	91	81	114	122	56	123	114	103	60	84	52	92	155
Sn	2.2	8.8	2.5	1.6	1.9	2.06	1.6	1.8	1.6	2.5	1.8	1.6	1.6
Sr	2.2	2.5	565	522	250	234	2.6	566	333	1.99	384	451	522
Ta	1.38	1.21	1.55	1.05	1.24	1.35	1.23	1.24	1.24	1.27	1.6	1.21	1.35
Th	14.31	14.75	9.5	10.8	12.5	10.45	15.03	9.81	7.82	7.5	7.05	13.1	14.35
U	2.13	1.5	0.8	3.5	2.1	1.03	1.2	1.3	1.2	1.6	1.2	2.5	3.2
V	138	154	122	140	35	65	27	131	70	27	94	117	124
W	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.8	0.5	0.9	0.5	0.5
Zr	9	9	5	9	70	0.5	6	5	89	17	95	24	140
Y	21	21	14	13	10	10	10	16	10	10	10	16	16
La	28	27	20	22	10	10	10	24	10	10	12	17	24
Ce	3.1	2.8	6.2	3.2	1.6	3.9	3.2	4.3	4.2	3.1	3.9	4.01	3.9
Pr	0.15	0.20	0.27	0.21	3.2	0.04	0.04	0.21	0.21	0.05	0.26	0.04	0.05
Eu	1.2	0.81	0.91	0.49	1.85	75	22.7	0.75	1.06	0.1	1.55	0.99	1.8
Sm	3.89	3.21	3.6	2.42	6.04	3.50	3.99	21.91	5	3.9	4.95	0.99	6.5
Gd	2.91	2.62	3.2	2.1	5.55	2.6	2.58	0.75	4.87	1.05	4.89	3.44	5.35
Tb	1.21	0.32	0.4	0.26	0.7	0.3	0.44	3.37	0.64	0.51	0.71	0.38	0.064
Dy	2.29	1.62	2.15	1.45	3.85	1.9	2.36	0.32	3.9	2.9	3.46	2.11	3.24
Ho	51	1.8	0.05	0.58	2.56	0.05	1.03	2.92	0.05	1.5	2.3	0.89	1.8
Er	0.13	0.1	0.1	0.49	0.22	0.1	0.1	0.5	0.1	0.21	0.34	0	1.8
Tm	0.1	0.3	0.5	0.3	1.1	0.2	1.5	0.7	1.2	0.99	1.5	0.1	1.13
Yb	0.3	0.2	0.6	0.2	1.10	0.3	0.67	0.81	1.2	0.98	1.69	0.12	1.10
Lu	28	20	22	10	24	10	28	24	12	10	10	17	17
Mo	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1
Cu	91	55	69	59	40	38	28	50	44	39	44	60	133
Pb	10	10	10	10	10	14	17	10	16	21	10	10	10
Zn	74	73	77	74	45	88	67	70	62	63	72	78	83
K	4.1	4.06	4.26	4.3	43	4.2	4.34	4034	4.21	4.23	4.21	4.75	4.21
Ti	3.96	3.71	3.74	3.74	3.2	3.61	3.69	3.25	3.44	3	3.67	3.85	3.61
P	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10	10
Cr	239	198	270	133	63	57	151	50	79	36	213	250	200
Eu^*	1.2	0.81	0.91	0.49	0.85	0.75	0.75	1.14	1.06	1.07	1.55	0.99	1.8
Eu/Eu	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1
La/Yb	46.6	6.4	40	23.3	7.69	50	28	14.28	83.3	10.10	28.33	28.33	21.8
La/Sm	7.19	3.60	8.41	0.55	1.65	3.27	2.41	2.50	9.09	2.56	4.91	4.91	3.69
Gd/Yb	5.73	6.4	7	4.05	4.26	13	6.04	6.4	3.26	3.78	4.85	4.85	4.86
Sm/Yb	6.36	6.52	8.06	10.07	4.64	15.25	5.7	5.82	4.16	3.93	5.73	5.73	5.90

سنگ‌شناسی

سنگ‌‌های بررسی‏‌شده در نمونه دستی رنگ تیره و ساخت توده‌ای و چهره‌ای نهان‌بلور دارند. بافت بیشتر آنها پورفیری و گلومروپورفیری است و گاه نیز دارای بافت جریانی هستند. کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت، کوارتز، هورنبلند و به میزان کمتری پیروکسن (اوژیت)، از مهم‌ترین کانی‏‌های دایک‏‌های میکرودیوریتی، دیوریتی، داسیتی و انواع آلایش‌یافته آنها هستند (شکل 4).

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از دایک‌های شمال و باختر زاهدان: A) درشت‌بلورهای هورنبلند و پلاژیوکلاز و بافت اینترگرانولار در دایک‏‌های میکرودیوریتی؛ B) بلور‌های هورنبلند با بعدهای گوناگون که بافت انباشتی در دایک‏‌ها را پدید آورده‌اند؛ C) مقطع طولی و عرضی کانی هورنبلند؛ D) برش‌های گوناگون از کانی هورنبلند؛ E) درشت‌بلور انحلالی و زینوکریست کوارتز در دایک‏‌های فلسیک آلایش‌یافته؛ F) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی (نماد کانی‌ها برگرفته از Kretz (1983) است)

در این سنگ‏‌ها، هورنبلند‌ها در مقطع طولی کشیده هستند (شکل 4- A) تا اندازه‌ای که کانی گاه شکل نخستین خود را از دست داده است. این کانی در اندازه‌های گوناگون درشت‌بلور و ریز‌بلور در زمینه سنگ پراکنده است. در برخی نمونه‏‌ها، این کانی‏‌ها 30 تا 40 درصد حجمی سنگ را می‌سازند. در این نمونه‌ها، دارابودن هم‌زمان کانی‌های هورنبلند با بعدهای گوناگون، بافت انباشتی را پدید آورده است (شکل 4- B). این کانی در مقطع طولی به‏‌صورت کشیده و در مقطع عرضی لوزی‌شکل (شکل 4- C) یا شش‌گوشه (شکل 4- D) دیده می‌شود.

بیوتیت از کانی‏‌های دیگر درون برخی دایک‏‌هاست که گاه تا 10 درصد کانی‏‌های سازندة سنگ را دربر می‌گیرد. این کانی معمولاً به‏‌صورت نیمه‌شکل دار و گاه با کناره‌های سوخته دیده می‌شود. در برخی دایک‏‌ها کوارتزها درشت بلور و ریز بلور بوده و در زمینه سنگ، با کناره‌های کاملاً گردشده و خلیجی به‌خوبی دیده می‌شوند. این کناره‌های گردشده نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای آنها دارد (شکل 4- E). درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز (35 تا 50 درصد‌ حجمی) و دارای ماکل پلی‌سینتتیک هستند. این کانی‏‌ها در اندازه‌های گوناگون و در خمیره بسیار ریز بوده و دارای منطقه‏‌بندی روشنی هستند (شکل 4- F).

زمین‏‌شیمی

بررسی زمین‏‌شیمیایی نمونه‌های سنگی نشان می‌دهد نمونه‌های سنگی دایک‏‌ها در محدوده آلکالی‌بازالت تا تراکی‌آندزیت جای دارند. از سوی دیگر، بیشتر آنها آلکالن هستند. انواع آلایش‌یافته، در پی دارابودنِ بیگانه‌بلورهای کوارتز و پلاژیوکلازِ آلایشی، در محدوده گسترده‌ای از آلکالی‌بازالت تا تراکی‌آندزیت جای می‌گیرند. پس تغییرات مقدار SiO₂، Na₂O و K₂O‏‌ (شاید در پی آلایش با پوسته قاره‌ای) باعث پراکندگیِ ترکیبی این دایک‏‌ها شده است (شکل 5).

شکل 5- رده‏‌بندی نمونه‌های بررسی‏‌شده در نمودار Le Bas و همکاران (1986) (محدوده‌های لمپروفیر و لمپروییت و خط جداکنندة سری‌های ماگمایی از Gill (2010) هستند. ترکیب لمپروفیرهای آلکالن (محدوده خاکستری)، لمپروفیرهای اولترامافیک (UML) (محدوده با خط‌چین بزرگ)، لمپروفیرهای کالک‌آلکالن (CAL) (محدوده با خط‌چین ریز) و لمپروییت‌ها (محدوده با نقطه‌چین) نشان داده شده‌اند)

تغییرات همانندِ عنصرهای ناسازگار (شکل 6 -A‌) نشان می‌دهند همه نمونه‌های بررسی‏‌شده با هم وابستگی داشته و احتمالاً از سنگ خاستگاهی یکسان پدید آمده‌اند. نبود بی‌هنجاری در مقدار Eu نشان می‌دهد پایداری یا ناپایداری پلاژیوکلاز، عاملی برای ذوب‏‌بخشی سنگ خاستگاه نبوده است و یا اینکه پلاژیوکلاز در هنگام ذوب‏‌بخشی دخیل نبوده است (Rollinson, 1993). نبود بی‌هنجاری در استرانسیم نیز نشان می‌دهد پلاژیوکلاز نقشی در هنگام ذوب‏‌بخشی نداشته است (شکل 6- A).

شکل 6- دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان در: A) نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (‏‌Sun and McDonough, 1989)؛‌ B) نمودارهای عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (‏Nakamura, 1974)

بالا‏‌بودن نسبت‌های (La/Yb)_N، (La/Sm)_N، ‏(Sm/Yb)_N در همه نمونه‏‌ها (جدول 2) نشان می‏‌دهد فراوانی LREE بسیار بالاتر از MREE و HREE بوده و سنگ خاستگاه از REE (به‌ویژه LREE) سرشار بوده است. فراوانی عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LIL) (مانند: Rb‏‌، Ba و K) نشان می‏‌دهد شاید عنصرهای فرورانشی در سرشار یا تهی‏‌شدن مذاب از این عنصرها دخالت داشته‌اند (Wilson, 1989). الگوی عنصرهای خاکی نادر در نمونه‌های بررسی‏‌شده، روند موازی و کمابیش یکسان داشته و نشان می‌دهند ماگمای سازنده دایک‏‌ها خاستگاهی یکسان داشته است. در این نمودارها عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) و LILE نسبت به عنصرهای کمیاب خاکی نادر سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی بیشتری نشان می‌دهند (شکل 6- B). در کل، غنی‏‌شدگی از LREE به پدیده‌هایی مانند درجه کم ذوب‏‌بخشیِ (کمتر از 3%) خاستگاه گوشته‌ایِ غنی‌شده (Hirschmann at al., 1998)، آلایش ماگمایی با مواد پوسته‌ای (Srivastava and Singh, 2004)، ژرفای بیشتر پیدایش ماگما و گارنت‌داربودن سنگ خاستگاه وابسته است (Sajana at al., 1996). هنگامی‌که ذوب در ژرفای بیشتری روی می‌دهد، چون خاستگاه گارنت‌دار است، این کانی، عنصرهای HREE را در خود جای داده و از ورود آن به مذاب‌های پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی جلوگیری می‌کند؛ ازاین‌رو، نسبت LREE/HREE در فاز پسمانده کاهش می‌‌یابد (Askren at al., 1997). همچنین، تهی‏‌شدگی شدید از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین نسبت به سبک چه‌بسا پیامد گارنت‌داربودن خاستگاه باشد (Rivalenti at al., 1998; Tatsumi at al., 2008).

برای بررسی کانی‌شناسی و به‌دست‌آوردن درجه ذوب‏‌بخشی سنگ خاستگاه از نسبت‌های عنصریِ عنصرهای ناسازگار (مانند ‌La/Sm و Sm/Yb) بهره گرفته شد (شکل 7).

شکل 7- دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان در نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb برای پیش‌بینی ذوب‏‌بخشی متعادل و نا‎‌متعادل برای سنگ خاستگاه‌های گارنت پریدوتیت و گارنت پریدوتیت (Keskin, 2005) (نمونه‌ها با سنگ خاستگاه گارنت لرزولیت کمابیش سازگارتر هستند)

برپایه این نمودار (شکل 7)، ذوب‏‌بخشی متعادل و ذوب‏‌بخشی نا‌متعادلِ سنگ خاستگاه ارزیابی می‌شود. الگوی پیشنهادشده برای هر دو نوع ذوب‏‌بخشی با معادله‌های Shaw (1970) بررسی شد. ضریب‌های توزیع سنگ کل برای گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت از Wilson (1989) و ترکیب عنصرهای فرعی برای گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت از Rollinson (1993) است. چه‌بسا سنگ خاستگاه نمونه‌های بررسی‏‌شده با ترکیب گارنت پریدوتیت (گارنت لرزولیت)، دچار درجه ذوب‏‌بخشی متعادلی برابر 1 % (کمتر از 3 درصد) شده است. سرشت آلکالنِ این سنگ‌ها نشان‌دهندة چنین شرایطی برای پیدایش این سنگ‌ها است (شکل 7).

بحث

بررسی نمودارهای توصیفی پهنه زمین‏‌ساختی‏‌‏‌ سنگ‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‌دهد همه آنها وابسته به پهنه‏‌های درون‌صفحه‏‌ای هستند (شکل ‏‌8)؛ ازاین‌رو، رخداد چنین سنگ‌هایی در این بخش از ایران پیامد فعالیت‌های پس از بسته‏‌شدن نئوتتیس است (Berberian and King, 1981; Arvin at al., 2007). سنگ‌های بررسی‌شده با سن ائوسن نشان می‌دهند الگوی زمین‌ساختی ماگمای سازندة این سنگ‌ها پس از بسته‏‌شدن کامل نئوتتیس در این منطقه روی داده است.

شکل 8- جایگاه دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان در نمودارهای توصیفی زمین‏‌ساختی: A) نمودار نسبت عنصری Ti/Y در برابر Zr/Y (Pearce and Gale, 1977; Pearce at al., 1990)؛ B) نمودار Ti (ppm) در برابر Zr (ppm) (Pearce and Cann, 1973)؛ C) نمودار سه‌تایی 2Nb-Y-Zr/4 (Meschede, 1986)؛ D) نمودار سه‌تایی Ta/10 - Y/15 - Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989)

برپایه ترکیب کانی‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و جایگاه این سنگ‌ها در ساختار زمین‏‌ساختی ایران و سن آنها، الگوی پیدایش آنها را مانند الگویِ پیشنهادیِ Tirrul و همکاران (1983) و Sarhadi (2015) (شکل 9) دربارة پهنه زمین‌درز سیستان دانسته می‌شود. در زمان کرتاسه (سنومانین) جدایش میان بلوک هلمند و بلوک لوت (پهنه زمین‌درز سیستان) روی داده (برپایه سن پتاسیم- آرگون افیولیت‌های جنوب نصرت‌آباد: 100 تا 60 میلیون سال پیش) که با جایگیری پوسته‏‌های اقیانوسی و انباشت رسوب‌های فلیشی همراه بوده است.

شکل 9- الگوی ساختاری پیشنهادی از تکامل باتولیت زاهدان و دایک‌های آن (برگرفته از الگوی Tirrul و همکاران (1983) و Sarhadi (2015) با تغییرات اندک، توضیحات در متن آورده شده است)

در این پهنه، آغاز فرورانش بلوک لوت به زیر بلوک افغان سن دگرگونی رسوب‏‌های سنومانین تا رخساره گلوکوفان شیست و دگرشیبی با سنگ‌های ماستریشتین دانسته شده است. این پدیده در زمان مائستریشتین روی داده و پیامد آن پیدایش سنگ‌های آتشفشانی کالک‏‌آلکالن پالئوسن- ائوسن و گسترش بیشتر منشورهای برافزایشی در پهنه فلیشی خاور ایران بوده است. در ائوسن میانی، در پی برخورد پایانیِ دو بلوک، فرورانش پایان گرفته است (شکل 9). از ائوسن میانی تا پس از آن، تکاپوهای ماگمایی بیشتر از نوع آلکالن بوده‌اند؛ اما همچنان گدازه‌ها و توده‌های نفوذی کالک‏‌آلکالن نیز پدید آمده‌اند و ازآنجایی‌که فرورانش پایان یافته، ماگماهای کالک‏‌آلکالن پس از ائوسن میانی، بیشتر باید نتیجه ذوب گوشته بالایی باشند.

برپایه شکل 9 (Sarhadi, 2015)، در کرتاسه بالایی تا آغاز ائوسن صفحه اقیانوسی سیستان (سنگ‏‌کره اقیانوسی سیستان) به زیر بلوک افغان فرورانده شده (شکل 9‏‌- A)، سیال‏‌های آزادشده از لبه فرورو سرشت شیمیایی و کانی‏‌شناختی گوة گوشته‌ای را تغییر داده‌اند و ازاین‌رو، دمای سردشدن و انجماد سنگ‌های پریدوتیتیِ گوة گوشته کاهش یافته و ذوب‏‌بخشی در این سنگ‌ها آسان شده‌ است. با مهاجرت این سیال‌ها به ترازهای بالاتر، بخش‌های زیرین پوسته بالایی و به مقدار کمتری سنگ‌های گوة گوشته‏‌ای دچار ذوب‏‌بخشی شده‌اند. پس از افزایش مواد ذوب‌شده، این مواد در زمان الیگو- میوسن به ترازهای بالاتر راه‌یافته و در بخش‌های بالاتر پوسته جایگزین شده‌اند (Sarhadi، 2015؛ شکل 9- B). برپایه ویژگی‌های صحرایی و میکروسکوپی دایک‌ها (مانند: مرز مشخص، بافت پورفیری و ریزدانه و همچنین، وجود کانی‌های سیلیسی دما بالا) تریدیمیت و کریستوبالیت)، پس از این زمان، در منطقه شکستگی‌هایی پدید آمده‌ و ماگمای بجامانده در شکاف‌های پدیدآمده‌ تزریق می‌شود و دایک‌ها را پدید می‌آورد (شکل 9- C). این ویژگی‌های یادشده در دایک‏‌های توده گرانیتی نیز توسط Sarhadi (2015) گزارش شده‌اند. در این مرحله، با ادامه فرورانش پوسته اقیانوسی به ژرفای بیشتر رفته و مواد فرار درون گوشته بالایی راه یافته‌ و ذوب‏‌شدگی در گوشته بالایی روی داده است. مواد مذاب به بخش زیرین پوسته رسیده و چه‌بسا آمیختگی اندکی پیدا کرده‌اند و در پایان ماگما به ترازهای بالاتر پوسته راه یافته و در شکستگی‌های کششی منطقه (که نشان‌دهندة تنش‌های زمین‏‌ساختی منطقه بوده) نفوذ کرده و سبب پیدایش دایک‌ها شده‌اند (شکل 9- D).

در پی فرورانش به ژرفای بسیار، پوسته اقیانوسی اکلوژیتی می‌شود. هنگامی‌که فرایند شکست در محل در بقایای پوسته اقیانوسی رخ می‌دهد، گوشته که ترکیب اکلوژیتی پیدا کرده، در پی برخاست دماییِ گوشته، دچار ذوب شده و خاستگاهی برای عیار بالای Na (و عنصرهایی که جایگزین این عنصر می‌شوند؛ مانند: Ba، Sr) می‌شود. آب آزادشده نیز خاستگاهی برای پیدایش کانی‌های آب‌دار (مانند: بیوتیت) می‌شود. افزون‌براین، دو حالت، آلایش ماگمایی با عنصرهای پوسته‌ای (حضور بلورهای کوارتز و پلاژیوکلاز با لبه‌های گردشده) در هنگام بالاآمدن مذاب نیز در دایک‏‌ها، بالا‏‌بودن عیار عنصرهای یادشده را در پی داشته است. بررسی عنصرهای ناسازگار نامتحرک و نسبت‌های آنها (مانند: Nb/Ta و ‏‌Th/Yb‏‌ در برابر ‏‌Th، (Nb/Ta) و (Zr/Hf‏‌) و همچنین، (Zr/Nb)_N در برابر (Nb/La)_N) نشان می‌دهد پوسته قاره‌ای نیز عاملی در تغییر ترکیب دایک‏‌ها به‌ویژه دایک‏‌های آلایش یافته است. بلورهای گردشده پلاژیوکلاز و کوارتز با لبه‌های واکنشی گویای آلایش ماگما و بالا‌رفتن سیلیس در هنگام گذر از پوسته است. از سوی دیگر، بررسی کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی سنگ کل دایک‏‌ها نشان می‏‌دهد چه‌بسا سنگ خاستگاه گوشته‏‌ای با ترکیب نخستینِ گارنت لرزولیت، درجه ذوب‏‌بخشی متعادلی برابر ‏‌1 درصد (یا ذوب کمتر از 3 درصدی) را سپری کرده است. ‏‌سرشت آلکالن، بالا‏‌بودن نسبت‏‌های عنصری (La/Yb)_N، (La/Sm)_N و (Sm/Yb)_N در این سنگ‌ها نشان‌دهندة چنین شرایطی برای پیدایش سنگ‏‌های این منطقه است (شکل 10).

شکل 10- ‏‌دایک‌های شمال و باختر زاهدان در نمودارهای عنصرهای ناسازگارِ نا‌متحرک و نسبت‌های آنها. A) نمودار Th در برابر Nb/Th؛ B) Th/Yb در برابر Nb/Ta؛ C) نمودار Zr/Hf در برابر Nb/Ta؛ D) نمودار (Nb/La)_N در برابر (Zr/Nb)_N (این نمودارها نشان‏‌دهندة ﺗﺄثیر پوسته قاره‌ای در تکامل نمونه‌های بررسی‏‌شده هستند) (ترکیب N-MORB، OIB و Primitive Mantle از Sun و McDonough (1989) هستند. ترکیب پوسته بالایی و زیرین از Wedepohl (1995) است)

نتیجه‌گیری

دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان با سن الیگو- میوسن در مجموعه رسوب‏‌های فلیشی با سن ائوسن و بخشی نیز در توده گرانیتی کنارِ مجموعه فلیشی (گرانیت زاهدان) در پهنه زمین‌درز سیستان برونزد دارند. این دایک‏‌ها سرشت آلکالن و تا اندازه‌ای کالک‌آلکالن دارند. بیشتر از کانی‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند، کوارتز، بیوتیت، هورنبلند و به میزان کمتر پیروکسن ساخته شده‌اند. دایک‏‌های آلایش‌یافته افزون‌بر کانی‏‌های یادشده دارای پلاژیوکلازها و کوارتز‌های گردشده نیز هستند. ویژگی‌های صحرایی، زمین‏‌شیمی عنصرهای فرعی و کمیاب و نسبت‌های آنها نشان می‌دهند خاستگاه این سنگ‌ها گوشته‌ای غنی‌شده و گارنت لرزولیتی بوده است. شاید در دوره کرتاسه بالایی و تا آغاز ائوسن، پس از فرورانش سنگ‏‌کره اقیانوسی به زیر بلوک افغان و پس از آن ( که صفحه فرورو تا اندازة چشمگیری پایین رفته است)، سیال‏‌های آزادشده با همین صفحه فرورو در سرشت کانی‌شناختی گوة گوشته‌ای تغییراتی داده و ذوب‏‌بخشی این سنگ‌ها را آسان کرده باشند؛ ازاین‌رو، در پی راه‌یافتن این سیال‌ها به ترازهای بالاتر، بخش‌های زیرین پوسته و به میزان کمتری سنگ‌های گوة گوشته‌ای دچار ذوب‏‌بخشی شده‌اند. پس از افزایش مواد ذوب‌شده، این مواد در زمان الیگو- میوسن به ترازهای بالاتر راه یافته و در بخش‌های بالاتر پوسته جایگزین شده‌اند؛ ازاین‌رو، دایک‌های یادشده از مذاب‌های جداشده از گوشتة غنی‌شده و با درجه ذوب‏‌بخشی متعادلی برابر با 1% (کمتر از 3 درصد) گارنت لرزولیت پدید آمده‌اند.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت پژوهشی دانشگاه سیستان و بلوچستان، داوران گرامی و همه بزرگوارانی که با ما همکاری داشته‌اند، بسیار سپاس‌گزارند.

مراجع

Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences 30(4): 474-489.

Askren, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1997) Petrogenesis of Tertiary Andesite Lava Flows Inter layered with Large-volume felsic Ask-flow tuffs of the Western USA. Journal of Petrology 38(8): 1021-1046.

Behruzi, A. (1993) Geological map of Zahedan, scale: 1:250000 No. E6, Geological survey of Iran, Tehran.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.

Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic Petrology. 2^nd Edition, Blackwell, London.

Cabanis, B. and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10- Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des series volcaniques et la mise en evidence des processus de melange et/ou de contamination crustale: Paris. Academic des Sciences Comptes Rendus 309(2): 23-29.

Camp, V. E. and Griffis, R. J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, Eastern Iran, Lithos, Comptes Rendus. De l’Academie des Sciences Serie II 309 (15): 2023-2029.

Downes, H., Balaganskayab, E., Bearda, A. R. L. and Demaiffe, D. (2005) Petrogenetic processes in the ultramafic, alkaline and carbonatitic magmatism in the Kola Alkaline province: a review. Lithos 85(1): 48-75.

Eftekharnejad, J. (1981) Separate different sections of Iran based on structural respect to sedimentary basins Journal of Petroleum 82: 28-19 (in Persian).

Fazlniya, A. S. and Kouzekoulani, F. (2012) Petrography, geochemistry and tectonomagmatic setting of the southwestern Salmas lamprophyres and related rocks. Journal of Petrology, University of Isfahan, Iran 12 (3): 88-69 (in Persian).

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: A practical guide. Wiley-Blackwell, London.

Hezareh, M. (2006) Geochemical exploration in the range of 1: 100,000 Zahedan geological map. Geological Survey of Sistan and Baluchestan, Iran 16:49-66 (in Persian).

Hirschmann, M. M., Ghiorso, M. S. and Stolper, M. (1998) Calculation of Peridotite partial melting from thermodynamic models of minerals and melts. II. Isobaric variations in melts near the solidus and owing to variable source composition. Journal of Petrology 39(6): 1091-1115.

Homam, M. (2006) Igneous rocks. Ferdowsi university of Mashhad publication, Iran (in Persian).

Hyndman, D. Y. (1985) Petrology of igneous and metamorphic rocks. 2^nd Edition, McGraw-Hill Companies, New York.

Keskin, M. (2005) Domal uplift and volcanism in a collision zone without a mantle plume: Evidence from Eastern Anatolia. www.mantleplumes.org.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock- forming minerals. American Mineralogist 68 (95): 277-279.

Krmíček, L. (2010) Pre-Mesozoic lamprophyres and lamproites of the Bohemian Massif (Czech Republic, Poland, Germany, Austria). In: Lamprophyres and related mafic hypabyssal rocks (Eds. Awdankiewicz, M. and Awdankiewicz, H.) 37(19): 37–46. Abstracts and field trip guide. Mineralogia, Special papers.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Strecheisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27(3): 745-750.

Le Maitre, R. W. (2002) Igneous rocks a classification and glossary of terms. Recommendations of the IUGS subcommission on the systematics of igneous rocks. 2^nd Edition. Cambridge University Press, Cambridge.

Luhr, J. F. (1997) Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican Volcanic Belt. Canadian Mineralogist 35(2): 473-500.

Meschede, M. (1986) A method of discrimination between different types of mid oceanic ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56(14): 207-218.

Moinvaziri, H. and Ahmadi, A. (1994) Igneous petrology and petrography. University of Tehran, Tehran, of Iran (in Persian).

Nakamura. N. (1974) Dedetermination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimca et Cosmochim Acta 38: 757- 775.

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19(6): 290-300.

Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society of London, Special Publication 7(106): 14-24.

Pearce, J. A., Bender, J. F., DeLong, S. E., Kidd, W. S. F., Low, P. J., Guner, Y., Şaroğlu, F., Yilmaz, Y., Moorbath, S. and Mitchell, J. J. (1990) Genesis of collision volcanism in eastern Anatolia Turkey. 44(2): 189-229.

Raymond, L. A. (2007) The study of igneous, sedimentary and metamorphic rocks. 2^th edition, McGraw-Hill Companies, New York.

Rivalenti, G., Mazzucchelli, M., Vicente, A., Girardi, V., Cavazzini, G., Finatti, C., Barbieri, M. A. and Wilson, T. (1998) Petrogenesis of the Paleopreterozoic basalt-andesite-rhyolite dyke association in the Carajas region, Amazonian craton. Lithos 43(4): 235-265.

Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. 1^st Edition, Blackie, Glasgow, Canada.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. 1^st Edition, Longman Scientific and Technichal, London. Publisher, Routledge.

Sajana, F. G., Maury, R. C., Bellon, H., Cotton, G. and Defant, M. (1996) High field strength elements of Pliocene-Pleistocene island arc basalts Zamboanga Peninsula western Mindanao (Philippines). Journal of Petrology 37(3): 693-726.

Sarhadi, N. (2015) Origin mesocrate and melanocrate dykes in Zahedan batholith (Eastern Iran). M.Sc. Thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).

Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34(1): 237-243.

Srivastava, R. K. and Singh, R. K (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian sub alkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asia Earth Sciences 23(3): 373-389.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American association of petroleum geologists Bulletin 52(7): 1229-1258.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) 42(4): 313-345. Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, Special Publication, London.

Tatsumi, Y., Takahashi, T., Hirahara, Y., Chang, Q., Miyazaki, T., Kimura, J. I., Ban, M. and Sakayori, A. (2008) New insights into andesite genesis: the role of mantle-derived Calc-alkalic and crust-derived tholeiitic melts in magma differentiation beneath Zao Volcano, NE Japan. Journal of Petrology 49(1): 1971-2008.

Tirrul, R., Bell, L. R., Grifffis, R. J. and Camp, V. E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 84 (9): 134-150.

Torabi, G. (2009) Late Permian lamprophyric magmatism in North east of Isfahan province, Iran: A mark of rifting in the Gondwana land. Comptes Rendus Geoscience 341(1): 85-94.

Tyvay, M. (2003) Geochemical and petrological study of abundant dark dykes intrusion in the South west Zahedan, M.Sc. Thesis, university of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Vigneresse, J. L. (2004) A new paradigm for granite generation transactions of the royal society of Edinburgh. Earth Sciences 95(2): 11-22.

Wedepohl, K. H. (1995) The composition of the continental crust. Geochimca et Cosmochimca Acta 59(7): 1217-1232.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hyman, London.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 987

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 628

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و پهنه زمین‌ساختیِ ماگمای سازندة دایک‏‌های شمال و باختر زاهدان (جنوب‌خاوری ایران)