اخبار و اعلانات

 آمار

تعداد نشریات43
تعداد شماره‌ها1,714
تعداد مقالات14,051
تعداد مشاهده مقاله33,994,794
تعداد دریافت فایل اصل مقاله13,613,765
بن رشیدیان, سحر, احمدی خلجی, احمد, اسکندرنیا, پیمان, کشتگر, شهریار, طهماسبی, زهرا. (1403). زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی مجموعة آتشفشانی- درونی ماهیرود، جنوب‌خاوری سربیشه (خاور ایران). , 15(2), 129-152. doi: 10.22108/ijp.2023.137324.1297
سحر بن رشیدیان; احمد احمدی خلجی; پیمان اسکندرنیا; شهریار کشتگر; زهرا طهماسبی. "زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی مجموعة آتشفشانی- درونی ماهیرود، جنوب‌خاوری سربیشه (خاور ایران)". , 15, 2, 1403, 129-152. doi: 10.22108/ijp.2023.137324.1297
بن رشیدیان, سحر, احمدی خلجی, احمد, اسکندرنیا, پیمان, کشتگر, شهریار, طهماسبی, زهرا. (1403). 'زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی مجموعة آتشفشانی- درونی ماهیرود، جنوب‌خاوری سربیشه (خاور ایران)', , 15(2), pp. 129-152. doi: 10.22108/ijp.2023.137324.1297
بن رشیدیان, سحر, احمدی خلجی, احمد, اسکندرنیا, پیمان, کشتگر, شهریار, طهماسبی, زهرا. زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی مجموعة آتشفشانی- درونی ماهیرود، جنوب‌خاوری سربیشه (خاور ایران). , 1403; 15(2): 129-152. doi: 10.22108/ijp.2023.137324.1297

زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی مجموعة آتشفشانی- درونی ماهیرود، جنوب‌خاوری سربیشه (خاور ایران)

پترولوژی
مقاله 7، دوره 15، شماره 2 - شماره پیاپی 58، تیر 1403، صفحه 129-152    اصل مقاله (4.2 M)
نوع مقاله: مقاله پژوهشی
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2023.137324.1297
نویسندگان
سحر بن رشیدیان1؛ احمد احمدی خلجی* 2؛ پیمان اسکندرنیا3؛ شهریار کشتگر4؛ زهرا طهماسبی2
1کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران
2دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران
3کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران
4دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، بیرجند، بیرجند،
چکیده
سنگ‌های آتشفشانی ماهیرود بخشی از مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود در جنوب‌خاوری سربیشه در استان خراسان جنوبی به‌شمار می‌روند. این سنگ‌ها به سن کرتاسة پسین در زمین‌درز سیستان جای می‏‌گیرند. ترکیب بیشتر آنها، بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی)، آندزیت-بازالت با دایک های داسیت- ریوداسیت است. کانی‏‌های اصلی سازندة بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی) و آندزیت -بازالت‌ها عبارتند از: پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول و کانی‏‌های پلاژیوکلاز و کوارتز کانی‌‌های اصلی سازندة دایک های داسیت- ریوداسیت هستند. بر پایة مجموعه نمودارهای تمایز جایگاه زمین‌ساختی، سنگ‌های آتشفشانی ماهیرود به ماگماتیسم جزیره‌های کمانی (پهنه‌های فرورانشی) مربوط هستند. سنگ‌های آتشفشانی یادشده نسبت به ترکیب N-MORB از LILE غنی‌شدگی و از HFSE تهی‌شدگی نشان می‏‌دهند. غنی‌شدگی از LILE از ویژگی‌های جزیره‌های کمانی است که در پی دگرسانی صفحة فرورونده و آزادشدن آب روی می‌دهد. ناهنجاری منفی عنصر Ce در این سنگ‌های آتشفشانی نیز با ویژگی‏‌های جزیره‌های کمانی همخوانی دارد که این ناهنجاری پیامد پیدایش سیالات ناشی از ذوب و آبزدایی رسوبات پلاژیک صفحة اقیانوسی فرورونده است. پیدایش این بازالت‌های نوع MORB در پهنه‌های فرورانش نشان‌دهندة ذوب در پی برداشته‌شدن فشار و بالا آمدن گوشته است و می‏‌تواند با شکستگی پوستة کمانی نازک‌شده مرتبط باشد. مقدارهای N(Tb/Yb) کمتر از 8/1 این نمونه‏‌ها نشان‌دهندة ژرفای ذوب ماگما در نزدیک به 80 کیلومتری و کمتر از آن از یک منبع اسپینل‌پریدوتیتی است. بنابراین سنگ‌های آتشفشانی ماهیرود از ذوب اسپینل لرزولیت و ‌عمق‌ کمتر از میدان پایداری گارنت در جزیره‌های کمانی پدید آمده‏‌اند. 
کلیدواژه‌ها
بازالت ساب‌آلکالن؛ جزیره‌های کمانی؛ ماهیرود؛ زمین‌درز سیستان؛ خاور ایران
اصل مقاله

مقدمه

در مناطق مختلف زمین‌ساختی، سنگ‌های آتشفشانی مانند بازالت‏‌ها ویژگی‏‌های شیمیایی منحصر به‌فردی نشان می‌دهند که‌ آنها را از یکدیگر متمایز می‌کند (Pearce and Norry, 1979). از میان آنها، بازالت‏‌های پشته‏‌های میان اقیانوسی (MORB) اطلاعات ارزشمندی دربارة ترکیب گوشتة بالایی هستند (Ding et al., 2014). افزون‌بر این، چه‌بسا در هنگام صعود و مهاجرت، ماگمای بازالتی دچار آمیختگی ماگمایی و تبلوربخشی شود که اطلاعات آن در ترکیب MORBها به‌جا می‏‌ماند (Rubin and Sinton, 2007). بنابراین، MORBها کلید درک تکامل ماگما در مراکز گسترش هستند (Zheng, 2009). همچنین، ویژگی‌های عنصرهای اصلی و کمیاب‌ آنها می‏‌تواند اطلاعات بسیاری دربارة سرشت و تاریخچه منابع‌ آنها ارائه دهد، به شرط آنکه بتوان فرایندهای فیزیکی و شیمیایی درگیر در طول تکامل ماگمایی (مانند ذوب‌بخشی، جدایش بلورین، آمیختگی ماگمایی، آلایش و....) را رمزگشایی کرد. افزون‌بر بازالت‏‌های مراکز گسترش پشته‏‌های میان اقیانوسی، در برخی مناطق پیش کمانی[1] (مانند کمآن‌های IBM و آمریکای مرکزی)، بازالت‌هایی با ترکیب عنصرهای کمیاب همانند ترکیب MORB یافت می‌شوند (Shervais et al., 2019). همچنین، بازالت‌های نوع MORB گاه در جزیره‌های کمانی (مانند: کمان وانواتو) پدیدار می‌شوند و با بازالت‌های کمانی مرتبط هستند (Sorbadere et al., 2013). این بازالت‌های کمانی را همانند بازالت‏‌های میان‌اقیانوسی نیز می‏‌توان به انواع معمولی و غنی‌شده، به‌ترتیب همانند N-MORB و E-MORB دسته‌بندی کرد. به‌طور ویژه، بازالت‌های کمانی نوع E-MORB با نبود کاهش در HFSE و محتوای Nb کمابیش بالا شناخته می‌شوند. بر پایة پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984)، الگوی ناهنجاری مثبت از عنصرهای Ba، Sr و K همراه با بی‏‌هنجاری منفی Nb از ویژگی‏‌های بازالت‏‌های نوع N-MORB جزیره‌های کمانی به‌شمار می‌روند. پیدایش این بازالت‌های نوع MORB در پهنه‌های فرورانش که نشان‌دهندة ذوب در پی برداشته‌شدن فشار و بالا‌آمدن گوشته هستند، با شکستگی پوستة کمانی نازک‌شده مرتبط است؛ مانندِ گسل‌های ژرف در پوسته، فرورانش خط‌الراس میانی اقیانوسی و فرورانش اولیه پوستة اقیانوسی باشد. با توجه به آنچه گفته شد و بررسی‌ها روی استوک تونالیتی مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود (Keshtgar et al., 2019) و سنگ‌های آتشفشانی جنوب گزیک (Delavari et al., 2017)، محیط تکتونوماگماتیسم منطقة ماهیرود پیچیده است و جای بحث دارد. لذا با توجه به این پیچیدگی و همچنین، بحث‏‌هایی که درباره خاستگاه این سنگ‌ها وجود دارد، این مطالعه روی سنگ‌های آتشفشانی مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود انجام گرفته است.

زمین‌شناسی عمومی

پهنة زمین‌درز سیستان در خاور ایران جای دارد. این پهنه با درازای 700 کیلومتر و روند شمالی-جنوبی در امتداد منطقة مرزی ایران و افغانستان جای گرفته است (Bröcker et al., 2013) و منطقة فرورانش به‌خوبی حفظ‌شده‌ای را نشان می‏‌دهد که شواهدی برای بسته‌شدن دماغه‏‌ای از اقیانوس نئوتتیس در شمال در آغاز کرتاسه تا پالئوسن به‌علت همگرایی میان بلوک لوت در ایران مرکزی و خردقارة افغانستان ارائه می‏‌دهد (Tirrul et al., 1983). منشور برافزایشی دگرریخت‌شدة زمین‌درز سیستان در هنگام فرورانش حوضة کوچک اقیانوسی نئوتتیس (اقیانوس سیستان) پدیدار شده است (Tirrul et al., 1983). این پهنه از حوضه‏‌های به‌جامانده‏‌ای است که در اثر برخورد و حرکت بلوک لوت به‌سوی بلوک افغانستان میان دو خردقاره جای گرفته است (Bröcker et al., 2013; Bayetgoll et al., 2016). زمین‌درز سیستان شامل یک آمیزة زمین‌ساختی از سنگ‌های متاافیولیتی است که درون سنگ‌های با درجة پایین دگرگونی شامل سنگ‌های الترامافیک، مافیک و شیست‌های پلیتی جای گرفته است. برخی بلوک‌های آمیزه تحت‌تأثیر شرایط دما-فشار رخساره‌های اکلوژیت، شیست آبی و یا اپیدوت آمفیبولیت قرار گرفته‏‌اند (Bröcker et al., 2013). بر پایة بررسی‌های تیرول و همکاران (Tirrul et al., 1983)، زمین‌درز سیستان را می‏‌توان به دو واحد اصلی دسته‌بندی کرد: پهنة اقیانوس سیستان یا حوضة پیش‌کمانی سفیدابه در خاور و مجموعه نه-راتوک (گوة برافزایشی «آمیزة رنگین») در باختر. در هر دو مجموعة نه-راتوک و سفیدآبه، سنگ‌های آذرین به‌خوبی دیده می‌شوند؛ این سنگ‌ها نشان‌دهندة‏‌ مرحلة کاملی از پیدایش کافت قاره‏‌ای- فرورانش- برخورد و رخدادهای پس از برخورد در زمین‌درز سیستان هستند (Camp and Griffis,  1982 ;Tirrul et al., 1983). بر پایة بررسی‌های افتخارنژاد (Eftekharnejad, 1981)، پیدایش حوضة فیلیشی خاور ایران پیامد بازشدگی در کرتاسة پیشین میان بلوک لوت در باختر و هلمند در خاور بوده است که جایگاهی مناسب برای جایگیری مواد گوشتة اقیانوسی و نهشته‏‌های فیلیش‌گونه را فراهم کرده است. بر پایة بررسی‌های جدید، ستبرای پهنة برخوردی سیستان نزدیک به 120 کیلومتر است که بخش زیرین سنگ‌کره در پاسخ به برخورد قاره‏‌ایِ فروافتاده (delaminated) است (Namvaran et al., 2020). برخی از الگوها بر سیستم فرورانش به‌سوی خاور زیر بلوک افغانستان تأکید دارند (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983; Saccani et al., 2010)؛ اما الگو‌های دیگر فرورانش به‌سوی باختر (Eftekharnejad, 1981) و فرورانش نامتقارن را پیشنهاد می‏‌کنند (Arjmandzadeh et al., 2011). نشانة فرورانش پوستة اقیانوسی در خاور ایران را می‏‌توان در سنگ‌های آذرین درونی‏‌ و آتشفشانی‏‌ در مناطق نخیلاب و رود شور و همچنین، بخشی از مجموعة گرانیتوییدی زاهدان دید که به سن کرتاسة پسین و ائوسن هستند (Camp and Griffis, 1982; Mohammadi et al., 2016). کمپ و گریفیس (Camp and Griffis, 1982) چین‌خوردگی، گسل‌خوردگی‏‌های راستالغز مزدوج و ماگماتیسم الیگو-میوسن و پیدایش سنگ‌های آذرین کوه‌لار، آساگی و تک‌تلار را پیامد رویدادهای پس از برخورد بلوک لوت و افغان می‌دانند. بقایای سنگ‌کرة اقیانوسی این پهنه از دیدگاه سنی به کرتاسة میانی مربوط هستند و به احتمال بالا با پشته‏‌های میانی‌اقیانوسی پدید آمده‏‌اند (Zarrinkoub et al., 2012). بخش شمالی این پهنه تحت‌تأثیر انواع سنگ‌های آذرین درونی، آتشفشانی، ولکانوکلاستیک و نیمه‌آتشفشانی قرار گرفته است که از کرتاسة پسین آغاز شده و تا کواترنری ادامه داشته است (Richards et al., 2012).

مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود (چشمه استاد)، به‌صورت طاقدیسی با نام لاهنو-ماهیرود در بخش شمالی زمین‌درز سیستان دیده می‌شود. روند کلی این مجموعه SSE-NNW است. کهن‏‌ترین سنگ‌های این منطقه به سنگ‌های افیولیتی و فرابازی دورة کرتاسة پیشین مربوط هستند و پس از آن سنگ‌های آتشفشانی-درونی ماهیرود به‌همراه ماسه‌سنگ، آهک و شیل‏‌های دور‌ة کرتاسة پسین رخنمون دارند (Guillou et al., 1981). در پایان، توالی‏‌های رسوبات فلیشی از دوره‏‌های پالئوسن تا پلیوسن در منطقه وجود دارند؛ به‌گونه‌ای‌که ماگماتیسم الیگو-میوسن نیز در آن دیده می‌شود (شکل 1). به باور تیرول و همکاران (Tirrul et al., 1983) مجموعة ماهیرود با بازشدگی اقیانوسی مرتبط است. آنها باور دارند که سرشت عمومی این مجموعه، افیولیتی است؛ اما چون گابروهای لایه‏‌ای و سنگ‌های فرامافیک رخنمون ندارند، این موضوع قطعیت ندارد.

 

 

 

شکل 1. جایگاه جغرافیایی و زمین‌شناسی منطقة ماهیرود A) نقشة زمین‌شناسی ایران (Ghasemi and Talbot, 2006)؛ B) نقشة ساده‌شده‏‌ای از منطقة ماهیرود (Guillou et al., 1981).

Figure 1. Geographical and geological setting of Mahiroud area A) Geological map of Iran (Ghasemi and Talbot, 2006); B) Simplified map of the Mahiroud area (Guillou et al., 1981).

 

روش انجام پژوهش

برای‏‌ بررسی سنگ‌های آتشفشانی مجموعة آتشفشانی- درونی ماهیرود، در بازدید میدانی شمار 50 نمونه از این سنگ‌ها با کمترین میزان هوازدگی و دگرسانی برداشت شد. از نمونه‏‌های برداشت‌شده برای‏‌ انجام بررسی‌های میکروسکوپی شمار 20 مقطع نازک تهیه شد. از میان این نمونه‏‌ها، 11 نمونه برای انجام آزمایش زمین‌شیمیایی ICP-MS برای عنصرهای کمیاب و فرعی و روش ذوب قلیایی (AF-01-Lithium Fusion) برای عنصرهای اصلی از سنگ‌های منطقه انتخاب و به آزمایشگاه زرآزما تهران فرستاده و تجزیه‌ شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه‌ها در جدول 1 آورده‌ شده‌اند. برای بررسی داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه‌های شیمی‌سنگ‏‌ کل و رسم نمودارها از نرم‌افزارهای GCDkit، Excel وCorelDraw بهره گرفته شد.

 

 

جدول 1. داده‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی منطقة ماهیرود به روش‏‌های AF-01-Lithium Fusion و ICP-MS.

Table 1. Geochemical data of volcanic rocks in the Mahiroud area by AF-01-Lithium Fusion and ICP-MS methods.

Sample No.

P-1

20

P-2

P-3

P-5

25

26

28-B

21

24

28-A

Lithology

Andesite -Basalt

Sub alkaline Basalt

Dacite-Rhyodacite

SiO2

53.36

54.65

52.87

48.87

48.34

56.75

54.23

53.13

68.64

71.27

70.2

TiO2

2.24

0.67

2.05

2.01

1.4

0.69

0.68

0.72

0.52

0.47

0.42

Al2O3

15.04

14.73

14.33

14.57

14.67

16.15

17.37

16.68

12.96

12.57

13.35

Fe2O3

12.05

7.51

10.94

10.84

9.94

8.32

8.13

8.87

5.4

4.68

4.3

MnO

0.14

0.14

0.16

0.16

0.21

0.24

0.15

0.22

0.13

0/1

0.18

MgO

1.61

3.75

2.1

2.27

7.61

4.56

4.57

5.86

2.12

1.81

1.31

CaO

5.5

6.63

7.83

13.35

11.31

2.71

5.38

4.14

1.21

0.89

1.71

Na2O

7.06

1.97

6.02

3.44

3.21

6.79

5.88

4.74

5.28

5.51

4.82

K2O

0.17

0.43

0.12

0.1

0.27

0.17

0.19

1.36

1.47

0.94

1.7

P2O5

0.4

0.18

0.27

0.28

0.12

0.1

0.1

0.1

0.12

0.1

0.1

LOI

2.56

8.94

3.3

4.13

2.92

3.47

3.27

4.18

2.11

1.65

1.9

Total

100.13

99.6

99.99

100.2

100

99.95

99.95

100

99.96

99.99

99.99

Ba

19

286

17

10

39

31

18

92

98

55

165

Rb

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

12

6

<1

14

Sr

115

303.7

113.9

84.9

136.7

181.7

282.1

237.5

71.5

54.3

209.1

Y

39.4

16.4

30.9

29.8

23

12.9

13.1

13.7

20.2

21.8

21.1

Zr

145

65

106

102

75

36

34

35

81

89

75

Nb

2.8

2.2

4.9

4

4.6

2.4

2.8

3.5

2.9

2.6

2.7

Th

<0.1

0/31

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.34

0.45

0.15

Pb

30

10

28

12

8

8

9

11

7

6

12

Zn

74

66

89

74

70

81

66

71

81

59

53

Cu

36

109

19

31

91

289

101

138

20

37

24

Ni

7

15

16

17

73

16

17

17

4

5

4

V

200

188

306

276

226

227

247

261

104

73

70

Cr

20

73

45

35

219

27

33

37

10

13

18

Hf

3.51

1.6

2.78

2.61

1.7

<0.5

<0.5

<0.5

2.03

2.39

1.83

Sc

24.9

26.1

28.6

27.7

38.2

30.7

31.2

32.4

19.8

17.3

17.1

Ta

0.13

0.1

0.27

0.23

0.27

0.14

0.12

0.11

0.15

0.14

0.14

U

0.4

0.3

0.2

0.4

0.1

0.1

0.1

0.12

0.3

0.3

0.2

Sn

1.5

0.9

1.3

1.1

1

0.7

0.6

0.7

1

1.3

1.2

Mo

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.9

<0.1

Tm

0.7

0.31

0.57

0.53

0.42

0.24

0.24

0.26

0.38

0.39

0.38

La

7

6

6

6

4

2

2

2

4

5

4

Ce

28

16

19

20

14

4

6

5

14

14

13

Pr

2.87

1.62

2.05

2

1.11

0.61

0.64

0.66

1.45

1.63

1.18

Nd

15.9

8.5

11.4

11.3

7.4

4.1

4.2

4.3

7.9

8.7

6.8

Sm

4.9

2.18

3.71

3.57

2.54

1.21

1.19

1.27

2.13

2.29

1.98

Eu

2

0.67

1.34

1.49

0.97

0.41

0.46

0.52

0.6

0.59

0.65

Gd

6.22

1.88

4.44

4.46

3.15

1.21

1.14

1.32

2.21

2.4

2.07

Tb

1.03

0.45

0.83

0.8

0.66

0.36

0.34

0.37

0.51

0.52

0.52

Dy

7.61

2.97

5.95

5.85

4.53

2.23

2.23

2.39

3.51

3.64

3.61

Er

5.02

1.95

3.89

3.84

2.93

1.45

1.44

1.52

2.51

2.67

2.54

Tm

0.7

0.31

0.57

0.53

0.42

0.24

0.24

0.26

0.38

0.39

0.38

Yb

4.8

2.1

4

3.9

3.1

1.9

1.9

2

2.5

2.4

2.3

Lu

0.63

0.28

0.52

0.5

0.36

0.18

0.18

0.19

0.38

0.38

0.37

 

 

 

 

ویژگی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری

بر پایة بررسی‌های میدانی، سنگ‌های آتشفشانی منطقة ماهیرود‏‌ طیفی از سنگ‌های آندزیت- بازالت، داسیت- ریوداسیت و بازالت بالشی[2] (بازالت‏‌های توله‌ایتی) را دربر می‌گیرند (شکل 2) که با یک استوک تونالیتی به سن کرتاسة پسین (Keshtgar et al., 2019) قطع شده‏‌اند. مرز میان واحدهای رسوبی-آتشفشانی منطقه بیشتر از نوع گسلی است و عموماً با دو دسته گسل راستالغز در راستای شمال‌باختری و شمال‌خاوری قطع شده‏‌اند. واحدهای سنگی آتشفشانی اصلی منطقة ماهیرود‏‌ عبارتند از:

بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی)

در منطقة ماهیرود، بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی) گسترش بالایی دارند. از دیدگاه ویژگی‌های صحرایی، این سنگ‌ها رنگ‌های سطح هوازده سبز تیره تا خاکستری دارند. وجود ساخت بالشی از ویژگی‌های بارز این بازالت‌ها به‌شمار می‌رود (شکل 2-C). این سنگ‌ها بافت‏‌های پورفیری، گلومروپورفیری، غربالی، میکرولیتی و بادامکی نشان می‌دهند. در این بازالت‏‌ها، آمفیبول‏‌ها به‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار و سوزنی‌شکل با ماکل ساده هستند که بیشترشان تجزیه و کلریتی شده‏‌اند (شکل 3-A). گاه پلاژیوکلاز به‌صورت میکرولیتی و پیروکسن به‌صورت ریزدانه در میان آنها دیده می‌شود (شکل 3-B). گاه نیز پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با ماکل ساده و تکراری دیده می‏‌شوند (شکل 3-C). در این نوع سنگ‌ها، پلاژیوکلاز به‌صورت ریزبلور تا درشت‌بلور با بافت غربالی نیز یافت می‏‌شود. درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در متن ریز‌دانه، بافت پورفیری را ‌پدید آورده‏‌ است (شکل 3-C). بیشتر پیروکسن‏‌ها به‌صورت بی‌شکل و نیمه‌شکل‏‌دار در زمینة سنگ یافت می‌شوند. پیروکسن‏‌ها به‌صورت ریزبلور و درشت‌بلور در سنگ دیده می‏‌شوند. پیروکسن‏‌های درشت در زمینة ریز بلور، بافت پورفیری را پدید آورده‌اند (شکل 3-C).

آندزیت-بازالت

این گدازه‌ها به رنگ قهوه‌ای تیره تا قهوه‌ای مایل به سرخ دیده می‌شوند. آندزیت – بازالت ها بافت حفره‌ای دارند که با کانی‌های ثانوی پر شده‌اند. بافت‌های رایج این سنگ‌ها میکروپورفیری، گلومروپورفیری و هیالوپورفیری هستند. کانی‏‌ها اصلی این سنگ‌ها پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول است. درشت بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز به‌صورت درشت بلور یا میکرولیتی در‌ آنها دیده می‌شود. پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و با ماکل تکراری و ساده است. این کانی به‌صورت ریز‌بلور تا درشت‌بلور حضور دارد. گاه بافت گلومروپورفیری که در اثر اجتماع بلورهای پلاژیوکلاز ‌پدید آمده است در سنگ دیده می‏‌شود (شکل 3-D). پیروکسن‏‌ها از دیگر کانی‏‌های مهم این سنگ‌ها هستند. پیروکسن شکستگی نشان می‌دهد و به‌صورت شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌دار با ماکل ساده دیده می‏‌شود. گاه در پی تجمع پیروکسن‏‌ها بافت گلومروپورفیری نیز پدید آمده است. آمفیبول به‌همراه‏‌ پیروکسن به‌صورت نیمه‌شکل‏‌‏‌دار و سوزنی هستند (شکل 3-E). کانی‏‌های ثانوی در این سنگ‌ها شامل زئولیت با ماکل پروانه‌ای (شکل 3-F)، کانی کدر که به‌صورت میانبار در کانی زئولیت یافت می‌شود (شکل 3-F) و کانی کلسیت به‌صورت نیمه‌شکل‏‌‏‌دار دیده می‏‌شود (شکل 3-G). کلریت نیز در پی تجزیة پیروکسن‏‌ها و آمفیبول‏‌ها ‌پدید آمده است (شکل 3-D).

داسیت - ریوداسیت

واحد داسیت- ریوداسیت در بخش‏‌های مختلف کمپلکس ماهیرود همراه گدازه‏‌های آندزیت-بازالتی دیده می‌شود و بیشتر به‌صورت دایک است (شکل 2-D). گاه سنگ‌های داسیتی ساخت منشوری‌ دارند. این سنگ‌ها بافت‌های میکروپورفیری، گلومروپورفیری و غربالی نشان می‌دهند (شکل 3-H). در این واحدهای سنگی، پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌‌دار تا بی‌شکل دیده می‏‌شوند (شکل 3-H). همچنین، این کانی‏‌ها به‌صورت ریزبلور تا درشت بلور، بافت غربالی دارند (شکل 3-H)، در این سنگ‌ها، درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در زمینة ریزدانه بافت پورفیری را ‌پدید آورده‌اند (شکل 3-H). کوارتز با حاشیة گردشده و بسیار دانه‌ریز نیز در زمینة سنگ دیده می‌شود.

 

 

 

شکل 2. تصویرهای صحرایی از واحدهای سنگی منطقة ماهیرود A) حضور آندزیت (And)، تونالیت (Ton)، کنگلومرا (Con) و ماسه‌سنگ سرخ (Rs) در منطقة ماهیرود (دید رو به شمال)؛ B) جایگاه گدازه‏‌های بازالتی (Sp) در کنار کنگلومرا (Con) و آهک‏‌ها (L) (دید رو به جنوب‌خاوری)؛ C) تصویر بازالت‌های بالشی منطقة ماهیرود (دید رو به شمال)؛ D) دایک داسیتی درون آندزیت-بازالت ها (دید رو به جنوب‌خاوری).

Figure 2. Field images of the rock unites in the Mahiroud area: A) The presence of andesite (And), tonalite (Ton), conglomerate (Con) and red sandstone (Rs) in the Mahiroud area (view to the north); B) The location of basaltic lavas (Sp) next to conglomerate (Con) and limestones (L) (view to the southeast); C) Image of Pillow Basalts in Mahirod area (view to the north); D) Dacite dyke within andesite-basalts (view to southeast).

 

 

نتایج و بحث

زمین‌شیمی

داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی‌ سنگ کلِ نمونه‌های آتشفشانی منطقة ماهیرود‏‌ در جدول 1 آورده شده‌اند. بر پایة این تجزیه‌ها، در نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (شکل 4-A)، نمونه‏‌های ماهیرود در محدوده‏‌های بازالت، بازالت -آندزیت، بازالت-تراکی‌آندزیت، تراکی‌آندزیت، آندزیت تا داسیت- ریوداسیت جای می‏‌گیرند. همچنین، آن‌جایی‌که از عنصرهای کمیاب نامتحرک مانند HFSE و REE که در برابر عوامل ثانوی که ترکیب سنگ را تحت‌تأثیر قرار می‏‌دهند، مقاوم هستند و به تغییر و تأثیرات گرمابی حساسیت کمتری دارند برای رده‌بندی سنگ‌ها و تعیین سری ماگمایی بهره گرفته شده است؛ به‌گونه‌ای‌که‏‌ بر پایة نمودار نسبت Zr/TiO2 در برابر Nb/Y، نمونه‏‌های ماهیرود در محدوده‏‌های بازالت ساب‌آلکالن (توله‌ایتی)، بازالت-آندزیت و آندزیت جای می‏‌گیرند (شکل 4 - B). این نمونه‏‌ها با چندین محدودة‏‌ زمین‌شیمیایی شامل بازالت‏‌های مورب نرمال مربوط به کمربند کوهزایی آلبانید- هِلِندِ (Saccani et al., 2003)، E-MORBs دریای جنوبی چین (Sun et al., 2020)، آندزیت، بازالت و آذرآواری‏‌هایِ کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان (Nicholson et al., 2010; Siddiqui et al., 2012; Siddiqui et al., 2015) مقایسه شده‌اند.

نمونه‏‌های آتشفشانی ماهیرود از نظر مقایسه با ترکیب N-MORB و E-MORB در محدوده‏‌های مرزی میان این دو جای می‏‌گیرند. البته در شکل 4-A شمار کمی از نمونه‏‌ها (دو نمونه) با N-MORB همپوشانی دارند. از نظر مقایسه نمونه‏‌های ماهیرود با نمونه‏‌های مربوط به کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان که از نوع کمان اقیانوسی است، نمونه‏‌های ماهیرود با آندزیت و بازالت‏‌های این کمان همپوشانی و نزدیکی دارند که در شکل 4-B این همانندی به‌خوبی دیده می‌شود.

 

 

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی سنگ‌های آتشفشانی منطقة ماهیرود A) آمفیبول‏‌های بی‌شکل و نیمه‌شکل‏‌‏‌دار با ماکل ساده و کانی‏‌های کدر در بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی)؛ B) پیروکسن‌های بی‌شکل و پلاژیوکلازهای میکرولیتی در بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی)؛ C) پیروکسن و پلاژیوکلاز شکل‌دار در بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی)؛ D) پیروکسن‏‌های بی‌شکل و نیمه‌شکل‏‌‏‌دار با ماکل ساده که در برخی موارد به کلریت تجزیه شده‌اند در آندزیت-بازالت‏‌ها؛ E) آمفیبول‏‌های بی‌شکل و نیمه‌شکل‏‌‏‌دار با ماکل ساده و کانی‏‌های کدر در آندزیت-بازالت‏‌ها؛ F) کانی ثانویة زئولیت به‌همراه پلاژیوکلازهای بی‌شکل و کانی‏‌های کدر در آندزیت-بازالت‏‌ها؛ G) کلسیت و پیروکسن در آندزیت-بازالت‏‌ها؛ H) پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌‏‌دار با بافت غربالی با کوارتزهای ریزبلور در واحد داسیت-ریوداسیت (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از: Whitney and Evans (2010)).

Figure 3. Microscopic images of volcanic rocks in the Mahiroud area: A) Anhedral and subhedral amphiboles with Carlsbad twining and opaque mineral in sub alkaline basalts (Tholeiitic); B) Anhedral pyroxene and microlites of plagioclase in sub alkaline basalts (Tholeiitic); C) Euhedral plagioclase and pyroxene in sub alkaline basalts (Tholeiitic); D) Anhedral and subhedral pyroxenes with Carlsbad twining and altered to chlorite in andesite - basalts; E) Anhedral and subhedral amphiboles with Carlsbad twining and opaque in andesite - basalts; F) Zeolite as a secondary mineral, anhedral plagioclase and opaque in andesite - basalts; G) Calcite and pyroxene in andesite – basalts; H) Euhedral to Subhedral plagioclase with sieved texture and quartz in dacite-rhyodacites (Abbreviations of minerals are from Whitney and Evans (2010)).

 

 

شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

 

 

 

شکل 4. نامگذاری سنگ‏‌های آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار Zr/TiO2 در برابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977) (منابع محدوده‏‌ها: بازالت‏‌های نرمالِ کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ (Saccani et al., 2003)؛ E-MORB دریای جنوبی چین (Sun et al., 2020)؛ آندزیت، بازالت و آذرآواری‏‌های کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان (Nicholson et al., 2010; Siddiqui et al., 2012; Siddiqui et al., 2015)).

Figure 4. Classification of Mahiroud volcanic rocks in A) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Middlemost, 1994); B) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977) (normal basalts related to the Albanide-Hellenide orogenic belt (Saccani et al., 2003); E-MORBs from the Southwest Sub-Basin, South China Sea (Sun et al., 2020); andesite, basalt and volcanoclastics related to the Rasko volcanic arc in Pakistan (Nicholson et al., 2010; Siddiqui et al., 2012; Siddiqui et al., 2015)).

 

 

تعیین سری ماگمایی و خاستگاه

بر پایة نمودار مقدار SiO2 در برابر K2O، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة سری توله‌ایتی (کم پتاسیم) جای می‏‌گیرند و سه نمونه نیز با ترکیب داسیت-ریوداسیت در محدودة سری کالک‌آلکالن (پتاسیم متوسط) جای می‏‌گیرند (شکل 5-A). در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت N(La/Sm) در برابر N(Tb/Yb) (شکل 5-B)، مقدار N(Tb/Yb) نمونه‏‌های آتشفشانی ماهیرود همگی از 8/1 کمتر است و در ناحیة اسپینل پریدوتیت جای می‌گیرند که نشان‌دهندة ژرفای پیدایش ماگما در محدودة 80 کیلومتر و کمتر از آن است. در نمودار SiO2 در برابر Nb/Y، نمونه‏‌های ماهیرود در محدودة توله‌ایتی جای می‏‌گیرند (شکل 5-C) که نشان می‌دهد سنگ‌های آتشفشانی منطقة ماهیرود حاصل ذوب نسبی کم فشار اسپینل‌لرزولیت هستند و ذوب در ژرفای کمتر از میدان پایداری گارنت رخ داده است. در شکل 5-D نیز نمونه‏‌ها افزون‌بر پیروی از روند منحنی، در محدودة مرزی توله‌ایتی- کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند و نوعی غنی‏‌شدگی از آهن در هنگام تبلوربخشی را نشان می‏‌دهند که از ویژگی‏‌های سری توله‌ایتی است (Irvine and Baragar, 1971). بر پایة نمودار P2O5 در برابر Zr، سنگ‌های منطقه در محدودة بازالت‏‌های توله‌ایتی جای می‏‌گیرند که این نمونه‏‌ها با محدودة بازالت‏‌های نرمالِ کمربند کوهزایی آلبانی-هِلِندِ همپوشانی دارند و روندی همانندِ بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکو پاکستان نشان می‌دهند (شکل 5-E). در نمودار Zr در برابر Y که دو محیط درون‌صفحه‏‌ای و مرتبط با کمان آتشفشانی را از هم تفکیک می‏‌کند، سنگ‌های منطقة ماهیرود‏‌ در محدودة کمان‏‌ آتشفشانی جای می‏‌گیرند و همان‌گونه‌که دیده می‌شود این نمونه‏‌ها همپوشانی کمی با بازالت‏‌های میان‌اقیانوسی نرمال مربوط به کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ، بازالت‏‌های میان‌اقیانوسی نرمال (Sun and McDonough, 1989) و E-MORB دریای جنوبی چین نشان می‌دهند؛ اما با بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکویِ پاکستان همپوشانی و روندِ همانندی دارند (شکل 5-F).

خاستگاه گوشته‏‌ای و درجة ذوب‌بخشی سنگ‌های آتشفشانی مافیک در نمودار La/Yb در برابر Yb و منحنی‌های ذوب‌بخشی برای منابع گارنت و اسپینل-لرزولیت (Baker et al., 1997) بررسی می‌شود (شکل 6- A). سه روند متمایز در این نمودار دیده می‏‌شوند که روند موازی محور افقی مربوط به گارنت-لرزولیت، روند منحنی شکل مربوط به اسپینل-گارنت-لرزولیت و روند موازی محور عمودی مربوط به اسپینل-لرزولیت است. در این نمودار، برای شاخص، از ترکیب دو گروه سنگ در مجموعة یوجِنشِن[3] (Bi et al., 2017) بهره گرفته شده است. نمونه‌های OIB مجموعة یوجِنشِن در یک منطقة انتقالی میان منحنی‌های ذوب گارنت-لرزولیت و اسپینل-لرزولیت جای گرفته‌اند که نشان می‌دهد ماگما از ذوب‌بخشی گوشته ژرف‌تر در ناحیة پایداری گارنت خاستگاه گرفته است. نمونه‌های MORB در مجموعة یوجِنشِن دقیقاً در راستای منحنی ذوب اسپینل-لرزولیت جای می‏‌گیرند که نشان می‌دهد‌ آنها از یک خاستگاه گوشته کمابیش کم ژرف‏‌تر با اسپینل به‌عنوان یک فاز پایدار سرچشمه می‌گیرند و نمونه‏‌های منطقة ماهیرود نیز در این محدوده جای می‌گیرند. بر پایة آنچه که در نمودار دیده می‏‌شود بیشتر نمونه‏‌ها دچار ذوب 10 تا 20 درصد شده‏‌اند و تنها سه نمونة کمتر از 10 درصد هستند. همچنین، این نمونه‏‌ها، بر بازالت‏‌های نرمالِ کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ، E-MORB دریای جنوبی چین و هم‌روند با بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان هستند. بر پایة نمودار Nb/Y در برابر TiO2/Yb، بیشتر نمونه‏‌ها (مگر سه نمونة بازالتی) در محدودة N-MORB جای می‏‌گیرند (شکل 6-B) و نمونه‏‌های ماهیرود با محدودة N-MORB کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ و بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکو پاکستان همپوشانی دارند. بر پایة نمودار Zr در برابر Ti/1000، بیشتر نمونه‏‌های منطقة ماهیرود (مگر سه نمونة بازالتی) در محدودة بازالت‏‌های کمان آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 6-C). بر پایة نمودار Zr در برابر Zr/Y که شاخص خوبی برای تفکیک میان بازالت‏‌های جزیره‌های کمانی، MORB و بازالت‏‌های درون‌صفحه‌‏‌ای است (Pearce and Norry, 1979)، نمونه‏‌های بازیک‏‌تر منطقه در محدودة ترکیبیِ بازالت جزیره‌های کمانی جای گرفته‏‌اند و دیگر نمونه‏‌ها که ترکیب اسیدی‏‌تر و محتوای Zr/Y بیشتری دارند در محدودة ‏‌MORB جای گرفته‏‌اند. در این نمودار، نمونه‏‌های ماهیرود همپوشانی خوبی با بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان که از نوع کمان اقیانوسی است نشان می‌دهند (شکل 6-D).

 

 

 

 

شکل 5. سنگ‌های آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار تعیین سری ماگمایی SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار N(La/Sm) در برابر N(Tb/Yb) (بهنجارشده به ترکیب کندریت) (Furman et al., 2004)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر SiO2 (Furman et al., 2004)؛ D) نمودار AFM برای‏‌ تفکیک سری توله‌ایتی از کالک آلکالن (Irvin and Barragar, 1971)؛ E) تفکیک سری آلکالن و توله‌ایتی در نمودار Zr در برابر P2O5 ‏‌ (Winchester and Floyd, 1977)؛ F) تفکیک محیط درون‌صفحه‌‏‌ای و مرتبط با کمان آتشفشانی در نمودار Zr در برابر Y (Müller and Groves, 1997).

Figure 5. Mahiroud volcanic rocks in A) SiO2 versus K2O diagram for magmatic series discrimination (Peccerillo and Taylor, 1976); B) (La/Sm)N versus (Tb/Yb)N diagram, normalized to chondrite composition (Furman et al., 2004); C) SiO2 versus Nb/Y diagram (Furman et al., 2004); D) AFM discrimination diagram for calc-alkaline and tholeiitic series (Irvin and Barragar, 1971); E) Zr versus P2O5 discrimination for alkaline and tholeiitic series (Winchester and Floyd, 1977); F) Zr versus Y discrimination diagram for within-plate and volcanic arc setting (Müller and Groves, 1997).

 

 

شکل 5. ادامه.

Figure 5. Continued.

 

 

بر پایة نمودار Ce/Yb در برابر Ce که ژرفای ذوب‌بخشی را نشان می‌دهد، نمونه‏‌های بازالتی- آندزیتی منطقة ماهیرود در ژرفای 30 تا 50 کیلومتری و بازالت‏‌های توله‌ایتی در ژرفای کمتر از 90 تا 100 کیلومتری جای گرفته‏‌اند و نمونه‏‌های بازالتی- آندزیتی ماهیرود با محدودة N-MORB کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ همخوانی دارند‏‌؛ اما نمونه‏‌های بازالت‏‌ توله‌ایتی به لحاظ ژرفا، مگر یک نمونه، هیچ همپوشانی با محدودة N-MORBs کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ نشان نمی‌دهند و همانند نمونه‏‌های بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان هستند (شکل 7-A). در نمودار Gd/Yb در برابر La/Yb، نمونه‏‌های منطقة ماهیرود در محدودة گارنت-آمفیبول-فلوگوپیت-لرزولیت جای گرفته‏‌اند و محدودة بیشتر از 10 درصد ذوب‌بخشی را نشان می‏‌دهند (شکل‌های 7-B و 7-C). همچنین، در این نمودارها، روند و همپوشانی بازالت‏‌های توله‌ایتی ماهیرود همانند بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان است (شکل 7-B). ذوب‌بخشی خاستگاه گوشتة اسپینل لرزولیتی نسبت Sm/Yb را تغییر نمی‌دهد؛ زیرا ضریب تفریق هر دو عنصر Sm و Yb همانند هم هستند؛ اما با افزایش درجات ذوب‌بخشی چه‌بسا محتوای Sm مذاب‌ها کاهش یابد (Aldanmaz et al., 2000). عنصر Yb معمولاً با گارنت سازگارتر است تا کلینوپیروکسن یا اسپینل که در آن نسبت Sm/Yb در سنگ‌ها باید به کانی‌شناسی منبع بازالت حساس باشد. در نمودار Sm/Yb در برابر Sm، منحنی‏‌های مذاب برای اسپینل-لرزولیت و گارنت-لرزولیت رسم شده است (شکل 7-C). ترکیب مودال اسپینل-لرزولیت به‌صورت Ol: 53%، Opx: 27%، Cpx: 17% وSp: 3% و گارنت-لرزولیت به‌صورت Ol: 60%، Opx: 20%، Cpx: 10% و Grt: 10% است (Walter, 1998; Kinzler, 1997). در این نمودار شکل 7-C نمونه‏‌ها روی خط اسپینل-لرزولیت و روند ذوبِ 10 تا 20 درصد جای گرفته‌اند و در محدودة بازالت‏‌های نرمال، منطبق بر N-MORBs کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ و همچنین، نمونه‏‌های بازالت‏‌های کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان جای دارند.

 

 

 

 

شکل 6. سنگ‏‌های آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار La/Yb در برابر Yb (Baker et al., 1997)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر TiO2/Yb (Pearce, 2008)؛ C) نمودار Zr در برابر Ti/1000 (Pearce, 1982)؛ D) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979).

Figure 6. Mahiroud volcanic rocks in A) La/Yb versus Yb diagram (Baker et al., 1997); B) Nb/Yb versus TiO2/Yb diagram (Pearce, 2008); C) Zr versus Ti/1000 diagram (Pearce, 2008); D) Zr versus Zr/Y diagram (Pearce and Norry, 1979).

 

تعیین محیط زمین‌ساختی

یکی از اهداف اصلی این پژوهش ارزیابی سرشت و اهمیت زمین‌ساختی رویدادهای ماگمایی است که در منطقة ماهیرود در زمین‌درز سیستان رخ داده است. به گفتة بسیاری از پژوهشگران (مانند: Pearce, 1982)، تفاوت‏‌های ترکیبی میان انواع ماگما به ویژگی‏‌های منابع مختلفی بستگی دارد که از‌ آنها خاستگاه گرفته‏‌اند و آن نیز به نوبه خود با محیط تکتونوماگمایی که در آن پدید آمده‏‌اند مرتبط است.

یکی از نسبت‌های تعیین‌کنندة محیط خاستگاه ماگما، نسبت Ba/La است؛ به‌گونه‌ای‌که‏‌ این نسبت برایN-MORB برابر با 4-10 برای E-MORB و بیشتر بازالت‌های درون‌صفحه‏‌ای برابر با 10-15 و برای سنگ‌های آتشفشانی مرز صفحات همگرا بیشتر از 15 است (Gill, 1981). مقدار نسبت یادشده در کمان‌های آتشفشانی، از مناطق کششی و مناطق پشت کمانی بیشتر است (Gill, 1981). در سنگ‌های ماهیرود میانگین این نسبت برابر با 20 است که نشان‌ می‌دهد سنگ‌های منطقة ماهیرود در کمان‌های آتشفشانی پدید آمده‏‌اند. برخی نمودارهای تفکیک محیط زمین‌ساختی در شکل 8 نشان داده شده است. سنگ‌های ماهیرود در شکل‌های 8-A و 8-B در محدوده‏‌های مربوط به بازالت‏‌های نوع کوهزایی و بازالت‏‌های توله‌ایتی جای می‏‌گیرند؛ اما در شکل 8-C، این سنگ‌ها در محدودة N-MORBs و در شکل 8-D که بر پایة تغییرات در غلظت V در برابر Ti است و به‌عنوان ابزاری برای سنجش فعالیت اکسیژن ماگما و پدیده‏‌های جدایش بلورین به‌کار می‏‌رود، نمونه‏‌های ماهیرود در محدودة توله‌ایت‏‌ جزیره‌های کمانی جای می‏‌گیرند و با محدوده MORB همپوشانی کمی نشان می‌دهند (Rollinson, 1993).

الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‌های سری‏‌های ماگمایی مختلف در جزیره‌های اقیانوسی در شکل 9 آورده شده است (شکل‌های 9-A، 9-B و 9-C). همان‌گونه‌که در شکل 9-D نشان داده شده است نمونه‏‌های ماهیرود از روندی همانند توله‌ایت جزیره‌های کمانی (شکل 9-B) پیروی می‏‌کنند. الگوی بهنجارشدة عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‏‌های ماهیرود نسبت به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، الگویی صاف را نشان می‏‌دهد (شکل 9-D) که از ویژگی‌های ماگماهای توله‌ایتی جزیره‌های کمانی به‌شمار می‌رود و همچنین، از میان محدوده‏‌های بررسی‌شده بیشترین انطباق را با آندزیت‏‌های کمان آتشفشانی راسکو نشان می‌دهد.

سنگ‌های منطقة ماهیرود‏‌ که نسبت به ترکیب N-MORB بهنجار شده‏‌اند (شکل‌های 10-A و 10-B) از LILE غنی‏‌شدگی و از HFSE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. در جزیره‌های کمانی، غنی‌شدگی از LILE در پی دگرنهادشدن گوشته روی می‌دهد. این نیز پیامد سیالات آبداری است که از پوستة فرورنده به درون گوۀ گوشته‏‌ای در ژرفاهای گوناگون نفوذ کرده است و موجب دگرنهادشدن و در نتیجه پیدایش مناطق خاستگاه بازالت‏‌های کمانی می‏‌شوند (Wilson, 1989). تهی‏‌شدگی از HFSE دلایل مختلفی می‏‌تواند داشته باشد؛ برای نمونه، درجات بالای ذوب‌بخشی و توزیع‌ آنها در خاستگاه گوشته‏‌ای را می‏‌توان برشمرد (Wilson, 1989). الگوی ناهنجاری مثبت از عنصرهای Ba، Sr و K همراه با بی‏‌هنجاری منفی Nb از ویژگی‏‌های جزیره‌های کمانی است (Pearce et al., 1984). ناهنجاری منفی عنصر Ce در سنگ‌های آتشفشانی جزیره‌های کمانی نشانة پیدایش سیالات ‌پدیدآمده ناشی از ذوب و آبزدایی رسوبات پلاژیک پوستة اقیانوسی فرورونده است. آنومالی ضعیف عنصر Eu پیامد تمرکز آن در کانی پلاژیوکلاز است. در شکل 10-A و 10-B، نمونه‏‌های منطقة ماهیرود از نظر روند عنصرها و همچنین، همخوانی در غنی‌شدگی و تهی‌شدگی بیشترین شباهت را با N-MORB کمربند کوهزایی آلبانید-هِلِندِ و آندزیت، بازالت و آذرآواری‏‌های کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان دارند.

در شکل‌های 11-A و 11-B که نمونه‏‌ها نسبت به ترکیب گوشتة اولیه بهنجار شده‏‌اند، عنصرهای Nb، Rb، Th، La، Ce، Ti و P آنومالی منفی و عنصرهای Cs، Pb، Ba، K و Sr آنومالی مثبت دارند. غنی‌شدگی از LILE به‌همراه‏‌ تهی‌شدگی از HFSE به ویژه Nb، Ta و Zr از ویژگی‌های مناطق کمانی (فرورانشی) است (Stolz et al., 1990). غنی‏‌شدگی از عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی کم مانند Rb، Ba، K و Sr را در کنار آنومالی منفی عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی بالا مانند Nb، Ti و P را دلیلی بر ماگماتیسم مرتبط با پهنه فرورانش می‌دانند (Rollinson, 1993). آنومالی منفی Ti بیشتر با کانی‌های تیتانیم‏‌دار مانند اسفن، ایلمنیت، روتیل و برخی آمفیبول‌ها کنترل می‌شود.

در شکل‌های 12-A و 12-B عنصرهای کمیاب نسبت به ترکیب کندریت بهنجار شده‏‌اند. در این نمودار آنومالی شاخص، آنومالی منفی Nb و Ti است این رخداد می‏‌تواند پیامد دگرنهادشدن گوشته‏‌ باشد. به باور برخی پژوهشگران آنومالی منفی Nb و Ti از ویژگی‌های ماگمای وابسته به محیط فرورانشی است (Castillo, 2006). سنگ‌های آتشفشانی منطقة ماهیرود‏‌ در این نمودار، غنی‌شدگی از LILE نسبت به HFSE نشان نمی‏‌دهند که این پدیده نیز از ویژگی‌های توله‌ایت‌های جزیره‌های کمانی است (شکل‌های 12-A و 12-B).

 

 

 

شکل 7. سنگ‌های آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار Ce در برابر Ce/Yb (Ellam, 1992)؛ B) نمودار La/Yb در برابر Gd/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ C) نمودار Sm در برابر Sm/Yb (Shaw, 1970).

Figure 7. Mahiroud volcanic rocks in A) Ce versus Ce/Yb diagram (Ellam, 1992); B) La/Yb versus Ce/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000); C) Sm versus Sm/Yb diagram (Shaw, 1970).

 

برداشت

سنگ‌های آتشفشانی منطقة ماهیرود‏‌ طیفی از سنگ‌های آندزیت- بازالت، داسیت-ریوداسیت و بازالت بالشی (بازالت‏‌های توله‌ایتی) را در بر می‌گیرند. آندزیت – بازالت ها بافت‌های میکروپورفیری، گلومروپورفیری و هیالوپورفیری دارند و پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول از کانی‏‌های اصلی‌ آنها به‌شمار می‌روند. داسیت- ریوداسیت‌ها بیشتر به‌صورت دایک هستند و گاه ساخت منشوری‌ دارند. این سنگ‌ها بافت‌های میکروپورفیری، گلومروپورفیری و غربالی دارند و پلاژیوکلاز و کوارتز از کانی‏‌ها اصلی‌ آنها به‌شمار می‌روند. بازالت‏‌های ساب‌آلکالن (توله‌ایتی) در منطقة ماهیرود‏‌ گسترش و وسعت بسیاری دارند. از ویژگی‌های صحرایی بارز‌ آنها وجود ساخت بالشی است. این سنگ‌ها بافت‏‌های پورفیری، گلومروپورفیری، غربالی، میکرولیتی و بادامکی دارند. پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول از کانی‏‌ها اصلی‌ سازندة آنها هستند. ویژگی‏‌های زمین‌شیمی سنگ‌های آتشفشانی ماهیرود نشان می‏‌دهد ماگمای سازندة این سنگ‌ها از نوع توله‌ایتی (کم پتاسیم) است و از ذوب اسپینل پریدوتیت در ژرفای کمتر از میدان پایداری گارنت پدید آمده است.

 

 

شکل 8. سنگ‌های آتشفشانی ماهیرود در A) نمودار سه‌تایی FeOT-MgO-Al2O3 (Pearce et al., 1977)؛ B) نمودار سه‌تایی Y/15-La/10-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989)؛ C) نمودار سه‌تایی 2Nb-Zr/4-Y (Meschede, 1986)؛ D) نمودار Ti/1000 در برابر V (Rollinson, 1993).

Figure 8. Mahiroud volcanic rocks in A) FeOT-MgO-Al2O3 diagram (Pearce et al., 1977); B) Y/15-La/10-Nb/8 diagram (Cabanis and Lecolle, 1989); C) 2Nb-Zr/4-Y diagram (Meschede, 1986); D) Ti/1000 versus V diagram (Rollinson, 1993).

 

 

شکل 9. سنگ‏‌های آتشفشانی ماهیرود در A، B، C) نمودار فراوانی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت در بازالت‏‌ جزیره‌های کمانی (Willson, 1989)؛ D) نمودار فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب که به ترکیب کندریت بهنجار شده‏‌اند (Boynton, 1984) (ACM نشان‌دهندة‏‌ میانگین روند عنصرهای خاکی کمیاب در حاشیة فعال قاره‏‌ای است).

Figure 9. Mahiroud volcanic rocks in A, B, C) Chondrite-normalized diagram for the rare earth elements of island arc basalts (Willson, 1989); D) Chondrite-normalized diagram for the rare earth elements (normalization values from Boynton (1984)) (ACM shows the mean trend of rare earth elements in the active continental margin).

 

 

شکل 10. سنگ‏‌های آتشفشانی ماهیرود در A، B) الگوی نمودار عنکبوتی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989)).

Figure 10. Mahiroud volcanic rocks in A, B) N-MORB normalized patterns of incompatible elements (normalization values from Sun and McDonough (1989)).

 

 

شکل 11. سنگ‏‌های آتشفشانی ماهیرود در A، B) الگوی نمودار عنکبوتی عناصر ناسازگار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989).

Figure 11. Mahiroud volcanic rocks in A, B) Primitive mantle normalized patterns of incompatible elements (normalization values from Sun and McDonough (1989)).

 

شکل 12. سنگ‏‌های آتشفشانی ماهیرود در A، B) الگوی نمودار عنکبوتی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thompson, 1982).

Figure 12. Mahiroud volcanic rocks in A, B) Chondrite-normalized patterns of incompatible elements (normalization values from Thompson (1982)).


از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی، بیشتر نمونه‏‌های منطقة ماهیرود در محدودة بازالت‏‌های کمان آتشفشانی اقیانوسی جای می‏‌گیرند. همخوانی نمونه‏‌های بازالت‏‌های ساب‌آلکالن منطقة ماهیرود با نمونه‏‌های بازالتی کمان آتشفشانی راسکوی پاکستان نیز گواهی بر این نوع محیط زمین‌ساختی است. جایگاه زمین‌ساختی کمان آتشفشانی این سنگ‌های آتشفشانی همانند بررسی‌های انجام‌شده روی استوک تونالیتی مجموعة آتشفشانی-درونی ماهیرود و سنگ‌های آتشفشانی جنوب گزیک در نزدیکی این مجموعه چه‌بسا تاکیدی بر ماگماتیسم جزیره‌های کمانی در منطقة ماهیرود است.

 

[1] fore-arc

[2] Pillow Basalts

[3] Yuejinshan Complex

مراجع

Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F., and Mitchell, J.G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67-95. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7

Arjmandzadeh, R., Karimpour, M.H., Mazaheri, S.A., Santos, J.F., Medina, J.M., and Homam, S.M. (2011) Sr–Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah-Shaljami granitoids (Lut Block, Eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 41, 283-296. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2011.02.014

Baker, J., Menzies, M., Thirlwall, M., and Macpherson, C.G. (1997) Petrogenesis of Quaternary intraplate volcanism, Sana'a, Yemen: implications for plume-lithosphere interaction and polybaric melt hybridization. Journal of Petrology, 38, 1359-1390. https://doi.org/10.1093/petroj/38.10.1359

Bayetgoll, A., Monaco, P., Jalili, F. and Mahmudy Gharaie, M.H (2016) Depositional environments and ichnology of Upper Cretaceous deep-marine deposits in the Sistan Suture Zone, Birjand, Eastern Iran. Cretaceous Research, 60, 28-81. https://doi.org/10.1016/j.cretres.2015.10.015

Bi, J.H., Ge, W.C., Yang, H., Wang, Z.H., Tian, D.X., Liu, X.W., Xu, W.L., and Xing, D.H. (2017) Geochemistry of MORB and OIB in the Yuejinshan Complex, NE China: Implications for petrogenesis and tectonic setting. Journal of Asian Earth Sciences, 145, 475-493. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2017.06.025

Boynton, W.V. (1984) Geochemistry of the Rare Earth Elements. Meteorite Studies. Rare Earth Element Geochemistry, Developments in Geochemistry, 2, 63-114. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3

Bröcker, M., Fotoohi Rad, G., Burgess, R., Theunissen, S., Paderin, I., Rodionov, N., and Salimi, Z. (2013) New age constraints for the geodynamic evolution of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Lithos, 170-171, 17-34. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.02.012

Cabanis, B. and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10-Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des séries volcaniques et la mise en évidence des processus de mélange et/ou de contamination crustale. Compte Rendus de I’Académie des Sciences Series II, 309, 2023-2029. https://api.semanticscholar.org/CorpusID:130943641

Camp, V.E. and Griffis, R.J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 15, 221-239. https://doi.org/10.1016/0024-4937(82)90014-7

Castillo, P.R. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, 51, 257-268. https://doi.org/10.1007/s11434-006-0257-7

Delavari, M., Dolati, A., and Alipoorian, E. (2017) Geochemistry of volcanic rocks from the south of Gazik (east of Birjand): implications for the evolution of Sistan Ocean (eastern Iran). Petrological Journal, 8, 21-42 (in Persian). https://doi.org/10.22108/IJP.2017.82010.0

Ding, X., Li, J., Zheng, C., Huang, W., Cui, R., Dou, Y., and Sun, Z. (2014) Chemical composition of the basalts on East Pacific rise (1.5 N~ 1.5 S) and South Mid-Atlantic ridge (13.2 S). Marine Geology & Quaternary Geology, 34, 57-66. https://doi.org/10.3724/SP.J.1140.2014.05057

Eftekharnejad, J. (1981) Tectonic division of Iran with respect to sedimentary basins. Journal of Iranian Petroleum Society, 82, 19-28.

Ellam, R.M. (1992) Lithospheric thickness as a control on basalt geochemistry. Geology, 20, 153-156. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1992)020<0153:LTAACO>2.3.CO;2

Furman, T., Bryce, J.G., Karson, J., and Iotti, A. (2004) East African Rift System (EARS) plume structure: insights from Quaternary mafic lavas of Turkana, Kenya. Journal of Petrology, 45, 1069-1088. https://doi.org/10.1093/petrology/egh004

Ghasemi, A. and Talbot, C.J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26, 683-693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003

Gill, J.B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, Berlin. https://doi.org/10.1007/978-3-642-68012-0

Guillou, Y., Maurizot, P., and De la Villcon, H. (1981) Mahiroud Quadrangle map, Scale 1: 100000.

Irvine, T.N. and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055

Keshtgar, S., Boomeri, M., and Bagheri, S. (2019) Mineral chemistry of Tonalitic Stock of Mahirud complex, Sistan suture zone, East of Iran. Researches in Earth Sciences, 10, 94-107(in Persian). https://doi.org/10.52547/esrj.10.3.94

Kinzler, R.J. (1997) Melting of mantle peridotite at pressures approaching the spinel to garnet transition: Application to mid ocean ridge basalt petrogenesis. Journal of Geophysical Research, 102, 853-874. https://doi.org/10.1029/96JB00988

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology, 56, 207-218. https://doi.org/10.1016/0009-2541(86)90004-5

Middlemost, E.A.K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews, 37, 215-224. https://doi.org/10.1016/0012-8252(94)90029-9

Mohammadi, A., Burg, J. P., Bouilhol, P., and Ruh, J. (2016) U–Pb geochronology and geochemistry of Zahedan and Shah Kuh plutons, southeast Iran: Implication for closure of the South Sistan suture zone. Lithos, 248, 293-308. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.02.003

Müller, D. and Groves, D.I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. Springer, Berlin. https://doi.org/10.1007/978-3-319-23051-1

Namvaran, M., Tatar, M., and Motavalli-Anbaran, S.H. (2020) Imaging the 2–D crust and upper mantle structure of the Iranian plateau resolved by potential field and seismic data. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 300, 106445. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2020.106445

Nicholson, K., Khan, M., and Mahmood, K. (2010) Geochemistry of the Chagai–Raskoh arc, Pakistan: Complex arc dynamics spanning the Cretaceous to the Quaternary. Lithos, 118, 338-348. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2010.05.008

Pearce, J.A., Harris, N.B. and Tindle, A.G (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983. https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956

Pearce, J.A. and Norry, M.J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 33-47. https://doi.org/10.1007/BF00375192

Pearce, J.A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos, 100, 14-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.016

Pearce, J.A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. Thorpe, R.S., ed. Orogenic andesites and related rocks, Chichester, England, John Wiley and Sons, pp. 528-548. https://orca.cardiff.ac.uk/id/eprint/8625

Pearce, T.H., Gorman, B.E., and Birkett, T.C. (1977) The relationship between major element chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth and Planetary Science Letters, 36, 121-132. https://doi.org/10.1016/0012-821X(77)90193-5

Peccerillo, A. and Taylor, S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. https://doi.org/10.1007/BF00384745

Richards, J.P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A., and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y Magmas Reflect Arc Maturity, High Magmatic Water Content, and Porphyry Cu ± Mo ± Au Potential: Examples from the Tethyan Arcs of Central and Eastern Iran and Western Pakistan. Economic Geology, 107, 295-332. https://doi.org/10.2113/econgeo.107.2.295

Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. 352p. Longman Scientific and Technical, Wiley, New York. https://doi.org/10.4324/9781315845548

Rubin, K.H. and Sinton, J.M. (2007) Inferences on mid-ocean ridge thermal and magmatic structure from MORB compositions. Earth and Planetary Science Letters, 260, 257-276. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2007.05.035

Saccani, E., Photiades, A., and Padoa, E. (2003) Geochemistry, petrogenesis and tectono-magmatic significance of volcanic and subvolcanic rocks from the Koziakas Mélange (Western Thessaly, Greece). Ofioliti, 28, 43-57. https://doi.org/10.4454/ofioliti.v28i1.189

Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L., and Amini, S. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): Implication for the evolution of the Sistan Ocean. Lithos, 117, 209-228. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2010.02.016

Shaw, D.M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 34, 237-243. https://doi.org/10.1016/0016-7037(70)90009-8

Shervais, J.W., Reagan, M., Haugen, E., Almeev, R.R., Pearce, J.A., Prytulak, J., Ryan, J.G., Whattam, S.A., Godard, M., and Chapman, T. (2019) Magmatic response to subduction initiation: Part 1. Forearc basalts of the Izu Bonin arc from IODP Expedition 352. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 20, 314-338. https://doi.org/10.1029/2018GC007731

Siddiqui, R.H., Jan, M.Q., and Khan, M.A. (2012) Petrogenesis of late Cretaceous lava flows from a Ceno-Tethyan island arc: The Raskoh arc, Balochistan, Pakistan. Journal of Asian Earth Sciences, 59, 24-38. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2012.05.004

Siddiqui, R.H., Khan, M.A., Jan, M.Q., Kakar, M.I., and Kerr, A.C. (2015) Geochemistry and petrogenesis of Oligocene volcaniclastic rocks from the Chagai arc: implications for the emplacement of porphyry copper deposits. Arabian Journal of Geosciences, 8, 8655-8667. https://doi.org/10.1007/s12517-015-1815-6

Sorbadere, F., Schiano, P., Métrich, N., and Bertagnini, A. (2013) Small-scale coexistence of island-arc-and enriched-MORB-type basalts in the central Vanuatu arc. Contributions to Mineralogy and Petrology, 166, 1305-1321. https://doi.org/10.1007/s00410-013-0928-8

Stolz, A., Varne, R., Davies, G., Wheller, G., and Foden, J. (1990) Magma source components in an arc-continent collision zone: the Flores-Lembata sector, Sunda arc, Indonesia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 105, 585-601. https://doi.org/10.1007/BF00302497

Sun, S.S. and McDonough, W. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42, 313-345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

Sun, K., Wu, T., Liu, X., Chen, X. G., and Li, C.F. (2020) Lithogeochemistry of the mid-ocean ridge basalts near the fossil ridge of the southwest sub-basin, South China Sea. Minerals, 10, 465. https://doi.org/10.3390/min10050465

Thompson, B.M. (1982) Growth and development of Pseudocalanus elongatus and Calanus sp. in the laboratory. Journal of the Marine Biological Association of the United Kingdom, 62(2), 359-372. https://doi.org/10.1017/S0025315400057337

Tirrul, R., Bell, I.R., Griffis, R.J., and Camp, V.E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 94, 134-150. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1983)94<134:TSSZOE>2.0.CO;2

Walter, M.J. (1998) Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere. Journal of Petrology, 39, 29-60. https://doi.org/10.1093/petroj/39.1.29

Whitney, D. and Evans, B. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. 466p. Unwin Hyman, London, https://doi.org/10.1007/978-1-4020-6788-4

Winchester, J.A. and Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical geology, 20, 325-343. https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2

Zarrinkoub, M.H., Pang, K.N., Chung, S.L., Khatib, M.M., Mohammadi, S.S., Chiu, H.Y., and Lee, H.Y. (2012) Zircon U-Pb age and geochemical constraints on the origin of the Birjand ophiolite, Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 154, 392-405. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2012.08.007

Zheng, J. (2009) Comparison of mantle-derived materials from different spatiotemporal settings: Implications for destructive and accretional processes of the North China Craton. Chinese Science Bulletin, 54, 3397-3416. https://doi.org/10.1007/s11434-009-0308-y

آمار
تعداد مشاهده مقاله: 364
تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 85


سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب