Tectono-magmatic setting of diabase and basalt flows in north Makran ophiolite, southeast of Iran
Subject Areas :Azizollah Bazzi 1 , Mohammad Mahdi Khatib 2 , Mohammadhosein Zarrinkoub 3
1 -
2 -
3 -
Keywords: North Makran ophiolite, Tholeiite, Basalt flows, Diabase, Calc-alkaline.,
Abstract :
The north Makran ophiolite in southeast of Iran, as a part of Tethyan ophiolites, is located between Lut and Bajkan-Durkan continental blocks. Among the rocks of this ophiolite sequence, diabase and basalt flows are present more abundant in the outcrops in the eastern part of the studied north Makran ophiolite. Structural, petrographic and geochemical evidences suggest distinct geodynamic setting for the formation of these rocks. Based on geochemical characteristics, diabase and basalts fall into two groups: In the first group, tholeiitic diabase and basalt flows represent MORB-like affinity, and the second group include calc-alkaline basaltic to dacitic lavas with arc environment and supra-subduction affinities. These two lava types represent two major magmatic events: 1) MORB-type magmatism resulted from Early Cretaceous rifting/opening between two continental blocks and resulted in the formation of tholeiitic diabase and basalt. LREE enrichment, low La/Yb and relatively high U/Th ratios suggest continental influence in their melt source, and 2) subduction-related magmatism, that formed calc-alkaline basaltic, andesitic and dacitic lavas in Late Cretaceous. LILE, LREE enrichment, Nb and Ta negative anomaly, low TiO2 concentrations and relatively high Ce/Pb ratio document subduction influence in their composition.
Aghanabati, A., Mahdavi, M. A. and Arshadi, S., 1987. Geological map of Espakeh, scale 1:100000. Geological Survey of Iran.
- Akizawa, N., Arai, S. and Tamura, A., 2012. Behavior of MORB magmas at uppermost mantle beneath a fast-spreading axis: an example from Wadi Fizh of the northern Oman ophiolite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 164, 601-625.
- Almalki, K.A., Betts, P.G. and Ailleres, L., 2016. Incipient seafloor spreading segments: Insights from the Red Sea. Geophysical Research letters, 43, 2709–2715.
- Arshadi. S., Mahdavi, M.A. and Eftekhar-Nezhad, J., 1987. Geological map of Fannuj, scale 1:100000. Geological Survey of Iran.
- Babaie, H.A., Ghazi, A.M., Babaei, A., La Tour, T.E. and Hassanipak, A.A., 2001. Geochemistry of arc volcanic rocks of the Zagros Crush Zone, Neyriz, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 19, 61-76.
- Bagci, U., Parlak, O. and Hock, V., 2008. Geochemistry and tectonic environment of divers’ magma generations forming the crustal units of the Kizildag ophiolite, southern Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 17, 43-47.
- Berberian, M. and King, G.C.P., 1981. Towards a paleo-geography and tectonic evolution of Iran – Reply: Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 1764-1766.
- Cawood, P.A., Kröner, A., Collins, W.J., Kusky, T.M., Mooney, W.D. and Windley, B.F., 2009. Accretionary orogens through Earth history. In: Cawood PA, Kröner A (eds) Earth accretionary systems in space and time. Journal of the Geological Society London, 318, 1–36.
- DeMets, C., Gordon, R.G. and Argus, D.F., 2010. Geologically current plate motions. Geophysical Journal International, 181, 1, 1-80.
- Dewey, J.F. and Bird, J.M., 1971. Origin and emplacement of ophiolite Suite-Appalachian ophiolites in Newfoundland. Journal of Geophysical Research, 76, 3179.
- Dilek, Y. and Furnes, H., 2014. Ophiolites and their origins. Elements, 10, 93–100.
- Dolati, A., 2010. Stratigraphy, structural geology and low-temperature thermochronolgy across the Makran accretionary wedge in Iran: [Ph.D. thesis]. Swiss Institute of Technology, 370.
- Donnelly, K.E., Goldstein, S.L., Langmuir, C.H. and Spiegelman, M., 2004. Origin of enriched ocean ridge basalts and implications for mantle dynamics. Earth and Planetary Science Letters, 226, 347-366.
- Eftekhar-Nezhad, J., Arshadi, S., Mahdavi, M.A., Morgan, K.H., McCall, G.J.H. and Huber, H., 1979. Fannuj Quadrangle Map 1:250'000. Ministry of Mines and Metal, Geological Survey of Iran.
- Farhoudi, G. and Karig, D.E., 1977. Makran of Iran and Pakistan as an active arc system. Geology, 5, 664-668.
- Grove, T.L. and Kinzler, R.J., 1986. Petrogenesis of andesites. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14, 417-454.
- Haghipour, N., Burg, J.P., Kober, F., Zeilinger, G., Ivy-Ochs, S., Kubik, P.W. and Faridi, M., 2012. Rate of crustal shortening and non-Coulomb behavior of an active accretionary wedge: The folded fluvial terraces in Makran (SE, Iran). Earth and Planetary Science Letters, 355, 187-198.
- Hastie, A.R., Keer, A.C., Pearce, J.A. and Mitchell, S.F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination. Journal of Petrology, 48, 2341-2357.
- Hunziker, D., Burg, J.P., Moulas, E., Reusser, E. and Omrani, J., 2017. Formation and preservation of fresh lawsonite: Geothermobarometry of the North Makran Blueschists, southeast Iran. Metamorphic Geology, 7, 1–25.
- Le Bas, M.J., Lemaitre, R.W., Streckeisen, 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.
- McCall, G.J.H. and Kidd, R.G.W., 1982. The Makran, southeastern Iran; the anatomy of a convergent plate margin active from Cretaceous to present. In: Jeremy, K. L. (ed.) Trench-Fore-arc geology; sedimentation and tectonics on modern and ancient active plate margins. Conference, London, United Kingdom, Geological Society of London, 387 -397.
- McCall, G.J.H., Eftekhar-Nezhad, J., Samimi-Namin, M. and Arshadi, S., 1985. Explanatory text of the Fannuj quadrangle map 1:250,000. In: McCall, G.J.H. (Ed.). Ministry of Mines and Metals, Geological Survey of Iran.
- McCall, G.J.H., 1997. The geotectonic history of the Makran and adjacent areas of southern Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 15, 517-531.
- MacLeod, C.J., Lissenberg, C.J. and Bibby, L.E., 2013. "Moist MORB" axial magmatism in the Oman ophiolite: The evidence against a mid-ocean ridge origin. Geology, 41, 459-462.
- Moghadam, H.S. and Stern, R.J., 2011. Late Cretaceous fore-arc ophiolites of Iran. Island Arc, 20, 1-4.
- Morgan, K.H., McCall, G.J.H. and Huber, H., 1987(a). Geological map of Ramak, scale 1:100000. Geological Survey of Iran.
- Morgan, K.H., McCall, G.J.H. and Huber, H., 1987(b). Geological map of Remeshk, scale 1:100000. Geological Survey of Iran.
- Moslempour, M.E., Khalatbari Jafari, M., Morishita, T. and Biabangard, H., 2017. Petrogenesis of mantle peridotites from the South of Jazmourian, Makran accretionary prism, Iran. Iranian Journal of Earth Sciences, 9, 1-16.
-Nicolas., A., 1989. Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Dodrecht, Netherlands, Kluwer Academic Publishers, 750.
- Noll, P.D., Newsom, H.E., Leeman, W.P. and Ryan, J.G., 1996. The role of hydrothermal fluids in the production of subduction zone magmas: Evidence from siderophile and chalcophile trace elements and boron. Geochimica ET Cosmochimica Acta, 60, 587-611.
- Osozawa, S., Shinjo, R., Lo, C.H., Jahn, B.M., Hoang, N., Sasaki, M., Ishikawa, K., Kano, H., Hoshi, H., Xenophontos, C. and Wakabayashi, J., 2012. Geochemistry and geochronology of the Troodos ophiolite: An SSZ ophiolite generated by subduction initiation and an extended episode of ridge subduction? Lithosphere, 4, 497-510.
- 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.
- Saccani, E., Nicolae, L. and Tassinari, R., 2001. Tectono-magmatic setting of the Jurassic ophiolites from the south Apuseni Mountains (Romania): Petrological and geochemical evidence. Ofioliti, 26,1, 9-22.
- Sengör, A.M.C., 1990. A new model for the late Paleozoic Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. Geology and Tectonics of the Oman Region, 49, 797-831.
- Shervais, J.W., 1982. Ti–V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letters, 59, 101–118.
- Slovenec, D., Lugovic, B., Meyer, H.P. and Garapic, G.S., 2011. A tectono-magmatic correlation of basaltic rocks from ophiolite mélanges at the north-eastern tip of the Sava–Vardar suture zone (northern Croatia) constrained by geochemistry and petrology. Ofioliti, 36, 77-100.
- Stöcklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: A review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52, 1229-1258.
- Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42,1, 313-345.
- Withney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187.
جایگاه تکتونوماگمایی دیابازها و جریانهای بازالتی افیولیت شمال مکران، جنوب شرقی ایران
عزیزالله تاجور1، محمدمهدی خطیب2و1و محمدحسین زرینکوب3
1. دانشجوی دکتری تکتونیک، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند
2. استاد، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند
چکیده
افیولیت شمال مکران در جنوب شرقی ایران، بهعنوان بخشی از افیولیتهای تتیس، در حدفاصل بلوکهای قارهای لوت و باجکان-دورکان قرار دارد. از جمله سنگهای تشکیلدهنده این توالی افیولیتی، دیابازها و جریانهای بازالتی هستند که بیشترین برونزد را در شرق منطقه دارند. شواهد ساختاری، سنگنگاری و زمینشیمیایی بیانگر شکلگیری این سنگها در جایگاههای زمینساختی متفاوت است. بر اساس ویژگیهای زمینشیمیایی، دیابازها و بازالتها در دو گروه جای میگیرند: در یک گروه، دیابازها و جریانهای بازالتی با ترکیب تولئیتی قرار دارند که ویژگیهای شبیه به پشتههای میاناقیانوسی (MORB) را به نمایش میگذارند. گروه دوم شامل جریانهای بازالتی تا داسیتی با ترکیب کالکآلکالن است که ویژگیهای کمانهای آتشفشانی را به نمایش گذاشته و نشانههای محیطهای فرورانش در آنها دیده میشود. دو رخداد ماگمایی منجر به تشکیل این دو گروه از سنگها شده است: 1) ماگماتیسم نوع MORB حاصل از کشش و بازشدگی بین دو بلوک قارهای که منجر به شکلگیری دیابازها و بازالتهای تولئیتی در کرتاسه پیشین شده است. غنیشدگی این سنگها نسبت به عناصر نادر خاکی سبک(LREE) و مقادیر پایینLa/Yb و به نسبت بالای U/Th نمایانگر تاثیر ترکیبات قارهای در مذاب به وجود آورنده آنها است. 2) ماگماتیسم مرتبط با فرورانش که گدازههای بازالتی، آندزیتی و داسیتی دارای ویژگیهای کالکآلکالن را در کرتاسه پسین برجای گذاشته است. غنیشدگی LREE و LILE، ناهنجاری منفی Nb و Ta، نسبت بالای Pb/Ce و مقدار تمرکز اندک TiO2 در این سنگها، نمایانگر تاثیر ورقه فرورانشی در ترکیب آنها است.
واژههای کلیدی: افیولیت شمال مکران، تولئیت، جریانهای بازالتی، دیاباز، کالکآلکالن.
مقدمه
مجموعههای افیولیتی بهعنوان بقایای پوسته اقیانوسی تعبیر میشوند که پس از زوال، بر روی لبه قارهها فرارانده شدهاند(Dewey and Bird, 1971). اینها معرف قطعاتی از سنگکره اقیانوسی هستند که از زمان تشکیل تا فرارانده شدن، سرنوشت زمینساختی، ماگمایی و پساماگمایی متفاوت را تجربه کردهاند(Nicolas, 1989; Cawood et al., 2009). بر این اساس، حداقل دو نوع از حرکات زمینساختی را میتوان در این مجموعهها شناسایی کرد: بازشدگی و زایش سنگکره اقیانوسی در یک رژیم کششی و بسته شدن و جایگیری افیولیتها در یک رژیم فشارشی (Almalki et al., 2016). با وجود پیچیدگی در ویژگیهای زمینشناسی افیولیتها، دادههای سنگشناسی و زمینشیمیایی سنگهای خروجی همراه اين مجموعهها برای تشخیص جایگاه زمینساختی آنها اهمیت ويژهای دارند(Donnelly et al., 2004). از اینرو، در سالهای اخیر پژوهشگران مختلف برای تعیین تاریخچهی تحولی افیولیتها و تشخیص محیط شکلگیری آنها، بررسیهای خود را روی این واحدهای خروجی متمرکز کردهاند (Saccani et al., 2001; Bagci et al., 2008; Slovenec et al., 2011). این مطالعات سبب شده تا نحوه شکلگیری، تکامل و جایگاه زمینساختی مجموعههای افیولیتی شناخته شدهای مانند عمان و ترودوس نیز دستخوش تغییرات شوند(Akizawa et al., 2012; Osozawa et al., 2012; MacLeod et al., 2013). از جمله مناطقی که در آن بقایای ناشی از بسته شدن یک حوضه اقیانوسی بهخوبی حفظ شده و توالی به نسبت کاملی از سنگکره اقیانوسی را در خود جای داده است، افیولیت شمال مکران در جنوب شرقی ایران است. این توالی افیولیتی ادامه کمربندی است که از شرق اروپا آغاز شده و در سرتاسر منطقه مدیترانه، آسیای میانه و شرق آسیا گسترش دارند و به افیولیتهای نوع تتیسی معروف هستند(Moghadam and Stern, 2011; Dilek and Furnes, 2014). اندک مطالعات صورت گرفته بر روی افیولیت شمال مکران بهوسیله سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی ایران بوده که منجر به تهیه نقشههای زمینشناسی با مقیاس 250000/1 و 100000/1 شده است(Eftekhar-Nezhad et al., 1979; McCall et al., 1985). مطالعات اخیر در این منطقه بر روی شرایط تشکیل لاوسونیتها در مجموعه سنگهای دگرگونی(Hunziker et al., 2017) و مطالعه زمینشیمی پریدوتیتهای افیولیت شمال مکران (Moslempour et al., 2017) انجام میگیرد. برخی پژوهشگران Stöcklin (1968)، McCall et al., (1985) و Berberian and King (1981) بر این باورند افیولیت شمال مکران در یک حوضه کششی بین خرده قاره ایران مرکزی در سمت شمال و مجموعه باجکان-دورکان در جنوب تشکیل شده است. به باور برخی دیگر از پژوهشگران از جمله McCall(1997)، Sengör (1990) و Farhoudi and Karig (1997)، افیولیت شمال مکران در حوضه پشت کمان ماگمایی در یک حاشیه قارهای پرتکاپو شکل میگیرد. اگر چه پژوهشگران علوم زمین هر کدام بهگونهای در مطالعه رخدادهای منطقه مکران سهیم بودهاند، بااینوجود، تابهحال پژوهشی در مورد جایگاه زمینساختی و تکامل ماگمایی افیولیت شمال مکران با تمرکز بر واحدهای خروجی این توالی افیولیتی صورت نپذیرفته است. بنابراین در پژوهش پیش رو، با انتخاب دایکهای دیابازی، دیابازها و جریانهای بازالتی این توالی افیولیتی و با استفاده از مشاهدات صحرایی، شواهد ساختاری، مطالعات سنگنگاری و دادههای آزمایشگاهی به ارزیابی جایگاه زمینساختی و تکامل ماگمایی افیولیت شمال مکران پرداخته شده است.
جایگاه زمینساختی و روابط صحرایی
مجموعه افیولیتهای مکران در شمال منشور برافزایشی مکران قرار دارند(شکل1-الف،ب). منشور برافزایشی مکران از چهار واحد تکتونواستراتیگرافی اصلی تشکیل شده که بهوسیله راندگیهای بزرگ از هم جدا میشوند(شکل1-ب)؛ این واحدها از جنوب به شمال عبارتند از: مکران ساحلی، مکران بیرونی، مکرانی درونی و مکران شمالی(Dolati, 2010; Haghipour et al., 2012). منطقه مورد مطالعه در این پژوهش، افیولیت شمال مکران واقع در مکران شمالی است (شکل1-الفوب). مکران شمالی با روند شرقی–غربی تا شمالغرب-جنوبشرق از شمال بهوسیله فروافتادگی جازموریان محدود شده، از سمت جنوب بهوسیله گسل راندگی بشاگرد از مکران درونی جدا میشود، در سمت شرق، برونزد سنگهای تشکیلدهنده افیولیت شمال مکران رفتهرفته کاهش پیدا کرده و بهصورت تدریجی به نهشتههای فلیشی با روند شمالی-جنوبی شرق ایران میپیوندد (McCall et al., 1985) و در سمت غرب-شمالغرب نیز این مجموعه افیولیتی با نهشتههای کواترنر پوشیده شده و در ادامه با افیولیتهای کهنوج در ارتباط است. این منطقه حاوی قدیمیترین سنگهای منطقه مکران بوده و از سه واحد تکتونواستراتیگرافی اصلی تشکیل شده است(Dolati, 2010)(شکل1-ج): 1) مجموعه دگرگونی دیدار شامل جریانهای بازالتی، گدازههای بالشی، سیلت، مادستون و رسوباتی که متحمل دگرگونی درجه پایین تا خیلی پایین شده و عدسیهایی از شیست آبی در آن دیده میشود (McCall et al., 1985). Eftekhar-Nezhad et al., (1979) و Dolati (2010) بر اساس مجموعه فسیلی سن این سنگها را کرتاسه پسین برآورد کردهاند. Hunziker et al., (2017) شرایط دما و فشار شیستهای آبی این مجموعه را مطالعه کرده و بر این باورند لاوسونیتهای موجود در این سنگها در یک دگرگونی پسرونده در شرایط دمایی بین 300 تا 350 درجه سانتیگراد و فشار 9 تا 14 کیلوبار تشکیل شدهاند، 2) افیولیت شمال مکران، یک توالی کامل افیولیتی شامل تودههای الترامافیک که چندین توده نفوذی مافیک در آنها نفوذ کرده و کل این مجموعه بهوسیله گدازههای آتشفشانی و نهشتههای ژرف دریایی پوشیده میشوند(McCall et al., 1985)، و 3) مجموعه باجکان-دورکان که در بخش شمالی از سنگهای آذرین درونی حد واسط تا اسیدی تشکیل شده و در بخش جنوبی آن بیشتر سنگآهکهای تجدید تبلور یافته به همراه واحدهای دگرگونی تفکیک نشده حضور دارند.
شکل1. الف) تصویر ماهوارهای ایران و منطقه مکران که موقعیت منشور برافزایشی مکران در آن آشکار است، میزان همگرایی ورقهی عربی و اوراسیا بر اساس DeMets et al., (2010) آورده شده است، ب) نقشه ساده شدهی منشور برافزایشی مکران (Haghipour et al., 2012). در الف و ب منطقه مورد مطالعه بهوسیله چهارگوش نشان داده شده است، ج) نقشه زمینشناسی افیولیت شمال مکران (برگرفته و تصحیح شده از نقشههای 1:100000 زمینشناسی اسپکه (Aghanabati et al., 1987)، فنوج(Arshadi et al., 1987)، رامک(Morgan et al., 1987a) و رمشک(Morgan et al., 1987b)).
بهطورکلی افیولیت شمال مکران را میتوان به سه بخش تقسیمبندی کرد: 1) سنگهای الترامافیک گوشته بالایی شامل هارزبورژیت، دونیت و اندکی لرزولیت، 2) پوسته زیرین که از گابروهای لایهای و ایزوتروپ تشکیل شده است، و 3) پوسته بالایی که شامل دیابازها و دایکهای دیابازی، بازالتهای بالشی، غیربالشی و اسپیلیتی، گدازههای آتشفشانی به همراه پوشش رسوبی آنها است. روند عمومی ساختارها و واحدهای سنگی منطقه WNW-ESE است(شکل1-ج). بیشترین ساختارهای موجود در افیولیت شمال مکران گسلهای راندگی با روند WNW-ESE و شیب به سمت NNEهستند که در نتیجه عملکرد آنها، واحدهای سنگی در جهت SSW رانده شدهاند. شیب بیشتر گسلهای راندگی اندازهگیری شده در این منطقه بین 20 تا 35 درجه بوده و مرز اغلب واحدهای سنگی بهوسیله این گسلها آشکار شده است(شکل1-ج). بهگونهای که واحدهای دگرگونی مجموعه دیدار بر روی افیولیتها رانده شده و مجموعه افیولیتی نیز به نوبه خود با جابهجایی در جهت SSW در امتداد گسل راندگی درانار بر روی واحدهای رسوبی و گرانیتوئیدی مجموعه باجکان-دورکان رانده شده است. در جنوبیترین بخشهای منطقه نیز در امتداد گسل بزرگ بشاگرد کل این مجموعه در حال رانده شدن بر روی منشور برافزایشی مکران (مکران درونی) میباشد(شکل1-بوج). عملکرد گسلهای راستالغز بیشتر در شرق منطقه مورد مطالعه دیده میشود. گسلهای راستالغز چپگرد با روند چیره N-S تا NNE-SSW در شرقیترین بخشهای افیولیت شمال مکران پدید آمدهاند(شکل1-ج). ارتباط واحدهای سنگی با یکدیگر و نحوهی عملکرد و جابهجایی این گسلها نشان میدهد از گسلهای راندگی در منطقه جوانتر هستند. گسلهای راستالغز راستگرد حضور چندانی در منطقه نداشته و تنها شاهد عملکرد تعداد اندکی از آنها با روند NW-SE در شمال و شمالشرق فنوج هستیم(شکل1-ج). چندین نسل از دایکهای مختلف نیز در مجموعه افیولیت ملانژ شمال مکران حضور دارند. اندازهگیری شیب و امتداد این دایکها نشان میدهد روند عمومی آنها E-W تا WNW-ESE بوده و شیب آنها نزدیک به قائم است.
روش مطالعه
در طی عملیات صحرایی در منطقه مورد مطالعه، واحدهای سنگی مختلف شناسایی و از آنها نمونهبرداری انجام گرفت. عناصر ساختاری(مانند انواع گسلها، چینخوردگی، دایکها و سایر روندهای ساختاری) و ویژگیهای هندسی- جنبشی مربوط به هرکدام از آنها برداشت شد. نقشههای زمینشناسی 1:100000 منطقه (شامل اسپکه، فنوج، رامک و رمشک) با یکدیگر تلفیق و پس از تصحیح، نقشه زمینشناسی یکپارچه افیولیت شمال مکران تهیه شد(شکل1-ج). پس از نمونهبرداری، تعداد 30 مقطع نازک میکروسکوپی از دیابازها و بازالتهای منطقه تهیه و مورد مطالعه دقیق سنگنگاری قرار گرفت. پس از مطالعات سنگنگاری، تعداد پنج نمونه دیاباز و هفت نمونه بازالت که دارای کمترین میزان دگرسانی بودند، برای تجزیه شیمیایی عناصر اصلی، عناصر جزئی و عناصر نادر خاکی انتخاب شد. تجزیه شیمیایی عناصر اصلی به روش XRF و عناصر جزئی و نادر خاکی به روش ICP-MS در شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما صورت میگیرد. بررسی و پردازش دادههای زمینشیمیایی با استفاده از نرمافزارهای Igpet، GCDKit و Minpet انجام شده است.
بحث
سنگنگاری
دیابازها
دیابازها بهعنوان پایینترین بخش پوسته بالایی در افیولیت شمال مکران شناخته میشوند. این سنگها که ویژگی سنگهای نیمهآتشفشانی را به نمایش گذاشته، بر روی گابروهای ایزوتروپ قرار گرفته و بهوسیله گدازههای آتشفشانی، جریانهای بازالتی و یا نهشتههای پلاژیک پوشیده میشوند(شکل2-الف). همچنین میان لایههای رادیولاریتی و شیلهای ارغوانی در برخی مناطق همراه دیابازها دیده میشوند. این نهشتهها نمایانگر ژرفای به نسبت زیاد حوضه اقیانوسی در هنگام تهنشست آنها بوده و سن آنها کرتاسه پیشین است(Dolati, 2010). افزون بر شکل نیمهنفوذی دیابازها، آنها بهصورت دسته دایکهایی در واحدهای رسوبی و گدازههای آتشفشانی افیولیت شمال مکران نفوذ کردهاند(شکل2-الف). این دسته دایکها روند E-W تا NW-SE داشته و ستبرای آنها از چند سانتیمتر تا پیرامون 10 متر اندازهگیری شده است. دایکهای دیابازی و دیابازها بیشترین برونزد را در شرق افیولیت شمال مکران بین فنوج، اسپکه و جامرغ دارند(شکل1-ج). در این منطقه ستبرای بسیار زیادی از دیابازها به همراه گدازههای آتشفشانی و بازالتهای اسپلیتی بهصورت درهمریخته برونزد دارند. در جنوب جامرغ ستبرای بیش از 200 متری از این سنگها وجود دارد. در این منطقه، دایکهای دیابازی بهصورت ورقهای در زیر بازالتها قرار میگیرند، درصورتیکه در سایر مناطق دیابازها بهصورت تودههای نیمهآتشفشانی برونزد دارند. همچنین برونزدهایی از دیاباز در غرب منطقه در دو طرف نوار اولترامافیک فنوج – رمشک دیده میشود(شکل1-ج). در این منطقه دایکهای دیابازی با ستبرای پنج تا 10 متر بهصورت نفوذیهای نیمهآتشفشانی به درون گابروها نفوذ کردهاند. در مرز تماس بین گابروها و دیابازها، بلورهای درشت پلاژیوکلاز دیده میشوند که به سمت دیابازها اندازه آنها بهتدریج کاهش پیدا میکند. این دایکها سرانجام بهوسیله گدازههای آتشفشانی و بازالتها پوشیده میشوند. مرز بین دیابازها و بازالتها به دلیل در هم تنیدگی آنها در اغلب موارد نامشخص و غیرقابل تشخیص است. در مقاطع نازک، دیابازها حاوی درشت بلورهای پلاژیوکلاز (40 -50%) به اندازه نزدیک به پنج میلیمتر در زمینهای از کانیهای دانهریز هستند(شکل2-د). بلورهای کلینوپیروکسن(30-40%) نیز جزو کانیهای اصلی تشکیلدهنده دیابازها محسوب میشوند. افزون بر اینها، ایلمینیت و مگنیتیت(3-5%) مهمترین کانیهای اوپک در این سنگها هستند. بافت چیره در دیابازها از نوع افیتیک است، هر چند بافتهای پوئیکلیتیک و اینترسرتال نیز معمول هستند(شکل2-د). دگرسانی در دیابازها معمول بوده و در نتیجه آن آمفیبول جانشین کلینوپیروکسن شده و پلاژیوکلاز بهوسیله کلریت و اپیدوت جایگزین شده است. برخی پلاژیوکلازها نیز به سریسیت تجزیه شدهاند.
بازالتها
گدازههای بازالتی در افیولیت شمال مکران به دو صورت جریانهای بازالتی اسپیلیتی شده و گدازههای بازالتی وجود دارند، هر چند بازالتهای بالشی نیز در منطقه حضور دارند (شکل2-ب). جریانهای بازالتی اسپیلتی شده فراوانترین نوع گدازه در منطقه به شمار میرود و در بیشتر نقاط بهصورت میان لایه و یا لایههای کم ستبرا در بین سنگآهکهای پلاژیک، چرتها و رادیولاریتها دیده میشوند که دچار تبلور دوباره نیز شدهاند. این نهشتهها نمایانگر ژرفای تشکیل بیش از 200 متر بر روی پوسته اقیانوسی هستند. جریانهای بازالتی بیشتر سیاه رنگ بوده و به همراه دیابازها بیشترین برونزد را در شرق منطقه دارا هستند، هر چند برونزدهای کوچکی از این سنگها در غرب منطقه و در شرق رمشک نیز وجود دارند. جریانهای بازالتی دارای آنکلاوهای کوچکی از دیاباز و در برخی نقاط سنگآهکهای تجدید تبلور یافته هستند. در سطح بالایی جریانهای بازالتی، گدازههای بالشی وجود دارند که خود بهوسیله سنگآهکهای تجدید تبلور یافته پوشیده میشوند. در بسیاری از نقاط جریانهای بازالتی و دیابازها بهصورت درهمریخته همراه با نهشتههای ژرف دریایی به سن کرتاسه پیشین دیده میشوند(Dolati, 2010, McCall et al., 1985). بازالتها دارای حفرههایی هستند که درنتیجه انحلال حاصل شده و بهوسیله کلسیت پر شده است (شکل2-ج). در برخی نقاط جریانهای بازالتی بهصورت پیوسته دیابازها و گابروها و در اندک نقاطی هارزبورژیتها را میپوشانند. بر این اساس و ارتباط این واحدها با یکدیگر نشان میدهد، در بیشتر بخشهای منطقه مورد مطالعه جریانهای بازالتی و بازالتهای بالشی جوانترین واحد آذرین افیولیت شمال مکران محسوب میشوند. در مقاطع نازک، پلاژیوکلاز(60-70%)، کلینوپیروکسن (20-30%) و کانیهای اوپک(مگنتیت و ایلمینیت) (10-20%) سازندگان اصلی بازالتها به شمار میروند(شکل2-ه،و). کانیهای حاصل از دگرسانی شامل اکتینولیت، کلریت و کلسیت نیز در بیشتر مقاطع یافت میشوند. درشتبلورهای(پنج تا هشت میلیمتر) نیمهشکلدار پلاژیوکلاز ماکل دوقلویی به نمایش میگذارند(شکل2-ه). هر چند به دلیل فرایند اسپیلیتی شدن، این درشتبلورها به همراه میکرولیتهای پلاژیوکلاز به آلبیت و سریسیت تجزیه شدهاند(شکل2-ه). رگههای کوارتز و کلسیت و حفرههای پرشده از زئولیت، پرهنیت و کلسیت نیز در برخی مقاطع دیده میشوند(شکل2-و). بافت چیره در بازالتها، افیتیک و ساب افیتیک بوده و نسبت به دیابازها دانهریزتر هستند که در برخی مقاطع به پورفیری نزدیک میشود(شکل2-ه). گدازههای بالشی بیشتر دارای بافت افریک هستند، بااینحال، درشتبلورهای پلاژیوکلاز نیز حضور دارند. در این سنگها، پلاژیوکلازهای دانهریز (2mm>) زمینه را تشکیل میدهند. افزون بر پلاژیوکلاز، بلورهای کوچک کلینوپیروکسن، مگنتیت و شیشههای تبلور یافته بهوفور در زمینه دیده میشوند(شکل2-و). در برخی نمونهها کلینوپیروکسن بهطور کامل دگرسان شده و بهوسیله کلسیت پر شده است. این بلورهای دگرسان شده، همواره بیشکل تا نیمهشکلدار هستند.
شکل2. تصاویر صحرایی و میکروسکوپی دیابازها و بازالتهای افیولیت شمال مکران، الف) دایکهای دیابازی و دیابازها بهوسیله نهشتههای پلاژیک کرتاسه پیشین پوشیده شدهاند، ب) تصویر بازالتهای بالشی، ج) حفرههای انحلالی شکل گرفته در بازالتها، د) تصویر میکروسکوپی دیابازهای مکران، درشت بلورهای پلاژیوکلاز در زمینهای از کانیهای دانهریز مشهود است، ه) درشت بلورهای پلاژیوکلاز به همراه سریسیت در بازالتهای مکران، و) رگههای ثانویه کلسیت به همراه زئولیت در بازالتهای مکران. تصاویر میکروسکوپی در نور متقاطع(XPL)گرفته شدهاند. (نشانههای اختصاری برگرفته شده از (Withney and Evans (2010 عبارتند از: پلاژیوکلاز(pl)، هورنبلند(hbl)، کلینوپیروکسن(cpx)، مگنتیت(mag)، ایلمنیت(ilm)، سریسیت(ser)، زئولیت(zeo) و کلسیت(ca))
زمینشیمی
نتایج حاصل از تجزیه شیمیایی دیابازها و بازالتهای مورد مطالعه در جدول 1 آورده شده است. برای ردهبندی نمونههای دیاباز و بازالت مورد مطالعه از نمودار مجموع آلکالی-سیلیس(TAS) (Le Bas et al., 1986) استفاده شده است. با توجه به این نمودار، ترکیب سنگشناسی دیابازهای مورد مطالعه در گستره بازالتی قرار میگیرد (شکل3-الف). اما در مورد گدازههای بازالتی مکران دو ترکیب متفاوت رو میتوان تشخیص داد، بهطوریکه ترکیب برخی از نمونهها در گستره بازالت قرار گرفته، گروه دیگر دارای ترکیب آندزیت-بازالت، آندزیت و داسیت هستند. افزون بر این، در این نمودار میتوان قلمروهای تولئیتی (یا سابآلکالن) و آلکالن را از یکدیگر جدا کرد. همانطور که در این نمودار آشکار است، دیابازها و تعدادی از بازالتهای مکران در گستره سری تولئیتی و تعدادی دیگر از بازالتهای مورد مطالعه در گستره سری آلکالن قرار میگیرد. برای تفکیک بهتر نمونههای مورد مطالعه، از نمودار عناصر جزئی (Hastie et al., 2007) نیز استفاده شده است (شکل3-ب). در این نمودار که بر اساس Th در مقابل Co رسم شده، نمونههای مورد مطالعه به دو گروه سری تولئیتی و کالکآلکالن تفکیک شدهاند. همانطور که در نمودار نیز نشان داده شده است، تمامی نمونههای دیاباز و تعدادی از نمونههای بازالت در گستره سری تولئیتی جای میگیرد، ولی نمونههای بازالتی که در نمودار مجموع آلکالی-سیلیس (TAS) بالاتر از خط تقسیم تولئیتی و آلکالن و در گستره آلکالن جانمایی شده بودند، ترکیب کالکآلکالن نشان میدهند.
جدول1. نتایج تجزیه شیمیایی دیابازها و گدازههای بازالتی افیولیت شمال مکران، تجزیه اکسید عناصر اصلی به روشXRF بوده و برحسب درصد، و بقیه عناصر به روش ICP-MS و بر حسب ppm آورده شده است
Oxide/Rock type | دیاباز |
|
|
| بازالت |
|
|
|
|
|
|
SiO2 | 04/49 | 91/47 | 52/47 | 12/48 | 13/58 | 28/58 | 03/45 | 06/61 | 21/49 | 72/40 | 7/43 |
TiO2 | 47/1 | 49/1 | 67/1 | 2/2 | 03/1 | 51/0 | 76/0 | 04/1 | 02/2 | 23/1 | 63/1 |
Al2O3 | 65/15 | 53/15 | 19/15 | 22/14 | 25/11 | 12/10 | 22/14 | 27/10 | 08/14 | 38/16 | 01/15 |
FeOt | 12/11 | 14/12 | 53/11 | 14/13 | 97/9 | 59/4 | 97/6 | 71/6 | 71/9 | 13/10 | 53/10 |
MnO | 16/0 | 19/0 | 2/0 | 18/0 | 38/0 | 19/0 | 28/0 | 1/0 | 2/0 | 1/0 | 11/0 |
MgO | 08/7 | 55/6 | 07/7 | 29/6 | 71/4 | 38/2 | 77/3 | 26/2 | 13/5 | 79/2 | 31/3 |
CaO | 84/11 | 35/10 | 14/11 | 01/9 | 21/7 | 31/11 | 13/15 | 12/8 | 07/11 | 46/19 | 63/15 |
Na2O | 16/3 | 73/3 | 09/3 | 6/3 | 6/5 | 7/4 | 57/3 | 32/4 | 63/4 | 6/2 | 81/3 |
K2O | 09/0 | 37/0 | 28/0 | 55/0 | 83/0 | 16/0 | 76/0 | 02/0 | 68/0 | 02/0 | 34/0 |
P2O5 | 18/0 | 17/0 | 19/0 | 22/0 | 29/0 | 08/0 | 17/0 | 25/0 | 22/0 | 22/0 | 22/0 |
Cr2O3 | 04/0 | 02/0 | 03/0 | 02/0 | 01/0 | 0 | 01/0 | 0 | 01/0 | 04/0 | 06/0 |
NiO | 01/0 | 01/0 | 01/0 | 01/0 | 01/0 | 01/0 | 0 | 0 | 01/0 | 01/0 | 04/0 |
LOI | 79/0 | 52/1 | 34/2 | 49/2 | 85/0 | 53/7 | 63/9 | 15/6 | 71/3 | 51/6 | 08/6 |
TOTAL | 6/100 | 98/99 | 2/100 | 100 | 2/100 | 86/99 | 3/100 | 3/100 | 6/100 | 2/100 | 4/100 |
XMg | 33/0 | 29/0 | 32/0 | 27/0 | 18/0 | 20/0 | 29/0 | 30/0 | 27/0 | 29/0 | 21/0 |
Sc | 39/30 | 9/36 | 02/41 | 73/39 | 14/29 | 72/15 | 4/21 | 29/13 | 34/43 | 61/41 | 13/28 |
Ti | 9441 | 9020 | 10014 | 12740 | 13171 | 14741 | 4556 | 10282 | 11601 | 7371 | 9770 |
Ni | 1/106 | 2/93 | 2/86 | 01/60 | 12/108 | 7/60 | 2/60 | 86 | 80 | 13/70 | 469 |
Cr | 281 | 207 | 225 | 124 | 18/85 | 97/28 | 71 | 33 | 5/79 | 300 | 406 |
V | 6/262 | 6/248 | 265 | 4/338 | 201 | 7/168 | 3/203 | 8/128 | 1/303 | 1/296 | 7/249 |
Co | 02/51 | 1/45 | 46 | 72/43 | 6/42 | 4/24 | 7/29 | 2/11 | 8/40 | 02/42 | 01/57 |
Cu | 2/70 | 2/71 | 6/70 | 3/12 | 2/21 | 6/44 | 1/60 | 8/2 | 3/40 | 101 | 79/82 |
Zn | 5/20 | 1/97 | 02/89 | 02/20 | 5/64 | 6/48 | 7/72 | 73/79 | 28/84 | 97/58 | 4/86 |
Cs | 04/0 | 06/0 | 12/0 | 03/0 | 16/0 | 11/0 | 7/0 | 12/0 | 08/0 | 09/0 | 11/0 |
Rb | 23/2 | 09/3 | 2/2 | 01/2 | 25/6 | 35/3 | 32/1 | 32/4 | 81/1 | 01/2 | 76/1 |
Ba | 70 | 68/75 | 7/76 | 35/68 | 2/61 | 71/54 | 9/53 | 39/55 | 04/44 | 76/58 | 15/63 |
Th | 16/0 | 25/0 | 4/0 | 27/0 | 81/1 | 14/1 | 19/3 | 4/1 | 25/0 | 1/0 | 4/0 |
U | 14/0 | 19/0 | 45/0 | 43/0 | 8/0 | 35/0 | 02/1 | 51/0 | 34/0 | 6/0 | 22/0 |
Nb | 64/5 | 62/6 | 78/3 | 61/5 | 86/3 | 86/1 | 91/4 | 84/2 | 55/2 | 11/2 | 11/5 |
Ta | 31/0 | 3/0 | 29/0 | 33/0 | 22/0 | 17/0 | 3/0 | 24/0 | 19/0 | 21/0 | 34/0 |
La | 16/7 | 78/8 | 97/5 | 62/9 | 11/13 | 98/5 | 42/11 | 13/15 | 11/5 | 55/4 | 45/7 |
Ce | 46/21 | 89/25 | 14/17 | 74/25 | 51/31 | 02/33 | 45/24 | 52/34 | 72/15 | 5/11 | 81/17 |
Pb | 11/0 | 43/0 | 52/0 | 13/0 | 15/1 | 95/0 | 04/3 | 39/1 | 98/2 | 01/2 | 73/2 |
Pr | 18/2 | 34/2 | 3 | 41/2 | 22/4 | 67/3 | 07/3 | 94/3 | 37/2 | 04/2 | 41/2 |
Sr | 245 | 296 | 5/281 | 3/222 | 11/331 | 01/376 | 7/203 | 3/296 | 8/150 | 100 | 112 |
Nd | 6/10 | 62/11 | 78/12 | 61/11 | 83/11 | 18/10 | 38/13 | 31/12 | 42/13 | 59/10 | 44/11 |
Zr | 47/9 | 54/10 | 62/9 | 24/8 | 02/6 | 2 | 26/3 | 46/4 | 4/4 | 32/3 | 29/3 |
Hf | 18/2 | 53/1 | 98/1 | 42/0 | 7/2 | 8/2 | 94/2 | 09/3 | 05/2 | 81/2 | 4/2 |
Sm | 8/3 | 92/2 | 02/3 | 14/3 | 65/4 | 14/4 | 32/2 | 96/3 | 12/3 | 44/2 | 67/2 |
Eu | 27/1 | 42/1 | 42/1 | 4/1 | 51/1 | 57/1 | 85/0 | 36/1 | 55/1 | 46/1 | 24/1 |
Gd | 64/4 | 81/4 | 52/5 | 25/5 | 21/4 | 18/2 | 96/2 | 44/3 | 61/5 | 1/4 | 7/3 |
Tb | 78/0 | 8/0 | 9/0 | 95/0 | 52/0 | 47/0 | 41/0 | 56/0 | 78/0 | 56/0 | 64/0 |
Dy | 35/5 | 53/5 | 61/5 | 92/5 | 62/2 | 02/2 | 96/2 | 51/3 | 04/6 | 34/4 | 79/3 |
Y | 04/34 | 07/26 | 29/29 | 72/34 | 15/38 | 72/9 | 58/15 | 18/47 | 6/31 | 7/23 | 02/20 |
Ho | 67/0 | 12/1 | 01/1 | 79/0 | 46/1 | 32/0 | 57/0 | 35/1 | 04/1 | 73/0 | 73/0 |
Er | 03/3 | 07/3 | 1/3 | 85/3 | 39/1 | 02/1 | 6/1 | 12/1 | 48/3 | 69/2 | 31/2 |
Tm | 42/0 | 43/0 | 52/0 | 5/0 | 56/0 | 13/0 | 23/0 | 61/0 | 47/0 | 36/0 | 29/0 |
Yb | 61/2 | 65/2 | 01/3 | 72/3 | 17/4 | 02/1 | 78/1 | 2/4 | 12/3 | 59/1 | 11/2 |
Lu | 41/0 | 42/0 | 5/0 | 53/0 | 11/0 | 13/0 | 2/0 | 12/0 | 41/0 | 36/0 | 3/0 |
شکل3. الف) ردهبندی سنگهای بازالتی و دیابازهای مکران بر اساس نمودار مجموع آلکالی-سیلیس(TAS) (Le Bas et al. 1986)، ب) نامگذاری و تعیین سری ماگمایی بازالتها و دیابازهای مکران بر اساس نمودار Th در مقابل Co (Hastie et al., 2007)
برای بررسی تغییرات عناصر نادر خاکی و عناصر ردیاب از نمودارهای بهنجار شده با میانگین بازالتهای عادی پشتههای میاناقیانوسی(N-MORB)2 (Sun and Mc Donough, 1989) استفاده شده است (شکل4-الفوب). الگوی عناصر ردیاب بهنجار شده با میانگین N-MORB در دیابازها بهصورت مسطح بوده و روند افزایشی نامحسوسی از LREE3 به سمت HREE4 به نمایش میگذارد(شکل4-ب). نبود ناهنجاری Eu در دیابازها نمایانگر نقش اندک پلاژیوکلاز در تبلور این سنگها است. دیابازهای مکران نسبت به عناصر سنگ دوست یون بزرگ (LILE)5 مانند Cs, Sr و Ba اندکی غنیشدگی نشان داده و ناهنجاری منفی Zr وNb به نمایش میگذارند. همچنین ناهنجاری منفی Pb و ناهنجاری مثبت Sr و Ti در دیابازهای مکران آشکار است. این الگو نشان میدهد دیابازهای مورد مطالعه نسبت به عناصر دارای قدرت میدان بالا (HFSE)6 فاقد تغییرات محسوسی هستند (شکل4-ب). غنیشدگی عناصر LILE مانند Ba, U وNb نسبت به عناصر HFSE در دیابازهای مورد مطالعه نشان میدهد افزون بر سازندگان گوشته بالایی، مواد پوستهای نیز در ترکیب آنها تاثیرگذار بودهاند.
بررسی الگوی عناصر نادر خاکی بهنجار شده با میانگین N-MORB در گدازههای بازالتی شمال مکران نشان میدهد این نوع بازالتها غنیشدگی LREE نسبت به HREE به نمایش میگذارند (شکل4-الف). اما با بررسی دقیقتر درمییابیم این بازالتها با یکدیگر متفاوت هستند. برخی از نمونههای بازالتی که در نمودار مجموع آلکالی - سیلیس در گستره تولئیتی قرار گرفته بودند، روند مشابه با دیابازهای مورد مطالعه به نمایش میگذارند. در این نوع بازالتها غنیشدگی LREE نسبت به HREE در مقایسه با نوع دوم بازالتها از شدت کمتری برخوردار است. افزون بر این، نوع اول بازالتها مشابه دیابازها فاقد ناهنجاری Eu هستند. در این نوع بازالتها ناهنجاری مثبت U و Pb نیز دیده میشود. الگوی بهنجار شده N-MORB این بازالتها نمایانگر غنیشدگی آنها نسبت به LILE و تهیشدگی نسبت بهSm, Rb و Nb است. از طرف دیگر، نمونههای بازالتی که در نمودار مجموع آلکالی-سیلیس دارای ترکیب آندزیت-بازالت، آندزیت و داسیت هستند، الگوی LREE، HREE و ناهنجاریهای اندک متفاوتی را به نمایش میگذارند. در این نوع بازالتها غنیشدگی بیشتری از LREE نسبت به HREE دیده میشود. الگوی بهنجار شده N-MORB این نوع بازالتها غنیشدگی نسبت به LILE و تهیشدگی نسبت به Ta, Ho و Nb به نمایش میگذارند، ضمن اینکه در یک نمونه ناهنجاری منفی Eu دیده میشود. همچنین این نوع بازالتها فاقد ناهنجاری مثبت Pb و دارای ناهنجاری منفی Sr هستند.
شکل4. الف) الگوی چند عنصری بهنجار شده با میانگین بازالتهای عادی پشتههای میاناقیانوسی در بازالتهای مکران، ب) الگوی چند عنصری بهنجار شده با میانگین بازالتهای عادی پشتههای میان اقیانوسی در نمونههای دیاباز مکران. هر دو الگو بر اساس (Sun and Mc Donough, 1989) تهیه شده است
محیط زمینساختی دیابازها و بازالتها
برای تعیین محیط زمینساختی دیابازها و بازالتهای مورد مطالعه از نمودارهای جداکننده محیطهای زمینساختی استفاده شده است. Shervais (1982) با مطالعه رفتار عناصر Ti و V در پشتههای میاناقیانوسی و محیطهای فرورانش دریافت که مقایسه فراوانی این دو عنصر بهعنوان عامل موثر جداکننده بازالتها در رژیمهای مختلف زمینساختی، میتواند در تشخیص جایگاه تکتونوماگمایی مجموعههای افیولیتی مهم باشد. وی بر این باور است ضریب جدایش V بین مذاب و جامد با تغییر فوگاسیته اکسیژن تغییر میکند؛ بهطوریکه افزایش این ضریب با افزایش فوگاسیته اکسیژن دلالت بر تاثیر ورقه فرورانشی بر روی ترکیب بازالتها دارد(Shervais, 1982). همانطور که در نمودار شکل 5 نیز نشان داده شده است، دیابازها و گدازههای بازالتی تولئیتی مورد مطالعه که دارای غلظتهای بالاتری از Ti و V هستند، در گستره MORB7 قرار میگیرد. از طرفی بازالتهای که دارای ترکیب بازالتی تا داسیتی بوده و دارای غلظتهای پایینی از Ti و V هستند، در گستره IAT8 واقع شدهاند.
در نمودار Th/Yb در مقابل Nb/Yb (Pearce, 2008) دیابازها و نمونههای بازالت تولئیتی در گستره NMORB9 و EMORB10 قرار میگیرد. اما تعدادی از بازالتهای مورد مطالعه که دارای ترکیب کالکآلکالن هستند، در گستره محیطهای مرتبط با فرورانش جانمایی شدهاند. در این نمودار، نسبت Th/Yb شاخص بسیار مناسبی برای تمایز نمونههای مرتبط با پهنههای فرورانش از سایر پهنهها است. بهطوریکه افزایش این نسبت سبب قرارگیری نمونهها در مکانی بالاتر از روند گوشتهای شده و نمایانگر اضافه شدن فاز سیال حاصل از ورقه فرورانشی به ماگماهای ایجاد شده در یک منطقه همگرا است.
شکل5. جایگاه زمینساختی دیابازها و بازالتهای مکران: الف) بر اساس نمودار عناصر Ti و V(Shervais, 1982)، ب) بر اساس نمودار Th/Yb در مقابل Nb/Yb (Pearce, 2008). در هر دو نمودار دیابازها و بازالتهای تولئیتی در گسترهMORB و نمونههای بازالتی تا داسیتی در قلمروی بالاتر از روند گوشتهای یعنی در گستره مرتبط با پهنههای فرورانش جانمایی شدهاند
همانطور که در نمودارهای شکل 5 نیز نشان داده شد، دو نوع گدازههای بازالتی متفاوت همراه با افیولیت شمال مکران شناسایی شد. ویژگیهای زمینشیمیایی این دو نوع گدازه نشاندهنده دو نوع محیط زمینساختی متفاوت و نمایانگر دو رخداد ماگمایی در این منطقه است. ضمن اینکه بررسی نهشتههای رسوبی پوشاننده یا همراه با این دو نوع گدازه که بهوسیله Dolati (2010) بر اساس مجموعههای فسیلی آنها تعیین سن شده، نشان میدهد گدازههای مورد مطالعه در دو زمان متفاوت تشکیل شدهاند. بنابراین دو رخداد ماگمایی در دو رژیم زمینساختی متفاوت در منطقه مورد مطالعه به وقوع پیوسته است.
دسته اول گدازههای بازالتی با ویژگیهای مشابه با دیابازها هستند که به همراه آنها بخش بالایی پوسته اقیانوسی در افیولیت شمال مکران را تشکیل دادهاند. مرز بالایی دیابازها با گدازههای پوشاننده آنها در بسیاری از مناطق قابل شناسایی است، ضمن اینکه در بخشهای زیرین، دیابازها گابروهای ایزوتروپ را میپوشانند. البته در برخی نقاط، دایکهای دیابازی بر روی گابروها قرار گرفته و خود بهوسیله جریانهای بازالتی پوشانده میشوند. اینگونه مرزهای تماس بدون تغییر به همراه برونزدهای گسترده گدازههای بالشی و غیربالشی نمایانگر یک فعالیت ماگمایی پیوسته در یک مرکز گسترشی است که توانسته یک توالی به نسبت کامل افیولیتی را در شمال مکران پدید آورد. ویژگیهای زمینشیمیایی این نوع بازالتها همپوشانی نزدیکی با دیابازها داشته و نمودار الگوی چند عنصری بهنجار شده با میانگین N-MORB آنها دارای روند خطی و مشابه یکدیگر است. نتایج تجزیه شیمیایی این نوع گدازهها و دیابازها، نمایانگر ویژگیهای ماگماتیسم تولئیتی بوده و در یک محیط MORB تشکیل شدهاند. ضمن اینکه ویژگیهای زمینشیمیایی مشابه، نشاندهنده منشاء مشترک مذاب به وجود آورندهی آنها است. نهشتههای پلاژیک و همیپلاژیک پوشاننده این نوع گدازهها نمایانگر محیط دریایی به نسبت ژرف بوده و بهوسیله Dolati (2010) بارومین تعیین سن شدهاند. بنابراین مجموعه واحدهای سنگی زیر این نهشتههای رسوبی قدیمیتر از کرتاسه پسین هستند؛ از اینرو دیابازها و گدازههای تولئیتی مکران شمالی قبل از کرتاسه پسین شکل میگیرد. غنیشدگی دیابازها و این نوع گدازهها نسبت بهLREE نشاندهنده تاثیر قابل توجه سنگکره قارهای در ماگمای به وجود آورندهی آنهاست و مقادیر پایینLa/Yb و به نسبت بالای U/Th نمایانگر نبود تاثیر ترکیبات فرورانش در مذاب پدیدآورنده این سنگها است. بنابراین به نظر میرسد این سنگها در نتیجه بازشدگی سنگکره قارهای و پس از نازک شدگی آن شکل میگیرد. این رخداد ماگمایی در یک محیط کششی بر روی لبه جنوبی اوراسیا به وقوع پیوسته است. در نتیجه بازشدگی و نازک شدگی سنگکره قارهای، گوشته به سمت بالا حرکت کرده و در نتیجه کاهش فشار، ذوب صورت میگیرد؛ مواد مذاب به سمت بالا حرکت کرده و تودههای بزرگی را به وجود آوردهاند که منجر به شکلگیری افیولیت شمال مکران در کرتاسه پیشین شده است. این رخداد ماگمایی سبب شده تا بازالتهای تولئیتی بهطور پیوسته بر روی دیابازها قرار گیرند.
گروه دوم گدازههای بازالتی دارای ترکیب بازالت، آندزیت و داسیت هستند. نهشتههای رسوبی همراه با این نوع گدازها سنگآهکهای نریتیک و کمعمق کرتاسه پسین هستند(Dolati, 2010). ناپیوستگی نهشتههای کرتاسه پسین نشان میدهد در این زمان شرایط محیط کمژرفا حاکم بوده و در نتیجه آن فرسایش سنگهای آذرین در منطقه رخ داده است. وجود درشتبلورهای کلینوپیروکسن در این سنگها (در مقایسه با نوع قبلی) ممکن است به دلیل فشار بالا در ماگمای به وجود آورنده آنها باشد. این گدازهها دارای ناهنجاری مثبت Sr بوده و در نمودار Th/Yb در مقابل Nb/Th (Pearce, 2008) در گستره کمان آتشفشانی قرار میگیرد. نسبت بالای Pb/Ce، غنیشدگی در LREE و LILE، ناهنجاری منفی Nb و Ta و مقدار تمرکز اندک TiO2 نمایانگر تاثیر مثبت ورقه فرورانشی در ترکیب گدازهای این رخداد ماگمایی است(Noll et al., 1996). ضمن اینکه ویژگیهای کالکآلکالن این نوع گدازهها و غلظت بالای Si آنها تداعیکننده ماگماتیسم کالکآلکالن است که در بالای یک منطقه فرورانش تشکیل میشوند (Grove and Kinzler, 1986). تغییر ویژگیهای زمینشیمیایی این نوع گدازهها و تغییر در نوع نهشتههای همراه حاکی از تغییر محیط زمینساختی شکلگیری آنها نسبت به گدازههای تولئیتی و دیابازهای مورد مطالعه دارد. این تغییرات میتواند به دلیل آغاز فرورانش به سمت شمال سنگکره اقیانوسی عمان به زیر اوراسیا باشد که به باور بیشتر پژوهشگران در کرتاسه پسین آغاز شده است(Babaie et al., 2001, Berberian and King, 1981). تاثیر این فرورانش منجر به تغییر ترکیب گدازههای بازالتی مورد مطالعه از تولئیتی به سمت کالکآلکالن شده است.
نتیجهگیری
افیولیت شمال مکران بخشی از برجایماندههای سنگکره اقیانوسی است که در نتیجه باز شدن یک حوضه کششی بین دو بلوک قارهای و گسترش آن به یک باریکه اقیانوسی درونقارهای بهعنوان شاخهای از ابراقیانوس نئوتتیس تشکیل شده است. خرده قاره ایران مرکزی (بلوک لوت) در سمت شمال-شمالشرق و خرده قاره باجکان-دورکان، در جنوب-جنوبغرب این باریکه اقیانوسی قرار داشتهاند. نحوه پراکندگی واحدهای سنگی، ویژگیهای هندسی ساختارها، ساختارهای اولیه ماگمایی و روند عمومی دایکها نمایانگر راستای کشش NNE-SSW در حین شکلگیری و تکامل این باریکه اقیانوسی است. ضمن اینکه تکرار واحدهای سنگی این مجموعه افیولیتی حاکی از نقش مهم راندگیها در هندسه فعلی آن دارد. دیابازها و جریانهای بازالتی همراه با این مجموعه افیولیتی بیشترین برونزد را در شرق منطقه دارند. مطالعات سنگنگاری نشان میدهند این سنگها دارای بافت چیره افیتیک و سابآفیتیک، کانیهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، کانیهای اوپک(مگنتیت و ایلمینیت) به همراه محصولات دگرسانی و حفرههای پر شده بهوسیله کلسیت و زئولیت هستند. دادههای زمینشیمیایی نشاندهنده دو نوع ترکیب برای دیابازها و گدازههای بازالتی همراه با افیولیت شمال مکران هستند. گدازههای بازالتی با ترکیب تولئیتی و دیابازها با خصوصیات MORB، بهعنوان بخش بالایی توالی پوستهای افیولیت شمال مکران هستند که در یک محیط کششی و در کرتاسه پیشین تشکیل شدهاند. این نوع گدازهها هیچگونه نشانه نشاندهنده محیط فرورانش در خود ثبت و ضبط نکردهاند. نوع دوم گدازههای بازالتی، آندزیتی و داسیتی با ترکیب کالکآلکالن هستند که ویژگیهای مناطق فرورانش را به نمایش گذاشته و در نتیجه آغاز فرورانش در این منطقه تشکیل شدهاند. نهشتههای رسوبی همراه با این نوع گدازهها، ویژگیهای شکلگیری در یک محیط دریایی کمعمق را به نمایش گذاشته و سن کرتاسه پسین تا ائوسن دارند.
منابع
Aghanabati, A., Mahdavi, M. A. and Arshadi, S., 1987. Geological map of Espakeh, scale 1:100000. Geological Survey of Iran. ##- Akizawa, N., Arai, S. and Tamura, A., 2012. Behavior of MORB magmas at uppermost mantle beneath a fast-spreading axis: an example from Wadi Fizh of the northern Oman ophiolite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 164, 601-625. ##- Almalki, K.A., Betts, P.G. and Ailleres, L., 2016. Incipient seafloor spreading segments: Insights from the Red Sea. Geophysical Research letters, 43, 2709–2715. ##- Arshadi. S., Mahdavi, M.A. and Eftekhar-Nezhad, J., 1987. Geological map of Fannuj, scale 1:100000. Geological Survey of Iran. ##- Babaie, H.A., Ghazi, A.M., Babaei, A., La Tour, T.E. and Hassanipak, A.A., 2001. Geochemistry of arc volcanic rocks of the Zagros Crush Zone, Neyriz, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 19, 61-76. ##- Bagci, U., Parlak, O. and Hock, V., 2008. Geochemistry and tectonic environment of divers’ magma generations forming the crustal units of the Kizildag ophiolite, southern Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 17, 43-47. ##- Berberian, M. and King, G.C.P., 1981. Towards a paleo-geography and tectonic evolution of Iran – Reply: Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 1764-1766. ##- Cawood, P.A., Kröner, A., Collins, W.J., Kusky, T.M., Mooney, W.D. and Windley, B.F., 2009. Accretionary orogens through Earth history. In: Cawood PA, Kröner A (eds) Earth accretionary systems in space and time. Journal of the Geological Society London, 318, 1–36. ##- DeMets, C., Gordon, R.G. and Argus, D.F., 2010. Geologically current plate motions. Geophysical Journal International, 181, 1, 1-80. ##- Dewey, J.F. and Bird, J.M., 1971. Origin and emplacement of ophiolite Suite-Appalachian ophiolites in Newfoundland. Journal of Geophysical Research, 76, 3179. ##- Dilek, Y. and Furnes, H., 2014. Ophiolites and their origins. Elements, 10, 93–100. ##- Dolati, A., 2010. Stratigraphy, structural geology and low-temperature thermochronolgy across the Makran accretionary wedge in Iran: [Ph.D. thesis]. Swiss Institute of Technology, 370. ##- Donnelly, K.E., Goldstein, S.L., Langmuir, C.H. and Spiegelman, M., 2004. Origin of enriched ocean ridge basalts and implications for mantle dynamics. Earth and Planetary Science Letters, 226, 347-366. ##- Eftekhar-Nezhad, J., Arshadi, S., Mahdavi, M.A., Morgan, K.H., McCall, G.J.H. and Huber, H., 1979. Fannuj Quadrangle Map 1:250'000. Ministry of Mines and Metal, Geological Survey of Iran. ##- Farhoudi, G. and Karig, D.E., 1977. Makran of Iran and Pakistan as an active arc system. Geology, 5, 664-668. ##- Grove, T.L. and Kinzler, R.J., 1986. Petrogenesis of andesites. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14, 417-454. ##- Haghipour, N., Burg, J.P., Kober, F., Zeilinger, G., Ivy-Ochs, S., Kubik, P.W. and Faridi, M., 2012. Rate of crustal shortening and non-Coulomb behavior of an active accretionary wedge: The folded fluvial terraces in Makran (SE, Iran). Earth and Planetary Science Letters, 355, 187-198. ##- Hastie, A.R., Keer, A.C., Pearce, J.A. and Mitchell, S.F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination. Journal of Petrology, 48, 2341-2357. ##- Hunziker, D., Burg, J.P., Moulas, E., Reusser, E. and Omrani, J., 2017. Formation and preservation of fresh lawsonite: Geothermobarometry of the North Makran Blueschists, southeast Iran. Metamorphic Geology, 7, 1–25. ##- Le Bas, M.J., Lemaitre, R.W., Streckeisen, 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. ##- McCall, G.J.H. and Kidd, R.G.W., 1982. The Makran, southeastern Iran; the anatomy of a convergent plate margin active from Cretaceous to present. In: Jeremy, K. L. (ed.) Trench-Fore-arc geology; sedimentation and tectonics on modern and ancient active plate margins. Conference, London, United Kingdom, Geological Society of London, 387 -397. ##- McCall, G.J.H., Eftekhar-Nezhad, J., Samimi-Namin, M. and Arshadi, S., 1985. Explanatory text of the Fannuj quadrangle map 1:250,000. In: McCall, G.J.H. (Ed.). Ministry of Mines and Metals, Geological Survey of Iran. ##- McCall, G.J.H., 1997. The geotectonic history of the Makran and adjacent areas of southern Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 15, 517-531. ##- MacLeod, C.J., Lissenberg, C.J. and Bibby, L.E., 2013. "Moist MORB" axial magmatism in the Oman ophiolite: The evidence against a mid-ocean ridge origin. Geology, 41, 459-462. ##- Moghadam, H.S. and Stern, R.J., 2011. Late Cretaceous fore-arc ophiolites of Iran. Island Arc, 20, 1-4. ##- Morgan, K.H., McCall, G.J.H. and Huber, H., 1987(a). Geological map of Ramak, scale 1:100000. Geological Survey of Iran. ##- Morgan, K.H., McCall, G.J.H. and Huber, H., 1987(b). Geological map of Remeshk, scale 1:100000. Geological Survey of Iran. ##- Moslempour, M.E., Khalatbari Jafari, M., Morishita, T. and Biabangard, H., 2017. Petrogenesis of mantle peridotites from the South of Jazmourian, Makran accretionary prism, Iran. Iranian Journal of Earth Sciences, 9, 1-16. ##-Nicolas., A., 1989. Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Dodrecht, Netherlands, Kluwer Academic Publishers, 750. ##- Noll, P.D., Newsom, H.E., Leeman, W.P. and Ryan, J.G., 1996. The role of hydrothermal fluids in the production of subduction zone magmas: Evidence from siderophile and chalcophile trace elements and boron. Geochimica ET Cosmochimica Acta, 60, 587-611. ##- Osozawa, S., Shinjo, R., Lo, C.H., Jahn, B.M., Hoang, N., Sasaki, M., Ishikawa, K., Kano, H., Hoshi, H., Xenophontos, C. and Wakabayashi, J., 2012. Geochemistry and geochronology of the Troodos ophiolite: An SSZ ophiolite generated by subduction initiation and an extended episode of ridge subduction? Lithosphere, 4, 497-510. ##- 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. ##- Saccani, E., Nicolae, L. and Tassinari, R., 2001. Tectono-magmatic setting of the Jurassic ophiolites from the south Apuseni Mountains (Romania): Petrological and geochemical evidence. Ofioliti, 26,1, 9-22. ##- Sengör, A.M.C., 1990. A new model for the late Paleozoic Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. Geology and Tectonics of the Oman Region, 49, 797-831. ##- Shervais, J.W., 1982. Ti–V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letters, 59, 101–118. ##- Slovenec, D., Lugovic, B., Meyer, H.P. and Garapic, G.S., 2011. A tectono-magmatic correlation of basaltic rocks from ophiolite mélanges at the north-eastern tip of the Sava–Vardar suture zone (northern Croatia) constrained by geochemistry and petrology. Ofioliti, 36, 77-100. ##- Stöcklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: A review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52, 1229-1258. ##- Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42,1, 313-345. ##- Withney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187.##
Tectono-magmatic setting of diabase and basalt flows in north Makran ophiolite, southeast of Iran
Tajvar, A.1, Khatib, M.M.2 and Zarrinkoub, M.H2
1. PhD Student of Tectonic, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand
2. Professor of Geology, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand
Abstract
The north Makran ophiolite in southeast of Iran, as a part of Tethyan ophiolites, is located between Lut and Bajkan-Durkan continental blocks. Among the rocks of this ophiolite sequence, diabase and basalt flows have more abundant outcrops in the eastern part of the studied north Makran ophiolite. Structural, petrographic and geochemical evidences suggest distinct geodynamic setting for the formation of these rocks. Based on geochemical characteristics, diabase and basalts fall into two groups: In first group, tholeiitic diabase and basalt flows represent MORB-like affinity, and second group include calc-alkaline basaltic to dacitic lavas with arc environment and supra-subduction affinities. These two lava types represent two major magmatic events: 1) MORB-type magmatism resulted from Early Cretaceous rifting/opening between two continental blocks and formed tholeiitic diabase and basalt. LREE enrichment, Low La/Yb and relatively high U/Th ratios suggest continental influence in their melt source, and 2) Subduction-related magmatism, that formed calc-alkaline basaltic, andesitic and dacitic lavas in Late Cretaceous. LILE, LREE enrichment, Nb and Ta negative anomaly, low TiO2 concentrations and relatively high Ce/Pb ratio document subduction influence in their composition.
Keywords: North Makran ophiolite, Tholeiite, Basalt flows, Diabase, Calc-alkaline.
[1] * نویسنده مرتبط: mkhatib@birjand.ac.ir
[2] Normal Mid-Oceanic Ridge Basalt (N-MORB)
[3] Light Rare Earth Elements
[4] Heavy Rare Earth Elements
[5] Large-Ion Lithophile Elements (LILE)
[6] High Field Strength Elements (HFSE)
[7] Mid-Oceanic Ridge Basalt (MORB)
[8] Island Arc Tholeiite (IAT)
[9] Normal Mid-Oceanic Ridge Basalt (NMORB)
[10] Enriched Mid-Oceanic Ridge Basalts(EMORB)
