بررسی پترولوژیکی و ژئوشیمیایی سنگ‌های ولکانیکی پالئوسن-ائوسن منطقه رونج، جنوب‌شرق فریمان (خراسان رضوی، ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

چکیده

منطقه بررسی شده در شمال‌شرق ایران، در پهنه ایران مرکزى و در جنوب‌شرقی فریمان واقع شده است. بر اساس مشاهدات صحرایى و سنگ‌نگاری، ترکیب سنگ‌شناختی مجموعه بررسی شده در محدوده بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت، تراکى‌آندزیت و داسیت قرار می‌‌گیرد. مجموعه سنگی از نظر سنى متعلق به پالئوسن-ائوسن است. بافت غالب این سنگ‌ها، پورفیرى با خمیره میکرولیتى و گلومرو‌فیرى است. پلاژیوکلاز، اولیوین، پیروکسن، هورنبلند، آلکالی‌فلدسپار و کوارتز کانی‌های اصلی و بیوتیت، آپاتیت، اسفن و مگنتیت، کانی‌های فرعی نمونه‌های بررسی شده را تشکیل می‌دهند. شواهد میکروسکوپى از جمله: بافت‌هاى غیر تعادلى در پلاژیوکلازها (حالت زونه و انحلال) و در مقیاس ماکروسکوپی وجود زینولیت‌ها، بر آلایش ماگمایى توده ولکانیکى دلالت دارند. سنگ‌های منطقه از لحاظ سری ماگمایی جزو سری کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا با ماهیت متا‌آلومینوس است. رفتار اکسید‌هاى عناصر اصلى و کمیاب روند عادى تفریق را در ماگما نشان مى‌دهد. داده‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهد که سنگ منشأ مذاب سازنده سنگ‌های مورد بررسی شاید یک گارنت لرزولیت بوده که حدود 1 تا 10 درصد ذوب بخشی را در اعماق حدود 90 تا 100 کیلومتری تحمل نموده است. در بررسی‌های پتروگرافی، شواهد و مدارکی دال بر وجود آلایش ماگمایی در سنگ‌های منطقه مشاهده شد که آنومالی منفی Nb و Ti و آنومالی مثبت Pb در نمودار‌های عنکبوتی و همچنین، نسبت‌های عناصری مانند Ce/Pb و Nb/U نیز این موضوع را تأیید می‌نماید. غنی‌شدگی نمونه‌ها از عناصر LILE و تهی‌شدگی از عناصر HFSE بیانگر ماگماتیسم کمان‌های آتشفشانی حاشیه قاره است. بر اساس نمودار‌های مختلف سنگ‌شناختی نیز، محیط تکتونیکی منطقه بررسی شده با پهنه‌های فرورانش حاشیه فعال قاره‌ای مرتبط است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrology and geochemistry of the Paleocene-Eocene volcanic rocks from Revenj area, Southeast of Fariman (Khorasan Razavi, Iran)

نویسندگان [English]

  • Badieh Shahsavari alavigeh
  • Seyed Massoud Homam
چکیده [English]

The study area is located in the Southeast of Fariman and it is considered as a part of the central Iranian zone. According to field and petrographic studies the composition of volcanic rocks a range from basalt andesite-basalt andesite, trachyandesite to dacite with Paleocene-Eocene age. The dominant textures of the volcanic rocks are microlitic porphyric and glomeroporphyric and the major minerals are plagioclase, olivine, pyroxene, hornblende, alkali feldspar and quartz. Biotite, apatite, sphene and magnetite are as minor minerals. Microscopic studies reveal the presence of disequilibrium textures in plagioclases (eg. zoning and corrosion). The occurrence of xenolites indicates magma contamination. Based on geochemistry of major and minor elements, the studied rocks belong to calc-alkaline series with moderate to high potassium type and meta-aluminous nature. The geochemical behavior of major and trace elements reveals the normal trend of differentiation in the magma. According to geochemical data, garnet-lerzolite may be the principal source rock for the studied volcanic rocks which experienced 1 to 10% partial melting in a depth of around 90 to 100 km. Based on petrographic studies, some evidences of magmatic contamination can be distinguished which can be also supported by Nb and Ti negative anomalies and Pb positive anomaly on spider diagrams and Ce/Pb and Nb/U ratios. Enrichment in LILE and depletion of HFSE in the studied rocks as well as various petrologic diagrams point to magmatism in arc of an active continental margin.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Calc
  • calc-alkaline
  • alkaline
  • Paleocene-Eocene
  • Geochemistry
  • active continental margin
  • Paleocene
  • Eocene
  • Fariman
  • Khorasan Razavi
  • Central Iran

مقدمه

فعالیت‌های منطقه بررسی شده در حدود 147 کیلومتری جنوب‌شرقی مشهد و 60 کیلومتری جنوب‌شرقی شهرستان فریمان واقع شده است. این محدوده در عرض جغرافیایی ´15 º35 تا
´18 º35 شمالی و طول جغرافیایی ´18 º 60 تا ´25 º60 شرقی قرار گرفته است و نزدیک‌ترین روستا به آن، روستای رونج است. راه ارتباطی منطقه، جاده آسفالته فریمان به تربت‌جام است که از این جاده راه‌های فرعی متعددی امکان دسترسی به مناطق داخلی محدوده را فراهم می‌سازد. بررسی‌ها نشان می‌دهد که بررسی‌های نسبتاً اندکی در منطقه انجام گرفته است. این بررسی‌های بسیار محدود و در حد یک توصیف ساده از زمین‌شناسی منطقه و به ویژه در مورد مباحث پترولوژی به جزییات ویژگی‌های این سری آتشفشانی پرداخته نشده است.

این محدوده توسط پژوهشگران مختلف از جمله: Gramont و Guillou (1979) در راستای تهیه نقشه زمین‌شناسی کهریزنو Eftekhar Nezhad و همکاران (1993) برای تهیه نقشه زمین‌شناسی تربت‌جام، بررسی شده است. هدف از انجام پژوهش حاضر، بررسی پترولوژی، ژئوشیمی و تعیین خاستگاه تکتونیکى توده ولکانیکى ترشیر جنوب‌شرق فریمان است. تصویر ماهواره‌ای منطقه مورد نظر در شکل 1 نشان داده شده است.

 

 

 

شکل 1- تصویر ماهواره‌ای از منطقه که در آن ولکانیک‌های بررسی شده نمایش داده شده است.

 

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه بررسی شده از نظر تقسیمات زمین‌شناسی و ساختمانی ایران و در نقشه‌ای که توسط Aghanabati (2004) ارایه شده جزو ایران مرکزی به شمار می‌رود. در نقشه‌ای که توسط Nabavi (1976) ارایه شده منطقه مورد پژوهش تقریباً در بخش مرزی ایران مرکزی و پهنه بینالود (بخشی از البرز) و بر اساس نقشه زیر پهنه‌های ایران از نگاه Alavi (1991) در پهنه سبزوار واقع شده است. شایان ذکر است که محدوده بررسی شده در برگه زمین‌شناسی 1:100000 کهریزنو قرارگرفته است (Gramont and Guillou, 1979). مجموعه سنگی از نظر سنى متعلق به پالئوسن-ائوسن است. در سمت جنوب منطقه بررسی شده یک مجموعه رسوبی-آتشفشانی دگرگون شده به سن پرکامبرین، موسوم به کمپلکس سیبک، شامل شیست‌های حاوی کلریت، آندالوزیت، سنگ‌های کربناته با تبلور مجدد، متا‌لاوا (اسیدی و بازیک)، متا‌گابرو و گرانیتوئید وجود دارد. ارتفاعات غربی منطقه را توده‌های نفوذی (گرانیت و کوارتزدیوریت) به سن پرکامبرین تشکیل می‌دهد که به صورت یک کمربند باریک گرانیتی در امتداد شمال‌غرب-جنوب‌شرق، ازمنطقه رونج تا اولنگ‌مرغی به طور پیوسته رخنمون دارند. این توده در امتداد گسل تراستی فریمان واقع شده است و تحت تأثیر فعالیت‌های تکتونیکی گسل یاد شده قرار گرفته است. بخش شمالی منطقه بررسی شده، به واسطه گسلی با امتداد شرقی-غربی توسط کنگلومرای نئوژن پوشیده شده است. کنگلومراها از واحدهای سنگی جدید منطقه و بیشتر به رنگ سبز و یا حتی قرمز دیده می‌شود. مرز این واحدها با واحدهای قدیمی‌تر بیشتر گسله است که به طور تدریجی به توالی ضخیمی از ماسه‌سنگ قرمز، سیلت و مارن به همراه افق‌هایی از ژیپس تغییر می‌کند و در مجاورت روستای رونج رخنمون دارد. تقریباً بیشتر قطعات کنگلومراها از واحدهای سنگی اطراف به ویژه آندزیت‌ها تشکیل شده‌اند. این کنگلومراها از لحاظ منشأ از نوع کنگلومرای پلی‌میکتیک و رودخانه‌ای است. به طور کلی دو گسل عمده و اصلی در منطقه وجود دارد. گسلی که از شمال روستای شیخ‌آباد در شرق برگه کاریزنو شروع و از قسمت شمال‌غربی نقشه خارج می‌شود. گسل دیگر مرز بین واحد‌های گرانیتی و کوارتز‌دیوریتی با واحد‌های جوان‌تر است. شایان ذکر است گسل‌های یاد شده نرمال بوده و شیب عمومی آنها به سمت جنوب‌غربی است (Waezipour and Soheili, 2005). در این راستا، نقشه زمین‌شناسی منطقه (شکل 2) در مقیاس 1:10000 با نرم‌افزار Gis Arc نسخه 2/9 تهیه شد (Shahsavari Alavigeh, 2011).

 

 

   

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی 1:10000 منطقه بررسی شده به همراه راهنمای نقشه منطقه (Shahsavari Alavigeh, 2011)

 


 

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی‌های پتروگرافی از جمله: بررسی‌های سنگ‌شناسی، بافت، کانی‌شناسی و آلتراسیون، تعداد 70 مقطع نازک تهیه و توسط میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد.

همچنین، به منظور بررسی‌های ژئوشیمیایی و پترولوژی 10 نمونه که در برگیرنده تمام واحدهای موجود در منطقه بود، جهت انجام تجزیه شیمیایی با روش ‌ICP-MS 4A-4B) و (1DX انتخاب و در آزمایشگاه ACME (کانادا) تجزیه شد و در نهایت، تحلیل اطلاعات حاصل از داده‌های ژئوشیمیایی با نرم افزارهای کامپیوتری (Igpet, GCDKit) و تلفیقایناطلاعاتبابررسی‌هایصحراییو پتروگرافی انجام شده است.

 

پتروگرافی

بر اساس بررسی‌های صحرایی و پتروگرافی، ترکیب مجموعه در محدوده بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت، تراکى‌آندزیت و داسیت قرار دارد و فراوان‌ترین سنگ‌های آتشفشانی منطقه، آندزیت‌های بازالتی و پس از آن آندزیت و تراکی‌آندزیت است. بافت‌های غالب در این سنگ‌های ولکانیکی، پورفیری با خمیره میکرولیتی و گلومرو‌فیری است. از بافت‌های دیگر بافت‌های پورفیریتیک، هیالو‌میکرولیتیک پورفیری، جریانی و بادامکی را می‌توان نام برد (شکل 3-A).

آندزیت بازالتی و بازالت: این سنگ‌ها، در نمونه دستی به رنگ خاکستری تیره تا سیاه بوده و دارای ظاهری حفره‌دار است که گاه این حفره‌ها توسط کانی‌های دیگر از قبیل: کلسیت، کلریت و کوارتز (متعلق به مرحله هیدروترمال) پر شده‌اند و ساخت بادامکی را ایجاد کرده‌اند. حفره‌ها بیشتر مدوّر و گاه بیضی‌شکل است. وجود ساخت حفره‌دار نشان از میزان در خور توجه سیال موجود در ماگما است (شکل 4-C). کاهش فشار در حین صعود و گرانروی پایین ماگما سبب به هم پیوستن سیالات در بالای ستون ماگمایی، ایجاد فوران و در نهایت تولید سنگ‌های حفره‌دار می‌شود (Barker, 1983).

پلاژیوکلاز، اولیوین و پیروکسن، کانی‌های اصلی بازالت و آندزیت‌های بازالتی است. اندازه پلاژیوکلازها متوسط تا درشت و بیشتر به صورت فنوکریست شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار و به صورت بلورهای ساده بدون ماکل، دارای ماکل پلی‌سنتتیک، دارای زونینگ با حواشی فرورفته و بافت غربالی دیده می‌شود. همچنین، پلاژیوکلازها به صورت میکرولیت در زمینه است. بلورهای خودشکل تا غیر خود‌شکل الیوین در بازالت و آندزیت‌های بازالتی، بیشتر به صورت درشت‌بلور و به ندرت ریز‌بلور دیده می‌شود. گروهی از الیوین‌ها به کلریت و کلسیت و تعدادی به ایدنگزیت تجزیه شده‌اند و شکستگی‌های آن توسط کانی‌های اپاک (مگنتیت) پر شده است و تقریباً از ساختار اولیه کانی چیزی باقی نمانده است (شکل 3-B). پیروکسن‌هاى منوکلینیک در بازالت و آندزیت‌های بازالتی، به صورت نیمه شکل‌دار و از نوع اوژیت است که در مواردی به اورالیت و کلریت دگرسان شده‌اند.

آندزیت و تراکی‌آندزیت: این سنگ‌ها در سطح تازه به رنگ خاکستری و در نمای کلی به رنگ قهوه‌ای و سبز دیده می‌شود. کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده آندزیت‌ها، پلاژیوکلاز و هورنبلند و در تراکىآندزیت‌ها، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و هورنبلند است. درشت‌بلور و میکرولیت‌های پلاژیوکلاز به صورت شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار است. پلاژیوکلازها با سطوح بلوری سالم و گاه با ماکل آلبیتی مشاهده می‌شود. تعدادی از پلاژیوکلازها دارای حاشیه تحلیل رفته و گرد شده و دارای زونینگ و برخی نیز دارای بافت غربالی است. آلکالی‌فلدسپار در تراکىآندزیت‌های منطقه بیشتر به صورت سانیدین با ماکل کارلسباد و به صورت فنوکریست تا میکرولیت مشاهده می‌شود. فنوکریست‌هاى آمفیبول در آندزیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌ها به صورت شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار بوده و در بیشتر نمونه‌ها، حاشیه‌اى از اپاسیت اطراف آنها را فرا گرفته است (شکل 3- C). این ویژگى در اثر اکسیداسیون گرمابی، تغییرات درجه حرارت، نرخ سرد شدگى و فوران، کاهش فشار جانبی و در فوگاسیته اکسیژن بالا انجام می‌شود (Rutherford and Devine, 2003). وجود اکسی‌هورنبلند (هورنبلند با حاشیه سوخته) نشان از افت ناگهانی فشار بخار آب درحین صعود ماگما دارد (Pearce et al., 1987). حاشیه‌های اکسید شده کانی‌های فرومنیزین آب‌دار یکی از مواردی است که عدم تعادل ماگمای در حال صعود را نشان می‌دهد. آمفیبول‌ها در برخی موارد به طور کامل تبدیل به کلریت نوع پنین (آبی‌رنگ) شده و از ساختار کانی اولیه چیزی باقی نمانده است.

داسیت: این سنگ‌ها، در نمونه دستی به رنگ خاکستری روشن است که عموماً از فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، کوارتز اتومورف و آلکالی‌فلدسپار تشکیل شده‌اند. آلکالى‌فلدسپار در داسیت‌های منطقه بیشتر به صورت فنوکریست‌های کشیده یا تخته‌ای سانیدین با ماکل کارلسباد و همچنین، به صورت ریزبلور در زمینه مشاهده می‌شود و در بیشتر مقاطع به صورت سالم و تجزیه نشده دیده می‌شود. کوارتز، هم به صورت فنوکریست و هم به صورت ریزبلور در متن سنگ است. پلاژیوکلاز به صورت فنوکریست، شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار، بیشتر زونه و دارای حاشیه تحلیل رفته و گرد شده دیده می‌شود. آمفیبول‌های موجود در داسیت‌ها از نوع هورنبلند بوده و به صورت شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار و اپاسیته شده‌اند.

با توجه به برسی‌های پتروگرافی درشت‌بلورهای خود‌شکل تا نیمه شکل‌دار پلاژیوکلاز با سطوح بلوری سالم و گاه با ماکل آلبیتی، منطقه‌بندی و در برخی موارد دارای انحلال و خوردگی و بافت غربالی، کانی متداول تمام سنگ‌های آتشفشانی منطقه بررسی شده‌اند (شکل 3- D و E). بالا آمدن سریع ماگما و کاهش ناگهانی فشار در ویژگی‌های بافتی پلاژیوکلازها، از جمله خوردگی و منطقه‌بندی نقش دارد (Nelson and Montana, 1992). به عقیده Loomis (1982) تغییرات تدریجى در منطقه‌بندى مربوط به اثرات موضعى تبلور غیر تعادلى است و به نظر Shelly (1993)، کاهش دما با وجود مواد فرار، در ایجاد این وضعیت در پلاژیوکلازها مؤثر است. زیرا آب عموماً به عنوان یک تشکیل‌دهنده اصلی در فاز سیال ماگماها حضور دارد و می‌تواند به صورت محلول و یا به عنوان یک فاز ناآمیخته و مستقل وجود داشته باشد. آب زمانی بر نقطه ذوب تأثیر می‌گذارد که به صورت یک فاز مستقل باشد. به طور کلی، حلالیت آب در مذاب‌های سیلیکاته با فشار رابطه مستقیم و با دما رابطه معکوس دارد (Francis and Oppenheimer, 1993).

اصولاً زونینگ نمایانگر نرسیدن بلور به شرایط تعادلی در هنگام تبلور است و بیشتر طی تبلور سریع‌تر ماگما ایجاد می‌شود (Shelly, 1993). در زونینگ نوسانی تغییر نا موزون به صورت بخشی و تغییر میزان آنورتیت به ویژه در اثر نوسانات PH2O در ماده مذاب به وجود می‌آید (Gill, 1981). وجود بخار آب در محیط تبلور حتی به مقدار اندک، درجات حرارت سولیدوس و لیکیدوس را به نحو بارزی کم می‌کند. بنابراین، هر گاه در هنگام تبلور ماگما، در حضور بخار آب، فشار آن کم و زیاد شود مثلاً خروج گاز‌های آتشفشانی به طور متناوب، ترکیب زون‌های مختلف نوسان خواهد کرد. زیرا در فشار زیاد بخار آب تبلور پلاژیوکلاز قطع می‌شود و حتی قشر خارجی آن ممکن است ذوب شود و در این حالت هرگاه مجدداً پلاژیوکلاز متبلور شود درصد آنورتیت آن بیشتر خواهد بود. این مساله یکی از موارد نوسان در ترکیب پلاژیوکلازها به شمار می‌آید. وجود ویژگی‌های بافتی در فنوکریست‌ها همچون خوردگی و منطقه‌بندی در پلاژیوکلاز‌ها همگی نشانگر عدم تعادل شیمیایی و بالا آمدن سریع ماگما و کاهش ناگهانی فشار در آن است و نقش آلایش پوسته‌ای را مطرح می‌نماید (Raymond, 2002).

پلاژیوکلازها گاه حاشیه‌های فرورفته دارند. گرد‌شدگی و تحلیل رفتن حاشیه پلاژیوکلاز نشان‌دهنده عدم تعادل این کانی با مذاب در فشار‌های پایین است. شاید این فنوکریست‌ها جزو اولین کانی‌هایی بوده‌اند که قبل از بیرون‌ریزی و در اعماق کم و بیش زیاد تشکیل شده‌اند و پس از رسیدن به ترازهای سطحی و کاهش فشار، دچار ذوب در حاشیه خود شده‌اند. درصد فنوکریست در این سنگ‌ها به طور متوسط حدود 30 درصد است و زمینه سنگ‌های بررسی شده از شیشه آتشفشانی حفره‌دار، میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن‌های ریزبلور و همچنین، کانی‌های اپاک از جمله مگنتیت و هماتیت تشکیل شده است. آندزیت و تراکی‌آندزیت‌ها بیشتر دارای آلتراسیون پروپلیتیک، سیلیسی و کلریتی بوده و در مناطق خاص، آلتراسیون‌های سریسیتی و آرژیلیک نیز مشاهده شده است. سریسیت، اپیدوت، کلریت، ایدنگزیت، کلسیت، مگنتیت و هماتیت (اکسید ‌آهن) از جمله کانی‌های ثانویه است. آلتراسیون کانی‌ها ابتدا با کلریتى شدن کانی‌هاى فرومنیزین شروع شده است و در بعضى مقاطع شدت آلتراسیون به حدى است که کانى اولیه آن قابل تشخیص نیست. تشکیل کلریت ثانویه یا از آلتراسیون کانی‌هاى مافیک موجود در سنگ و یا به واسطه ورود آهن و منیزیم به سنگ توسط محلول‌هاى گرمابى و یا وقوع این دو پدیده با هم ناشى مى‌شود (Evans, 1992).

اکسید آهن در این منطقه به صورت کانی‌های مگنتیت و هماتیت بیشتر در واحدهای آندزیت‌های بازالتی و بازالت و مس به صورت مالاکیت و آزوریت بیشتر در واحدهای آندزیت و تراکی‌آندزیت مشاهده می‌شود. حضور کربنات‌ها و رگه‌های کربناته و حضور کربنات مس به صورت مالاکیت، در زمینه سنگ یکی از پدیده‌های معمول است که در سنگ‌های بررسی شده دیده می‌شود (شکل 3- F). کانی‌سازی مس در سطح به صورت رگه‌ای دیده می‌شود و این رگه‌ها در امتداد درزه‌ها و شکستگی‌های سنگ‌های آندزیتی قرار می‌گیرد (شکل 4- A). کانی‌هاى فرعى شامل بیوتیت، آپاتیت، اسفن و کانی‌هاى فلزى (مگنتیت تیتان‌دار) است. ویژگی‌های پتروگرافی نشان‌دهنده کاهش کانی الیوین از سنگ‌های آندزیت بازالتی است و افزایش کانی آمفیبول در سنگ‌های متوسط و اسیدی است که می‌تواند نشان‌دهنده نقش تبلور تفریقی باشد. با توجه به بررسی‌های پتروگرافی در منطقه می‌توان چنین نتیجه گرفت که سنگ‌های منطقه شاید دچار آلایش ماگمایی شده‌اند. از مهمترین دلایل وجود آلایش ماگمایی در سنگ‌های منطقه می‌توان به شواهد میکروسکوپی از جمله: بافت‌های غیر تعادلی در پلاژیوکلازها (حالت زونه و انحلال) و در مقیاس ماکروسکوپی به وجود زینولیت‌ها اشاره کرد (شکل 4-B).

زینولیت‌ها در سنگ‌های آذرین آشکارترین دلایل آلایش ماگمایی هستند، اما فراوانی آنها نمی‌تواند راهنمایی برای پی‌بردن به شدت و ضعف آلایش باشد (Moinevaziri, 1996). این زینولیت‌ها ممکن است قطعاتی از سنگ دیواره یا سقف آشیانه ماگمایی و یا سنگ‌های پوسته‌ای باشد که در مسیر عبور ماگما بوده‌اند و ضمن عبور ماگما کنده شده و وارد آن شده‌اند. گاه ممکن است زینولیت کاملاً در ماگما حل شده باشد که در این حالت زینولیتی در سنگ دیده نخواهد شد. بنابراین، عدم وجود زینولیت ضرورتاً به معنی عدم آلودگی ماگما نیست. قطر زینولیت‌های موجود در ولکانیک‌های بررسی شده حدود 5 تا 10 سانتی‌متر است. پتروگرافی زینولیت‌های موجود در سنگ‌های ولکانیک پالئوسن-ائوسن منطقه رونج نشان‌دهنده وجود زینولیت‌های گرانیتوئیدی در این سنگ‌هاست. کانی‌های تشکیل‌دهنده آنها عمدتاً شامل پلاژیوکلاز و فلوگوپیت با بافت گرانوبلاستیک است که بخش‌هایی از این زینولیت‌های گرانیتوئیدی توسط این ولکانیک‌ها حمل و به سطح زمین آورده شده‌اند.

 

 

     
     

شکل 3- تصاویر پتروگرافی از سنگ‌های منطقه رونج. (A بافت بادامکی حاصل از پر شدن حفره توسط کلسیت (PPL)؛ (B بلور الیوین ایدنگزیتی شده در یک نمونه آندزیت بازالتی (PPL)؛ (C تبدیل فنوکریست‌های هورنبلند در اثر اپاسیتی شدن به کانی‌های اپاک در یک نمونه تراکی‌آندزیت (PPL)؛ (D پدیده زونینگ و هم‌رشدی در بلور پلاژیوکلاز در یک نمونه داسیت (PPL)؛ (E پدیده زونینگ و حاشیه فرورفته در بلور پلاژیوکلاز در یک نمونه داسیت (XPL)؛ (F حضور مالاکیت در زمینه سنگ یک نمونه تراکی آندزیت (PPL).

 

     

شکل 4- تصاویر صحرایی و نمونه دستی از سنگ‌های منطقه رونج. (A رگه‌هایی از کربنات مس در امتداد درزه‌ها و شکستگی‌های سنگ‌های آندزیتی؛ (B وجود زینولیت در مقیاس ماکروسکوپی که دال بر آلایش ماگمایی است؛ (C وجود ساخت حفره‌دار که نشان‌دهنده‌ میزان در خور توجه سیال موجود در ماگما است.

 

 

 

 

 


 


ژئوشیمی و پتروژنز

نتایج تجزیه شیمیایی عناصر اصلی بر حسب درصد وزنی (Wt%)، عناصر فرعی و عناصر کمیاب بر حسب (ppm) سنگ‌های آتشفشانی منطقه رونج واقع در جنوب‌شرق فریمان در جدول 1آورده شده است.

 

 

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی عناصر اصلی(Wt%)، عناصر فرعی و کمیاب (ppm) سنگ‌های آتشفشانی منطقه رونج با روش ICP-MS

Sample

2897 106

2891 80

2892 68

2893 99

2896 89

2894 25

2890 82

2895 85

2889 102

2898 59

(Wt %)

                   

SiO2

58.59

52.24

53.68

65.62

63.12

55.81

54.57

60.56

49.70

55.22

Al2O3

16.84

15.77

18.97

17.06

16.79

18.05

17.66

17.28

14.49

19.57

Fe2O3

6.17

8.19

6.33

2.90

4.05

6.00

7.46

5.25

9.12

5.75

CaO

4.62

8.06

7.75

3.18

4.45

6.99

7.86

6.41

9.69

7.23

MgO

3.50

6.56

3.43

1.25

1.40

0.52

4.28

1.23

4.48

2.23

Na2O

4.13

3.47

4.19

3.68

4.08

4.43

3.64

3.82

2.41

4.23

K2O

1.60

0.80

0.87

4.22

2.42

3.12

1.08

2.20

1.01

1.93

TiO2

0.58

1.01

1.04

0.30

0.51

1.41

0.86

0.52

0.74

1.03

MnO

0.11

0.13

0.09

0.06

0.03

0.14

0.13

0.07

0.16

0.06

P2O5

0.09

0.24

0.28

0.15

0.16

0.47

0.19

0.16

0.11

0.29

Cr2O3

0.003

0.031

0.018

0.002

0.017

<0.002

0.003

0.010

0.022

0.004

Total

99.84

99.76

99.79

99.82

99.87

99.76

99.80

99.88

99.82

99.82

LOI

3.6

3.2

3.1

1.4

2.8

2.8

2.1

2.4

7.9

2.3

(ppm)

                   

Ba

250

208

260

401

286

299

214

217

136

254

Be

<1

2

1

2

<1

2

<1

2

1

2

Ce

22.3

31.0

39.0

39.6

28.9

49.5

26.6

25.0

12.0

41.1

Co

15.4

30.2

18.9

6.2

11.4

8.1

23.3

14.6

30.6

16.4

Cs

2.3

1.5

2.6

1.3

1.5

2.1

0.7

2.0

3.5

1.4

Cu

24.1

55.3

23.8

156.5

15.9

452.1

42.6

11.4

8.1

9.7

Dy

2.73

4.18

4.50

2.43

2.49

5.52

3.48

2.37

3.00

4.34

Er

1.71

2.51

2.59

1.44

1.29

3.34

2.06

1.35

1.94

2.43

Eu

0.69

1.10

1.25

0.86

0.77

1.70

1.02

0.77

0.77

1.28

Ga

15.4

15.4

17.5

14.8

15.1

20.2

17.3

15.8

13.1

18.0

Gd

2.46

3.84

4.33

2.41

2.48

5.91

3.32

2.37

2.67

4.32

Hf

2.7

3.6

4.8

4.1

3.0

6.2

2.6

2.6

1.6

4.8

Ho

0.57

0.80

0.91

0.45

0.45

1.13

0.73

0.44

0.65

0.82

La

11.0

14.1

18.4

20.9

14.8

23.7

12.9

11.9

5.0

18.5

Lu

0.25

0.39

0.36

0.27

0.21

0.47

0.30

0.20

0.28

0.34

Mo

0.4

0.3

0.2

1.0

0.8

1.5

0.3

0.3

0.3

1.4

Nb

3.5

7.2

10.2

7.4

6.6

11.0

7.0

3.9

2.2

10.0

Nd

9.6

15.6

19.5

15.4

11.5

26.1

13.9

12.1

7.5

21.1

Ni

11.2

63.8

19.6

5.1

30.4

7.5

6.1

24.9

54.9

22.4

Pb

4.2

1.8

2.3

54.2

2.1

8.3

3.1

2.4

3.6

1.4

Pr

2.69

3.91

4.94

4.44

3.31

6.45

3.34

3.12

1.72

5.07

Rb

35.3

25.5

20.6

97.9

66.1

81.2

16.8

61.9

31.8

56.9

Sm

2.37

3.93

4.22

2.94

2.56

6.01

3.22

2.46

2.26

4.44

Sr

334.9

336.6

434.5

446.5

416.1

394.4

417.2

413.0

383.5

436.9

Ta

0.3

0.5

0.7

0.5

0.6

0.8

0.5

0.3

0.2

0.7

Tb

0.44

0.71

0.74

0.42

0.41

0.99

0.58

0.42

0.49

0.72

Th

3.4

4.0

5.3

6.1

5.1

5.3

3.1

3.3

0.7

5.3

Tm

0.27

0.41

0.39

0.24

0.21

0.53

0.31

0.22

0.29

0.37

U

0.9

1.1

1.6

2.1

1.6

1.8

0.8

1.3

0.2

1.9

V

151

219

195

47

124

244

208

106

191

246

W

<0.5

0.7

0.7

0.9

1.4

1.1

0.5

0.5

<0.5

1.0

Y

15.5

24.8

24.7

14.5

13.4

32.4

20.5

13.3

17.2

23.0

Yb

1.78

2.51

2.49

1.72

1.31

2.95

2.14

1.21

1.88

2.17

Zn

55

39

30

31

36

157

24

22

42

36

Zr

86.0

155.0

191.8

164.5

123.3

248.3

114.5

101.3

64.9

188.7

Ag

<0.1

<0.1

0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

As

1.1

1.4

<0.5

1.4

3.6

8.0

1.1

3.1

0.9

8.9

Bi

<0.1

<0.1

<0.1

0.4

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Cd

<0.1

<0.1

<0.1

0.3

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Hg

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

Ni

<20

95

30

<20

37

<20

<20

30

57

20

Sb

0.8

0.2

0.1

0.6

0.2

0.2

0.2

0.3

0.4

0.2

Sc

16

23

15

3

11

15

22

13

26

15

Se

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

1.0

<0.5

Sn

<1

1

1

<1

1

2

1

<1

<1

2

Tl

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

 

 

 

 

برای انجام بررسی‌های ژئوشیمیایی، نامگذاری و رسم نمودارهای مختلف سنگ‌های منطقه از نمودار TAS برای رده‌بندی سنگ‌ها، بر اساس مجموع مقدار Na2O و K2O در برابر سیلیس استفاده شد. در نمودار Cox و همکاران (1979) نمونه‌ها دارای ترکیب متنوع و در محدوده آندزیت بازالتی، آندزیت، تراکى‌آندزیت و داسیت قرار می‌گیرد و به جز یک نمونه که ماهیت آلکالن از خود نشان می‌دهد، بقیه سنگ‌های منطقه ماهیت ساب‌آلکالن/ توله‌ایتی نشان می‌دهد (شکل 5- A). برای تعیین سری‌های ماگمایی سنگ‌ها می‌توان بر اساس ویژگی‌های شیمیایی که این سنگ‌ها از خود نشان می‌دهد آنها را تفکیک نمود. حاصل بررسی‌های دیاگرام‌های AFM، (Irvine and Baragar, 1971) و نمودار پتاسیم در برابر سیلیس (Peccerillo and Taylor, 1976) و نمودار تفکیک سنگ‌های ماگمایی از نظر آلومین (Maniar and Piccoli, 1989) نشان می‌دهد که سنگ‌های منطقه بررسی شده در سری ماگمایی کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا با ماهیت متا‌آلومینوس قرار می‌گیرد (شکل 5- B، C و D).

 

   
   

شکل 5- (A تقسیم‌بندی سنگ‌های آتشفشانی بر اساس مجموع آلکالی در مقابل سیلیس (Cox et al., 1979)؛ (B محل قرارگیری نمونه‌ها در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ (C نمودار SiO2 در مقابل K2O برای سنگ‌های منطقه بررسی شده، (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ (D نمودار تفکیک سنگ‌های ماگمایی از نظر آلومین (Maniar and Piccoli, 1989).

 

 

در بررسی رفتار ژئوشیمیایی عناصر در سیستم ماگمایی، نمودار‌های مختلفی برای عناصر ترسیم شد. با توجه به حساسیت برخی عناصر فرعی و کمیاب در مقابل تحولات ماگمایی، پراکندگی‌ها بازگو کننده تغییر شرایط ژئوشیمیایی در حین تشکیل، صعود، فوران و انجماد است. اما برخلاف وجود پراکندگی‌ها برخی نمودار‌ها روند صعودی و یا نزولی مشخصی را نشان می‌دهد. با توجه به دیاگرام‌های مختلف این عناصر، مقادیر CaO، Fe2O3، MgO، MnO و TiO2 در برابر افزایش میزان SiO2 کاهش و مقادیر CaO، Cr، Co، Fe2O3، MnO، Ni، P2O5، TiO2 و V در برابر افزایش MgO افزایش می‌یابد (شکل‌های 6 و 7) که همگی روند عادی تفریق را نشان می‌دهد (Rollinson, 1993). کاهش اکسیدهای Fe2O3، MgO، MnO و TiO2 در برابر افزایش میزان SiO2 می‌تواند به علت جایگیری آنها در ساختار کانی‌های فرومنیزین (آمفیبول و بیوتیت) در مراحل اولیه تبلور تفریقی ماگما باشد. با افزایش میزان SiO2 در ماگما، CaO روند نزولی دارد که این نشان‌دهنده آن است که این عنصر در مراحل اولیه‌ تفریق ماگمایی وارد ساختار کانی‌هایی مانند کلینوپیروکسن و پلاژیوکلازهای کلسیک می‌‌شود. تغییرات عناصر قلیایی K2O-Na2O در مقابل SiO2 یک روند کاملاً صعودی است که با روند عادی تبلور و افزایش میزان آلبیت در سنگ‌های اسیدی و تبلور آلکالی فلدسپار سازگار است و تغییرات مشاهده شده در میزان Al2O3 معمولاً به جدایش پلاژیوکلاز نسبت داده می‌شود. کاهش مقادیر TiO2 و P2O5 در برابر افزایش سیلیس می‌تواند به علت تبلور کانی‌هایی مانند آپاتیت، تیتانوماگنتیت و ایلمنیت باشد (Schaaf et al., 2005). افزایش Co، Ni و کاهش مقادیر K2O، Na2O، Rb و Zr در برابر افزایش MgO و همچنین، افزایش Nb، Rb، Y و Zr در برابر افزایش Th و افزایش Ba، K و Sr و کاهش Ti در برابر افزایش Rb نشان‌دهنده روند عادی تفریق است (شکل‌های 7 و 8). البته، پراکندگی نقاط در معدودی از نمودار‌ها می‌تواند به علت وقوع تحول دیگری به غیر از پدیده تفریق بلورین در ماگمای تشکیل‌دهنده سنگ‌ها باشد. به احتمال بسیار زیاد، آلایش پوسته‌ای می‌تواند توجیه مناسبی برای این قضیه باشد. همانطور که، در بخش پتروگرافی بیان شد، وجود برخی بافت‌های برجسته در سنگ‌های منطقه، وجود آغشتگی را تا حدی تأیید می‌کند. در ادامه با نمودار‌های ژئوشیمیایی متفاوت به بررسی وقوع آلایش پوسته‌ای در سنگ‌های منطقه پرداخته می‌شود. با توجه به حساسیت عناصر Rb و Zr نسبت به فرآیند آغشتگی پوسته‌ای (De Paolo, 1981) از نمودار تغییرات Zr/Rb در مقابل Rb استفاده شده است. روند نزولی نمودار یاد شده بیانگر مشارکت فرآیند آغشتگی پوسته‌ای در شکل‌گیری سنگ‌های آتشفشانی منطقه بررسی شده است (شکل 9). آلایش با مواد پوسته‌ای در سنگ‌ها تأثیر بسیاری در فراوانی عناصر فرعی (به ویژه عناصر ناسازگار) دارد. آلایش با مواد پوسته‌ای باعث افزایش میزان Ba، K و Rb و از طرفی فقدان و تحلیل Nb، Ti، Y و Zr می‌شود (Reichew et al., 2004). بنابراین، در کنار نقش تفریق بلورین در تحول ماگمای اولیه طی صعود و رسیدن به سطح زمین، این ماگما باید در تماس با پوسته قاره‌ای دچار آلودگی پوسته‌ای شده باشد.


 

 

     
     
     
     
     
     

شکل 6- نمودار تغییرات عناصر اصلی و عناصر فرعی نسبت به SiO2 برای سنگ‌های منطقه بررسی شده

 

     
     
     
     

شکل 7- نمودار تغییرات عناصر اصلی و فرعی نسبت به MgO برای سنگ‌های منطقه بررسی شده

 

 

شکل 8- سایر نمودار تغییرات برای بررسی روند‌های ژئوشیمیایی و فرآیندهای مؤثر در تحول ماگما

 

 

 

شکل 9- نسبت Zr/Rb در مقابل Rb (De Paolo, 1981). روند نزولی بیانگر تأثیر آغشتگی پوسته‌ای در تکوین سنگ‌های آتشفشانی ناحیه است.

 

بر اساس قوانین مربوط به عناصر، Rb جایگزین K می‌شود و کانی مستقل خود را نمی‌سازد. از آنجا که شعاع یونی Rb به طور قابل ملاحظه‌‌ای بزرگتر از K+ است و در کانی‌های پتاسیم‌‌دار عنصری پذیرفته شده است بنابراین، با پیشرفت تفریق، نسبت Rb/K زیاد و در فلدسپار و میکا به حداکثر خود می‌‌رسد (Mason and Moore, 1966). مقدار Ba نیز همانند Rb با افزایش SiO2 یک روند افزایشی نشان می‌دهد که با روند عادی تفریق مطابقت دارد. پتاسیم تنها عنصری است که دارای اندازه یونی قابل مقایسه با Ba است؛ بنابراین، این عنصر بیشتر در بیوتیت و فلدسپارهای پتاسیم‌‌دار یافت می‌‌شود. البته Ba می‌‌تواند در ساختار پلاژیوکلاز نیز پذیرفته شود (Mason and Moore, 1966). مقدار V با افزایش SiO2 یک روند کاهشی نشان می‌دهد. عنصر V عموماً به صورت یون V3+ حضور داشته، بیشتر جانشین Fe3+ در ساختار مگنتیت می‌شود. همچنین، V در پیروکسن و بیوتیت نیز می‌‌تواند حضور یابد (Mason and Moore, 1966). با توجه به این که با پیشرفت روند تفریق از طریق تبلور جزء به جزء، مقدار کانی‌های فرومنیزین کاهش می‌یابد، در نتیجه، با پیشرفت روند تفریق و افزایش SiO2 از مقدار این عنصر کاسته می‌شود. اساساً یون Ni دارای همان شعاع و بار Mg است. بنابراین، در کانی‌های دارای Mg به صورت استتار شده وجود دارد. به هر حال، نسبت Ni:Mg در بلورهایی که در ابتدای تفریق ماگمایی تشکیل می‌‌شود (به ویژه الیوین و پیروکسن) در بیشترین حد خود است و کاهشی پیوسته در کانی‌هایی که بعداً تشکیل می‌‌شود، نشان می‌‌دهد. به بیان دیگر، از فراوانی آن از ماگمای بازیک به سمت ماگمای اسیدی کاسته می‌شود (Mason and Moore, 1966). سیر نزولی Cr، Ni و V تبلور بخشی مگنتیت و کانی‌های فرومنیزین حرارت بالا مانند: پیروکسن و الیوین در مراحل اولیه تفریق را بیان می‌کند. این در حالی است که Rb و Zr دارای سیر صعودی بوده، طبق روند تفریق ماگمایی با افزایش میزان SiO2 افزایش نشان می‌دهد. زیرکونیم در محصولات نهایی تفریق به وفور یافت می‌شود و به دلیل شعاع یونی بزرگ وارد کانی‌های سنگ‌ساز رایج نمی‌شود. Sr که تحت شرایط گوشته بیشتر به صورت یک عنصر ناسازگار عمل می‌کند، ترجیحاً در فاز مذاب تمرکز می‌یابد. بنابراین در روند تفریق ماگمایی بایستی مقدار آن افزایش یابد، که در نمودار تغییرات آن در مقابل SiO2 روند مثبتی را به نمایش می‌گذارد و با تحول ترکیب ماگما هماهنگی دارد. نیوبیوم نیز دارای سیر نسبتاً صعودی بوده، با افزایش میزان SiO2 طبق روند تفریق افزایش نشان می‌دهد. نیوبیوم بیشتر جانشین تیتانیم در اکسیدهای حاوی تیتان و گاهی در ساختمان اسفن، زیرکن، بیوتیت و هورنبلند وارد می‌شود (Bonjour and Dabard, 1991).

در نمودارهای عنکبوتی که بر اساس داده‌های Sun و Mcdonough (1989) نسبت به گوشته اولیه نرمالایز شده‌اند (شکل 10- A) از لحاظ ژئوشیمیایی، آنومالی منفی Nb و Ti تشکیل ماگما در مناطق فرورانش را تأیید می‌کند (Wilson, 1989). علاوه بر این، غنی‌شدگی نمونه‌ها از عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ K)، (LIL=Rb و تهی‌شدگی یکنواخت از عناصر با قدرت یونی بالا Nb)، (HFS=Ti بیانگر ماگماتیسم کمان‌های آتشفشانی حاشیه قاره است Wilson, 1989)؛ (Chappell, 1999. تهی‌شدگی عناصر با شدت میدان بالا (HFS) نظیر: Nb، P و Ti، که از ویژگی‌های برجسته محیط‌های کمانی است، می‌تواند از خاستگاه ماگما از یک پوسته اقیانوسی فرورانده شده و گوه گوشته‌ای دگرنهاد روی آن، تحمل فرآیند تبلور جدایشی و نیز هضم و آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای ناشی شده باشد (Saunders et al., 1992؛ (Nagudi et al., 2003. افزون بر این، ناهنجاری منفی Nb از ویژگی‌های آشکار سنگ‌های قاره‌ای است. بنابراین، ناهنجاری‌های منفی ماگماهای گوشته‌ای از این عنصر می‌تواند ناشی از آلایش این ماگماها با مواد پوسته‌ای در خلال صعود و جایگزینی باشد. آنومالی منفی Ti نیز منعکس‌کننده نقش اکسید‌های Fe-Ti است (Rollinson, 1993) که با وارد شدن عنصر Ti در ساختار کانی‌هایی مانند: تیتانو‌مگنتیت در مراحل اولیه تفریق، این آنومالی می‌تواند ایجاد شود. آمفیبول یک کانی میزبان بسیار مهم برای Nb و Ta در گوشته فوقانی است و می‌تواند آنومالی این عناصر را در ماگماتیسم مرتبط با فرورانش کنترل کند (Ionov and Hofmann, 1995) که این از مشخصات محیط‌های قوسی است (Al-Saleh and Boyle, 2001). آنومالی منفی Ti نیز از ویژگی‌های مشخص سنگ‌های پوسته‌ای است. به عقیده Wilson (1989) آنومالی منفی Nb و Ta خاص مناطق فرورانش و آنومالی مثبت آنها خاص مناطق کششی و کافتی است. ناهنجاری مثبت Pb به متاسوماتیسم گوه گوشته‌ای توسط سیال‌های ناشی از پوسته اقیانوسی فرورو و یا آلایش ماگما با پوسته قاره‌ای اشاره دارد (Kamber et al., 2002). غنی‌شدگی عناصر Rb و Th (عناصر گروه پتاسیم) در آندزیت‌های کوهزایی نشانه ترکیب اولیه غیر یکسان یا آلودگی پوسته‌ای حین صعود است .(Gill, 1981)

در نمودار عناصر نادر خاکی که نسبت به کندریت بهنجار شده‌اند (شکل 10- B) مقدار غنی‌شدگی از سمت راست به سمت چپ بیشتر شده و روندی افزایشی دارد. این روند افزایشی دلیلی بر تفریق ماگمایی است (Rollinson, 1993). عناصر کمیاب خاکی انحلال‌پذیری اندکی دارد و در طول فرآیندهای هوازدگی، دگرگونی درجه پایین و دگرسانی هیدروترمال نسبتاً غیرمتحرک‌اند. همان طور که دیده می‌شود الگوهای عناصر نادر خاکی فاقد آنومالی Eu است که این موضوع می‌تواند در رابطه با بالا بودن فوگاسیته اکسیژن در هنگام تبلور سنگ‌های منطقه مورد نظر و یا جدا شدن پلاژیوکلاز در ابتدای تفریق از ماگما باشد. تبلور همزمان آمفیبول و پلاژیوکلاز در سنگ‌های اسیدی و تبلور همزمان کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در سنگ‌های بازیک نیز می‌تواند باعث فقدان آنومالی Eu باشد. زیرا آمفیبول و کلینوپیروکسن دارای آنومالی منفی Eu و پلاژیوکلاز دارای آنومالی مثبت Eu است. بنابر‌این، حضور این دو کانی در کنار هم باعث تعدیل آنومالی Eu خواهد بود .(Martin, 1999) به علاوه، غنی‌شدگی واضحی از LREE نسبت به HREE دیده می‌شود که از ویژگی‌های سری ماگمایی کالک‌آلکالن است. همچنین، بالا بودن نسبت LREE/HREE در سنگ‌های آتشفشانی منطقه نیز شاخصی از گوشته غنی‌شده به وسیله فرورانش یا احتمال آلایش پوسته‌ای است (Fitton et al., 1991؛ (Barragan et al., 1998. آنومالی مثبت U نیز می‌تواند در ارتباط با آلایش پوسته‌ای باشد. فرورانش پوسته‌ای با ضخامتی از رسوبات و یا زمان طولانی فرورانش باعث تشکیل ماگمای قوس غنی‌شده یعنی ماگمای کالک‌آلکالن می‌شود (Foley and Wheller, 1990). همچنین، این غنی‌شدگی را می‌توان به درجه پایین ذوب بخشی و همچنین، حضور گارنت در باقی‌مانده ذوب نسبت داد. از نسبت Ce/Yb نیز می‌توان برای تأیید این موضوع استفاده نمود. نسبت پایین Ce/Yb در بازالت‌ها نشان‌دهنده درجه ذوب‌ بخشی بالا و وجود اسپینل در فاز باقی مانده بوده و نسبت بالای Ce/Yb بیانگر درجه ذوب بخشی کم و وجود گارنت در فاز باقی مانده است (Mattsson and Oskarsson, 2005). بنابراین، نسبت بالای Ce/Yb در سنگ‌های منطقه بررسی شده بیانگر درجه ذوب بخشی اندک و وجود گارنت در فاز باقی مانده است. درجه پایین ذوب بخشی گوشته اولیه را می‌توان توسط غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE (Wass and Rogers, 1980) و غلظت بالای عناصر فرعی ناسازگار تشخیص داد (Sun and Hanson, 1975).

به عقیده بسیاری از پژوهشگران سنگ‌شناس Rogers and Rayland, 1980)؛ Wilson, 1989؛ (Alvaro et al., 2006 اگر در یک سری سنگی نمودار تغییرات دو عنصر ناسازگار، دارای روند خطی و مثبت باشد و نیز در نمودار عناصر سازگار-ناسازگار آن سری نیز روند منفی و خطی دیده شود، در این صورت می‌توان فرآیند اصلی مرتبط به تشکیل سنگ‌های سری مزبور را تبلور تفریقی دانست (شکل 11). برای مثال، در خلال درجات مختلف ذوب بخشی، بین Zr و Nb هم‌خوانی خطی ایجاد نمی‌شود (Frey et al., 2002؛ (Rao and Rai, 2006. این امر به دلیل حساسیت بیشتر Nb نسبت به درجات مختلف ذوب بخشی است. در واقع، پایین بودن نسبت Zr/Nb بیانگر کمتر بودن درجه ذوب بخشی است (Weaver et al., 1996). با توجه به شکل 11 همان طور که در نمودار تغییرات Zr در مقابل Nb نیز دیده می‌شود یک روند کاملاً خطی مشهود است و تمامی نمودارهای تغییرات عناصر ناسازگار و سازگار، نقش اساسی تبلور تفریقی در تشکیل نمونه‌های سنگی منطقه را نشان می‌دهد.

 

 

 

B

 

 

A

 

شکل 10- (A نمودار عنکبوتی نرمالایز شده نسبت به گوشته اولیه برای سنگ‌های منطقه بررسی شده (Sun and Mcdonough, 1989)؛
(B نمودار عناصر نادر خاکی بهنجار شده سنگ‌های منطقه نسبت به کندریت (Sun and McDonough, 1989)

 

     
     

شکل 11- نمودار‌های تغییرات عناصر ناسازگار-سازگار و سازگار-ناسازگار در سنگ‌های منطقه بررسی شده

 

 

برای بررسی رخداد آلایش پوسته‌ای، نسبت‌های عناصری مانند Ce/Pb و Nb/U بسیار مفید است. زیرا عناصر فوق طی ذوب بخشی یا تبلور بخشی از یکدیگر تفکیک نمی‌شود و نسبت‌های آنها منعکس‌کننده این نسبت‌ها در منطقه منبع ماگما است (Hofmann, 1988). میانگین نسبت‌های Ce/Pb و Nb/U در بازالت‌های اقیانوسی OIB) و (MORB به ترتیب: 5±25 و 7±47 است (Hofmann et al., 1986) که به طور در خور توجهی بالاتر از مقدار نسبت‌های فوق برای میانگین پوسته قاره‌ای یا سنگ‌های آتشفشانی کمانی است (Taylor and McLennan, 1985). در سنگ‌های منطقه بررسی شده، میانگین نسبت Ce/Pb و Nb/U به ترتیب برابر با 16/11 و 85/5 است که این مقدار بسیار پایین‌تر از میانگین بازالت‌های اقیانوسی OIB) و (MORB بوده، نشان‌دهنده ارتباط این سنگ‌ها با کمان‌های آتشفشانی و یا آلایش ماگما با پوسته قاره‌ای است. برای مشخص کردن نقش آلودگی پوسته‌ای در سنگ‌های منطقه بررسی شده در ابتدا از نمودار Rb در برابر Ba/Rb استفاده شد (Askren et al., 1999). همان طور که در شکل 12- A مشاهده می‌شود در این نمودار‌ها، سنگ‌های منطقه مورد بررسی، روند آلایش با پوسته بالایی را نشان می‌دهد. در نمودار Nb/Rb در مقابل Rb/Y (Temel et al., 1998)، روند عمودی داده‌ها به وضوح مشاهده می‌شود. بنابراین، سنگ‌های منطقه بررسی شده خصوصیات غنی‌شدگی به وسیله محلول‌های فرورانشی یا آلودگی پوسته‌ای را از خود بروز می‌دهد. همچنین، سنگ‌های منطقه بررسی شده در نمودار Ba/Th در مقابل Th/Nb
(Orozco-Esquivel et al., 2007)، مقادیر بالای Th/Nb و مقادیر پایین Ba/Th را نشان می‌دهد (شکل 12- B و C). بنابراین، با توجه به این نمودار و دو نمودار قبلی، ماگمای تشکیل‌دهنده سنگ‌های منطقه بررسی شده، تأثیرات هضم پوسته بالایی را نشان می‌دهد.

 

 

   

شکل 12- (A نمودار Rb در برابر Ba/Rb برای بررسی نقش فرآیند آلایش پوسته‌ای در سنگ‌های منطقه بررسی شده (Askren et al., 1999)؛ (B نمودار Nb/Rb در مقابل Rb/Y برای بررسی نقش آلایش پوسته‌ای و شرکت محصولات (محلول‌ها و مواد مذاب) پهنه فرورانش در سنگ‌های منطقه بررسی شده (Temel et al., 1998)؛ (C نمودار Ba/Th در مقابل Th/Nb برای بررسی نقش فرآیند آلایش پوسته‌ای و شرکت محصولات (محلول‌ها و مواد مذاب) پهنه فرورانش در سنگ‌های منطقه بررسی شده (Orozco-Esquivel et al., 2007).

 

 

 

برای بررسی و تعیین منشأ و سنگ مادر سنگ‌های منطقه بررسی شده، از نمودارهای Rb در برابر Rb/Yb (Ozdemir et al., 2006) استفاده شده است. دلیل استفاده از این نمودار آن است که گارنت کانی اصلی نگهدارنده Yb و نسبت متغییر Rb/Yb وابسته به گارنت است. بنابراین، می‌توان بین ذوب گوشته اسپینل لرزولیتی و گارنت لرزولیتی تفاوت قایل شد. همان طور که در شکل 13 دیده می‌شود، روند داده‌های سنگ‌های منطقه، بر منحنی ذوب گارنت لرزولیت منطبق بوده، بیانگر میزان 1 تا 10 درصد ذوب برای تولید ماگمای تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها است. میزان درجه ذوب بخشی کم (1 تا 10درصد) سنگ منشأ، با شیب نسبتاً تند نمودارهای عنکبوتی که ناشی از درجات ذوب بخشی کم منشأ است، کاملاً سازگار است. پهنه انتقال بین اسپینل لرزولیت و گارنت لرزولیت، در اعماق بین 60 تا 80 کیلومتر در نظر گرفته شده است (Ellam, 1992). برخی زمین‌شناسان دیگر نظیر: Middlemost (1985)، Fray و همکاران (1991) اعتقاد دارند که این عمق در 70 تا 80 کیلومتری گوشته فوقانی قرار دارد. برخی نیز اعتقاد دارند که بسیاری از گارنت لرزولیت‌ها در دماهای 900 تا 1400 درجه سانتیگراد و فشار حاکم در اعماق 120 تا 170 کیلومتری پایدار است (Gurney and Harte, 1980). آنها همچنین، معتقدند انواعی که در انتهای بالایی این محدوده حرارتی در تعادل‌اند، در هاله‌های پر حرارت دیاپیرهای صعودی تشکیل شده‌اند. البته اسپینل حداکثر تا عمق 80 کیلومتری پایدار است ولی گارنت می‌تواند تا بخش‌های عمیق گوشته نیز حضور داشته باشد (Ellam, 1992). با توجه به اینکه این نمودار نشان‌دهنده حضور گارنت و عدم حضور اسپینل در منشأ سنگ‌های این منطقه است می‌توان حداقل عمق جایگیری ماگمای تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها را تا اعماق بیشتر از 80 کیلومتری دانست.

 

شکل 13- نمودار Rb در مقابل Rb/Yb برای تعیین منشأ و محیط تشکیل سنگ‌های منطقه بررسی شده (Ozdemir et al., 2006).

همچنین، از فراوانی نسبی عناصر ناسازگار نظیر: Ba، K، Nb، Rb، Sr و Th برای تعیین حضور فلوگوپیت یا آمفیبول در منشأ بهره گرفته شد. اهمیت این عناصر به این دلیل است که می‌تواند تأیید کننده تاریخچه غنی‌شدگی متاسوماتیکی در محل منبع بوده، همچنین به درک عمق محل ذوب، کمک کند (Furman and Graham, 1999). Ba و Rb در ترکیب فلوگوپیت عناصر سازگارند (La Tourette et al., 1995) در حالی که Ba، Rb و Sr دارای سازگاری متوسطی در آمفیبول‌اند Adam et al., 1993)؛ (La Tourette et al., 1995. از این ویژگی‌ها می‌توان برای تشخیص حضور و یا عدم حضور این فازهـا در منشأ استفاده کرد. به طوری که مواد مذاب در حال تعادل با فلوگوپیت، دارای مقادیر بالایی از نسبت Rb/Sr و مقادیر کم Ba/Rb نسبت به مواد مذاب تشکیل شده از منبع آمفیبول‌دار است. همچنین، مواد مذاب منشأ گرفته از یک منبع آمفیبول‌دار حاوی مقادیر زیادی از Ba و نسبت بالای Ba/Rb است (Furman and Graham, 1999). به دلیل سازگاری بیشتر عنصر Nb در ترکیب آمفیبول نسبت به فلوگوپیت و نیز تحرک اندک این عنصر طی دگرسانی، برای تشخیص حضور آمفیبول یا فلوگوپیت در محل منبع، می‌توان از نسبت Nb/Th استفاده کرد. از نسبت عناصر Rb/Sr در مقابل Nb/Th، نیزاستفاده شده است که روند تغییرات مشاهده شده حضور فاز فلوگوپیت را نشان می‌دهد (شکل 14).با توجه به این که مشخص شد ماگمای تشکیل‌دهنده نمونه‌های منطقه بررسی شده با یک منشأ حاوی فلوگوپیت در تعادل است، می‌توان از این شاخص‌ها برای تشخیص فشار در حین شکل‌گیری ماگما و در نتیجه عمق تشکیل آن بهره گرفت. آزمایشات تجربی برای تعیین محدوده حاوی فلوگوپیت نشان‌دهنده پایداری این فاز در فشارهای نزدیک به 30 تا 35 کیلوبار، یعنی در اعماق حدود 90 تا 100 کیلومتری است Olafsson and Eggler, 1983)؛ Lioyd et al., 1991؛ (Sato et al., 1997. اعماق ذکر شده با نتایج به دست آمده مبنی بر شکل‌گیری سنگ‌های منطقه از یک منشأ گارنت لرزولیتی سازگار بوده، همچنین، این نمودارها نشان می‌دهد که به دلیل احتمال حضور فلوگوپیت در منشأ، مقادیر نسبتاً بالاتری از نسبت H2O/CO2 در عامل متاسوماتیزم کننده شرکت دارد (Furman and Graham, 1999). همچنین، برای اثبات منشأ گرفتن مواد مذاب سنگ‌های منطقه بررسی شده از گوشته غنی‌شده نیز از نمودار Sun و McDonough (1989) استفاده شده است که تمام نمونه‌ها در محدوده گوشته غنی‌شده قرار گرفته‌اند (شکل 15).

 

 

   

شکل 14- نمودار Rb/Sr در مقابل Ba/Rb و نمودار Rb/Sr در مقابل Nb/Th برای تشخیص حضور آمفیبول یا فلوگوپیت در منشأ سنگ‌های منطقه بررسی شده (Furman and Graham, 1999)

 

شکل 15- نمودار Zr-Y برای تعیین منشأ سنگ‌های منطقه بررسی شده از یک گوشته غنی شده (Sun and McDonough, 1989)


 

 

برای تعیین محیط ژئوتکتونیکی تشکیل سنگ‌ها با استفاده از نتایج تجزیه کل سنگ، از نمودارهای مختلفی استفاده شد. با توجه به دیاگرام
Th-Zr/117-Nb/16 (Wood, 1980) نمونه‌های بررسی شده در محدوده D (بازالت‌های قوس آتشفشانی) که نماینده سنگ‌های تشکیل شده در مناطق کمان است، قرار می‌گیرد (شکل 16- A). با توجه به اینکه سنگ‌های آتشفشانی منطقه بیشتر دارای گرایش پتاسیم متوسط تا بالا است؛ بنابراین، سعی شد تا برای تعیین محیط تکتونیکی منطقه بررسی شده، از نمودارهای مرتبط استفاده شود. سنگ‌های محیط‌های تکتونیکی درون صفحه‌ای (پتاسیم بالا) به آسانی از محیط‌های مرتبط با فرورانش، به وسیله نمودارهای دوتایی TiO2 در مقابل Al2O3 مشخص می‌شود (Müller and Groves, 1993). در نمودار Al2O3 در مقابل TiO2، سنگ‌های منطقه در محدوده مرتبط با قوس قرار می‌گیرد (شکل 16- B). سنگ‌های منطقه بررسی شده در نمودار TiO2/Al2O3 در مقابل Zr/Al2O3 در محدوده کمان‌های قاره‌ای (CAP) و کمان‌های بعد از برخورد (PAP) قرار می‌گیرد. در نمودار Zr/TiO2 در مقابل Ce/P2O5 نیز که برای تمایز کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای از کمان‌های بعد از برخورد مورد استفاده قرار گرفت (شکل 16- C)، بیشتر نمونه‌ها در قسمت مربوط به کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای قرار گرفته‌اند (Müller et al., 1997). به عقیده Spies و همکاران (1983) در منطقه شمال سبزوار، یک ریفت اقیانوسی در 70 تا 80 میلیون سال (قبل از کرتاسه فوقانی) فعال بوده که با گسترش پوسته اقیانوسی در مرز کرتاسه به ترشیاری خاتمه یافته است. در این هنگام، یک فاز همگرا، همراه با تشکیل پهنه فرورانش شروع و منجر به تشکیل یک کمان ماگمایی نوع جزایر قوسی همراه با ولکانیسم آندزیتی در بخش جلویی صفحه توران شده است و زمانی که مقایسه‌ای بین سنگ‌های کالک‌آلکالن منطقه با دیگر مناطق ایران به عمل آید، روشن می‌شود که آنها یک همانندی با نمونه‌های قبلی در ایران مرکزی (پهنه ارومیه دختر) دارد (Jung et al., 1976). به هر حال، محدوده البرز یک ارتباط مناسبی با کمربند آندزیتی قاره‌ای نشان می‌دهد (Jung et al., 1976).

 

شکل16- (A نمودار مثلثی تفکیک انواع سنگ‌های آتشفشانی (Wood, 1980)؛
(B نمودار Al2O3 در مقابل TiO2 به منظور تعیین محیط تکتونیکی سنگ‌های منطقه بررسی شده (Müller and Groves, 1993)؛ (Cنمودار TiO2/Al2O3 در مقابل Zr/Al2O3 و نمودار Zr/TiO2 در مقابل Ce/P2O5 به منظور تعیین محیط تکتونیکی سنگ‌های منطقه مطالعه شده (Müller et al., 1997).

B

A

C

C

 


 

 

نتیجه‌گیری

بر اساس بررسی‌های صحرایى و پتروگرافى، ترکیب سنگ‌شناختی مجموعه بررسی شده در محدوده بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت، تراکی‌آندزیت و داسیت با سن منتسب به پالئوسن-ائوسن است. فراوان‌ترین سنگ‌های آتشفشانی منطقه، آندزیت‌های بازالتی و پس از آن آندزیت و تراکی‌آندزیت است. بافت غالب در این سنگ‌های ولکانیکی پورفیرى با خمیره میکرولیتى و گلومرو‌فیرى است. با توجه به بررسی‌های پتروگرافی انجام شده در منطقه می‌توان چنین نتیجه گرفت که: شاید سنگ‌های منطقه دچار آلایش ماگمایی شده‌اند. از مهم‌ترین دلایل وجود آلایش ماگمایی در سنگ‌های منطقه می‌توان به شواهد میکروسکوپی از جمله: بافت‌های غیرتعادلی در پلاژیوکلازها (حالت زونه و انحلال) و در مقیاس ماکروسکوپی به وجود زینولیت‌ها اشاره کرد. بر اساس داده‌های ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی، سنگ‌های منطقه از لحاظ سری ماگمایی جزو سری کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا با ماهیت متا‌آلومینوس است. بررسی اکسیدهای عناصر اصلی و عناصر کمیاب نشان‌دهنده روند عادی تفریق در ماگمای اولیه است. روند عناصر اصلی و کمیاب نشان‌دهنده نوعی ارتباط ژنتیکی در سنگ‌های منطقه بوده و استفاده از نمودارهای عناصر ناسازگار و سازگار در برابر یکدیگر و با توجه به بررسی‌های پتروگرافی و استناد به هماهنگی الگوی توزیع REE و عناصر ناسازگار بین نمونه‌ها همگی بیانگر مرتبط بودن این سنگ‌ها با یکدیگر از طریق تبلور تفریقی است. در بررسی‌های پتروگرافی، شواهد و مدارکی دال بر وجود آلایش ماگمایی در سنگ‌های منطقه مشاهده شد که آنومالی‌های منفیNb و Ti و آنومالی مثبت Pb در نمودارهای عنکبوتی و نیز روندهای مشاهده شده در سایر نمودارها از جمله: نمودارهای Ba/Rb در مقابل Rb، Ba/Th در مقابل Th/Nb و بسیاری از نمودارهای دیگر که رسم شد، همگی نشان‌دهنده آلایش سنگ‌های منطقه با پوسته بالایی است و همچنین، نسبت‌های عناصری مانند: Ce/Pb و Nb/U نیز این موضوع را تأیید می‌نمایند. داده‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهد سنگ منشأ مذاب سازنده سنگ‌های مورد بررسی یک گارنت لرزولیت بوده که حدود 1 تا 10 درصد ذوب بخشی را تحمل نموده است و همچنین، بررسی نمودارهای پترولوژیکی نشان داد که ماگمای سازنده سنگ‌های منطقه در اثر ذوب بخشی گارنت لرزولیت در اعماق حدود 90 تا 100 کیلومتری تشکیل شده‌اند. بر اساس دیاگرام‌های تکتونو‌ماگمایی و دیاگرام‌های چند عنصری نرمالیز شده بر اساس گوشته اولیه و کندریت، سنگ‌های ولکانیکی منطقه بررسی شده به پهنه فرورانش حاشیه قاره‌ای تعلق دارد.

 

سپاسگزاری

نگارندگان مقاله از معاونت پژوهشی دانشگاه فردوسی مشهد تشکر می‌نمایند.

Adam, J. H., Green, T. H. and Sie, S. H. (1993) Proton microprobe determined partitioning of Rb, Sr, Ba, Y, Zr, Nb and Ta between experimentally produced amphiboles and silicate melts with variable F content. Chemical Geology 109: 29-49.

Aghanabati, S. A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characte ristice of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin 103: 983-992.

Al-Saleh, A. M. and Boyle, A. P. (2001) Neoproterozoic ensialic back-arc spreading in the eastern Arabian Shield: geochemical evidence from the Halaban Ophiolite. Journal of African Earth Sciences 33: 1-15.

Alvaro, J. J., Ezzouhairi, H., Vennin, E., Ribeiro, M. L., Clausen, S., Charif, A., Ait Ayad, N. and Moreira, M. E. (2006) The early-Cambrian Boho volcano of the El Graraa massif, Moroco; petrology, geodynamic setting and coeval sedimentation. Journal of African Earth Sciences 44: 396-410.

Askren, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1999) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuffs of the Western USA. Journal of Petrology 38: 1021-1046.

Barker, D. S. (1983) Igneous rocks. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey.

Barragan, R., Geist, D., Hall, M., Larson, P. and Kurz, M. (1998) Subduction controls on the composition of lavas from the Ecuadorian Andes. Earth Planet Scientific Letters 154: 153-166.

Bonjour, J. L. and Dabard, M. P. (1991) Ti/Nb ratio of classic terrigeneous sediments used as indicator of provenance. Journal of Chemical Geology 91: 257-267.

Chappell, B. W. (1999) Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos 46: 535-551.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London.

De Paolo, D. J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization: Earth and Planetary Science Letters 53: 189-202.

Eftekhar Nezhad, J., Alavi Naini, M. and Behrouzi, A. (1993) Geological quadrangle map of Torbat-e-Jam (scale 1:250000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Ellam, R. M. (1992) Lithospheric as a control on basalt geochemistry. Geology 20: 153-156.

Evans, A. M. (1992) Ore geology and industrial minerals. Blackwell Publishing, Oxford.

Fitton, J. F., James, D. and Leeman, W. P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research 96: 13693-13711.

Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks, the role of titanites. Chemical Geology 85: 1-18.

Francis, P. and Oppenheimer, C. (1993) Volcanoes: a planetary perspective. 2nd edition, Oxford University Press Inc., New York.

Fray, F. A., Garcian, M. O., Wise, W. S., Kennedy, A., Gurriet, P. A. and Albarede, F. (1991) The evolution of Mauna Kea volcano, Hawaii: Petrogenesis of tholeiitic and alkalic basalts. Journal of Geophysical Research 96: 14347-14375.

Frey, F. A., Weis, D. and Borisova, A. Y. (2002) Involvement of continental crust in the formation of the Cretaceous Kerguelen plateau: new perspectives from ODP leg 120 sites. Journal of Petrology 43: 1207-1239.

Furman, T. and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Lithos 48: 237-262.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesite and plate tectonics. Springer, Verlag, New York.

Gramont X. B. and Guillou, Y. (1979) Geological map of Kariznow (scale 1:100000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Gurney, J. J. and Harte, B. (1980) Chemical variations in upper mantle nodules from southern Africa Kimberlites. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 297: 273-293.

Hofmann, A. W. (1988) Chemical differenciation of the earth: the relationship between mantle, continental crust and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297-314.

Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert, M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79: 33-45.

Ionov, D. A. and Hofmann, A. W. (1995) Nb-Ta-rich mantle amphiboles and micas: implication for subduction-related metasomatic trace element fractionations. Earth and Planetary Science Letters 131: 341-356.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Jung, D., Kursten, M. and Tarkian, M. (1976) Post-Mesozoic volcanism in Iran and its relation to the subduction of the afro-Arabian under the Eurasian plate. In: A far between continental and oceanic rifting (Eds. Pilger, A. and Rosler, A.) 175-181. Schweizerbartsche Verlagbuchhand-lung, Stuttgart.

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38-56.

La Tourette, T., Hervig, R. L. and Holloway, J. R. (1995) Trace element partitioning between amphibole, phlogopite and basanite melt. Earth and Planetary Science Letters 135: 13-30.

Lioyd, F. E., Hantingodon, A. T., Davies, G. R. and Nixon, P. H. (1991) Phanerozoic volcanism of south west Vgandaia case for regional kand LILE enrichment of the lithosphere beneath a domed and rifted continental plate. In: Magmatism in extensional stractural setting (Eds. Kampunzu, A. B. and Lubala, R. T.) 23-72. Springer, Verlag, Berlin.

Loomis, T. P. (1982) Numerical simulations of crystallization processes of plagioclase in complex melts: the origin of major and oscillatory zoning in plagioclase. Contributions to Mineralogy and Petrology 81: 219-229.

Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of American Bulletin 101: 635-643.

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46: 411-429.

Mason, B. H. and Moore, C. B. (1966) Principles of geochemistry. John Wiley and Sons, Inc., New York.

Mattsson, H. B. and Oskarsson, N. (2005) Petrogenesis of alkaline basalts of the tip of a propagatine rift: evidence from the Heimaey volcanic center, south Iceland. Journal of Volcanology and Geothermal Research 147: 254-267.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks: an introduction to igneous petrology. Longman, London.

Moinevaziri, H. (1996) An introduction to the Magmatism of Iran. Tarbiat Moallem University Pubications, Tehran (in Persian).

Müller, D. and Groves, D. I. (1993) Direct and indirect associations between potassic igneous rocks, Shoshonites and gold-copper deposite. Ore Geology Review 8: 383-406.

Müller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. I. (1997) Geochemical discrimination between shoshnitic and potassic volcanic rocks from different tectonic setting: a pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 259-289.

Nabavi, M. H. (1976) An introduction to geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Nagudi, N., Koberl, Ch. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the sigo granite, Uganda and implications for origin. Journal of African earth Sciences 36: 1-14.

Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieve-textured Plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.

Olafsson, M. J. and Eggler, D. H. (1983) Phase relations of amphibole, amphibole carbonate and phlogopite-carbonate peridotite: petrological constraints on the asthenosphere. Earth and Planetary Science Letters 64: 305-315.

Orozco-Esquivel, T., Pwtrone, C. M., Ferrari, L., Tagami, T. and Manetti, P. (2007) Eochemical variability in lavas from the eastern Trans-Mexican volcanic belt: slab detachment in a subduction zone with varying dip. Littos 93: 149-174.

Ozdemir, Y., KaraogLu, O., Tolluoglu, A. U. and Gulec, N. (2006) Volcanostratigraphy and petrogenesis of the Nemrat stratovolcano (East Anatollian High Plateau): the most recent post collisional volcanism in Turkey. Chemical Geology 226: 189-221.

Pearce, T. H., Russell, J. K. and Wolfson, I. (1987) Laser-interference and normarski interference imaging of zoning profiles in plagioclase phenocrysts from the May 18, 1980, eruption of Mount St. Helens. Washington. American Mineralogist 72: 1131-43.

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.

Rao, D. R. and Rai, H. (2006) Signatures of rift environment in the production of garnetamphibolites and eclogites from Tso-Morari region, Ladakh, India: a geochemical study. Gondwana Research 9: 512-523.

Raymond, L. A. (2002) The study of igneous sedimentary and metamorphic rocks. McGraw-Hill Companies, Inc., New York.

Reichew, M. K., Saunders, A. D., White, R. V. and Al M-Ukhamedov, A. I. (2004) Geochemistry and petrogenesis of basalts from the west Sibrian Basin: an extention of the Permo-Triassic Sibrian Traps. Russia. Lithos 79: 425-452.

Rogers, J. J. W. and Rayland, P. C. (1980) Trace elements in continental margine magmatism. Part I. Geological Society of American Bulletin 91: 196-198.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. lst edition, John Wiley and Sons Inc., New York.

Rutherford, M. J. and Devine, A. D. (2003) Magmatic conditions and magma ascent as indicated by Hornblende phase equilibria and reaction in the 1995-2002, Soufriere Hills Magma. Journal of Petrology 44: 1433-1484.

Sato, K., Katsura, T. and Ito, E. (1997) Phase relations of natural phlogopite with and without enstatite up to 8 Gpa: implications for mantle metasomatism. Earth and Planetary Science Letters 164: 511-526.

Saunders, A. D., Storey, M., Kent, R. W. and Norry, M. J. (1992) Consequences of plume-lithosphere interactions. In: Magmatism and the causes of continental break-up (Eds. Storey, B. C., Alabaster, T. and Pankhurst, R. J.) Geological Society London Special Publication 68: 41-60.

Schaaf, P. J., Stimac, C. and Macias, J. L. (2005) Geochemical evidence for mantle origin and crustal process in volcanic rocks from Popcatepetl and surrounding monogenetic volcanoes, central Mexico. Journal of Petrology 46: 212-321.

Shahsavari Alavigeh, B. (2011) Petrology and geochemistery of volcanic rocks Paleocen-Eocen in the Revenj area from South East of Fariman (South East of Mashhad). MSc thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran (in Persian).

Shelly, D. (1993) Microscopic study of igneous and metamorphic rock. Champan and Hall, London.

Spies, O., Lensch, G. and Mihm, A. (1983) Geochemistry of the post-ophiolitic Tertiary volcanics between Sabzavar and Quchan/NE-Iran. Geological Survey of Iran, Report No 51: 247-267.

Sun, S. S. and Hanson, G. N. (1975) Origin of Ross Island basanitoids and limitations upon the heterogeneity of mantle sources for alkali basalts and nephelinites. Contributions to Mineralogy and Petrology 52: 77-106.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematicsof oceanic basalts: Implications for mantle compositions and processes. In: Magmatismin ocean basins (eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42: 313-345. Geological Society, London. Journal of Geological Society, London.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific Publications, Oxford.

Temel, A., Gondogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical cheracteristics of Cenozoic high-K calkalkaline volcanism in Konya, Central Antolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327-357.

Waezipoor, M. and Soheili, J. (1983) Geological map of Fariman (Scale 1:100000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Wass, S. Y. and Rogers, N. W. (1980) Mantle metasomatism-precursor to alkaline continental volcanism. Geochimica et Cosmochimica Acta 44: 1811-1823.

Weaver, B., Kar, A., Davidson, J. and Colucci, M. (1996) Geochemical characteristics of volcanic rocks from ascension island. South Atlantic Ocean, Geothermics 25(4-5): 449-470.

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

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.