زمین‏‌شیمی و زمین‏‌شناسی ایزوتوپی گنبدهای آداکیتی ‏منطقة چکنه در جنوب قوچان (شمال‏‌خاوری ایران)‏

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه پترولوژی و زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود

2 گروه پترولوژی و زمین‌شناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران

چکیده

گنبد‏‏‌های نیمه آتشفشانی منطقة چکنه با ترکیب داسیت و تراکیت و سن میوسن، در 110 کیلومتری شمال‌خاوری سبزوار جای دارند و بخشی از پهنه ماگمایی شمال سبزوار- جنوب قوچان به‌شمار می‌روند. سنگ‌های سازندة این گنبدها بافت‏‏‌های گوناگونِ پورفیری، غربالی، جریانی و گلومروپورفیری دارند و از کانی‏‏‌های اصلی پلاژیوکلاز و آمفیبول ساخته شده‌اند. نمودارهای بهنجارشده و چندعنصری نسبت به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه برای این سنگ‌ها نشان‌دهندة غنی‌شدگی نسبی این سنگ‌ها از عنصرهای خاکی نادر سبک و لیتوفیل بزرگ یون (LILEs) و تهی‌شدگی نسبی آنها از عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREEs) و عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) هستند. سرشت کالک‌آلکالن و ناهنجاری منفی آشکار در عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: Nb، P و Ti) و مقدار نسبت 12LaN/YbN> در این سنگ‌ها نشان‌دهندة ویژگی‏‏‌های ماگماهای مرتبط با حاشیة فعال قاره‏‏‌ای است. برپایة مقدار SiO2، نسبت بالای Sr/Y، نسبت کم Na2O/K2O، و مقدارهای کم Y، Yb، Cr و Mg#، این سنگ‌ها سرشت آداکیت‏‏‌های پرسلیس (HSA) را دارند. گمان می‏‏‌رود ماگمای سازندة این گنبدها از ذوب‌بخشی سنگ خاستگاه اکلوژیتی یا گارنت‌آمفیبولیتی حاصل از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده نئو‏‏‌تتیس سبزوار به زیر لبه جنوبی پهنه البرز خاوری در زمان میوسن پدید آمده است. در گنبدهای آداکیتی چکنه، مقدار نسبت‏‏‌های ایزوتوپی اولیه 87Sr/86Sr برابر با 7039/0- 7043/0 و ɛNd10Ma برابر با 9/2 تا 98/4 است. این مقدارها با ویژگی‏‏‌های ایزوتوپی در ترکیب‌های آداکیتی پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سنوزوییک کاملاً همخوانی دارند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and Isotope Geology of Adakitic Domes from ‎Chakane Area in South of Quchan (Northeast of Iran)‎

نویسندگان [English]

  • Mehdi Rezaei-Kahkhaei 1
  • Ayoub Taheri 1
  • Habibollah Ghasemi 2
  • Sara Gardideh 1
1 Department of Petrology and Economic Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology
2 شاهرود- بلوار دانشگاه- دانشگاه صنعتی شاهرود- دانشکده علوم زمین
چکیده [English]

The Chekneh subvolcanic domes with dacite and trachydacite compositions from the Miocene is located  110 km NE of Sabzevar, and are parts of the North Sabzevar-South Ghochan magmatic belt. The dome rocks have porphyry, sieve, trachytic and glomeroporphyritic textures, consisting of plagioclase and amphibole. Primitive mantle normalized spider diagram and chondrite-normalized REE patterns of the study domes suggest that they are enriched in LREE and LILE and are depleted in HREE and HFSE. They are calc-alkaline with significant negative HFSE (e.g., P, Nb and Ti) anomalies and (La/Yb)N>12 which are characteristics of magmas formed in active continental margin. Based on SiO2, high Sr/Y, low K2O/Na2O and low Y, Yb, Cr and Mg# contents, the study rocks are similar to high-silica adakites (HSA). Thus, it seems that the parent magma of the study domes was originated from amphibole eclogite or garnet amphibolite rocks of metamorphosed Neotethys oceanic lithosphere during its subduction beneath the southern part of eastern Alborz in the Miocene. The initial 87Sr/86Sr (0.7039-0.7043) and ɛNd10Ma (2.9-4.98) of the Chekaneh domes is similar to MORB composition, which are coincided with those adakites originated from the partial melting of the Cenozoic oceanic lithosphere.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Dome
  • adakite
  • Geochemistry
  • Miocene
  • Chekene
  • Sabzevar

مقدمه

نخستین‏‌بار Kay (1978) واژه آداکیت را برای توصیف داسیت‌ها و آندزیت‏‏‌های سدیم‏‏‌دار سرشار از آلومینیم و استرانسیم در جزایر آداک به‌کار برد. Defant و Drummond (1990) و Martin (1999) تعریف و توصیف دقیق‏‏‌تری برای آداکیت‏‏‌ها پیشنهاد دادند و آنها را واحدهای سنگی حدواسط تا اسیدی با ترکیب هورنبلند-آندزیت تا ریولیت و داسیت دانستند که فنوکریست‏‏‌هایی از پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت دارند. فنوکریست‏‏‌های ارتو- و کلینوپیروکسن تنها در آندزیت‏‏‌های مافیک دیده می‌شوند و آپاتیت، زیرکن، تیتانیت و تیتانومگنتیت نیز از فازهای فرعی آنها هستند. جدیدترین تعریف از آداکیت‏‏‌ها را Defant و Kepezhinskas (2001) پیشنهاد کرده‌اند که برپایة آن، آداکیت‏‏‌ها، گدازه‏‏‌های آمفیبول و پلاژیوکلازدارِ سرشار از سیلیس (بیشتر از 56 درصدوزنی)، آلومین (بیشتر از 15 درصدوزنی) و سدیم‏‏‌داری (بیشتر از 5/3 درصدوزنی) هستند که در نمودار سه‌تایی پتاسیم- سدیم –کلسیم، در محدودة ترونجمیت جای می‌گیرند. داشتن مقدارهای Sr بیشتر از ppm400، Y کمتر از ppm18، نسبت Sr/Y بزرگ‌تر از 40 و نسبت La/Yb بیشتر از 20، از ویژگی‏‏‌های شاخص آنهاست. این سنگ‌ها بسیار گوناگون هستند و در مقایسه با دیگر سنگ‌های رخنمون‌یافته در مرز‏‏‌های فعال قاره‏‏‌ای، نسبت‏‏‌های Sr/Y و La/Yb بالا و مقدارهای Y و Yb کمی دارند (Martin, 1999).

پهنه ماگمایی ارومیه- دختر به‌صورت نواری آتشفشانی- نفوذی طویل و مرتبط با فرورانش نئوتتیس، از باختر ترکیه تا جنوب‌خاوری ایران کشیده شده است (Berberian et al., 1982). با آغاز فرورانشِ سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبه جنوبی ایران مرکزی، پهنه‏‏‌های کششی پشت‌کمانی کوچکی، مانند سبزوار در پشت‌کمان ماگمایی ارومیه- دختر پدید آمده‌اند. با گسترش بیشتر در کرتاسه بالایی، این پهنه‌ها جای خود را به پهنه‏‏‌های اقیانوسی کوچک با پوسته اقیانوسی جوان و داغ داده‌اند. این حوضه‏‏‌های اقیانوسی شاخة خاوری نئوتتیس دانسته شده‌اند (Omrani et al., 2008; Shafaii Moghadam et al., 2009; Rossetti et al., 2010; Agard et al., 2011). هم‏‌زمان با آخرین رویدادهای فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در راستای زاگرس در کرتاسه بالایی- پالئوسن و در پی همگرایی و جمع‌شدن پوسته ایران، بسته‏‏‌شدن این حوضه‏‌های کوچک اقیانوسی (سبزوار، نایین- بافت و سیستان) نیز در کرتاسه بالایی- پالئوسن آغاز شده است. در هنگام بسته‌شدن و در پی فرارانده‌شدن تکه‌هایی از سنگ‌کرة اقیانوسی این حوضه‏‏‌ها روی خردقاره ایران مرکزی، افیولیت‏‏‌های این پهنه همانند نایین-بافت، تربت حیدریه، فریمان و سبزوار پدید آمده‌اند (Rossetti et al., 2010).

در کرانة شمال‏‏‌خاوری نوار افیولیتی سبزوار و در لبة جنوبی پهنه بینالود، کمان ماگمایی جوانی در جنوب قوچان وجود دارد. این کمان ماگمایی دربردارندة سنگ‌های آتشفشانی با سرشت غالباً کالک‌آلکالن‏‏‌ است که به پهنای 100 تا 150کیلومتر، از شمال سبزوار تا جنوب قوچان و به درازای 200 کیلومتر از قوچان تا اسفراین ادامه دارد. سن سنگ‌های آتشفشانی این نوار از جنوب (در مجاورت نوار افیولیتی سبزوار) به‌سوی شمال (قوچان- اسفراین)، از ائوسن تا پلیو‏‏‌-پلیستوسن تغییر می‏‏‌کند (Fatahi, 2003; Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010). بررسی‏‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی دقیق سنگ‌های آذرین پس از ائوسن در شمال‌خاوری ایران، شناسایی و گزارش برخی از آنها به‌نام سنگ‌های آداکیتی مرتبط با فرورانش نئوتتیس در کمان ماگمایی سبزوار- جنوب قوچان را به‌دنبال داشته است (Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010; Jamshidi et al., 2014, 2015a, 2015b). به باور Soltani Dehnavi (2010) و برپایة بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی ترشیری شمال‌باختری نیشابور، ذوب لبة اقیانوسی فرورونده پیدایش بازالت و آندزیت‏‏‌های بازالتی سرشار از Nb در این منطقه را در پی داشته است. به باور ایشان، سنگ‌های حد واسط و اسیدی این منطقه نیز در پی جدایش بلوری ماگمایی، آلودگی پوسته‏‏‌ای و حضور مقادیری از رسوب‌های فرورونده در هنگام فرورانش پدید آمده‌اند. Aghabazzaz (2012) سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی آداکیت‏‏‌های شمال‌باختری نیشابور را بررسی کرده است. سنگ‌های داسیتی و ریوداسیتی بررسی‌شده ایشان فنوکریست‏‏‌های فراوان آمفیبول و به‌میزان کمتر، بیوتیت و پیروکسن و سرشت آداکیتی دارند و از ذوب‌بخشی خاستگاهی اکلوژیتی یا متابازالتی و واکنش آن با پریدوتیت‏‏‌های گوشته پدید آمده‏‏‌اند. Shabanian و همکاران (2012) به بررسی ارتباط میان فعالیت‏‏‌های آتشفشانی کواترنر درون ورقه‏‏‌ای و ساختارهای دیده‌شده در ایران و خاور ترکیه پرداخته‏‏‌اند. ایشان ماگماتیسم درون ورقه‏‏‌ای در ناحیه مشکان در جنوب گنبدهای نیمه‌عمیق چکنه را پیامد گسل‏‏‌های راستالغز و معکوس دانسته‏‏‌اند. Mohammadi و همکاران (2015) با تکیه بر داده‌های ایزوتوپ‏‏‌های Sr-Nd-Pb به بررسی زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی آداکیت‏‏‌های دامنة جنوبی نوار افیولیتی شمال سبزوار پرداخته‏‏‌اند و این آداکیت‏‏‌ها را پیامد ذوب‌بخشی خاستگاهی گارنت‌آمفیبولیتی ‏‏‌دانسته‏‏‌اند.

Fathabadi (2014) گنبدهای آداکیتی منطقه مقیسه در جنوب‏‌‌باختری سبزوار را بررسی کرد. این گنبدها ترکیب داسیت-ریوداسیت دارند. همچنین، قطعه‌هایی از سنگ میزبان‏‏‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن و حتی قطعه‌‌های مارنی الیگومیوسن دارند. در نمودارهای رده‏‌بندی سنگ‌های آداکیتی نیز این سنگ‌ها در گروه آداکیت‏‌های پرسیلیس (HSA) جای گرفته‌اند. همچنین، گمان می‏‏‌رود ماگمای مادر این گنبدها از سنگ ﻣﻨﺸﺄ اکلوژیتی یا گارنت‌آمفیبولیتی سرچشمه گرفته باشد که از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة نئوتتیس سبزوار به زیر لبه جنوبی پهنه البرز خاوری پدید آمده است (Fathabadi, 2014).

منطقة چکنه بخشی از پهنه ماگمایی شمال سبزوار- جنوب قوچان، در 110 کیلومتری شمال‌خاوری سبزوار است. اگرچه، برخی پژوهشگران (Fatahi, 2003; Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010) مناطق همجوار را پیش از این بررسی کرده‌اند، اما هیچ بررسی سنگ‏‏‌شناختی دقیقی روی منطقة چکنه انجام نشده است. Taheri-Sarteshnizi (2017) برای نخستین‏‌بار به بررسی گنبدهای آداکیتی منطقه پرداخته است. در این مقاله برای نخستین‏‌بار زمین‏‏‌شناسی، سنگ‏‏‌نگاری، زمین‏‏‌شیمی و به‌ویژه زمین‏‏‌شیمی ایزوتوپی (نسبت‏‏‌های ایزوتوپی87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd) گنبدهای آداکیتی منطقه بررسی می‏‏‌شود. همانند دیگر کمان‏‏‌های ماگمایی، بررسی این کمان و به‏‏‌ویژه گنبدهای آداکیتی آن روزنه‏‏‌ای ارزشمندی برای دریافتن فرایند‏‏‌های درگیر در ذوب پوسته و گوشته در پهنه‌های فرورانش است.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه در ورقه 1:100000 اخلمد میان طول‌های جغرافیایی خاوری ´30 °58 تا ´48 58° و عرض‏‏‌های جغرافیایی شمالی ´45 °36 تا ´00 37° درجه هستند و میان دو پهنه زمین‌ساختی البرز خاوری و کپه‌داغ جای گرفته‌اند (شکل 1).


 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسیِ گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (این نقشه به کمک نمونه‌برداری‌های انجام‌شده رسم شده است و برای این پژوهش، عکس‏‏‌های ماهواره ای،‏‌ و نقشة زمین‌شناسی 1:100000 اخلمد (Pourlatifi, 2006) رسم شده است)

 

 

این گنبدها بلندترین ارتفاع‌های منطقه هستند (شکل 2- A) و سن‌سنجی‏‏‌های U-Pb که Gardideh و همکاران (2018) به‌تازگی روی زیرکن‏‏‌های جداشده از این گنبدها انجام داده‌اند نشان می‏‏‌دهند سن آنها نزدیک به 10 میلیون سال پیش است. کوهزایی پاسادنین از مهم‌ترین رویداد‏‌های زمین‏‏‌ساختی منطقه است که نهشته‏‏‌های نئوژن را دچار چین‌خوردگی کرده است. اگرچه رخنمونی از سازندهای پالئوزویک در منطقه دیده نمی‌شود، وجود آنها در زیر لایه‏‏‌های مزوزوییک نیز انکار نمی‌شود.

 

 

 

شکل 2- A) نمای یکی از گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در شمال‌خاوری این شهر؛ B) تصویری از شیل و ماسه‏‏‌‌سنگ‌های سازند کشف‌رود و آهک‏‏‌های سازند مزدوران (دید رو به خاور؛ تصویر از جنوب منطقه بررسی‌شده و در امتداد جادة چکنه- بقیع گرفته شده است)؛ C) نمای نزدیکی از همان شیل‏‏‌های سازند کشف‌رود شکل B که میان‌لایه‏‏‌هایی با ضخامت کمتر از ماسه‌سنگ‏ دارند؛ D) سازند چمن‌بید در این عکس دیده می‌شود که از کنلگومرا،‏‌ ماسه‌سنگ و آهک ماسه‏‏‌ای ساخته شده است (دید رو به جنو‌ب‌خاوری)؛ E) نمایی نزدیکی از همان کنگلومراهای شکل D (همان‌گونه‌که در این تصویر دیده می‏‏‌شود کنلگومراهای سازند چمن‌بید در این منطقه گردشدگی خوب و جورشدگی بد دارند. همچنین، این لایه‏‏‌های کنلگومرایی اساساً از قلوه‏‏‌های آهکی تشکیل شده‏‏‌اند)؛ F) تصویری از مارن و ماسه سنگ‌های سازند چمن‌بید (دید رو به شمال‌باختری). این مارن‏‏‌ها در سمت چپ شکل D جای گرفته‏‏‌اند


 

 

کهن‏‏‌ترین سنگ‌های منطقه،‏‌ شیل و ماسه‌سنگ‌های سازندهای کشف‌رود به سن ژوراسیک میانی (شکل‏‏‌های 2- B و 2- C) هستند که کنگلومرا، ماسه‌سنگ و آهک‏‏‌های سازند چمن‌بید (شکل‏‏‌های 2- D، 2- E و 2- F) روی آنها جای گرفته‌اند. سازند چمن‌بید نیز خود با سنگ‌های کربناته سازند مزدوران (شکل‏‏‌های 3- A و 3- B) به سن ژوراسیک بالایی پوشیده شده است.

 

 

 

شکل 3- A) همجواری شیل‏‏‌های سازند چمن‌بید در کنار آهک‏‏‌های مزدوران در امتداد جادة چکنه- بقیع. مرز این دو واحد گسله است؛ B) نمای نزدیکی از همان آهک‏‏‌ها شکل A که رگه‏‏‌های نازکی از آراگونیت (در مرکز تصویر) دارند

 

 

یکنواختی ضخامت در نهشته‏‏‌های فیلیشی ژوراسیک میانی را شاید بتوان پیامد سازوکار جنبش‏‏‌های کوهزایی سیمرین پیشین در تریاس میانی و بسته‌شدن تتیس کهن دانست (Aghanabati, 2004). شواهد گویای آن است که در زمان رسوب‌گذاری سازند مزدوران نیز، حوضه‏‏‌ای کم‌ژرفا و وابسته به حاشیة فعال قاره، منطقه بررسی‌شده را دربرگرفته بوده و کم‌کم ژرفای این حوضه افزایش یافته و سنگ‌های آهکی را پدید آورده ‏‏‌است (شکل 3- B). سازند مزدوران حجم بزرگی از سنگ‌های جنوب توده‏‏‌های نیمه‌عمیق چکنه را در برگرفته است. در این منطقه، پس از وقفه‏‏‌ای در رسوب گذاری سازند شوریجه، پیشروی دریای کرتاسه لایه‏‏‌هایی کربناته اُربیتولین‎دار (سازند تیرگان) را به‌گونة هم‏‏‌شیب روی نهشته‏‏‌های کهن‏‏‌تر برجای گذاشته است. ستبرای این سازند در این منطقه نزدیک به 150 متر است و فسیل‏‏‌های آن به سن بارمین- آپسین هستند (Pourlatifi, 2006).

با پیدایش حوضه‏‏‌های تبخیری در نئوژن روی سطح ناهمواری‏‏‌ها در این منطقه،‏‌ کنگلومرایی انباشته شده است که قلوه‏‏‌هایی از سنگ‌های مزوزوییک دارد و روی این سنگ‌ها به‌صورت دگرشیب و یا گسله جای گرفته است. این کنلگومراها سیمانی قهوه‏‏‌ای تا سرخ‌رنگ دارند و در زیرترین بخش پادگانه‏‏‌های آبرفتی کواترنر جای گرفته‌اند. قلوه‏‏‌های موجود گردشدگی خوبی دارند؛‌اما جورشدگی آن ضعیف است. در نزدیکی گنبدهای چکنه، تناوبی از شیل و ماسه‏‏‌سنگ‌های نئوژن به‌چشم می‏‏‌خورند که در پی کوهزایی پاسادنین دچار چین خوردگی شده‏‏‌اند.

جوان‌ترین نهشته‏‏‌های موجود در منطقه مربوط به آبرفت‏‏‌های کم‌ارتفاع و پادگانه‏‏‌های آبرفتی جوان هستند که بستر کهن رودخانه‏‏‌های با ارتفاع کم را نیز شامل می‏‏‌شوند. این نهشته‏‏‌ها تا دشت‏‏‌ها ادامه دارند.

 

سنگ‏‌نگاری و روابط صحرایی

گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه با قطر 4/1 تا 3 کیلومتر، ترکیب داسیت و تراکیت دارند. گنبد جنوبی نیز که در فاصله 2 کیلومتری شمال‌خاوری روستای حسن آباد است، ترکیب تراکیت دارد؛ اما دو گنبد دیگر که با فاصله 1 و 5 کیلومتری در شمال این گنبد جای دارند، ترکیب داسیت نشان می‌دهند (شکل 1). در بررسی‌های صحرایی روشن شد که این گنبدها رخنمون‏‏‌های جدا از هم دارند و هر کدام از آنها ترکیب یکنواختی نشان می‌دهند و تنوع سنگ‌شناسی ندارند.

بررسی‌های سنگ‌نگاری نشان می‌دهد سنگ‌های سازندة این گنبدها از کانی‏‏‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند، کوارتز، ارتوکلاز و اکسیدهای آهن- تیتانیم ساخته شده‏‏‌اند و بافت‏‏‌های گوناگون پورفیری (شکل 4- A)، میکرولیتی‏‏‌ پورفیری و گلومرو‏‏‌پورفیری (شکل‏‏‌های 4- B و 4- C) دارند. در برخی نمونه‏‏‌ها، بافت‌های سری‌ایت و جریانی (شکل 4- D) نیز به‌خوبی دیده می‏‏‌شوند. پلاژیوکلاز و هورنبلند از فنوکریست‏‏‌های این سنگ‌ها هستند. پلاژیوکلاز، بافت غربالی (شکل 4- E)، منطقه‏‏‌بندی و ماکل پلی‏‏‌سینتتیک نشان می‏‏‌دهد (شکل 4- A) که نشان‌دهندة حاکم‌بودن شرایط ناتعادلی در فرایند تبلور ماگما هستند (شکل‏‏‌های 4- A و 4- E). بافت غربالی در پلاژیوکلاز چه‌بسا پیامد تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر ماگمای در حال تبلور باشد که معمولاً به‌دنبال کاهش فشار در پی بالاآمدن و گاززدایی ماگما، رویداد فرایند همرفت در آشیانه ماگمایی، آمیختگی ماگمایی، آلایش و یا ورود ماگمای داغ جدید رخ می‏‏‌دهد (Stewart and Pearce, 2004). منطقه‌بندی ترکیبی در پلاژیوکلاز وابسته به تغییر‌های بزرگ‌مقیاس در پارامترهای دما، فشار، میزان آب و ترکیب مذاب دانسته ‌شود و چه‌بسا با افزوده‌شدن مذاب جدید به آشیانه ماگمایی همراه است (Foley et al., 2013).

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از بافت‏‏‌ها و کانی‏‏‌هایِ گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان): A) بافت پورفیری با فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز (Pl) و هورنبلند (Hbl). اندازه فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها نزدیک به 1 میلیمتر است و منطقه‌بندی زیبا نشان می‏‏‌دهند؛ B) بافت گلومرپورفیری که پیامد انباشته‌شدن فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز؛ C) بافت گلومرپورفیری که در پی انباشته‌شدن بلورهای هورنبلند پدید آمده است؛ D) بافت جریانی که در پی پشت سرهم جای‌گرفتن میکرولیت‏‏‌ها و بلورهای پلاژیوکلاز پدید آمده است؛ E) بافت غربالی بلورهای پلاژیوکلاز؛ F) حاشیه سوخته بلورهای هورنبلند در سنگ‌های بررسی‌شده (نام اختصاری کانی‏‏‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده است)

 

 

شماری از هورنبلندها حاشیة سوخته دارند (شکل 4- F). داشتن حاشیة سوخته در هورنبلندها پیامد بالابودن فوگاسیته اکسیژن و فشار بخار آب در هنگام بالاآمدن ماگماست. به باور Best (2003)، هنگام بالاآمدن ماگمای داغ، هورنبلند در مجاورت با محیط اکسیدان با هورنبلند بازالتی جایگزین می‏‏‌شود.

در سنگ‌های گنبدهای منطقه، بافت گلومروپرفیری نیز دیده می‏‏‌شود (شکل‏‏‌های 4- B و 4- C). تجمع بلورها و پیدایش گلومرول چه‌بسا پیامد هسته‏‏‌بندی ناهمگن این بلورها باشد (Kirkpatrichk, 1977). نیروی انبساطی و تنش برشی باعث قطعه قطعه‌شدن و برشی‌شدن بلورهای انباشتی در ماگما و پیدایش تجمع‏‏‌ها و لخته‏‏‌های گلومروپورفیری شده‌اند که همراه با بالاآمدن مذاب، به بالا آورده می‏‏‌شوند. بهم‌پیوستن گلومروپورفیرها در مذاب‏‏‌، شاید به کاهش دما و افزایش گرانروی حاصل از آن وابسته است (Baker, 1998). در پایان، بالاآمدن و انجماد سریع مذاب‏‏‌های بجا‏‏‌مانده، تشکیل زمینه و در برگرفتن تجمع‏‏‌های فنوکریستی و گلومروپورفیری قدیمی را در پی داشته است (شکل‏‏‌های 4- B و 4- C). کلسیت و اپیدوت نیز از کانی‏‏‌های ثانویه در گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه هستند.

 

زمین‏‌شیمی

پس از انجام دقیق بررسی‌های سنگ‌نگاری روی بیشتر از 60 نمونه سنگی، 5 نمونه سالم برگزیده و برای انجام تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ کل به روش‏‏‌های ICP-OES و ICP-MS به آزمایشگاه ACME (در ونکوور کانادا) فرستاده شدند (جدول‏‏‌های 1 و 2). افزون‌براین، 3 نمونه‏ نیز برای بررسی‌های ایزوتوپی به آزمایشگاه زمین‏‏‌شناسی ایزوتوپی دانشگاه آویرو در کشور پرتغال فرستاده شدند (جدول 3). در پایان داده‌های تجزیه‏‏‌ای با نرم‏‏‌افزارهای سنگ‌شناسی و اکسل پردازش شدند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی (برپایة wt%) برای نمونه‏‏‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان) و درصد نرماتیو کانی‏‏‌های آنها

Rock Type

Trachyte

Dacite

Dacite

Dacite

Dacite

 

Sample No.

Ch4

Ch1

Ch2

Ch3

Ch5

Average

SiO2

63.49

66.44

66.80

67.99

68.61

66.67

Al2O3

16.68

18.10

17.56

16.49

16.72

17.11

Fe2O3total

4.25

3.09

3.03

3.16

2.55

3.22

MgO

2.24

1.43

1.35

1.87

1.12

1.60

CaO

3.47

4.55

4.67

4.35

4.48

4.30

Na2O

5.98

4.02

4.17

3.79

4.26

4.44

K2O

3.10

1.85

1.92

1.84

1.81

2.11

TiO2

0.45

0.34

0.34

0.35

0.28

0.35

P2O5

0.22

0.13

0.12

0.10

0.12

0.14

MnO

0.12

0.05

0.05

0.05

0.05

0.07

Cr2O3

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

L.O.l.

2.40

1.50

2.20

3.30

2.10

2.3

Total

100.00

100.00

100.00

100.01

99.99

100.00

Orthoclase

19.70

5.71

6.34

2.97

6.94

8.33

Albite

50.62

34.05

35.32

32.11

36.05

37.63

Anorthite

3.11

21.72

22.38

20.90

20.82

17.79

Quartz

5.88

26.59

25.52

29.85

27.44

23.06

Apatite

0.51

0.31

0.28

0.24

0.29

0.33

Magnetite

3.08

1.80

1.76

0.57

1.48

1.74

Ilmenite

0.43

0.32

0.32

0.34

0.26

0.34

Biotite

2.46

8.36

8.01

12.98

6.01

7.56

Amphibole

19.45

0.00

0.00

0.00

0.97

4.08

Corundum

0.00

1.50

0.40

0.58

0.00

0.50

 

 

جدول 2- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) نمونه‏‏‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان)

Sample No.

Ch4

Ch1

Ch2

Ch3

Ch5

average

Ba

554

409

436

433

389

444

Be

1.00

1.00

1.00

2.00

1.00

1.20

Ni

20.00

7.10

7.70

20.00

20.00

14.96

Co

8.50

7.00

6.50

6.80

4.70

6.70

Cs

0.60

0.70

0.70

1.20

1.20

0.88

Ga

15.00

16.30

15.60

15.70

16.80

15.88

Hf

3.50

2.90

2.90

2.80

3.00

3.2

Nb

17.50

10.60

10.00

9.90

8.00

11.20

Rb

61.00

44.80

43.50

45.20

32.80

45.46

Sr

350.80

507.80

516.30

483.30

556.40

482.92

Ta

1.40

0.90

0.90

0.80

0.90

0.98

Th

7.60

7.00

7.00

9.10

4.30

7

U

2.10

2.10

1.90

1.90

1.50

1.90

V

72.00

45.00

41.00

45.00

34.00

47.40

W

0.80

0.70

0.70

0.50

0.50

0.64

Zr

156.70

104.00

99.50

107.80

102.20

114.04

Y

11.60

8.10

7.20

7.20

6.20

8.06

La

25.70

19.30

19.30

19.40

16.20

19.98

Ce

42.00

33.60

31.50

31.50

27.80

33.28

Pr

4.32

3.64

3.43

3.25

2.92

3.51

Nd

15.00

12.90

11.50

11.70

10.70

12.36

Sm

2.51

2.15

1.93

2.05

1.78

2.08

Eu

0.72

0.63

0.60

0.59

0.53

0.61

Gd

2.36

1.84

1.67

1.69

1.60

1.83

Tb

0.36

0.27

0.25

0.26

0.22

0.27

Dy

1.91

1.42

1.29

1.41

1.20

1.45

Ho

0.37

0.28

0.27

0.25

0.21

0.28

Er

1.16

0.79

0.72

0.63

0.67

0.79

Tm

0.18

0.12

0.13

0.10

0.10

0.13

Yb

1.27

0.77

0.72

0.71

0.63

0.82

Lu

0.20

0.12

0.12

0.10

0.09

0.13

Sc

8.00

8.00

7.00

7.00

4.00

6.80

FeO/MgO

0.95

1.30

1.35

1.48

1.37

1.29

Sr/Y

30.24

62.69

71.70

67.13

89.74

64.3

LaN/YbN

13.64

16.9

18.07

13.64

17.34

16.87

Mg#

65.25

57.9

57

54.68

56.51

58.27

YbN

6.08

3.68

3.45

3.40

3.01

3.92

 

 

جدول 3- داده‌های تجزیه‌های ایزوتوپی Rb-Sr و Sm-Nd برای نمونه‏‏‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه (جنوب قوچان) (سن Ma 10 که برای تعیین مقدارهای اولیه 87Sr/86Sr، 143Nd/144Nd و ɛNd به‌کار برده شده است، برپایة سن‌سنجی‏‏‌های جدید روی کانی‏‏‌های زیرکن در این سنگ‌هاست که Gardideh و همکاران (2018) آن را انجام داده‌اند)

Sample

A1

A2

Ch5

Nd(ppm)

9.10

8.70

10.70

Sm(ppm)

1.55

1.60

1.78

143Nd/144Nd

0.512887

0.512783

0.512820

143Nd/144Nd10Ma

0.51288

0.51278

0.51281

ɛNd10Ma

4.98

2.95

3.68

Error(2s)

0.000026

0.000011

0.000011

Rb(ppm)

37.70

36.50

32.80

Sr(ppm)

475.30

553.20

556.40

87Sr/86Sr

0.704286

0.704110

0.703927

87Sr/86Sr10Ma

0.70425

0.70408

0.70390

Error(2s)

0.000015

0.000021

0.000018

 

همان‌گونه‌که در شکل‏‏‌های 4- A تا 4- F دیده می‏‏‌شود، زمینه سنگ‌های سازندة گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه از شیشه و بلور‏‏‌های کوچک فلدسپار و کوارتز ساخته شده ‏‏‌است. ازاین‌رو، برای نامگذاری این سنگ‌ها رده‏‏‌بندی‏‏‌های شیمیایی و نرماتیو به‌کار برده شد. برپایة نمودار رده‌بندی شیمیایی Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (شکل 5- A) سنگ‌های بررسی‌شده در محدودة‏‏‌ تراکی‌آندزیت و در نمودار رده‏‏‌بندی شیمیایی SiO2 دربرابر Na2O+K2O (شکل 5- B) در محدودة داسیت و تراکیت جای‌ گرفته‌اند.


 

 

 

شکل 5- موقعیت نمونه‏‏‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای رده‏‏‌بندی: A) Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986)

 

 

ازآنجایی‌که سنگ‌های سازندة گنبدهای چکنه دارای هورنبلند هستند، گمان می‌رود روش مزونورم گرانیت با هورنبلند (Granite Mesonorm with hornblende; Mielke and Winkler, 1979) برای ارزیابی درصد نورماتیو کانی‏‏‌های سازندة آنها روش بهتری باشد. درصد نورماتیو کانی‏‏‌های این سنگ‌ها عبارت است از: ارتوکلاز (0/3 تا 7/ 19 درصد)، آلبیت (1/32 تا 6/50 درصد)، آنورتیت (1/3 تا 4/22 درصد)، کوارتز (9/5 تا 9/29 درصد)، آپاتیت (2/0 تا 3/0 درصد)، مگنتیت (6/0 تا 1/3 درصد)، ایلمنیت (3/0 تا 4/0 درصد)، بیوتیت (5/2 تا 0/13 درصد)، آمفیبول (0 تا 5/19 درصد) و کرندوم (0 تا 5/1 درصد). بر این پایه، نمونه ch4 از نوع تراکیت و نمونه‏‏‌های دیگر داسیت نامگذاری می‌شوند (جدول 1) که با بررسی‌های سنگ‌نگاری نیز کاملاً همخوانی دارد.

نمودار SiO2 دربرابر K2O (شکل 6- A) برای بررسی سری ماگمایی گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده می‏‏‌شود، سنگ‌های بررسی‌شده سرشت کالک‏‏‌آلکالن دارند. همچنین، این سنگ‌ها سرشت متاآلومین تا پرآلومین ضعیفی نشان می‌دهند (شکل 6- B). بالا‌بودن مقدار K2O و سرشت پرآلومین سنگ‌های بررسی‌شده با آلایش ماگمای مادر سنگ‌های بررسی‌شده در هنگام گذر از پوستة قاره‌ای توجیه‌شدنی است.

 

بحث

گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه ترکیب داسیت و تراکیت دارند. این سنگ‌ها سرشت کالک‏‏‌آلکالن نشان می‌دهند. نمودارهای چندعنصری و بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 7- A) و گوشته اولیه (شکل 7- B) نشان‌دهندة غنی‌شدگی این سنگ‌ها از LREEs دربرابر HREEs و عنصرهای خاکی کمیاب بزرگ‌یون (K، Ba و Rb) دربرابر عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) هستند. همچنین، سنگ‌های گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه از عنصرهای Ti، P و Nb آنومالی منفی نشان می‌دهند (شکل 7). آنومالی منفی از این عنصرها با کانی‏‌های فرعی و عارضه‏‏‌ای فسفردار و تیتانیم‏‌دار (مانند: مونازیت، آپاتیت، اسفن، روتیل، ایلمنیت) و برخی آمفیبول‏‌ها (انواع دما- فشار بالای پارگازیتی) کنترل می‏‏‌شود. با افزایش فشار (در رخساره‏‏‌های آمفیبولیت و اکلوژیت در پهنه‌های فرورانش)، حلالیت این فازهای کانیایی در سیال‏‏‌های آب‏‌دار کاهش می‏‌یابد. پس کانی‏‌های یادشده که سرشار از عنصرهای HFS هستند، هنگام فرایندهای ذوب‌بخشی در ژرفای بیشتر از 30 کیلومتر، به‌صورت فازهای دیرگداز در سنگ‏‏‌مادرهای آمفیبولیتی و اکلوژیتی پدیدآمده از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده، بجای می‏‌مانند و با نگهداری این عنصرها در ساختار بلوری خود، در مذاب بخشی تولیدشده آنومالی منفی پدید می‌‌آورند (Gaetani, 2004). دربرابر، سیال‏‏‌ها و مذاب‏‌های پدیدآمده از آب‏‏‌زدایی و ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده، با صعود به گوة گوشته‏‏‌ای رویی و متاسوماتیسم‌کردن آن، آنومالی مثبت در عنصرهای خاکی بزرگ یون (LILEs) و آنومالی منفی در عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) را پدید آورده‌اند؛ ازاین‌رو، آنومالی‏‏‌های مثبت و منفیِ این عنصرهای کمیاب در سنگ‌های منطقه نشان دهندة پیدایش آنها در پهنة فرورانش است.

 

 

 

شکل 6- جایگاه نمونه‏‏‌های گنبدهای داسیتی-تراکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در: A) نمودار SiO2 دربرابر K2O برای تعیین سری ماگمایی؛ B) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

شکل 7- الگو‏‏‌ی فراوانی عنصرها در نمونه‏‏‌های گنبدهای داسیتی- تراکیتی چکنه (جنوب قوچان) در: A) نمودار بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت؛ B) نمودار چندعنصری (عنکبوتی) بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

نمونه‌های سنگیِ گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y (شکل 8- A) و YbN دربرابر LaN/YbN (شکل 8- B) در محدودة آداکیت‏‏‌ها و دور از محدودة سنگ‌های معمول کمان ماگمایی (Classical arc igneous rocks) جای‌ گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 8- جایگاه ترکیبی نمونه‏‏‌های گنبدهای داسیتی- تراکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y و YbN دربرابر LaN/YbN (Defant and Drummond, 1990) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

همچنین، همان‌گونه‌که در این نمودارها دیده می‏‏‌شود، نمونه‌های سنگیِ برداشت‌شده از گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در محدودة آداکیت‏‏‌های سنوزوییک و مرتبط با سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده (Eyuboglu et al., 2011) نیز جای‌ گرفته‌اند (شکل 8). دیگر ویژگی‏‏‌هایی که نشان‏‏‌دهندة آداکیتی‌بودن ماگمای سازندة گنبدهای منطقة چکنه و پیدایش آن از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده هستند، عبارتند از:

(1) برپایة پژوهش‏‌های Kay (1978)، Defant و Drummond (1990) و Martin و همکاران (2005) روی ترکیب‌های آداکیتی، مقدار 40<Sr/Y و 12< LaN/YbN از مهم‏‌ترین ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی آداکیت‏‌های وابسته به ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی هستند. مقدار این نسبت‏‏‌ها در سنگ‌های بررسی‌شده نیز در این بازه جای‌ گرفته‌ است (شکل 8)؛

(2) میانگین مقدارهای Yb و Y در این سنگ‌ها به‌ترتیب از 82/0 و 06/8 کمتر است و در محدودة مقدارهای مربوط به ماگماهای آداکیتی (ppm8/1< Yb و ppm18>Y) جای گرفته‌ است (جدول 1؛ Martin، 1999)؛

(3) الگوهای بهنجارشده عنصرهای کمیاب سنگ‌های چکنه مقدارهای Y و HREEs کم و Sr و Sr/Y بالایی نشان می‌دهند (همانند ماگماهای آداکیتی پدیدآمده از ذوب سنگ‌های گارنت‌آمفیبولیتی در ژرفای بیشتر از 35 کیلومتر) (شکل 7؛ جدول 1؛ Wang و همکاران، 2006a، b).

Martin (1999) آداکیت‏‏‌ها را به دو گروه پرسیلیس (HSA) و کم‌سیلیس (LSA) رده‌بندی کرده است. در نمودارهای SiO2 دربرابر Nb (شکل 9- A)، Na2O+CaO دربرابر Sr (شکل 9- B)، SiO2 دربرابر MgO (شکل 9- C)، Y دربرابر Sr/Y (شکل 9- D) و Rb دربرابر K (شکل 9- F)، نمونه‌های گنبدهای آداکیتی چکنه در محدود HSA جای دارند. این ویژگی آنها با سرشت پرسیلیس این نمونه‏‏‌ها همخوانی دارد (Martin et al., 2005).

 

 

 

شکل 9- جایگاه ترکیبی نمونه‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای رده‌بندی آداکیت‏‏‌های پرسیلیس (HSA) و کم‌سیلیس (LSA) (Martin et al., 2005) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

آداکیت‏‏‌های پرسیلیس، مذاب‏‏‌های پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده با ترکیب اکلوژیت یا گارنت‌آمفیبولیت در فشار برابر با گسترة پایداری گارنت تفسیر می‏‏‌شوند که در هنگام بالاآمدن از گوة گوشته‏‏‌ای اندکی با پریدوتیت گوشته واکنش داده‏‏‌اند (Martin et al., 2005; Rapp et al., 2006).

همچنین، در نمودارهای SiO2 دربرابر FeO/MgO (شکل 10)، Al2O3 دربرابر SiO2 (شکل 11) و SiO2 دربرابر Yb (شکل 12؛ Wang et al., 2006a, b)، نمونه‏‏‌های تجزیه‌شده از گنبدهای نیمه‌عمیق منطقة چکنه در محدودة آداکیت‏‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده جای گرفته‌اند.

در نمودار Mg# دربرابر SiO2 نیز این نمونه‏‏‌ها در محدودة آداکیت‏‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و در محدودة آداکیت‏‏‌های سنوزوییک (Eyuboglu et al., 2011) جای دارند (شکل 13) و این نکته پیدایش این سنگ‌ها از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده را نشان می‌دهد.

 

 

 

شکل 10- جایگاه ترکیب شیمیایی نمونه‏‏‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار SiO2 دربرابر FeO/MgO (Wang et al., 2006a) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

شکل 11- نمونه‏‏‌های گنبدهای آداکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودار SiO2 دربرابر Al2O3 (Wang et al., 2006a) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

شکل 12- موقعیت نمونه‏‏‌های گنبدهای آداکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودار SiO2 دربرابر Yb (Wang et al., 2006a) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

شکل 13- موقعیت نمونه‏‏‌های گنبدهای آداکیتی چکنه (جنوب قوچان) در نمودار Mg# دربرابر SiO2 در محدودة آداکیت‏‏‌های پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده (Wang et al., 2006a) و آداکیت‏‏‌های حاصل از پنجره اسلب (Eyuboglu et al., 2012) (نمادها همانند شکل 6)

 

 

خوشبختانه در سال‏‏‌های اخیر گنبدهای جنوب منطقة چکنه و اطراف سبزوار را بسیاری از پژوهشگران (مانند: Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010; Fathabadi, 2014; Jamshidi et al., 2014, 2015a, 2015b; Jamshidi, 2015; Gardideh et al., 2018) بررسی کرده‌اند و داده‏‏‌های شماری از این پژوهشگران نیز به شکل‏‏‌های 11، 12 و 13 افزوده شده است. علت انتخاب داده‏‏‌های این پژوهشگران، بررسی‌های کامل‏‏‌تر آنها در منطقه و داشتن نسبت‌های ایزوتوپی 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd افزون‌بر داده‏‏‌های عنصرهای اصلی، کمیاب و سن‌سنجی است. همان‌گونه‌که در این شکل‏‏‌ها دیده می‏‏‌شود، سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه در محدودة داده‏‏‌های Ghasemi و همکاران (2010) و Jamshidi و همکارن (2014، a2015، b2015) جای گرفته‌اند. ازاین‌رو، برای سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه نیز خاستگاهی همانند آن گنبدها (یعنی ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده) در نظر گرفته می‏‏‌شود. همچنین، ازآنجایی‌که ژرفای موهو در منطقة بررسی‌شده از 44 کیلومتر کمتر گزارش شده است (Dehghani and Makris, 1983) و به باور Wang و همکاران (2005)، پوستة زیرین مسئول پیدایش ماگماهای آداکیتی چکنه نبوده است؛ زیرا به باور نامبردگان، برای پیدایش چنین آداکیت‌هایی به ضخامت بیشتر از 55 کیلومتر نیاز است. افزون‌بر آن، آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب پوستة زیرین، K2O>Na2O و آنومالی منفی Sr دارند که برخلاف این ویژگی‏‏‌ها در سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه هستند (جدول 1؛ شکل 7). ازاین‌رو، اگرچه سنگ‌های بررسی‌شده گاه در بخش مشترک آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و پوستة زیرین جای گرفته‌اند، برپایة شواهد یادشده، داشتن خاستگاه پوستة زیرین برای آنها منتفی است.

برپایة ویژگی‏‏‌های یادشده، گمان می‌رود ماگمای مادر سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده ﻣﻨﺸﺄ گرفته است. ازاین‌رو، تهی‏‏‌شدگی این سنگ‌ها از HREE و Y به‌همراه مقدارهای بالای نسبت Sr/Y در آنها (جدول 2)، نشانة حضور گارنت به‌عنوان فاز کانیایی بجا‏‏‌مانده در محل خاستگاه ماگما در هنگام ذوب‌بخشی فشار بالاست (Rapp et al., 2006). تهی‌شدگی از عنصرهای HFS (مانند: Nb و Ti) در این سنگ‌ها نیز نشان‌دهندةحضور فازهای کانیایی بجا‏‌مانده معمول (مانند: مونازیت، آپاتیت، اسفن، روتیل، ایلمنیت و آمفیبول پارگازیتی تیتانیم‌دار) در پوستة اقیانوسی دگرگون‌شدة گارنت‏‏‌آمفیبولیتی/ اکلوژیتی در سنگ خاستگاه ماگماست (Xiong et al., 2005). این نکته با جایگیری این سنگ‌ها در محدودة اکلوژیت آمفیبول‌دار و گارنت‌آمفیبولیت نیز سازگار است (شکل 14).

 

 

شکل 14- جایگاه نمونه‏‏‌های گنبد‏‏‌های آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار Y دربرابر Zr/Sm (Deng et al., 2017)

 

همچنین، همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، با افزایش SiO2 در سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه، مقدار Yb آنها کم می‏‏‌شود که این نکته نشان‌دهندة خاستگاه‌گرفتن ماگمای سازندة این سنگ‌ها از ذوب‌بخشی سنگ‌های گارنت و آمفیبول‌دار (اکلوژیت آمفیبول‌دار و گارنت‌آمفیبولیت) است (شکل 12؛ Dokuz et al., 2006).

 

زمین‏‌شیمی ایزوتوپی

در کل، سنگ‌های آداکیتی از سه خاستگاه متمایز سرچشمه می‌گیرند:

(1) ذوب‌بخشی ورقة اقیانوسی فرورونده با ترکیب بازالتی که مذاب پدیدآمده در هنگام بالاآمدن با پریدوتیت گوة گوشته‏‏‌ای اندکی واکنش داده است؛

(2) ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‏‌ای زیرین در ژرفای بیشتر از 55 کیلومتر؛

(3) ذوب گوة گوشته‏‏‌ای پریدوتیتی متاسوماتیسم‌شده که ترکیب آن با سیال‏‏‌ها و مذاب‏‏‌های فلسیک پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده تحول پیدا کرده است (Martin, 1999; Martin et al., 2005; Wang et al., 2005; Wang et al., 2006a, b).

همان‏‏‌گونه‌که پیشتر گفته شد، ماگمای مادر سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه از نوع سرشار از سیلیس (HSA) بوده‏‌ است که با محل خاستگاه شمارة 1 همخوانی دارد.

برای اطمینان بیشتر دربارة ترکیب محل خاستگاه این سنگ‌ها، از داده‏‌های ایزوتوپی Sm-Nd و Rb-Sr سنگ کل نیز بهره گرفته شد. مقدارهای نسبت 10Ma(143Nd/144Nd) در این سنگ‌ها در محدودة 5128/0 تا 5129/0 و مقدارهای نسبت 10Ma(87Sr/86Sr) آنها نیز از 7039/0 تا 7042/0 متغیر است (جدول 3). سن 10 میلیون سال پیش که برای به‌دست‌آوردن مقدارهای اولیه 87Sr/86Sr، 143Nd/144Nd و ɛNd به‌کار برده شده است، برپایة سن‌سنجی‏‏‌های جدید روی کانی‏‏‌های زیرکن است که Gardideh و همکاران (2018) آن را انجام داده‌اند.

سنگ‌های آداکیتی بررسی‌شده مقدارهای Nd10Maε مثبتی (95/2 تا 8/4) دارند و در نمودار تغییر 87Sr/86Sr اولیه دربرابر Ndε، در محدودة MORB و نزدیک به محدودة آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و سنگ‌کرة گوشته‏‏‌ای زیر پوستة ضخیم‌شده جای می‌گیرند (شکل 15). همچنین، این سنگ‌ها دور از آداکیت‏‌های حاصل از ذوب پوستة قاره‏‏‌ای زیرین ورقه‌ورقه‌شده (delaminated crust) و محدوده‏‏‌های پوسته زیرین و بالایی جای گرفته‌اند (Wang et al., 2015). این نکته نشان می‏‏‌دهد آداکیت‏‏‌های منطقة چکنه به احتمال بالا از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده پدید آمده‏‏‌اند؛ زیرا آداکیت‌هایی پدیدآمده از ذوب پوستة زیرین Ndε (2- تا 5-) و نسبت 87Sr/86Sr اولیه بالایی (7072/0 تا 7075/0) دارند (Wang et al., 2005). نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار 87Sr/86Sr دربرابر Rb (Drummond et al., 1996) نیز در میدان آداکیت‏‌های برخاسته از پوستة اقیا‏‏‌نوسی فروروندة سنوزوییک جای گرفته‌اند (شکل 16).

نسبت‏‏‌های ایزوتوپی 87Sr/86Srاولیه گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه همانندِ نسبت‏‏‌های گنبدهای آداکیتی مناطق سبزوار –کاشمر– قوچان (7038/0 تا 7046/0؛ Jamshidi و همکاران، 2014) هستند. این مقدارها، گرچه کم هستند، از میانگین این نسبت در ماگماهای برخاسته از گوة گوشته‏‏‌ای در پهنه‌های فرورانش (7035/0) بالاتر هستند (Sun and McDonough, 1989). ازاین‌رو، گمان می‌رود ماگمای سازندة سنگ‌های منطقه از ذوب‌بخشی یک سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و رسوب‌های روی آن در یک پهنة فرورانشی در مرز فعال قاره و آلودگی ماگمای یادشده با مواد پوستة قاره‏‏‌ای در هنگام بالاآمدن و جایگزینی پدید آمده‏‏‌اند.

 

 

 

شکل 15- جایگاه سه نمونه برگزیده از سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار نسبت 87Sr/86Sr اولیه دربرابر Nd10Maε (این شکل با تلفیق نمودارهای پیشنهادیِ Wang و همکاران (2015) و Liu و همکاران (2009) رسم شده است)

 

 

 

 

شکل 16- جایگاه سه نمونه برگزیده از سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار Rb دربرابر 87Sr/86Sr (Drummond et al., 1996)

محیط زمین‌ساختی

فرایندهایی مانند دگرسانی پس از جایگزینی شاید ویژگی‏‏‌های کانی‏‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی اولیة سنگ‌های آتشفشانی را تغییر دهند و در بازسازی شرایط دیرینه زمین‏‏‌ساخت آنها مشکلاتی پدید آورند. با وجود این، به‌کارگیری نمودارهای محیط زمین‏‏‌ساختی برپایة عنصرهای نامتحرک کارگشاست. ازاین‌رو، نمودار دومتغیرة Nb+Y دربرابر Rb (شکل 17) برای شناخت جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه احتمالی پیدایش ماگمای کالک‌آلکالن سازندة سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‏‏‌های بررسی‌شده در گسترة گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی جای گرفته‏‏‌اند. همچنین، در این راستا نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما نیز به‌کار برده شدند (شکل 18). در همه آنها، نمونه‏‏‌های بررسی‌شده ویژگی‏‏‌های حاشیة فعال قاره‏‏‌ای را نشان می‏‏‌دهند. این پهنه‏‏‌های زمین‌ساختی با جهت شیب سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس شاخه سبزوار که در هنگام فرورانش به‌سوی شمال‌خاوری و به زیر لبه خاوری رشته کوه‌های البرز (پهنه بینالود) بوده است، کاملاً سازگار هستند. گمان می‌رود سنگ‌های آداکیتی منطقة چکنه در پی ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی در 10 میلیون سال پیش (میوسن) پدید آمده‌اند.

 

شکل 17- جایگاه سنگ‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Pearce et al., 1984) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

 

شکل 18- نمونه‏‏‌های گنبدهای آداکیتی منطقة چکنه (جنوب قوچان) در نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Schandl and Gorton, 2002) (نمادها همانند شکل 6 هستند)

 

 

نتیجه‌گیری

سنگ‌های گنبدهای آذرین منطقة چکنه ترکیب داسیت و تراکیت دارند و سرشت کالک‏‏‌آلکالن و سرشت آداکیتی پرسیلیس پدیدآمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده هستند. ویژگی‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی این سنگ‌ها (مانند: تهی‌شدگی از HREE و Y به‌همراه مقدارهای بالای Sr/Y) نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر این سنگ‌ها در فشار بالا هستند. همچنین، تهی‏‏‌شدگی از عنصرهای HFS (مانند: Nb و Ti) در این سنگ‌ها نیز حضور فازهای کانیایی بجاماندة دیرگداز (مانند روتیل و آمفیبول تیتانیم‏‏‌دار) در محل خاستگاه را نشان می‌دهد. همه این ویژگی‏‏‌ها بازگوکنندة پیدایش ماگمای سازندة سنگ‌های آداکیتی یادشده از ذوب‌بخشی خاستگاهی گارنت‌آمفیبولیتی یا اکلوژیت آمفیبول‏‏‌دار حاصل از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سبزوار در زمان میوسن است. نسبت‏‏‌های اولیه 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd این سنگ‌ها نیز این نکته را تایید می‏‏کنند.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از حوزة معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود برای حمایت‏‏‌های مالی و معنوی از انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‏‏‌کنند.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine 148(5-6): 692-725.

Aghabazzaz, F. (2012) Petrogenesis of calc-alkaline and adakitic volcanic rocks in north Firouzeh, west Neyshabour. MSc thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

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

Baker, D. R. (1998) Granitic melt viscosity and dike formation. Journal of Structural Geology 20(9-10): 1395-1404.

Berberian, F., Muir, I. D., Pankhurst, R. J. and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andean-type plutonic activity in northern Makran and Central Iran. Journal of the Geological Society 139(5): 605-614.

Best, M. G. (2003) Igneous and Metamorphic Petrology. 2nd Edition. Oxford Blackwell Science.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Developments in geochemistry (Ed. Henderson, P.) 2: 63-114.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347(6294): 662-665.

Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. (2001) Evidence suggests slab melting in arc magmas. EOS, Transactions, American Geophysical Union 82(6): 62-70.

Dehghani, G. A. and Makris, J. (1983) The gravity field and crustal structure of Iran. Geodynamics Project (Geotraverse) in Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Report No. 51: 51–68.

Deng, J., Yang, X., Qi, H., Zhang, Z. F., Mastoi, A. S. and Sun, W. (2017) Early Cretaceous high-Mg adakites associated with Cu-Au mineralization in the Cebu Island, Central Philippines: Implication for partial melting of the paleo-Pacific Plate. Ore Geology Reviews 88: 251-269.

Dokuz, A., Tanyolu, E. and Genç, S. (2006) A mantle and a lower crust-derived bimodal suite in the Yusufeli (Artvin) area, NE Turkey: trace element and REE evidence for subduction-related rift origin of Early Jurassic Demirkent intrusive complex. International Journal of Earth Sciences 95(3): 370-394.

Drummond, M. S., Defant, M. J. and Kepezhinkas, P. K. (1996) Petrogenesis of slab-derived trondhjemite–tonalite–dacite/adakite magmas. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 87(1-2): 205-215.

Eyuboglu, Y., Chung, S. L., Santosh, M., Dudas, F. O. and Akaryal, E. (2011) Transition from shoshonitic to adakitic magmatism in the Eastern Pontides, NE Turkey: implications for slab window melting. Gondwana Research 19(2): 413-429.

Eyuboglu, Y., Santosh, M., Yi, K., Bektas, O. and Kwon, S. (2012) Discovery of Miocene adakitic dacite from the Eastern Pontides Belt (NE Turkey) and a revised geodynamic model for the late Cenozoic evolution of the Eastern Mediterranean region. Lithos 146: 218-232.

Fatahi, A. A. (2003) Petrogenesis, facies and eruption mechanism of Markoh volcano, Sarvelayat area, SW Quchan. M.Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Fathabadi, F. (2014) Geology, petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Moghiseh area (SW-Sabzevar). M.Sc. thesis, Shahrood University OF Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Foley, F., Norman, J., Pearson, N.J., Rushmer, T., Turner, S. and Adam, J. (2013) Magmatic evolution and magma mixing of Quaternary adakites at Solander and little Solander Islands, New Zealand. Journal of Petrology 54(4): 703-744.

Gaetani, G. A. (2004) The influence of melt structure on trace element partitioning near the peridotite solidus. Contributions to Mineralogy and Petrology 147(5): 511-527.

Gardideh, S., Ghasemi, H. and Sadeghian, M. (2018) Geochemistry, Sr-Nd isotopic ratio and U-Pb dating of Neogene Adakitic Domes of Quchan-Esfarayen magmatic arc, Northeast of Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 26(2): 455-478 (in Persian).

Ghasemi, H., Sadeghian, M., Khanalizadeh, A. and Tanha, A. (2010) Petrology, geochemistry and radiometric ages of high silica Adakitic Domes of Neogene continental arc, south of Quchan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 18 (3): 347-370 (in Persian).

Jamshidi, K. (2015) Petrology, geochemistry and petrogenesis of north Bahshtin Adakitic Domes, Sabzevar. Ph.D. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Miao, L. (2015a) U-Pb age dating and determination of source region composition of post-ophiolite adakitic domes of Sabzevar. Iranian Journal of Petrology 6(23): 21-138 (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Sadeghian, M. (2014) Petrology and geochemistry of the Sabzevar post-ophiolitic high silica adakitic rocks. Iranian Journal of Petrology 5(17): 51-68 (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V. R., Sadeghian, M. and Dahren, B. (2015b) Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, NE Iran. Solid Earth Discussions 6(2): 49-72.

Kay, R. W. (1978) Aleutian magnesian andesites: melts from subducted Pacific Ocean crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research 4(1-2): 117-132.

Kirkpatrichk R. G. (1977) Nucleation and growth of plagioclase, Makaopuhe and Alane lava lakes Kilauea volcano, Hawaii. Geological Society of America Bulletin 88: 78-84.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68(1-2): 277-279.

Le Bas, M. J., Le Maitre, 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.

Liu, S., Hu, R. Z., Gao, S., Feng, C. X., Yu, B. B., Qi, Y. Q., Wang, T., Feng, G. Y. and Coulson, I. M. (2009) Zircon U-Pb age, geochemistry and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of adakitic volcanic rocks from Jiaodong, Shandong province, eastern China: constraints on petrogenesis and implications. Journal of Asian Earth Sciences 35(5): 445-458.

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411-429.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79(1): 1-24.

Mielke, P. and Winkler, H. G. F. (1979) Eine bessere Berechnung der Mesonorm fuer granitische Gesteine. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Monatshefte 10: 471-480.

Mohammadi, E., Ghorbani, G. and Shafaii Moghadam, H. (2015) Geochemistry and Petrogenesis of the Adakites in the Southern Domains of the Northern Sabzevar Ophiolites; With Emphasis on Sr-Nd-Pb Isotopes Results. Iranian Journal of Geoscience 24(95): 51-62 (in Persian).

Omrani, J., Agard, P., Witechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G. and Jolivet, L. (2008) Arc magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: a new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106(3): 380-398.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. J. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of Petrology 25: 956-83.

Pourlatifi, A. (2006) Akhlamad Geological Quadrangle Map 1:100000, No. 7763, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Rapp, R. P., Shimizu, N., Norman, M. D. and Applegate, G. S. (2006) Reaction between slab derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3.8 GPa. Chemical Geology 160(4): 335-356.

Rossetti, F., Nasrabady, M., Vignaroli, G., Theye, T., Gerdes, A., Razavi, S. M. H. and Moin Vaziri, H. (2010) Early Cretaceous migmatitic mafic granulites from the Sabzevar range (NE Iran): Implications for the closure of the Mesozoic peri-Tethyan oceans in central Iran. Terra Nova 22(1): 26–34.

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97(3): 629-642.

Shabanian, E., Acocella, V., Gioncada, A., Ghasemi, H. and Bellier, O. (2012) Structural control on volcanism in intraplate post collisional settings: Late Cenozoic to Quaternary examples of Iran and Eastern Turkey. Tectonics 31(3): Tc3013.

Shafaii Moghadam, H. S., Whitechurch, H., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2009) Significance of Nain-Baft ophiolitic belt (Iran): Short-lived, transtensional Cretaceous back-arc oceanic basins over the Tethyan subduction zone. Comptes Rendus Geoscience 341(12): 1016-1028.

Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. 2nd Edition, John Wiley, New York, US.

Soltani Dehnavi, A. (2010) Petrology and Geochemistry of Tertiary volcanic rocks from NW Neyshabur, Iran. M.Sc. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

Stewart, M. L. and Pearce, T. H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist 89(2-3): 348-351.

Sun, S. S. and McDonough, W. S. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313-345.

Taheri-Sarteshnizi, A. (2017) Geochemistry and Isotopic Geology of Dacite Domes of Chakaneh Area. MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Tanha, A. (2009) Petrogenesis of Neogene Igneous Rocks in the North Anbarabad (Mashkan). MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Wang, H., Fu, B., Xu, Z., Lu, X., Lu, J., Li, H., Qu, W., Yang, X., Chen, W. and Zhang, J. (2015) Geology, geochemistry, and geochronology of the Wangjiazhuang porphyry–breccia Cu (–Mo) deposit in the Zouping volcanic basin, eastern North China Block. Ore Geology Reviews 67: 336-353.

Wang, Q., McDermott, F., Xu, J. F., Bellon, H. and Zhu, Y. T. (2005). Cenozoic K-rich adakitic volcanic rocks in the Hohxil area, northern Tibet: lower-crustal melting in an intracontinental setting. Geology 33(6): 465-468.

Wang, Q., Wyman, D. A., Xu, J. F., Zhao, Z. H., Jian, P., Xiong, X. L., Baoa, Z. W., Lid,. C. F. and Bai, Z. H. (2006a) Petrogenesis of Cretaceous adakitic and shoshonitic igneous rocks in the Luzong area, Anhui Province (eastern China): Implications for geodynamics and Cu–Au mineralization. Lithos 89(3): 424-446.

Wang, Q., Xu, J. F., Jian, P., Bao, Z. -W., Zhao, Z. H., Li, C. F., Xiong, X. L. and Ma, J. L. (2006b) Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, Dexing, South China: Implications for the genesis of porphyry copper mineralization. Journal of Petrology 47(1): 119–144.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical geology 20: 325-343.

Xiong, X. L., Adam, J. and Green, T. H. (2005) Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt: implications for TTG genesis. Chemical Geology 218(3-4): 339–359.