Document Type : Original Article
Authors
Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Isfahan, Isfahan, Iran
Abstract
Keywords
سنگزایی و زمینشیمی سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان)
با تأکید بر نقش آلایش پوستهای
لیلا ابراهیمی و سیدمحسن طباطباییمنش *
گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
چکیده
منطقه مورد بررسی در خاور روستای نابر و در جنوبباختری کاشان جای دارند و بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه – دختر بهشمار میآید. سنگهای آتشفشانی خاور منطقه نابر با سن ائوسن شامل پیروکسن آندزیت، آندزیت، داسیت و ریولیت هستند. بافتهای پورفیری، گلومروپورفیری، میکرولیتی و غربالی، بافتهای غالب در این سنگها هستند. کانیهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول از کانیهای اصلیِ پیروکسنآندزیتها و آندزیتها هستند؛ اما در داسیتها و ریولیتها پلاژیوکلاز، آمفیبول، کوارتز، بیوتیت و پتاسیمفلدسپار کانیهای اصلی هستند. پلاژیوکلاز و کوارتز با خوردگی خلیجی و لبههای گردشده، پلاژیوکلاز با منطقهبندی نوسانی، بافت غربالی و حاشیه غبارآلود از بافتهای نشاندهنده نبود تعادل و رویداد آمیزش ماگمایی (magma mixing) دانسته میشوند. در نمودارهای بهنجارسازی نسبت به ترکیب کندریت و گوشته اولیه، غنیشدگی از عناصر LREE و LILE و تهیشدگی از عناصر HREE و HFSE دیده میشود. این ویژگی از ویژگیهای سنگهای کالکآلکالن و کمانهای آتشفشانی وابسته به پهنه فرورانش است و میتواند نشاندهنده آلایش با مواد پوستهای نیز باشد. مقادیر بالای La/Nb (36/4-2) و آنومالی منفی Ti و Nb در نمودارهای عنکبوتی میتوانند نشاندهنده آلایش پوستهای در این سنگها باشند. نسبت Nb/La کم (5/0-23/0) و نسبت Sr/Ce بالا (19-4/8) در نمونههای منطقه نیز نشاندهنده آلایش ماگمای سازنده سنگها با مواد پوستهای است. این سنگها از ماگمای برآمده از ذوببخشی گوشته غنیشده با نرخ ذوب 1 تا 5 درصدیِ یک خاستگاه اسپینللرزولیتی پدیده آمدهاند.
واژههای کلیدی: زمینشیمی، سنگهای آتشفشانی، نابر، کاشان، ارومیه-دختر
مقدمه
در بیشتر بخشهای ایران مرکزی، دوران سنوزوییک با تکاپوهای کوهزایی لارامید در پالئوسن و با پیدایش کنگلومرا و ماسهسنگ آغاز شده است. فعالیتهای آتشفشانی در نیمه اول دوران سوم بسیار شدید بوده و گاه بر سنگهای رسوبی نیز اثر گذاشته است. در شهرستان کاشان، سنگهای آذرین و رسوبی بهگونه متناوب پدید آمدهاند؛ اما برتری با سنگهای آذرین است. این سنگها از گدازههای آندزیتی، ریولیتی و سنگهای آذرآواری پدید آمدهاند و در پیدایش بخشهای کوهستانی خاوری و باختری کاشان نقش بسزایی داشتهاند (Abbasi, 2012). از دید پهنههای زمینساختی، بلندیهای جنوب و جنوبباختری کاشان بخشی از ایران مرکزی و پهنه آتشفشانی ارومیه – دختر بهشمار میروند. در این منطقه، فعالیت شدید آتشفشانی از ائوسن آغاز شده و تا اندازهای در سراسر این دوره روی داده است. آتشفشانهای ائوسن بهصورت آذرآواری، همراه با گدازه و میانلایههایی از توفیت، ماسهسنگ، شیل و آهک، بهگونه دگرشیب روی آهکهای کرتاسه، دیده میشوند. در این منطقه گدازههای ائوسن بیشتر در باختر و جنوبباختری و سنگهای آذرآواری در شمالباختری قمصر اهمیت دارند (Moinvaziri, 1996).
منطقه خاور نابر در 170 کیلومتری اصفهان و در خاور روستای نابر، در طولهای جغرافیایی '51°15 تا '16°51 خاوری و عرضهای جغرافیایی ˝30'51°33 تا ˝32'52°33 شمالی، جای دارد. از بررسیهای انجام شده در این ناحیه میتوان بررسیهای سنگشناسی و سنگنگاری توده نفوذی خاور نابر (Abbasi, 2012) و بررسی اسکارنزایی (Javadi, 2012) را نام برد. این بررسیها نشان میدهند که توده نفوذی این منطقه از نوع I و کالکآلکالن وابسته به پهنههای کوهزایی است. همچنین، اسکارن نابر از نوع کلسیک است و کانههای فلزی پیریت و کالکوپیریت در آن نشاندهنده فوگاسیته بالای گوگرد در محلولهای کانهدار هستند. سنگهای آتشفشانی خاور نابر، پیروکسنآندزیت، آندزیت، داسیت و ریولیت هستند. در این پژوهش سنگنگاری و زمینشیمی سنگهای آتشفشانی خاور نابر بررسی میشود.
زمینشناسی منطقه
منطقه خاور نابر بخشی از رشته کوه هفتکتل است و از جنوب به رشته کوه سیاهکوه و از باختر به دشت نابر میرسد. روستای نابر در شمال این دشت و در کنار چمرود جای گرفته است. کهنترین سنگهای منطقه خاور نابر سنگهای آذرین ائوسن هستند و جدیدترین آنها را نهشتههای کواترنر میسازند (شکل 1). سنگهای آذرین رنگ قهوهای تیره دارند و بهصورت خشن و تودهای، در پیدایش برجستگیها نقش بسزایی داشتهاند. سازندهای رسوبی بهرنگ روشن هستند. توفهای سیلیسی، برش، شیل، مارن، سنگهای آذرآواری و گدازههای آندزیتی–بازالتی، آندزیتی، داسیتی و ریولیتی از سنگهای آتشفشانی و رسوبی ائوسن هستند. ماسهسنگ، مارن، شیلهای خاکستری، آهکهای تیرهرنگ همراه با سنگهای آذرین درونی (گابرو، گابرودیوریت، دیوریت و تونالیت) از سنگهای الیگوسن-میوسن هستند. تراورتن و آبرفت از نهشتههای کواترنر منطقه خاور نابر هستند (Radfar and Alai Mahabadi, 1993). در این منطقه، سازندهای آهکی و ماسهسنگی قم از سنگهای آذرین ائوسن پایدارتر هستند. هر جا این دو گروه سنگی با هم دیده میشوند، ناهمواریهای آذرین بهصورت قلههای پراکنده در سطح زمین نمایان شدهاند؛ اما برجستگیهای اصلی و پرتگاههای بلند در سازند قم جای گرفتهاند. رخنمونی از سنگهای آذرین درونی در جنوب کوه هفتکتل است و در پی نفوذ آن در واحدهای آهکی سازند قم، اسکارنزایی در منطقه روی داده است (Abbasi, 2012).
روش انجام پژوهش
برای بررسی سنگهای آتشفشانی منطقه خاور نابر، پس از بازدیدهای صحرایی و نمونهبرداری، نمونههای مناسبی برای بررسیهای سنگنگاری، برگزیده و در کارگاه مقطعسازی دانشگاه اصفهان مقاطع نازکی از آنها ساخته شد. این مقاطع با دستگاه میکروسکوپ پلاریزان OLYMPUS، مدل BH-2، بررسی شده و کانیشناسی و وابستگی بافتی آنها به یکدیگر شناسایی شده است. پس از آن، کانیها و سنگها تجزیه شیمیایی شدند. تجزیه ریزکاو الکترونی کانیها با دستگاه Cameca SX-100 و ولتاژ شتابدهنده kV 15، در دانشگاه اشتوتگارت آلمان، انجام شد. برگزیدهای از دادههای بهدستآمده در جدولهای 1 تا 4 آورده شدهاند. برای تجزیه سنگها، 6 نمونه از سالمترین سنگهای منطقه برگزیده شده و با روش ICP-MS در دانشگاه اشتوتگارت آلمان تجزیه شدند. بررسی و تفسیر دادهها و نمودارهای زمینشیمیایی، زمینساختی و عنکبوتی سنگکل با نرمافزارهای Word Perfect Office 2002، Newpet و PR20 انجام شده است.
|
جدول 1- دادههای برگزیده تجزیه ریزکاو الکترونی (بر پایه درصد وزنی) برای کلینوپیروکسن در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان)، بههمراه فرمول شیمیایی بهدست آمده بر پایه 6 اتم اکسیژن (بر پایه اتم در فرمول ساختاری) و درصد اعضای نهایی سازنده آنها.
|
|
جدول 2- دادههای برگزیده تجزیه ریزکاو الکترونی (بر پایه درصد وزنی) برای پلاژیوکلاز در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان)، بههمراه فرمول شیمیایی بهدست آمده بر پایه 8 اتم اکسیژن (بر پایه اتم در فرمول ساختاری) و درصد اعضای نهایی سازنده آنها.
|
|
جدول 3- دادههای برگزیده تجزیه ریزکاو الکترونی (بر پایه درصد وزنی) برای آمفیبول در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان)، بههمراه فرمول شیمیایی بهدست آمده بر پایه 23 اتم اکسیژن (بر پایه اتم در فرمول ساختاری).
|
|
|
جدول 4- دادههای برگزیده تجزیه ریزکاو الکترونی (بر پایه درصد وزنی) برای اکسید آهن، اکسید تیتانیم (روتیل) و اسفن در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان)، بههمراه فرمول شیمیایی بهدست آمده بر پایه 2 و 5 اتم اکسیژن برای روتیل و اسفن (بر پایه اتم در فرمول ساختاری).
|
سنگنگاری
بر پایه بررسیهای سنگشناسی، پیروکسنآندزیت، آندزیت، داسیت و ریولیت از سنگهای آتشفشانی خاور نابر هستند. بافتهای پورفیری، گلومروپورفیری، غربالی و میکرولیتی مهمترین بافتهای این سنگها بهشمار میروند. کانیهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی پیروکسنآندزیتها را میسازند و در آندزیتها پلاژیوکلاز و آمفیبول از کانیهای اصلی بهشمار میروند. فراوانی کوارتز و بیوتیت در این سنگها کمتر است. داسیتها و ریولیتها دارای کانیهای یکسان هستند و از پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت، پتاسیمفلدسپار و آمفیبول ساخته شدهاند. تفاوت این سنگها در مقدار این کانیهاست؛ به این ترتیب که در داسیتها، آمفیبول بیشتر و پتاسیمفلدسپار و کوارتز کمتر از ریولیتهاست. اپیدوت، اسفن، کلریت، کلسیت و کانی کدر از کانیهای ثانویه سنگهای آتشفشانی خاور نابر هستند. پلاژیوکلاز فراوانترین کانی سازنده این سنگهاست. بر پایه تجزیه پلاژیوکلازهای منطقه با ریزکاو الکترونی و در نمودار Ab-Or-An (Deer et al., 1992)، ترکیب این کانیها الیگوکلاز تا لابرادوریت است (شکل 2).
شکل 2- پلاژیوکلازها در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) بر روی نمودار ردهبندی فلدسپارها (Deer et al., 1992).
در این سنگها، درشتبلورهای پلاژیوکلاز به دو صورت دیده میشوند:
(1) بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار با ماکل پلیسنتتیک که گاه تجزیه شده و ماکل پلیسنتتیک آنها در پی تنشها شکسته و جابهجا شده است (شکل 3- A)؛
(2) بلورهای پلاژیوکلاز با بافت غربالی (شکل 3- B)، کنارههای غبارآلود (شکل 3- C) و منطقهبندی با تغییرات ترکیبی شدید (شکل 3- D) که بیشتر آنها لبههای گردشده و خوردگی خلیجی دارند؛ بهگونهایکه این خوردگی شیمیایی گاه به کانی نمای آمیبی داده است (شکل 3- E).
به باور Tsuchiyama (1985)، گرمشدن پلاژیوکلازها در دمای بالاتر از دمای ذوب (لیکیدوس) این فنوکریستها را حل کرده و آنها را دچار گردشدگی میکند. بسیاری از پژوهشگران بافتهای پس از جذب دوباره و منطقهبندی را به فرایند آمیزش ماگمایی (magma mixing) نسبت دادهاند (Anderson, 1984; Halsor, 1989; Ginibre et al., 2002; Wallace and Bergantz, 2002; Perugini et al., 2005). فرایندهای جذب دوباره و رشد میتوانند در طول زمان تکرار شوند و الگوهای منطقهبندی نوسانی را پدید آورند (Perugini and Poli, 2012). به باور Shelley (1993)، پیدایش منطقهبندی در کانیها در پی نبود تعادل کامل در هنگام تبلور روی میدهد و معمولاً این پدیده پیامدِ تبلور مذاب آتشفشانی است. به باور Nelson و Montana (1992)، بافت غربالی دیدهشده در پلاژیوکلازها به تغییر ترکیب ماگمای در حال تبلور، به افزودهشدن ماگمای تازه به درون مخزن ماگمایی، کاهش فشار لیتواستاتیک در پی بالاآمدن ماگما و افزایش فشار بخارآب در هنگام بالاآمدن ماگما وابسته است. این شواهد در سنگهای مناطق دیگر، مانند منطقه قافلان کوه میانه، نیز گزارش شده است (Kamali et al., 2011).
پلاژیوکلازهای دارای کنارههای غبارآلود میتوانند پیامد آمیزش ماگمایی، هضم بلورهای بیگانه پلاژیوکلاز بهدست ماگمای نفوذی و یا کاهش ناگهانی فشار و تغییر فشار بخارآب در هنگام بالاآمدن ماگما باشند (Gioncada et al., 2006). نشانههای دگرسانیهای سریسیتیشدن، سوسوریتیشدن (شکل 3- F)، کائولینیتیشدن و کلسیتیشدن (شکل 3- G)، در بسیاری از پلاژیوکلازها دیده میشود و گاه اپیدوتِ فراوانی از تجزیه آنها پدید آمده است (شکل 3- H).
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی XPL (cross polarized light) از سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان). A) ماکل پلیسنتتیک در پلاژیوکلاز و شکسته شدن آن؛ B) بافت غربالی در پلاژیوکلاز؛ C) حاشیه غبارآلود در پلاژیوکلاز؛ D) منطقهبندی نوسانی در پلاژیوکلاز؛ E) خوردگی خلیجی در پلاژیوکلاز که به آن شکل آمیبی داده است؛ F) دگرسانی از نوع سوسوریتیشدن در پلاژیوکلاز؛ G) جایگزین شدن پلاژیوکلاز با کلسیت و اپیدوت؛ H) انباشته شدن ناهنجار اپیدوت در برخی مقاطع که میتواند نشاندهنده هجوم سیالهایی باشد که دارای سازندههای اصلی آن بودهاند.
کلینوپیروکسن کانی مافیک در پیروکسن آندزیتهای منطقه خاور نابر است. این کانی بیشتر دچار فرایندهای دگرسانی شده و با کلسیت، اسفن، ترمولیت–اکتینولیت و کانی کدر جایگزین شده است. گاه سودومورفهایی از این کانی دیده میشوند که با پلاژیوکلاز و کوارتزهای ریزدانه پر شدهاند (شکل 4- A). بر پایه تجزیه ریزکاوالکترونیِ کلینوپیروکسنها و نمودار Morimoto و همکاران (1988)، کلینوپیروکسنِ این سنگها از نوع دیوپسید است (شکل 4- B). SiO2 و نیز Ti بسیار کم و کلسیمِ کمابیش بالا در این کلینوپیروکسنها میتوانند نشاندهنده پیدایش این سنگها در پهنههای کوهزایی وابسته به کمانهای آتشفشانی باشند.
شکل 4- کلینوپیروکسن در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان). A) تصویر میکروسکوپی از ناپایداری کلینوپیروکسن در برابر پلاژیوکلاز (تصویر XPL)؛B)کلینوپیروکسنها در نمودار ردهبندی کلینوپیروکسن (Morimoto et al., 1988) از نوع دیوپسید هستند.
میزان AlIV با افزایش آب در محیط تبلور پیروکسنها کاهش مییابد. بر پایه نمودار AlIV در برابر AlVI (Aoki and Shiba, 1973)، این کلینوپیروکسنها در فشارهای متوسط تا کم پدید آمدهاند که نشان میدهد تبلور پیروکسنها در هنگام بالاآمدن از اعماق بهسوی سطح رخ داده است (شکل 5).
در این سنگها، آمفیبولها شکلدار تا نیمهشکلدار و گاه بیشکل هستند. این کانی در مقاطع طولی با یک دسته رخ و در مقاطع عرضی با دو دسته رخ و بهصورت شش گوش دیده میشود. ماکل کارلسباد و کمربندی در برخی از آمفیبولها نشاندهنده نخستین و آذرین بودن آنهاست (شکل 6- A). فرایند دگرسانی کلریتیشدن و کلسیتیشدن در این بلورهای آمفیبول دیده میشود (شکل 6- B). همچنین، آمفیبولها گاه در حال جایگزینشدن با بیوتیت هستند. در سنگهای داسیتی و ریولیتی، بیوتیت از فراوانی بیشتری برخوردار است. این کانی دارای بلورهای منفرد با رخهای نازک و بهرنگ قهوهای تیره و چندرنگی قوی دیده میشود و گاه در پی تجزیه با کلریت جایگزین شدهاند.
|
شکل 5- کلینوپیروکسن در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار AlIV در برابر AlVI (Aoki and Shiba, 1973). نمونهها در گستره فشارهای کم تا متوسط جای گرفتهاند.
|
شکل 6- تصویر میکروسکوپی XPL از آمفیبول در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان). A) ماکل کارلسباد در بلور آمفیبول؛ B) کلسیتیشدن آمفیبول.
بر پایه ردهبندی Leake و همکاران (1997)، آمفیبولهایی که در آنها (Ca+Na)B≥1 و NaBIV/AlVI در آمفیبولها بیشتر از 3/3 باشد، از آمفیبولهایی با خاستگاه ماگمایی هستند (Fleet and Barnett, 1978).
بر پایه این نکته، آمفیبولهای این منطقه، با AlIV/AlVI برابر 18/11 و 94/35، در گروه آمفیبولهای آذرین جای میگیرند. کوارتز و پتاسیمفلدسپار از دیگر کانیهای داسیتها و ریولیتها بهشمار میروند. در نمونه ریولیتی رشد این کانیها همراه با هم، بافتی شبیه به بافت گرافیک پدید آورده که نشاندهنده رشد این سنگ در درون زمین و نزدیک به سطح است (Shelley, 1993)؛ پس این سنگها نیمهدرونی (subvolcanic) هستند (شکل 8). تجزیه ریزکاو الکترونی اسفن، روتیل و کانیهای کدر در این سنگها در جدول 4 آورده شده است. کانیهای کدر ترکیب پیروتیت دارند.
شکل 7- آمفیبولهای سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار ردهبندی آمفیبولها (Leake et al., 1997) از نوع مگنزیوهورنبلند و ترمولیت هستند.
شکل 8- تصویر میکروسکوپی XPL از رشد پتاسیمفلدسپار همراه با کوارتز در سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان).
زمینشیمی
دادههای تجزیه شیمیایی 6 نمونه از سنگهای آتشفشانی منطقه خاور نابر (عناصر اصلی، فرعی و کمیاب) در جدول 5 آورده شدهاند. در نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)، این نمونهها در بخش آندزیت، داسیت و ریولیت جای گرفتهاند (شکل 9). از نمودار سیلیس در برابر آلکالیها (Irvine and Baragar, 1971) میتوان برای شناسایی دو سری ماگمایی آلکالن و سابآلکالن از یکدیگر بهره گرفت. این نمودار نشان میدهد که این سنگها سابآلکالن هستند (شکل 10). بر پایه نمودار سهتایی AFM (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 11) و نمودار Ta/Yb در برابر Ce/Yb (Pearce, 1983) (شکل 12)، سری ماگمایی سنگهای آتشفشانی خاور نابر کالکآلکالن است. برای ردهبندی ماگماها بر پایه درجه اشباعشدگی آلومین، نمودار (Maniar and Piccoli, 1989) بهکار برده شد. در این نمودار، نمونههای منطقه خاور نابر در گستره متاآلومینوس جای گرفتهاند (شکل 13).
برای بررسی تغییرات فراوانی عناصر در یک سری ماگمایی در هنگام تفریق، نمودارهای هارکر (Harker, 1909) بهکار برده میشود. در این نمودارها رفتار SiO2 در برابر عناصر اصلی بررسی میشود. با توجه به این نمودارها، اکسیدهای Al2O3، CaO، MgO، Fe2O3، TiO2 و P2O5 با SiO2 رابطه وارونه دارند و با افزایش مقدار SiO2 مقدار آنها کاهش مییابد. روند کاهشی MgO، Fe2O3 و TiO2 در برابر SiO2 بهترتیب به تبلوربخشی کلینوپیروکسن و اکسیدهای آهن و تیتانیم وابسته است. روند کاهشی Al2O3 و CaO به تبلور و جدایش پلاژیوکلاز بستگی دارد و در هنگام تبلوربخشی ماگما، ترکیب پلاژیوکلازها از کلسیک بهسوی سدیک میرود. مقدار K2O با افزایش SiO2 افزایش مییابد. افزایش میزان SiO2 همراه با غنیشدگی K2O و تهیشدگی MgO و CaO میتواند در پی تبلور هورنبلند، پلاژیوکلاز و پیروکسن روی دهد (شکل 14).
این سنگها به ترکیب کندریت و گوشته نخستین (Sun and McDonough, 1989) بهنجارسازی شدهاند.
جدول 5- دادههای تجزیه شیمیایی به روش ICP-MS برای سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان).
|
Sample No. |
Nab1-25 |
Nab1-14 |
Nab1-34 |
Nab1-6 |
Nab1-4 |
Nab1-10 |
|
Rock type |
Rhyolite |
Dacite |
Dacite |
Andesite |
Andesite |
Andesite |
|
wt% |
||||||
|
SiO2 |
72.6 |
67.7 |
63.8 |
62.8 |
61.2 |
59.33 |
|
TiO2 |
0.16 |
0.36 |
0.45 |
0.5 |
0.5 |
0.52 |
|
Al2O3 |
12.6 |
14.2 |
16.6 |
14 |
17.12 |
17.6 |
|
Fe2O3* |
1.12 |
3.87 |
1.68 |
5.1 |
5.44 |
6.7 |
|
MnO |
0.02 |
0.04 |
0.08 |
0.06 |
0.2 |
0.2 |
|
MgO |
0.37 |
1.02 |
1.83 |
1.2 |
1.4 |
1.4 |
|
CaO |
1.86 |
3.18 |
7.96 |
6 |
6.1 |
7.05 |
|
Na2O |
3.2 |
3.5 |
4.9 |
5.6 |
4.55 |
4.95 |
|
K2O |
4.31 |
3.2 |
0.69 |
0.61 |
0.6 |
0.57 |
|
P2O5 |
0.02 |
0.06 |
0.18 |
0.26 |
0.23 |
0.25 |
|
Cr2O3 |
< 0.01 |
< 0.01 |
< 0.01 |
< 0.01 |
< 0.01 |
< 0.01 |
|
LOI |
0.45 |
0.53 |
0.61 |
|||
|
Total |
96.8 |
97.6 |
98.8 |
96.14 |
97.35 |
98.6 |
|
ppm |
||||||
|
Ni |
11 |
8 |
5 |
|||
|
Co |
2 |
5.3 |
1.5 |
75 |
68 |
38 |
|
V |
19 |
41 |
49 |
20.7 |
25.3 |
26 |
|
Cu |
29 |
14 |
15 |
|||
|
Zn |
14 |
25 |
19 |
42.75 |
38.7 |
41 |
|
Sn |
2 |
1 |
2 |
1 |
0.5 |
0.66 |
|
W |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
|
Mo |
< 2 |
< 2 |
< 2 |
< 2 |
< 2 |
< 2 |
|
Rb |
64.8 |
53.8 |
12.7 |
4.51 |
4.16 |
2.85 |
|
Cs |
0.7 |
0.7 |
0.2 |
1.92 |
1.5 |
1.4 |
|
Ba |
590 |
570 |
190 |
90.4 |
275 |
375 |
|
Sr |
260 |
270 |
660 |
421 |
632 |
635 |
|
Ga |
9 |
12 |
16 |
14.7 |
15.21 |
15.7 |
|
Ta |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.69 |
0.47 |
0.4 |
|
Nb |
4 |
4 |
5 |
4.3 |
4 |
4.2 |
|
Hf |
4 |
4 |
4 |
3.4 |
3 |
3 |
|
Zr |
80 |
120 |
120 |
115.6 |
101.3 |
105 |
|
Y |
11 |
12 |
20 |
18 |
18 |
20 |
|
Th |
24.9 |
11.3 |
7.6 |
3.8 |
5.1 |
5.2 |
|
U |
5.91 |
2.11 |
1.92 |
1.1 |
1.75 |
1.46 |
|
La |
14.6 |
8.1 |
21.8 |
14.12 |
14.8 |
16.8 |
|
Ce |
30.8 |
14.2 |
40.3 |
31.6 |
35.6 |
38.2 |
|
Pr |
3.33 |
1.81 |
4.74 |
3.8 |
3.7 |
4.35 |
|
Nd |
10.7 |
7.1 |
18.4 |
16.57 |
15.96 |
18.4 |
|
Sm |
1.6 |
1.7 |
3.7 |
3.6 |
3 |
4 |
|
Eu |
0.34 |
0.61 |
0.89 |
1.15 |
1.17 |
1.2 |
|
Tl |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.42 |
0.39 |
0.34 |
|
Gd |
1.35 |
1.77 |
3.24 |
3.8 |
3.66 |
4.2 |
|
Tb |
0.25 |
0.32 |
0.59 |
0.59 |
0.6 |
0.65 |
|
Dy |
1.64 |
2.1 |
3.61 |
3.5 |
3.46 |
3.8 |
|
Ho |
0.37 |
0.46 |
0.77 |
0.74 |
0.73 |
0.82 |
|
Ag |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
< 1 |
|
Er |
1.28 |
1.56 |
2.38 |
2.2 |
2.2 |
2.4 |
|
Tm |
0.22 |
0.22 |
0.36 |
0.35 |
0.35 |
0.4 |
|
Yb |
1.7 |
1.6 |
2.4 |
2.4 |
2.4 |
2.6 |
|
Lu |
0.28 |
0.29 |
0.36 |
0.39 |
0.4 |
0.4 |
شکل 9- جایگاه سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977).
شکل 10- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار آلکالیها در برابر SiO2 (Irvine and Baragar, 1971) در بخش سابآلکالن جای گرفتهاند.
شکل 11- جایگاه سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار سریهای ماگمایی (Irvine and Baragar, 1971) در گستره کالکآلکالنهاست.
شکل 12- جایگاه سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار Ta/Yb در برابر Ce/Yb (Pearce, 1983).
شکل 13- جایگاه سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار شناسایی سنگهای ماگمایی بر پایه اندازه آلومین (Maniar and Piccoli, 1989).
بر پایه شکل 15- A، این سنگها دارای غنیشدگی از LREE در برابر HREE هستند. این غنیشدگی، بههمراه مقدار TiO2، Zr و Nb کم نمونهها، وابستگی این سنگها به سری ماگمایی کالکآلکالن را نشان میدهد (Machado et al., 2005). به باور Gill (2010)، این پدیده از ویژگیهای آشکار سنگها در پهنههای فرورانش است. چنین ویژگیهایی در سنگهای آتشفشانی و نیمهدرونی قویشاد بیرجند نیز گزارش شده است (Zarrinkoub et al., 2011). عناصر LREE ناسازگارتر از عناصر HREE هستند، پس در سیالِ بهجایمانده LREE بیشتر از HREE است (Krauskopf and Bird, 1976). فراوانی LREEها، بهعلت تحرک بسیار، به رفتار سیال بستگی دارد (Rollinson, 1993)؛ اما از آنجاییکه این عناصر در پوسته قارهای متمرکز شدهاند، چهبسا فراوانی آنها در ماگما نشاندهنده آلایش مذاب با مواد پوستهای باشد (Almeida et al., 2007). ناهنجاری Eu، بهویژه در ماگمای فلسیک بیشتر بهدست فلدسپارها کنترل میشود؛ زیرا اگرچه REEهای سهظرفیتی در پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار عناصر ناسازگارند؛ اما Eu در حالت دو ظرفیتی عنصری سازگار بهشمار میآید. ازاینرو، جدایش فلدسپار از مذاب میتواند باعث ناهنجاری منفی Eu در مذاب شود. آنومالی منفی Eu در سنگهای فلسیک منطقه پیامد تبلور پلاژیوکلازهای کلسیمدار است.
در شکل 15- B نیز غنیشدگی از عناصر LILE نسبت به HFSE دیده میشود. عناصر LILE پتانسیل یونی بالایی دارند و در فشار و دمای بالا در سیالهای آبدار بهآسانی حل میشوند و انتقال مییابند؛ اما انحلالپذیری عناصر HFSE در سیالهای آبدار کم است (Tatsumi et al., 1986). ازاینرو، در هنگام ذوببخشی، عناصر LILE نسبت به HFSE غنی شوند (Green, 2006). تهیشدگی از عناصر Ti، Nb و Ta و غنیشدگی از Cs، Sr، Ba، Th و U از ویژگیهای ماگماهای وابسته به پهنه کمانهای آتشفشانی هستند و بهدستِ سیالهای برخاسته از پهنه فرورانش روی میدهند (Rollinson, 1993; Peng et al., 2007). همچنین، کاهش Ti، Nb و Ta (TNT) را میتوان پیامد جدایش کانیهای تیتانیمدار (مانند اسفن و ایلمنیت) دانست. مقادیر La/Nb بالا (4–1) در سنگها و آنومالی منفی Ti و Nb در نمودارهای عنکبوتی میتواند نشاندهنده آلایش با مواد پوستهای باشد (Reichew et al., 2004). این مقدار برای سنگهای این منطقه نزدیک به 2 تا 36/4 ppm است. بر پایه Rollinson (1993)، آنومالی مثبت Sr در سنگهای منطقه خاور نابر میتواند نشاندهنده شرکت پلاژیوکلاز در هنگام ذوببخشی سنگ خاستگاه و یا تبلور پلاژیوکلازهای کلسیک در این گدازهها باشد. در مقایسهای که میان سنگهای این منطقه و سنگهای آتشفشانی تفریتی و آلکالیبازالتی منطقه طالقان انجام شد، سنگهای منطقه طالقان از عناصر Pb، LILE و Sr در برابر عناصر LREE غنیشدگی و از عناصر HFSE در برابر عناصر ناسازگار دیگر تهیشدگی نشان میدهند (Ahmadi et al., 2011). همچنین، گاه این سنگها نیز، همانند سنگهای خاور نابر، تهیشدگی عنصر Eu نشان نمیدهند. با توجه به فراوانی کانی پلاژیوکلاز و تبلور گسترده آن، این پدیده میتواند پیامد فوگاسیته بالای اکسیژن در ماگما باشد؛ زیرا که در این شرایط ضریب توزیع عنصر Eu در فلدسپارها، همانند عناصر REE دیگر خواهد بود (Rollinson, 1993).
شکل 14- نمودارهای هارکر اکسیدهای عناصر اصلی در برابر SiO2 برایسنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان).
شکل 15- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در: A) نمودار عناصر خاکی نادر بهنجار شده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجار شده به ترکیب گوشته نخستین (Sun and McDonough, 1989).
سنگزایی و شناسایی پهنه زمینساختی پیدایش سنگها
شناخت جایگاه زمینساختی در تفسیر سنگزایی (پتروژنز) سنگها بسیار کارامد است. ازاینرو، نمودارهای شناسایی که بر پایه عناصر نامتحرک یا کمتحرک باشند، بهکار میروند. با توجه به این که عناصر با شدت میدان بالا، مانند Zr، Nb، Y و Ti، در سیالهای آبی تا اندازهای نامتحرک بوده و در شرایط گرمابی، هوازدگی و دگرگونی درجه بالا پایدار هستند، این عناصر کاربرد بسیاری دارند. برای شناخت جایگاه زمینساختی ماگمایِ (تکتونوماگماتیک) سازندة سنگهای آتشفشانی خاور نابر از نمودار Zr در برابر Y (LeMaitre et al., 1989) بهره گرفته شد. این نمودار نشان میدهد که این سنگها در پهنه زمینساختی وابسته به کمان ماگمایی پدید آمدهاند (شکل 16- A). همچنین، در نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandl and Gorton, 2002)، سنگهای آتشفشانی خاور نابر در پهنه حاشیه فعال قارهای جای گرفتهاند (شکل 16- B).
از نسبت عناصر کمیاب Zr/Y نیز میتوان برای شناسایی پهنه زمینساختی بهره برد (Pearce and Norry, 1979)، بدینگونهکه اگر در ترکیب شیمیایی سنگها نسبت Zr/Y>3 باشد، ماگما به کمانهای آتشفشانی قارهای وابسته است و اگر نسبت Zr/Yet al., 2006). این نسبت برای سنگهای آتشفشانی خاور نابر 20 تا 30 بوده و نشاندهنده خاستگاه کوهزایی و وابسته به پهنه فرورانش برای این سنگهاست.
شکل 16- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در: A) نمودار Zr در برابر Y (LeMaitre et al., 1989)؛ B) نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandl and Gorton, 2002).
بررسی فرایندهای مؤثر در تحول ماگما
ماگما در هنگام تکامل و بالاآمدن دستخوش فرایندهای گوناگونی میشود. این فرایندها مانند جدایش بلورین، آمیزش ماگمایی، هضم، آلایش و آغشتگی هر یک میتوانند مسیر خاصی را در روند تحول پدید آورند. این پدیدهها ممکن است همزمان روی داده و اثر یکدیگر را افزایش یا کاهش بدهند.
DePaolo (1981) بر این باور است که عناصر Zr و Rb نسبت به فرایند آغشتگی پوستهای واکنش نشان میدهند و در پی آغشتگی با پوسته نسبت Zr/Rb در برابر Rb کاهش مییابند. با توجه به این نکته، نمودار Rb در برابر Zr/Rb (DePaolo, 1981) برای شناسایی نقش آلایش پوستهای در پیدایش سنگها بهکار گرفته شد. روند کاهشی در این نمودار نشان میدهد که سنگهای آتشفشانی خاور نابر دچار فرایند آغشتگی پوستهای شدهاند (شکل 17- A). همچنین، در نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb (Orozco Esqivel et al., 2007)، مقادیر کم این نسبتها نشاندهنده مشارکت اندک فرآوردههای پهنه فرورانش (محلولها و مواد مذاب) و تأثیر آلودگی پوستهای در پدید آمدن این سنگهاست (شکل 17- B).
شکل 17- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در: A) نمودار Rb در برابر Zr/Rb (DePaolo, 1981) و روند نزولی که نشاندهنده آغشتگی پوستهای در این سنگهاست؛ B) نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb ( Orozco Esqivel et al., 2007).
همچنین، روند عمودی در نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Pearce, 1983) نشاندهنده پهنه فرورانش غنیشده و یا آلودگی پوستهای است (شکل 18). مقادیر نسبت Nb/La در این سنگها 23/0 تا 5/0 است و مقادیر نسبت Sr/Ce نیز در این سنگها 4/8 تا 19 است. نسبت Nb/La کم (کمتر از 7/0) و نسبت Sr/Ce بالا (بیشتر از 5) در نمونههای این منطقه نیز نشاندهنده درگیربودن پوسته در ماگمای سازنده این سنگها هستند (Jung et al., 2004).
شکل 18- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Pearce, 1983) دارای روند پهنههای فرورانش غنیشده یا آلایش پوستهای هستند.
به باور Koglin و همکاران (2009)، نسبتهای Ce/Y و Zr/Y در هنگام تبلور تفریقی تا اندازهای ثابت میماند؛ اما تغییرات بسیار آنها نشاندهنده درجاتی از آلایش پوستهای است. مقادیر Ce/Yدر این سنگها 11/1 تا 8/2 و Zr/Y نیز 2/5 تا 4/9 است که میتواند نشاندهنده آلایش پوستهای باشد. نمودار Rb در برابر CaO (Yanagi and Yamashita, 1994) نیز برای بررسی نقش آلایش و آمیزش ماگمایی بهکار میرود. در این نمودار، نمونههای این منطقه در گستره آمیزش ماگمایی جای گرفتهاند (شکل 19).
شکل 19- جایگاه سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار Rb در برابر CaO (Yanagi and Yamashita, 1994) در محدوده آلایش و اختلاط ماگمایی است.
الگوی آلایش پوستهای
برای الگوسازی آلایش پوستهای، از نسبت La/Sm بهرهگرفته شده است (DePaolo, 1981) (شکل 21). این الگو درجه تبلوربخشی را برای مقادیر گوناگون r نشان میدهد و منحنیهای قطری برای مقادیر گوناگون r بهدست آمده است. r نشاندهنده میزان آلایش پوستهای در برابر میزان تبلور است. هر چه ترکیب سنگها به ترکیب پوسته نزدیکتر باشد، r بیشتر میشود (Keskin et al., 1998). در این نمودار، جایگرفتن نمونههای منطقه نابر میان منحنیهای r = 0.1 تا بالاتر از r = 0.7 نشاندهنده اهمیت آلایش پوسته قارهای در پیدایش این سنگهاست (شکل 20). این نسبت در سنگهای آتشفشانی مناطق دیگر، مانند طالقان، 15/0 تا 45/0گزارش شده است (Ahmadi et al., 2011).
شکل 20- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار La/Sm در برابر La بر پایه فرمول DePaolo (1981)، برای الگوسازی فرایند آلایش پوستهای–جدایش بلورین (AFC)
بررسی خاستگاه
همانگونهکه در شکل 16- A دیده میشود، سنگهای منطقه نابر در جایگاه ماگماهای وابسته به پهنههای فرورانش جای گرفتهاند. ازاینرو، بهنظر میرسد که این سنگها، از ذوببخشی خاستگاه گوشتهای پدید آمده باشند که با سیالها و یا مذابهای برخاسته از صفحه اقیانوسی فرورونده، غنی شدهاند. این سازوکار، شاید در هنگام فرورانش و بستهشدن اقیانوس نئوتتیس روی داده است (Stalder, 1971). ماگماهای وابسته به گوشته لیتوسفری آشکارا دارای نسبت La/Nb بیشتر از 1 هستند؛ اما این نسبت در ماگماهای جداشده از گوشته استنوسفری نزدیک به 7/0 است (DePaolo and Daley, 2000). این نسبت در سنگهای منطقه نابر 2 تا 36/4 بوده و نشاندهنده خاستگاه لیتوسفری این ماگماهاست.
بود یا نبود گارنت در سنگ خاستگاه بهجایمانده، شاید تأثیر مهمی در پیدایش روندهای جدایشی REEها داشته باشد (Coban, 2007). با درگیرشدن گارنت در مذابهای برآمده از ذوببخشی گوشته، نسبت Sm/Yb افزایش مییابد؛ اما نسبت Ce/Sm در هنگام جدایش بلورین بهگونه نسبی افزوده میشود (Hawkesworth et al., 1994). ازاینرو، در نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Sm (Coban, 2007)، نسبت Sm/Yb=2.5 دو گستره دارای گارنت و بی گارنت را از یکدیگر جدا میکند. در این نمودار، سنگهای منطقه نابر در گستره بی گارنتها جای گرفتهاند (شکل 21).
عناصر La و Sm با تغییرات کانیشناسی سنگ خاستگاه دچار تغییر نمیشوند؛ ازاینرو، میتوانند ترکیب کلی سنگ را نشان دهند (Aldanmaz et al., 2000). با بررسی نمونهها در نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000)، بهنظر میرسد این سنگهای دارای خاستگاه اسپینللرزولیت هستند (شکل 22). چنین خاستگاه اسپینللرزولیتی نشان میدهد که پیدایش و جدایش این ماگماها از گوشته باید در ژرفای کمتر از 70 کیلومتر روی داده باشد؛ زیرا کانی اسپینل در این فشارها پایدار است. بر پایه الگوی پیشنهادیِ Fleche و همکاران (1998)، که بر پایه ذوببخشی در دو گوشته تهیشده و غنیشده بهدستآمده، ماگمای مادر سنگهای منطقه نابر، از گوشته غنیشده و در ژرفای 55 تا 62 کیلومتر پدید آمده است (شکل 23).
شکل 21- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Sm (Coban, 2007) و نبود گارنت در سنگ خاستگاه برای این سنگها.
شکل 22- سنگ خاستگاه سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) یک اسپینل لرزولیت است.
شکل 23- سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) در نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Yb (Fleche et al., 1998) در گستره ژرفای 55 تا 62 کیلومتر جای میگیرند. مرز بین محدوده گارنتدار و اسپینلدار در ژرفای 65 کیلومتر است (PM: گوشته نخستین، DM: گوشته تهیشده).
نتیجهگیری
بر پایه بازدیدهای صحرایی و بررسیهای سنگنگاری و زمینشیمی سنگهای آتشفشانی خاور نابر، این سنگها گسترهای از سنگهای حد واسط تا اسیدی را در بر گرفتهاند و شامل پیروکسنآندزیت، آندزیت، داسیت و ریولیت هستند. پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت، کوارتز و پتاسیمفلدسپار از کانیهای اصلی و فراوان این سنگها هستند. اپیدوت، کلسیت، اسفن، کلریت، آپاتیت، کانی کدر، سریسیت، سوسوریت و مجموعه ترمولیت – اکتینولیت از کانیهای فرعی و ثانوی این سنگها بهشمار میروند.
برخی شواهد بافتی در این سنگهای میتوانند نشاندهنده پیدایش آنها در هنگام بالاآمدن پرشتاب ماگما و یا فرایند آمیزش ماگمایی باشند. این شواهد عبارت هستند از: (1) بافت غربالی، کنارههای غبارآلود و منطقهبندی نوسانی در پلاژیوکلازها؛ (2) لبههای گردشده و خوردگی خلیجی در کانیها.
ترکیب شیمیایی سنگها و نیز شیمی کانیها، سری ماگمایی سنگهای آتشفشانی خاور نابر را سابآلکالن و از گروه کالکآلکالن با پتاسیم متوسط نشان میدهند. از دید میزان اشباعشدگی از آلومین، این نمونهها سرشت متاآلومینوس دارند. در نمودارهای هارکر، با افزایش SiO2، میزان Al2O3، Fe2O3، CaO، MgO، TiO2 و P2O5 روند کاهشی دارد و میزان K2O روند افزایشی نشان میدهد. این روندها میتوانند نشاندهنده جدایش بلورین در هنگام تبلور باشند. در نمودارهای بهنجارشده و عنکبوتی، تهیشدگی آشکار عناصر HREE در برابر LREE و HFSE در برابر LILE از ویژگیهای ماگمای وابسته به پهنههای فرورانش و سری ماگمایی کالکآلکالن است. غنیشدن سنگها از LREE و LILE و فقیرشدن آنها از HREE و HFSE را میتوان به فرایند فرورانش و آلایش وابسته دانست. شواهد احتمالی دیگر برای آلایش پوستهای در این سنگها، نسبتهای La/Nb (36/4-2)، Nb/La (5/0-23/0) و Sr/Ce (19-4/8) هستند. در این سنگها، Ce/Y از 11/1 تا 8/2 و مقادیر Zr/Y نیز از 2/5 تا 4/9 متغیر هستند که میتوانند نشاندهنده آلایش پوستهای باشند. نمودارهای شناسایی پهنه زمینساختی نیز نشاندهنده پیدایش سنگها در کمانهای آتشفشانی قارهای و پهنههای فرورانش هستند. بهنظر میرسد که گدازههای منطقه خاور نابر از ذوببخشی گوشته غنیشده با نزدیک به 1 تا 5 درصد ذوببخشیِ یک خاستگاه اسپینللرزولیت پدید آمده باشند. غنیشدن گوشته را میتوان به فرورانش پوسته اقیانوسی فرورونده نسبت داد.
ویژگیهای زمینشیمیایی، کانیشناسی و سنگشناسی این منطقه با یافتههای نقاط دیگر در پهنه ماگمایی ارومیه-دختر سازگاری دارد و میتوان آن را یک پهنه ماگمایی وابسته به فرورانش دانست. مهمترین این ویژگیها عبارتند از: (1) گرایش ترکیب شیمیایی سنگهای منطقه به سری کالکآلکالن؛ (2) فراوانی و روند تغییرات عناصر کمیاب، بهویژه آنومالی منفی Nb و Ta؛ (3) بافت پورفیری همراه با فنوکریستهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، کلینوپیروکسن و بیوتیت؛ (4) فراوانی سنگهای آتشفشانی با ترکیب آندزیت و داسیت.
سپاسگزاری
نگارندگان از پشتیبانی تحصیلات تکمیلی دانشگاه اصفهان و همچنین، آقای پروفسور ماسونه از دانشگاه اشتوتگارت آلمان، برای همکاری در تجزیه ریزکاوالکترونی و سنگکل، سپاسگزاری میکنند.
منابع
Abbasi, S. (2012) Petrography and petrology of intermediate rocks in the east of Nabar area (SW of Kashan). M.Sc. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).
Ahmadi, A. R., Ghorbani, M. R. and Tipolo, M. (2011) The role of crustal contamination and fractional crystallization processes (AFC) in transition of tertiary alkaline magmatism of Taleghan. Geology of Iran 4(16): 75-96 (in Persian).
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, G. J. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.
Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97–1.96 Ga) in central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155: 69-97.
Anderson, A. T. (1984) Probable relations between plagioclase zoning and magma dynamics: Fuego Volcano, Guatemala. American Mineralogist 69: 660-676.
Aoki, K. and Shiba, I. (1973) Pyroxenes from lherzolite inclusions of Itinome-Gata, Japan. Lithos 6: 41-51.
Coban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision and extension-related provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia. Earth Science Reviews 80: 219-238.
Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. Longman, London.
DePaolo, D. J. (1981) Trace elements and isotopic effects of combined wall rock assimilation and fractional crystallization. Earth and Planetary Science Letters 35: 189-202.
DePaolo, D. J. and Daley, E. E. (2000) Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension. Chemical Geology 169: 157-185.
Fleche, M. R., Camire, G. and Jenner, G. A. (1998) Geochemistry of post-Acadian, Carboniferous continental intraplate basalts from the Maritimes Basin, Magdalen Islands, Quebec, Canada. Chemical Geology 148: 115-136.
Fleet, M. E. and Barnett, R. L. (1978) Partitioning in calciferous amphiboles from the Frood mine, Sudbury, Ontario. The Canadian Mineralogist 16: 527-532.
Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: A Practical Guide. Wiley-Blackwell, Chichester, UK.
Ginibre, C., Kronz, A. and Worner, G. (2002) High-resolution quantitative imaging of plagioclase composition using accumulated back-scattered electron image: new constraints on oscillatory zoning. Contributions to Mineralogy and Petrology 142: 436-448.
Gioncada, A., Hauser, N., Matteini, M., Mazzuolir, M. and Omarini, R. (2006) Mingling and mixing features in basaltic andesites of the eastern Cordillera (central Andes, 24oS): a petrographic and microanalytical study. Peridico di Mineralogia 75(2-3): 127-140.
Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87: 23-49.
Halsor, S. P. (1989) Large glass inclusions in plagioclase phenocrysts and their bearing on the origin of mixed andesitic lavas at Toliman Volcano, Guatemala. Bulletin of Volcanology 51: 271-280.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen and Co. London.
Hawkesworth, C. J., Gallager, K., Hergt, J. M. and McDermott, F. (1994) Destructive plate margin magmatism: Geochemistry and melt generation. Lithos 33: 169-188.
Irvine, J. N. and Baragar, W. K. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.
Javadi, F. (2012) Petrology and geochemistry of east of Nabar skarn at the south west of Kashan. M.Sc. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).
Jung, S., Mezger, K. and Hoernes, S. (2004) Shear zone – related syenites in the Damara belt (Namibia): The role of crustual contamination and source composition. Contributions to Mineralogy and Petrology 148: 104- 121.
Kamali, A., Moayyed, M., Jahangiri, A., Amel., N., Pirooj, H. and Ameri, A. (2011) The petrography and geochemistry of volcanic rocks of Ghaflankuh, Myaneh (NW Iran). Petrology 2(6): 97-115 (in Persian).
Keskin, M., Pearce, J. A. and Mitchell, J. G. (1998) Volcanostratigraphy and geochemistry of collision related volcanism on the Erzurum-Kars Plateau, northeastern Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 355-404.
Koglin, N., Kostopoulos, D. and Reischmann, T. (2009) Geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of the Samothraki mafic suite, NE Greece: Trace-element, isotopic and zircon age constraints. Tectonophysics 473: 53-68.
Krauskopf, K. P. and Bird, D. K. (1976) Introduction to geochemistry. 3rd Edition, New York, McGraw-Hill.
Leake, B. E., Wolley, R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorn, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of Amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new minerals and mineral names. The Canadian Mineralogist 35: 219-246.
LeMaitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Kellre, J., Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorenson, H., Streckeisen, A., Woolley, A. and Zanettin, B. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford, UK..
Machado, A., Lima, E. F., Chemale, J. F., Morta, D., Oteiza, O., Almeida, D. P. M., Figueiredo, A. M. G., Alexander, F. M. and Urrutia, J. L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in the South Shetland arc, Antarctica. Journal of Earth Science 18: 407-425.
Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological society of America Bulletin 101: 635-643.
Moinvaziri, H. (1996) A Preface of magmatism in Iran. Tarbiat Moallem University Publication, Tehran (in Persian).
Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxene. Mineralogical Magazine 52: 535-555.
Nelson, T. S. and Montana, A. (1992) Sive-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.
Orozco Esqivel, T., Pwtrone, C. M., Faerrari, L., Tagami, T. and Manetti, P. (2007) Geochemical variability in lavas from the eastern Trans – Mexican volcanic belt: slab detachment in a subduction zone with varying dip. Lithos 93: 149-174.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins, In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230–249. Shiva Publishing Limited, Nantwich.
Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implication of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.
Peng, T., Wang, Y., Zhao, G., Fan, W. and Peng, B. (2007) Arc-like volcanic rocks from the southern Lancangtion Zone, SW of China: geochronological and geochemical constraint on their petrogenesis and tectonic implication. Lithos 102: 358-373.
Perugini, D. and Poli, G. (2012) The mixing of magmas in plutonic and volcanic environments: Analogies and differences. Lithos 132: 1-17.
Perugini, D., Poli, G. and Valentini, L. (2005) Strange attractors in plagioclase oscillatory zoning: petrological implications. Contributions to Mineralogy and Petrology 149: 482-497.
Radfar, J. and Alai Mahabadi, S. (1993) Geological Map of Kashan 1:100000. Geological Survey of Iran Publication. Tehran.
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.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. John Wiley and Sons, New York, US.
Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97: 629-642.
Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.
Sommer, C. A., Lima, E. F., Nardi, L. V. S., Liz, J. D. and Waichel, B. L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southernmost Brazil: shoshonitic, high- K tholeiitic and silica-saturated, sodic alkaline volcanism in post collisional basins. Anais da Academia Brasileira de Ciencias 78: 573-589.
Stalder, P. (1971) Magmutisems tertiarie. Et subrecent entre Taleghan et Alamout, Elbourz central (Iran). Bulletin Suisse de Mineralogie et Petrography 51(1): 139.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42: 313-345. Geological Society of London.
Tatsumi, Y., Hamilton, D. L. and Nesbitt, R. W. (1986) Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and origin of arc magmas: evidence from high pressure experimental natural rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research 29: 239-309.
Wallace, G. and Bergantz, G. (2002) Wavelet-based correlation (WBC) of crystal populations and magma mixing. Earth and Planetary Science Letters 202: 133-145.
Winchester, J. D. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-342.
Yanagi, T. and Yamashita, K. (1994) Genesis of continental crust under island arc conditions. Lithos 33: 209-223.
Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. and Yousefi, F. (2011) Geochemistry and petrogenesis of Givshad volcanic and subvolcanic rocks (southwest of Birjand, east of Iran). Petrology 2(7): 39-50 (in Persian).
)