Geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of volcanic rocks North Qazvin (Western Alborz)

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences, Zanjan, Iran

2 Department of Geology, Faculty of Earth Science, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

3 Department of Geology, Research and Technology branch, Islamic Azad University, Tehran, Iran

Abstract

The magmatic activities in north Qazvin, as a part of the Western Alborz zone, contain a sequences of volcanic lavas associated with pyroclastic rocks with Eocene age. According to petrographical investigations, volcanic lavas are basalt, basaltic andesite, pyroxene andesite, trachy-andesite, dacite and rhyolite. The texture of these rocks is more porphyritic with fine-grained groundmass including plagioclase, clinopyroxene, quartz, alkali feldspar, amphibole and biotite minerals. On the basis of geochemical features, all samples show high-K calc-alkaline to shoshonitic affinities. Also, these rocks are enriched in LREE and LILE, and depleted in HFSE characteristic of calc-alkaline series in subduction-related environment. Petrogenesis indicate that the mafic lavas have been derived from 5 to 10 % partial melting of enriched garnet lherzolite mantle source. Qazvin volcanic lavas have moderate Nb/Yb and Ta/Yb ratios indicative of an enriched mantle source compositions (e.g., E-MORB). Furthermore, these lavas have high values of Th, U and Pb consistent with slab-related sediments and/or crustal contamination in their mantle source.

Keywords

Main Subjects

Full Text

توالی‌ آتشفشانی- نفوذی البرز در شمال ایران نشان‌دهندة فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی است (Alavi, 1994). زمان برخورد ورقة عربی و خردصفحه ایران بحث‌برانگیز است. برای نمونه، Berberian و Berberian (1981) زمان کرتاسه بالایی، Allen و Armstrong (2008) زمان ائوسن- الیگوسن، McQuarrie و همکاران (2003) و Homke و همکارن (2004) زمان میوسن را پیشنهاد کرده اند. اگرچه ماگماتیسم در دو پهنة آتشفشانی ایران (پهنة ارومیه– دختر در جنوب‌باختری و پهنة البرز در شمال ایران) از کرتاسة آغازین آغاز شده است، شدت این ماگماتیسم در زمان ائوسن بیشتر بوده است (Alavi, 1994). ماگماتیسم در البرز باختری به‌طور گسترده‌ای با گسترش سنگ‌های آتشفشانی در پی فاز کوهزایی آلپی آغاز شده است و در دوره‌های الیگوسن و میوسن، با توده‌های آذرین نیمه‌ژرف و درونی دنبال شده است (Nazari Nia et al., 2013; Esfanjani Sadri et al., 2015). در کل، توالی آتشفشانی ائوسن در البرز باختری (سازند کرج) به دو رخساره رده‌بندی می‌شود:

(1) رخساره آتشفشانی- رسوبی که دربردارندة مواد آذرآواری و اپی کلاستیک است که با فوران‌های زیردریایی در یک محیط رسوبی کم‌ژرف در آغاز ائوسن میانی نهشته شده‌اند؛

(2) جریان‌های گدازه‌ای بازیک و اسیدی با ویژگی‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و نزدیک به شوشونیتی که در یک محیط زمین‌ساختی کمان قاره‌ای پدید آمده‌اند (Asiabanha et al., 2009)

بیشتر واحدهای یادشده با توده‌های نفوذی به سن الیگوسن قطع‌ شده‌اند (Nabatian et al., 2014; Castro et al., 2013). توالی آتشفشانی منطقه قزوین بخشی از پهنة ماگمایی ائوسن البرز باختری دانسته می‌شود. این پژوهش برپایة ویژگی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و داده‌های زمین‌شیمیایی به بررسی گدازه‌های آتشفشانی منطقة شمال قزوین می‌پردازد. همچنین، این پژوهش داده‌هایی در مورد زمین‌شیمی، ماهیت خاستگاه و محیط زمین‌ساختی پیدایش گدازه‏‌های منطقه ارائه می‏‌دهد.

 

زمین‌شناسی

برپایة پهنه‌بندی‌های گوناگون زمین‌ساختی ایران، منطقة بررسی‌شده در پهنه البرز باختری و درون پهنة چین‌خوردة آلپ- هیمالیاست. برپایة معیارهای سنگ چینه‌ای و سنگ‌نگاری، نهشته‌های آتشفشانی ائوسن البرز باختری در 3 فاز جداگاه رده‌بندی شده‌اند (Annells et al., 1975):

(1) توف‏‌های سبز اسیدی و گلسنگ‌های تیره (هم‌ارز با توف‏‌های سبز سازند کرج) که پیامد فوران‌های آتشفشانی انفجاری زیردریایی هستند؛

(2) گدازه‌های حد واسط تا بازیک آلکالن؛

(3) گدازه‌های آندزیتی و آندزیت‌بازالتی و گنبدهای داسیتی، ریولیتی و نهشته‌های آذرآواری.

بر پایه نقشة زمین‌شناسی 1:250000 قزوین- رشت (شکل 1)، گدازه‌های آندزیتی، آندزیت‌بازالت و نهشته‌های آذرآواری از فراوان‌ترین گدازه‏‌هایِ منطقه‌اند. بیشتر سنگ‏‌های آذرآواری ترکیب‌های توف داسیتی و ریولیتی و برش‏‌های آندزیتی دارند. در بیشتر بخش‌های البرز، توالی‌های یادشده ساختمان‌های رسوبی گوناگونی (مانند: چینه‌بندی متقاطع، دانه‌بندی تدریجی و چین‌های جریانی) دارند (Asiabanha et al., 2009, 2012). حضور ساختمان‌های رسوبی یادشده نشان‌دهندة وجود محیط دریایی کم‌ژرف در منطقه است. در بیشتر بخش‌ها، نهشته‌های آذرآواری و گدازه‌های بازیک - حد واسط روی نهشته‌های آذرآواری پیشین فوران کرده‌اند. بیشتر این گدازه‌ها بازالت، تراکی‌آندزیت و آندزیت هستند (شکل 2- A). در برخی بخش‌ها نیز گدازه‌های اسیدی با ترکیب (ریولیت و داسیت) همراه با گدازه‌های بازیک دیده شده است (شکل 2- B).

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی شمال قزوین برپایة نقشه 1:250000 چهارگوش قزوین- رشت (Annells et al., 1975)

 

A
 

B

شکل 2- A) واحد گدازة هیالوکلاستیک همراه با فرسایش پوست‌پیازی (دید رو به شمال)؛ B) رخنمون گدازه جریانی داسیتی- ریولیتی به رنگ روشن در شمال قزوین (دید رو به باختر)

 

 

روش انجام پژوهش

در این پژوهش پس از بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری، برای بررسی‏‌های سنگ‌شناسی از نمونه‌های برداشت‌شده مقطع نازک ساخته و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. پس از بررسی‌های سنگ‌شناسی، شناسایی نوع کانی‌ها و بافت سنگ‌ها، برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی، شمار 16 نمونه‌ با دگرسانی کمتر برای آنالیز شیمیایی برگزیده و در آزمایشگاه زرآزما تهران به روش ICP-OES (طیف‌سنجی جرمی پلاسمای انتشار اتمی) برای عنصرهای اصلی و ICP-MS (طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفت‌شدة القایی) برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تجزیه شدند. داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی در جدول 1 آورده ‌شده‌اند.

 

جدول1- داده‌های تجزیه‌های شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة wt.%) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) سنگ‌های آتشفشانی شمال قزوین

Sample No.

MA- 14- 31

MA- 14- 32

MA- 14- 33

MA- 14- 37

BA- 14- 39

BA- 14- 40

BA- 14- 42

BA- 14- 44

Rock Name

Basalt

Basalt

Basalt

Basaltic- andesite

Basaltic- andesite

Basaltic- andesite

Basaltic- andesite

Basaltic- andesite

SiO2

48.51

48.08

48.55

54.45

52.32

52.76

51.84

52.5

Al2O3

17.22

17.22

17.19

18.7

17.59

17.56

17.56

17.51

TiO2

1

0.99

0.97

0.97

1

1.01

1.01

1.02

Fe2O3

9.3

9.55

9.11

4.66

7.96

8.82

7.87

8.05

K2O

1.99

2.05

1.84

2.97

3.54

3.7

3.48

3.53

MgO

4.49

5.52

4.46

2.85

3.6

3.08

3.84

3.9

MnO

0.14

0.14

0.12

0.25

0.1

0.06

0.13

0.1

Na2O

2.27

2.17

2.9

5.07

2.89

3.03

2.93

2.29

P2O5

0.330

0.320

0.320

0.340

0.450

0.480

0.450

0.460

SO3

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

CaO

11.75

10.85

10.69

6.38

8.42

7.66

8.33

8.21

L.O.I

2.9

3.03

3.76

3.23

2.01

1.72

2.44

2.32

Total

99.99

100

100.2

100.01

100

100.01

100.01

100

K

15730

16008

13964

22728

27551

28185

26856

26713

Fe

54085.8

55887.7

53377.2

27563.6

47976.6

52688.9

47563.2

48196.8

P

1432

1430

1429

1552

1902

1872

1864

1891

Ti

5920

5952

5849

5894

6041

6087

6101

6090

Li

4

8

4

5

7

9

8

8

V

232

230

233

193

175

176

177

179

Cr

96

93

89

34

51

74

58

43

Co

24.3

27.7

23.7

26.1

20.6

17.2

20

18.6

Ni

36

38

34

20

22

19

21

20

Zn

85

78

82

68

75

68

82

86

Rb

37

38

29

37

90

85

74

81

Sr

502

481.2

446.5

513.4

508.5

497.6

499.3

499.4

Y

17

16.9

16.5

17.3

20.9

19.6

19.9

20.6

Zr

86

87

87

117

155

156

153

153

Nb

6.6

6.9

6.6

11

15.6

13.9

13.6

14.2

Cs

0.9

0.9

0.9

1.4

1.3

1.3

0.9

1

Ba

434

430

402

776

611

631

625

601

La

18

17

17

20

27

26

26

27

Ce

39

39

40

46

56

54

55

56

Pr

5.23

5.17

5.14

5.86

7.46

7.01

6.89

7.19

Nd

22.6

22.3

22

23.7

29.9

28.5

27.7

29.2

Sm

4.84

4.85

4.7

4.9

6.02

5.69

5.66

5.93

Eu

1.6

1.59

1.56

1.58

1.77

1.7

1.65

1.72

Gd

5.34

5.3

5.34

5.24

6.44

6.14

6.09

6.27

Dy

4.15

4.19

4.13

4.05

5

4.74

4.72

4.88

Er

2.28

2.3

2.23

2.2

2.76

2.57

2.6

2.71

Yb

2.1

2.1

2.1

2.1

2.6

2.5

2.5

2.6

Lu

0.29

0.29

0.29

0.29

0.36

0.35

0.34

0.36

Hf

1.91

1.92

1.92

2.72

3.39

3.33

3.29

3.33

Ta

0.38

0.39

0.37

0.56

0.82

0.73

0.77

0.76

Pb

9

10

23

12

25

25

25

19

Th

2.91

2.92

2.91

5.59

7.8

7.54

7.37

7.52

U

0.7

0.7

0.7

1.42

1.9

2.1

1.9

2

جدول 1- ادامه

Sample No.

SH- 14- 1

NI- 14- 21

NI- 14- 20

AN- 14- 5

AN- 14- 6

NI- 14- 12

NI- 14- 14

SH- 14- 2

Rock Name

Px- andesite

Trachy- andesite

Trachy- andesite

Dacite

Dacite

Dacite

Dacite

Rhyolite

SiO2

57.47

62.47

66.28

68.67

68.62

67.39

68.36

71.14

Al2O3

15.76

17.01

15.51

13.26

12.95

15.55

15.18

13.09

TiO2

0.78

0.67

0.62

0.39

0.39

0.37

0.37

0.39

Fe2O3

6.72

4.9

4.67

2.42

2.24

3.43

3.31

2.29

K2O

4.32

5.25

3.93

4.42

4.48

3.92

4.41

6.91

MgO

3.73

0.65

0.59

0.37

0.4

0.86

0.69

0.22

MnO

0.08

0.05

0.05

0.05

0.05

0.08

0.08

0.05

Na2O

2.69

3.08

2.97

2.16

1.93

3.96

3.56

1.47

P2O5

0.240

0.210

0.180

0.050

0.050

0.210

0.180

0.050

SO3

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

0.050

CaO

4.56

3.04

2.97

3.45

3.67

2.91

2.78

1.64

L.O.I

3.53

2.55

2.13

4.65

5.14

1.2

0.96

2.62

Total

99.99

100

100.01

100

100.02

100.01

100.01

100

K

33811

40469

30505

34640

36234

30422

33912

53779

Fe

40142.9

30320

29136.2

15777.9

15195.9

21676.4

21561

15464.7

P

1063

853

786

366

381

840

819

403

Ti

4655

3973

3737

2370

2496

2403

2374

2356

Li

48

6

10

16

12

14

15

10

V

149

109

99

31

34

38

37

41

Cr

47

22

16

42

27

<1

34

<1

Co

16

9

28.9

3.6

3

3.9

3.7

2.2

Ni

14

6

7

19

6

1

6

1

Zn

63

53

38

39

35

52

98

21

Rb

142

117

99

145

149

88

97

263

Sr

286.7

320.4

262.8

144.9

88.5

312.8

296.1

154.8

Y

19.7

17.3

16.2

22.8

25.6

17.3

16.1

21.7

Zr

159

162

146

85

89

167

164

79

Nb

10.6

13.8

9.4

17.6

19

12

12.2

18.3

Cs

4.8

1.9

1.9

1.5

1.7

1.5

1.5

3.1

Ba

541

665

575

550

485

729

720

759

La

24

23

22

29

30

25

24

32

Ce

50

49

47

57

60

53

53

61

Pr

6.58

6.45

6.05

7.93

8.34

6.58

6.36

8.44

Nd

26.2

25.1

23.6

28.5

29.9

24.8

23.7

30.3

Sm

5.12

4.81

4.55

5.07

5.46

4.42

4.26

5.57

Eu

1.35

1.29

1.22

0.93

0.96

1.23

1.19

1.08

Gd

5.46

5.01

4.65

5.21

5.54

4.4

4.23

5.48

Dy

4.49

4.05

3.74

4.47

4.86

3.6

3.38

4.61

Er

2.7

2.38

2.18

2.96

3.14

2.21

2.09

2.85

Yb

2.8

2.6

2.3

3.2

3.3

2.6

2.5

3.3

Lu

0.37

0.34

0.3

0.46

0.48

0.37

0.35

0.42

Hf

3.94

4.09

3.55

2.83

2.83

4.01

3.95

2.35

Ta

0.6

0.8

0.71

0.91

1.03

0.61

0.69

1.17

Pb

13

15

16

34

36

17

19

18

Th

11.22

11.38

10.48

20.08

21.54

7.93

7.83

21.05

U

3

2.43

2.4

3

4.2

2.2

2.2

3.1

 

 

سنگ‌نگاری واحدهای آتشفشانی

سنگ‌های آذرآواری و گدازه‌های آتشفشانی از سنگ‌های ماگمایی شمال قزوین به‌شمار می‌روند. برپایة بررسی‏‌های سنگ‌نگاری، سنگ‌های آتشفشانی منطقه در غالب بازالت، آندزیت‌بازالتی، پیروکسن‌آندزیت، تراکی‌آندزیت، داسیت و ریولیت رخنمون یافته‌اند.

بازالت و آندزیت‌بازالت: این سنگ‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره تا سیاه‌اند. سنگ‌های بازالتی در زیر میکروسکوپ نمایی حفره‌دار دارند. این حفره‌ها با کانی‌های کلسیت، کلریت و کوارتز پرشده‌اند و بافت بادامکی را پدید آورده‌اند (شکل 3- A). پلاژیوکلاز و پیروکسن از کانی‌های اصلی بازالت‏‌ها و آندزیت‌بازالت‏‌ها هستند. کانی پلاژیوکلاز و پیروکسن در یک خمیرة دانه‌ریز و شیشه‌ای پراکنده‌اند. کانی پلاژیوکلاز به‌صورت فنوکریست و میکرولیت در خمیره‌ دیده می‌شود. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز بدون ماکل و در برخی مقطع‌ها کاملاً به سریسیت دگرسان شده‌اند (شکل 3- B). دانه‏‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار پیروکسن بیشتر به‌صورت درشت‌بلور هستند (شکل 3- C). بررسی‏‌های سنگ‌نگاری در سنگ‌های آندزیت‌بازالت نشان‌دهندة بافت پورفیری با خمیره دانه‌ریز و میکرولیتی و گلومروپورفیریک هستند (شکل 3- D).


 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی گدازه‌های آتشفشانی منطقه شمال قزوین؛ A) بافت بادامکی پدیدآمده از پرشدن حفره با کلسیت (Cal) و کلریت (Chl) در یک نمونة بازالت؛ B) دگرسانی درشت‌بلور پلاژیوکلاز (Pl) به سریسیت (Ser)؛ C) درشت‌بلور کلینوپیروکسن (Cpx) در خمیره‌ی دانه‌ریز و شیشه‌ای در سنگ‌های بازالتی؛ D) بافت گلومروپورفیریک کانی پیروکسن در یک نمونه آندزیت‌بازالت (همة تصویرها در XPL هستند؛ نام اختصاری کانی‌ها در همة تصویرها برپایة Withney و Evans است)

 

 

آندزیت و تراکی‌آندزیت‌ها: این سنگ‌ها در سطح تازه به رنگ خاکستری و در نمای کلی به رنگ قهوه‌ای دیده می‌شوند. بافت اصلی در آندزیت‏‌ها و تراکی‌آندزیت‏‌ها پورفیری با خمیرة دانه‌ریز و میکرولیتی است. پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن از نوع دیوپسید و به میزان کمتر بیوتیت و هورنبلند از کانی‌های اصلی سازندة آندزیت‏‌ها و پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت از کانی‌های اصلی سازندة تراکی‌آندزیت‏‌ها به‌شمار می‌روند (شکل 4- A).

آلکالی‌فلدسپار در تراکی‌آندزیت‏‌های منطقه بیشتر به‌صورت دانه‌ریز در خمیره‌ دیده می‌شود. کانی پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار از فراوان‌ترین فنوکریست‌های درون این سنگ‌هاست و برپایة زاویه خاموشی از نوع الیگوکلاز تا آندزین است. شماری از پلاژیوکلاز‏‌ها بافت غربالی و منطقه‌بندی هستند (شکل 4- B). منطقه‌بندی، بافت غربالی و گردشدگی کانی‌ها از نشانه‌های نبود تعادل هنگام انجماد ماگماست و چه‌بسا در پی بالاآمدن سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، فرایندهای آلایش و هضم، آمیختگی ماگمایی (Tsuchiyama, 1985; Pudlo and Franz, 1995) و افت پرشتاب و ناگهانی فشار (Nelson and Montana, 1992; Singer et al., 1995; Zellmer et al., 2003) پدید آمده‌اند.

فنوکریست‏‌های بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار کلینوپیروکسن از نوع دیوپسید از دیگر سازندگان اصلی این سنگ‌ها هستند و نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی سنگ‌ها را دربر گرفته‌اند. برخی کلینوپیروکسن‏‌ها به اپیدوت دگرسان شده‌اند (شکل 4- C).

پس از پیروکسن، کانی هورنبلند به‌صورت دانه‏‌های کشیده کمتر از 5 درصدحجمی این سنگ‌ها را دربر گرفته‌اند (شکل 4- D).

 

 

 

شکل 4- A) درشت‌بلور بیوتیت (Bt) در خمیره‌ای از آلکالی‌فلدسپار و کوارتز در یک نمونه تراکی‌آندزیت؛ B) بافت غربالی کانی پلاژیوکلاز در یک نمونه آندزیت؛ C) دگرسانی کانی پیروکسن به اپیدوت (Ep) در یک نمونه تراکی‌آندزیت؛ D) کانی هورنبلند (Hbl) در یک نمونه آندزیت (همة تصویرها در XPL هستند)

 


داسیت و ریولیت: بافت و کانی‌شناسی این سنگ‌ها همانند یکدیگر است و بافت پورفیری با خمیرة دانه‌ریز دارند. همچنین، از کانی‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت، پتاسیم‌فلدسپار و به میزان کمتر پیروکسن ساخته ‌شده‌اند (شکل 5- A و B). میزان کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار در ریولیت‌ها بیشتر است. کانی پلاژیوکلاز هم در خمیره‌ و هم به‌صورت فنوکریست شکل‌دار، نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل با ترکیب (آلبیت تا الیگوکلاز) در مقطع‌ها دیده می‌شود. شماری از پلاژیوکلازها در سنگ‌های ریولیتی به کانی‌های رسی دگرسان شده‌اند (شکل 5- A). پتاسیم‌فلدسپار از نوع ارتوکلاز است و بیشتر به‌صورت ریز بلور در خمیة سنگ حضور دارد. کانی بیوتیت در سنگ‌های داسیتی به‌صورت شکل‌دار و در اندازه‌های کوچک و بزرگ دیده می‌شود (شکل 5- B). کانی هورنبلند به میزان کم و به‌صورت نیمه‌شکل‌دار در سنگ‌های داسیتی دیده می‌شود.

 

 

 

شکل 5- A) کانی کوارتز در پیرامون کانی پلاژیوکلاز دگرسان‌شده به کانی‌های رسی (Clay) در یک نمونه ریولیت؛ B) کانی بیوتیت شکل‌دار و کانی پتاسیم‌فلدسپار در یک نمونه داسیت (همة تصویرها در XPL هستند)

 


زمین‌شیمی کل سنگ

نام‌گذاری و شناخت سری ماگمایی

برای بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و شناسایی محیط زمین‌ساختیِ گدازه‌های آتشفشانی شمال قزوین، داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‌ها در نمودارهای گوناگون سنگ‌شناسی به‌کار برده شدند. به‌دنبال تحرک عنصرهای قلیایی، چه‌بسا این عنصرها در هنگام فرایندهای دگرسانی از سنگ خارج می‌شوند؛ به‌همین‌رو، برای شناسایی موقعیت گدازه‌های آتشفشانی منطقه شمال قزوین، نمودار‌های Zr/TiO₂ دربرابر SiO₂ (شکل 6- A) و عنصرهای کمیاب Nb/Y دربرابر Zr/Ti (شکل 6- B) به‌کار برده شدند. برپایة این نمودار‏‌ها، نمونه‌ها در محدودة بازالت، آندزیت، تراکی‌آندزیت، داسیت و ریو داسیت جای دارند (شکل‌های 6- A و 6- B). برای شناسایی سری ماگمایی، نمودارهای عنصرهای کمیاب Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007) و نمودار نسبت عنصرهای کمیاب Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (Siddiqui et al., 2007) به‌کار برده شدند. برپایة نمودار Co دربرابر Th (شکل 7- A)، گدازه‌های آتشفشانی در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا و شوشونیتی جای می‌گیرند. نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (شکل 7- B) نیز تعلق نمونه‌ها به سری کالک‌آلکالن را تائید می‌کند.

 

شکل 6- رده‌بندی شیمیایی گدازه‌های آتشفشانی شمال قزوین در: A) نمودار Zr/TiO₂ دربرابر SiO₂ (Floyed and Winchester, 1977)؛ B) نمودار نسبت عنصرهای کمیاب Nb/Y دربرابر Zr/Ti (Pearce, 1996) (بازالت:  ؛ آندزیت‌بازالت: ؛ تراکی‌آندزیت: ؛ آندزیت: ؛ داسیت: ؛ ریولیت: ؛ نمادها در همة نمودارها یکسان هستند)

 

 

شکل 7- شناسایی سری ماگمایی گدازه‌های آتشفشانی شمال قزوین در: A) نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al, 2007)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (Siddiqui et al., 2007)

 

 

نمودارهای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب

از نمودارهای چندعنصری برای شناخت خاستگاه مجموعه‌های سنگی و فرایندهای مؤثر بر آن بهره گرفته می‌شود. در الگوی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نمونه‌های آتشفشانی غنی‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مگر Ba و Sr در نمونه‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیت و Th در نمونه‌های بازالتی) و تهی‌شدگی از عنصرهای با میدان پایداری بالا (HFSE) نشان می‌دهند (شکل 8- A). بی‌هنجاری‌های منفی در Nb و Ti چه‌بسا پیامد رفتار فرایندهای گوناگون حاکم بر ماگماتیسم کمان‌های آتشفشانی وابسته به پهنة فرورانش باشد (Rollinson, 1993، Weyer et al., 2003، Tchameni et al., 2006)؛ مانند: نقش سیال‏‌های آزادشده از تیغة فرورونده که نقش مهمی در غنی‌سازی عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون و خاکی کمیاب سبک (LREE) در گوة گوشته‌ای دارند (Kuster and Harms, 1998; Ulmer, 2001). همچنین، تهی‌شدگی از Ba در نمونه‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی منطقه نیز چه‌بسا با نقش پوستة قاره‌ای بالایی در فرایندهای ماگمایی (Kuscu and Geneli, 2010) در ارتباط باشد. برپایة نمودار عنکبوتی، تهی‌شدگی در عنصر Ti شاید نشان‌دهندة تبلوربخشی اکسیدهای Fe-Ti و یا کلینوپیروکسن در مرحله‌های آغازین جدایش بلورین و فوگاسیتة بالای اکسیژن در محیط خاستگاه باشد (Edwards et al., 1994).

در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نمونه‌های آتشفشانی همانند سری‌های کالک‌آلکالن، الگوی یکنواختی با غنی‌شدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) و بی‌هنجاری منفی در Eu نشان می‌دهند (شکل 8- B). آنومالی منفی Eu چه‌بسا پیامد جدایش پلاژیوکلاز کلسیک از مذاب در پی جدایش بلوری و یا فوگاسیتة بالای اکسیژن در محیط تبلور ماگما باشد (Rollinson, 1993; Barnes et al., 2001).

در کل، غنی‌شدگی از عنصرهای LREE دربرابر عنصرهای HREE به‌همراه غنی‌شدگی در عنصرهای LILE و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE در واحدهای آتشفشانی بازیک تا اسیدی شمال قزوین نشان‌دهندة وابستگی آنها به پهنه‌های فرورانش است (Marchev et al., 2004; Nicholson et al., 2004; Helvaci et al., 2009; Zulkarnain, 2009; Asiabanha et al., 2012).

 

 

 

شکل 8- A) نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 


سرشت سنگ خاستگاه

در پهنه‌های فرورانش، ماگماها چه‌بسا از ذوب گوة گوشته‌ای، ورقة اقیانوسی فرورونده، رسوب‌های روی ورقة اقیانوسی فرورونده، پوسته‌ای قاره‌ای یا ترکیبی از روش‌های یادشده، به‌همراه فرایندهای جانشینی، هضم و آلایش پدید می‌آیند (Martin et al., 2005). غنی‌شدگی در سنگ خاستگاه واحدهای آتشفشانی با نمودار Th/Yb دربرابر Nb/Yb شناسایی می‌شود (شکل 9- A). در این نمودار، Yb فاکتور بهنجارکننده برای Th و Nb است. عنصرهای Th و Nb ضریب‌های جدایش مشابه در بلور و مذاب دارند. Th در پهنه‌های فرورانش به ماگما افزوده می‌شود؛ اما مقدار Nb در ماگما کاهش می‌یابد (Leat et al., 2004). جهت فلش در این نمودار غنی‌شدگی به‌دست سیال‏‌های جداشده از سنگ‌کرة فرورونده در پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهد. برپایة این نمودار، روند غنی‌شدگی نمونه‌ها در جهت و همسو با روند غنی‌شدگی‌های مرتبط با پهنة فرورانش است و این نکته نشان‌دهندة نقش رسوب‌های در خاستگاه سنگ‌های آتشفشانی منطقه است.

 

 

 

شکل 9- تعیین غنی‌شدگی ناحیة خاستگاه گدازه‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط منطقة شمال قزوین در: A) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Leat et al., 2004)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y (Alici et al., 2002)؛ C) نمودار Ba/Th دربرابر Th/Nb (Orozco-Esquivel et al., 2007)

 

 

افزون‌بر‌این، برپایة نمودار Th/Y دربرابر Nb/Y (شکل 9- B)، این نمونه‌ها روند غنی‌شدگی پهنه‌های فرورانشی را نشان می‌دهند. بر این پایه، هراندازه نسبت Th/Y در سنگ‌های آتشفشانی منطقه بیشتر باشد نشان‌دهندة اینست که گوشته به مقدار بیشتری تحت‌تأثیر تیغة فرورونده بوده است (Kuscu and Geneli, 2010). برای شناسایی اجزای شرکت‌کننده در ماگماهای کمانی، از عنصرهای بسیار ناسازگار که بسیار اندک تحت‌تأثیر درجه‌های متفاوت ذوب‌بخشی، تبلوربخشی یا تجمع بلوری هستند بهره گرفته می‌شود. ازاین‌رو، نمودار نسبت Ba/Th دربرابر Th/Nb به‌کار برده شد. رفتار عنصرهای کمیاب نشان می‌دهد نسبت بالای Th/Nb به مشارکت مذاب پدیدآمده از ذوب رسوب‌های فرورونده یا پوستة بالایی مربوط است؛ اما نسبت بالای Ba/Th باید به متاسوماتیسم خاستگاه گوشته‌ای به‌دست سیال‏‌های جداشده از ورقه مربوط باشد (Orozco-Esquivel et al., 2007). برپایة نمودار Ba/Th دربرابر Th/Nb (Orozco-Esquivel et al., 2007)، دربارة خاستگاه نمونه‌های بررسی‌شده، اجزای فرورانشی‌مانندِ متاسوماتیسم پدیدآمده از ذوب رسوب‌ها و همچنین، پوستة بالایی بیشترین نقش را داشته‌اند (شکل 9- C).

 

تغییرات در میزان درجه‌های ذوب‌بخشی

برای پی‌بردن به ترکیب خاستگاه و درجة ذوب‌بخشی ناحیه خاستگاه توالی آتشفشانی شمال قزوین، نمودار ذوب La دربرابر La/Sm (شکل 10) به‌کار برده شد. عنصر به‌شدت ناسازگار La و کمتر ناسازگار Sm به‌طور چشمگیری تحت‌تأثیر تغییرات کانی‌شناسی ناحیه خاستگاه (برای نمونه، گارنت یا اسپینل) نبوده‌اند؛‌ ازاین‌رو، اطلاعاتی را از ترکیب شیمیایی کل ناحیه خاستگاه فراهم می‌کنند (Aldanmaz et al., 2000). در این شکل خطوط ممتد باریک نشان‌دهندة روند تغییر ترکیب مذاب‌هایی است که با درجه‌های مختلف ذوب‌بخشی از لرزولیت اسپینل‌دار جدایش یافته‌اند و خط‌های منقطع نشان‌دهندة مذاب‌هایی هستند که از ذوب‌بخشی لرزولیت گارنت‌دار پدید آمده‌اند. عددهای روی خط‌ها نشان‌دهندة درجة ذوب‌بخشی هستند. روی خط‌های ضخیم، محدودة ترکیبی گوشته اولیه، تهی‌شده و غنی‌شده نشان داده شده است. برپایة این نمودار، روند گدازه‌های بازیک و حد واسط با منحنی ذوب گارنت‌لرزولیت همخوانی دارد و نشان‌دهندة 5 تا 10 درصد ذوب برای پیدایش ماگمای سازندة این گدازه‌هاست (شکل 10).

 

 

شکل 10- نمودار ذوب La دربرابر La/Sm برای شناسایی خاستگاه و درجة ذوب‌بخشی نمونه‌های بازیک و حد واسط منطقه (Aldanmaz et al., 2006)

 

شناخت پهنة زمین‌ساختی

داده‌های زمین‌شیمیایی، به‌ویژه داده‌های عنصرهای کمیاب نامتحرک، اطلاعات ارزشمندی دربارة خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی ارائه می‌دهند. ازاین‌رو، تلاش شد از نمودارهایی که برپایة فراوانی عنصرهای کمیاب کم‌تحرک در برابر فرایندهای هوازدگی و دگرسانی هستند، برای نشان‌دادن جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های منطقه بهره گرفته شود. در نمودار Zr دربرابر Y، همة سنگ‌های منطقه در محدوده کمان ماگمایی جای می‌گیرند (شکل 11- A).


 

 

 

شکل 11- تعیین پهنة زمین‌ساختی گدازه‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط منطقه در: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007)؛ B) نمودار Zr دربرابر Y (Muller and Groves, 1997)

 

 

افزون‌بر‌این، نسبت Ba/La در کمان‌های آتشفشانی بیشتر از پهنه‌های کششی و پهنه‌های پشت‌کمان است (Macdonald et al., 2001). در گدازه‌های منطقه، میزان این نسبت از 16/16 تا 8/38 در تغییر است. بالابودن نسبت Ba/La نشانة غنی‌شدگی گوة گوشته‌ای با سیال‌های منطقه پیش از برخورد و در زمان فرورانش و ورود Ba از رسوب‌های اقیانوسی فرورانده شده به ماگماست (Hole et al., 1984). همچنین، نسبت Ba/Ta بالاتر از 450، از مهم‌ترین ویژگی زمین‌شیمیایی ماگماهای کمان به‌شمار می‌رود (Macdonald et al., 2001). این نسبت در نمونه‌های بررسی‌شده برابربا 470 تا 1385 است. همچنین، در نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007) سنگ‌های آتشفشانی نسبت بالاتری از Th/Yb در مقایسه با Ta/Yb را نشان می‌دهند. بالابودن این نسبت این‌گونه توجیه می‌شود که Th عنصری کم‌تحرک است؛ اما در محیط‌های کمانی همانند عنصرهای متحرک رفتار می‌کند. خاستگاه این عنصر از مواد رسوبی صفحه فرورو است (Gorton and Schandl, 2000). متاسوماتیسم ناحیة خاستگاه که با فرایندهای فرورانش روی می‌دهد، غنی‌شدگی Th دربرابر Ta و در پی آن، افزایش نسبت Th/Yb در مقایسه با Ta/Yb را به‌دنبال دارد. درحقیقت، مواد فرورانشی Th را با خود منتقل می‌کنند؛ اما Ta و Yb را با خود حمل نمی‌کنند. هرچند به‌دنبال فراوانی Th در سنگ‌های پوستظ قاره‌ای، آلودگی پوسته‌ای نیز بالا‌رفتن نسبت Th/Yb را در پی دارد (Aldanmaz et al., 2000). ازاین‌رو، نمونه‌های منطقه از Th غنی‌شده هستند و تحت‌تأثیر مواد فرورانشی جای گرفته‌اند. همچنین، ویژگی سنگ‌های مرز فعال قاره‌ای را از خود نشان می‌دهند (شکل 11- B).

 

نتیجه‌گیری

سنگ‌های ماگمایی منطقه شمال قزوین (مانند: بازالت، تراکی‌آندزیت، آندزیت، ریو داسیت و داسیت) به‌طور متناوب با سنگ‌های آذرآواری رخنمون دارند. نمونه‌های بررسی‌شده بافت پورفیری با خمیرة دانه‌ریز و گلومروپورفیریک دارند. برپایة شواهد به‌دست‌آمده، سرشت ماگمایی سنگ‌های منطقه کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی است. برپایة نمودارهای عنکبوتی، غنی‌شدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک و عنصرهای لیتوفیل بزرگ‌یون و تهی‌شدگی در عنصرهای با میدان پایداری بالا (مانند: Nb، Ta و Ti) از ویژگی‌های سنگ‌های بررسی‌شده است. این ویژگی‌ها آنها را به محیط‌های مرتبط با پهنة فرورانش مربوط می‌کنند. همچنین، برپایة نمودارهای عنکبوتی، این نمونه‏‌ها از دیدگاه ویژگی‌های زمین‌شیمیایی شرایط یکسانی را نشان می‌دهند و چه‌بسا خاستگاه یکسانی داشته‌اند که در پی ذوب‌بخشی پوستة قاره‌ای، همزمان یا پس از ماگماتیسم بازیک روی داده است. گمان می‌رود گدازه‌های آتشفشانی منطقه از ذوب‌بخشی گوشته غنی‌شده با ترکیب E-MORB و از خاستگاه گارنت‌لرزولیت و درجه‌های ذوب‌بخشی %5 تا %10 پدید آمده باشند. برپایة نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی، نمونه‌ها در محدوده ماگماهای وابسته به پهنه‌های فرورانش جای می‌گیرند. این ماگماتیسم پیامد فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر بخش جنوبی ایران مرکزی است که ماگماتیسم بزرگی در زمان ائوسن و پس از آن را به‌دنبال داشته است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از داوران گرامی مجلة پترولوژی برای پیشنهادهای ارزنده‌شان در بهترشدن ساختار علمی مقاله بسیار سپاس‌گزار هستند.

References

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 220: 211- 238.
Aldanmaz, E., Koprubasi, N., Gurer, O. F., Kaymakci, N. and Gournaud, A. (2006) geochemical constraints on the Cenozoic, OIB- type alkaline volcanic rocks of NW Turkey: implications for mantle sources and melting processes. Lithos 86(1–2): 50–76.
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67- 95.
Alici, P., Temel, A. and Gourgaud, A. (2002) Pb- Nd- Sr isotope and trace element geochemistry of Quaternary extension- related alkaline volcanism: A case study of Kula region (western Anatolia, Turkey). Journal of Volcanology and Geothermal Research 115: 487- 510.
Allen, M. B., Armstrong, H. A., 2008. Arabia–Eurasia collision and the forcing of mid- Cenozoic global cooling. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 265: 52–58.
Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazely, R. A. and Davies, R. G. (1975) Explanatory text of the Qazvin and Rasht quadrangle map1:250000. Geological Survey of Iran, Reports E3, E4, 94.
Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M., Kananian, A. and Rahimi, G. (2012) Post- Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences 45: 79–94.
Asiabanha, A., Ghasemi, H. and Meshkin, M. (2009) Paleogene continental- arc type volcanism in North Qazvin, North Iran: facies analysis and geochemistry. Neues Jahrbuch für Mineralogie - Abhandlungen 186: 201- 214.
Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono- plutonic episodes in Iran. In: Zagros Hindukosh, Himalaya Geodynamic Evolution (Eds. Delany, F. M. and Gupta, H. K.) 5- 32. American Geophysical Union, Washington DC.
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene- Oligocene postcollisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of Monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos 180- 181: 109- 127.
Edwards, C. M. H., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F., Morrid, J. D., Leman, W. P. and Harmon, R. S. (1994) The transition to potassic alkaline volcanism in island arcs: the Ringgit- Beser complex, east Indonesia. Journal of Petrology 35: 1557- 1595.
Esfanjani Sadri, S., Amel, N. and Mokhtari, A.A. (2015) Petrology and geochemistry of acidic volcanic rocks in the north of Soleiman Bolaghi (southwest Hashtjin, north of Zanjan) with considering perlitization. Iranian Journal of Petrology 6(21): 141- 158 (in Persian).
Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) from continents to island arcs: A geochemical index of tectonic setting for arc- related and within- plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065- 1073.
Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic arc rocks using immobile trace elements: development of the Th- Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341- 2357.
Helvaci, C. Ersoy, E. Y. sozbilir, H. Erkul, F. Sumer, O and Uzel, B. (2009) Geochemistry and 40 Ar /39Ar Geochronology of Miocene Volcanic rocks from the Karaburun Oenunsula : Implication for amphibole – bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research 158(3): 181- 202.
Hole, M. J., Saunders, A. D., Marriner, G. F. and Tarney, J. (1984) Subduction of pelagic sediments: Implication for the origin of Ceanomalous basalts from Alexander Islands. Journal of Geological Society of London 141: 453- 472.
Homke, S., Vergés, J., Garcés, M., Emami, H. and Karpuz, R. (2004) Magnetostratigraphy of Miocene–Pliocene Zagros foreland deposits in the front of the Push- e Kush arc (Lurestan Province, Iran). Earth and Planetary Science Letters 225: 397–410.
Kuscu, G. G. and Geneli, F. (2010) Review of post- collisional volcanism in the central Anatolian volcanic province (Turkey) with special reference to the Tepekoy volcanic complex. International Journal of Earth Sciences 99(3): 593- 621.
Kuster, D. and Harms, U. (1998) Post- collisional potassic granitoids form the southern and northwestern parts of the late Neoproterozoic East African Orogen: A review. Lithos 45: 177- 195.
Leat, P. T., Pearce, J. A., Barker, P. F., Millar, I. L., Barry, T. L. and Larter, R. D. (2004) Magma genesis and mantle flow at a subducting slab edge: the South Sandwich arc- basin system. Earth and Planetary Science Letters 227: 17- 35.
Macdonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2001) The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth Science Reviews 49: 1- 76.
Marchev, P., Raicheva, R., Downes, H., Vaselli, O., Chiaradia, M. and Moritz, R. (2004) Compositional diversity of Eocene- Oligocene basaltic magmatism in the Eastern Rhodopes, SE Bulgaria: implications for genesis and tectonic setting. Tectonophysics 393(1- 4): 301–328.
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- 24.
McQuarrie, N., Stock, J. M., Verdel, C. and Wernicke, B. P. (2003) Cenozoic evolution of Neotethys and implications for the causes of plate motions. Geophysical Research Letters 30: 2036.
Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Direct and indirect associations between potassic igneous rocks, Shoshonites and gold- copper deposits. Ore Geological Review 8: 383- 406.
Nabatian, G., Ghaderi, M., Neubauer, F., Honarmand, M., Liu, X., Dong, Y., Jiang, S. Y., Quadt, A. V. and Bernroider, M. (2014) Petrogenesis of Tarom high- potassic granitoids in the Alborz- Azarbaijan belt, Iran: Geochemical, U- Pb zircon and Sr- Nd- Pb isotopic constraints. Lithos 184- 187: 324–345.
Nazari Nia, A., Rashidnejad Omran, N., Aghazadeh, M. and Arvin, M., (2013) Petrology and geochemistry of quartz- monzonite body in the Tarom Subzone North- East of Zanjan. Iranian Journal of Petrology 5(20): 91- 106 (in Persian).
Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) sieve –textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242- 1249.
Nicholson, K. N., Black, P. M., Hoskin, P. W. O. and Smith, I. E. M. (2004) Silicic volcanism and back- arc extension related to migration of the Late Cainozoic Australian- Pacific plate boundary. Journal of Volcanology and Geothermal Research 131(3- 4): 295–306.
Orozco-Esquivel, T., Petrone, C. M., Ferrari, L., Tagami, T. and Manetti, P. (2007) Geochemical and isotopic 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 margin. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230–249. Shiva, Nantwich, UK.
Pearce, J. A. (1996) A user’s guide to basalt discrimination diagrams, In: Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration (Eds. Wyman D. A.) 12: 79- 113. Geological Association of Canada, Short Course Notes.
Pudlo, D. and Franz, G. (1995) Records of deep seated magma chamber processes from plagioclase and amphibole phenocrysts in Pan- African dyke rocks of Bir Safsaf/SW- Egypt. In: Physics and Chemistry of Dykes (Eds. Baer, G. and Heimann, A.) 251- 265. Balkema, Rotterdam- Brookfield.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London, UK.
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.
Siddiqui, R. H., Asif Khan, M. and Qasim Jan, M. (2007) Geochemistry and petrogenesis of the Miocene alkaline and sub- alkaline volcanic rocks from the Chagai arc, Baluchistan, Pakistan: Implications for porphyry Cu- Mo- Au deposits. Journal of Himalayan Earth Sciences 40: 1- 23.
Singer, S. B. A., Dungan, M. and Layne, G. (1995) Texture and Sr, Ba, Mg, Fe, K and Ti compositional profile in volcanic plagioclase, clues to the dynamics of calc alkaline magma chamber. American Mineralogist 80: 776- 798.
Sun, S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts. Implication for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publication 42: 313- 345.
Tchameni, R., Pouclet, A., Penay, J., Ganwa, A. A. and Toteu, S. F. (2006) Petrography and geochemistry of the Ngaondere Pan- African granitoids in Central North Cameroon: Implication for their sources and geological setting. Journal of African Earth Sciences 44: 511- 529.
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kenitics of plagioclase in the melt of the system diopside – albite- anorthite and origin of dusty plagioclase in andesite. Contributions to Mineralogy and Petrology 89: 1- 16.
Ulmer, P. (2001) Partial melting in the mantle wedge–the role of H2O in the genesis of mantle- derived ‘arc- related’ magmas. Physics of the Earth and Planetary Interiors 127: 215- 232.
Weyer, S., Munker, C. and Mezger, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: Implications for the differentiation history of the crust- mantle system. Earth and Planetary Science Letters 205: 309- 324.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist 95: 158- 187.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical classification of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325- 343.
Zellmer, G. F., Sparks, R. S. G., Hawksworth, C. J. and Wiedenbeck, M. (2003) Magma emplacement and remobilization timescale beneath Montserrat: Insight from Sr and Ba zonation in plagioclase phenocrysts. Journal of Petrology 44(8): 1413- 1431.
Zulkarnain, I. (2009) Geochemical Signature of Mesozoic Volcanic and Granitic Rocks in Madina Regency Area, North Sumatra, Indonesia, and its Tectonic Implication. Jurnal Geologi Indonesia 4(2): 117- 131.

Files

History

  • Receive Date: 13 February 2018
  • Revise Date: 25 September 2018
  • Accept Date: 15 October 2018

Share

How to cite

Statistics