Petrography, geochemistry, tectonic setting and petrogenesis of volcanic rocks in Robaie area (South of Damghan)

Document Type : Original Article

Authors

1 1Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

2 2Department of Geology, University of Aveiro, Aveiro, Portugal

Abstract

The rocks of the Robaie area located in the Torud-Chahshirin belt and south of Damghan, includes the Eocene andesite and trachyandesite rocks in which subvolcanic igneous rocks as stoke and dyke with diorite, monzonite and monzodiorite porphyry composition are intruded. The main textures of volcanic rocks are porphyritic characterized by plagioclase, hornblende and biotite phenocrysts as well as apatite and zircon as minor minerals. The rocks studied are mainly of shoshonitic nature and only one sample is considered as high-K calc-alkaline. Several line of  evidence including LILE and LREE enrichment, HREE and HFSE depletion, high Th/Yb with negative anomalies of Ti, Nb and the position of the samples on the tectonic discrimination diagrams indicate that the volcanic rocks in discussion were emplaced into the subduction zone related to an active continental margin setting. The initial 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd ratios and (εNd)i value of andesite are 0.704445, 0.512691 and 2.29, respectively. All of these evidences confirm that the studied volcanic rocks were generated from partial melting of the mantle wedge above the subduction zone. Petrographic observations along with geochemistry of rare earth and trace elements suggest that the calc-alkaline affinity of the rocks studied and their parent magma from a subducted-related environment as well as crustal assimilation and fractional crystallization

Keywords

Main Subjects

Full Text

منطقة رباعی در 95 کیلومتری جنوب شهر دامغان و 5 کیلومتری جنوب‌خاوری روستای دیان در استان سمنان جای دارد. این منطقه در میان طول جغرافیایی خاوری "11'28°54 تا "43'30°54 و عرض جغرافیایی شمالی "30'22°35 تا "4823°35 در نقشة زمین‏‌شناسی 100000: 1 کلاته- رشم جای گرفته است (Nogol Sadat and Alavi, 1993) (شکل 1).

از دیدگاه زمین‏‌شناسی ساختاری ایران، این منطقه در پهنة ایران مرکزی و در بخش شمالی آن در کمربند آتشفشانی- نفوذی ترود- چاه‌شیرین جای گرفته است (Houshmandzadeh et al., 1978). کمربند آتشفشانى- نفوذى ترود- چاه‌شیرین پیامد ماگماتیسم ترشیاری در پهنة ایران مرکزى است و دربردارندة سنگ‏‌هاى آتشفشانى با ترکیـب بیشتر آندزیتى و توده‏‌هاى آذرین نیمه‏ژرف با ترکیب بیشتر دیـوریتى است (Fard and Rastad, 2001). این کمربند با درازای 100 تا 110 و پهنای 10 تا 12 کیلومتر در میان دو گسل راستالغز با راستای شمال‌خاوری- جنوب باختری ترود و انجیلو جای دارد و بخشی از ماگماتیسم کمان پشتی ائوسن شمال ایران است.

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی منطقة رباعی (مقیاس 1:5000) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)؛ Hbl: هورنبلند؛ Bt: بیوتیت؛ Qz: کوارتز)

 

 

برپایة تازه‏‌ترین سن به‌دست‌آمده، ماگماتیسم در این کمربند از 39 تا 49 میلیون سال پیش (ائوسن زیرین تا ائوسن پایانی) ادامه داشته است (Niroomand et al., 2018). اوج فعالیت‏‌های ماگمایی در این کمربند مربوط به ائوسن میانی تا پایانی است که از قدیم به جدید شامل:

1- توف‏‌های با ترکیب ریولیتی تا ریوداسیتی و به‌طور محلی جریان‏‌های گدازه‏‌‏‌ای آندزیتی؛

2- گدازه و سنگ‏‌های آذرآواری با ترکیب آندزیت، تراکی‏‌آندزیت و آندزیت- بازالت؛

3- سنگ‏‌هایی با ترکیب داسیتی و ریوداسیتی و سنگ‏‌های آذرین نیمه‏ژرف است (Houshmandzadeh et al., 1978).

توده‏‌های نفوذی با ترکیب دیوریت، گرانودیوریت و گرانیت درون سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن نفوذ کرده‏‌اند (Houshmandzadeh et al., 1978). سنگ‏‌های آتشفشانی این کمربند بیشتر سرشت کالک‌آلکالن تا شوشونیتی دارند و از پتاسیم غنی‌شدگی نشان می‏‌دهند (Rashidnejad Omran, 1992; Tajeddin, 1999; Shaykhi, 2013; Niroomand et al., 2018). تا کنون الگو‏‌های ژئودینامیک درون‌صفحه‏‌ای (Zolfaghari, 1998; Fard and Rastad, 2001) و خاستگاه محیط‏‌های مرتبط با فرورانش (Rashidnejad Omran, 1992) برای این کمربند پیشنهاد شده‌اند. در سال‏‌های اخیر، بررسی‏‌هایی روی سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شناسی، سنگ‌زایی و پهنة زمین‌ساختی توده‏‌های آذرین درونی و سنگ‏‌های آتشفشانی این کمربند انجام گرفت که از میان آنها کوه زر (Rohbakhsh et al., 2018)، گندی و ابولحسنی شمال معلمان (Shamanian et al., 2004)، چاه مسی (Imamjome et al., 2009)، چالو (Mehrabi and Ghasemi, 2012)، باغو (Niroomand et al., 2018; Moradi, 2010)، آهن رباعی (Badozadeh Kanrish, 2011)، انارو (Shiri, 2013) و دیان (Nahidifar et al., 2014) نام برده می‌شوند. در این پژوهش، نخست به بررسی زمین‏‌شناسی و سنگ‏‌نگاری سنگ‏‌های آتشفشانی پرداخته شده است و سپس رفتار زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و خاکی کمیاب و خاستگاه و پیدایش آنها بررسی شده‏‌اند.

زمین‏‌شناسی منطقه

برپایة نقشه‏‌های زمین‌شناسی 1:250000 ترود- چاه‌شیرین (Alavi and Houshmandzadeh, 1977) و 100000:1 کلاته- رشم (Nogol Sadat and Alavi, 1993)، همة منطقة رباعی از سنگ‏‌های آتشفشانی با ترکیب حد واسط آندزیتی فراگرفته شده است؛ اما بررسی‏‌های تفضیلی و تهیة نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:5000 توسط نگارنده و همکاران نشان می‏‌دهند افزون‌بر سنگ‏‌های آتشفشانی، توده‏‌های آذرین نیمه‏ژرفی نیز در این منطقه نفوذ کرده‏‌اند که میزبان اصلی کانی‏‌سازی مس هستند (شکل 1). برپایة بازدید صحرایی و بررسی‌های آزمایشگاهی، واحدهای زمین‏‌شناسی شناسایی‌شده در منطقة رباعی دربردارندة سنگ‏‌های آتشفشانی، توده‏‌های آذرین نیمه‏ژرف و رسوب‌های کواترنری هستند (شکل 1).

سنگ‏‌های آتشفشانی نیز دربردارندة آندزیت و تراکی‏‌آندزیت هستند. این سنگ‌ها بیشترین گسترش را در منطقه نشان می‏‌دهند (شکل 1). در بررسی‌های صحرایی، در بیشتر منطقه آندزیت‏‌ها با ریخت‌شناسی برجسته، تیره‌رنگ و در سطح تازه به رنگ خاکستری تیره، گاه مایل به رنگ قهوه‏‌ای (آغشتگی به اکسیدهای آهن) دیده می‌شوند (شکل‌های 1 و 2- A و 2- B). این گروه سنگی بافت پورفیریتیک دارد و درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت در نمونة دستی آن دیده می‌شوند. در بررسی‌های صحرایی، تراکی‏‌آندزیت‏‌ها نیز با ریخت‌شناسی برجسته، تیره‌رنگ در بخش مرکزی، باختری و جنوب‌خاوری منطقه دیده می‏‌شوند (شکل‌های 1 و 2- A و 2- C). این گروه سنگی بافت پورفیریتیک با زمینة جریانی دارد و درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و هورنبلند و بیوتیت در نمونة دستی دیده می‌شوند. این سنگ‏‌ها با شدت‏‌های مختلف دچار دگرسانی‏‌های آرژیلیک، سریسیتی، پروپلیتیک و کربناتی شده‏‌اند.

توده‏‌های آذرین نیمه‏ژرف به‌صورت استوک و دایک درون سنگ‏‌های آتشفشانی نفوذ کرده‏‌اند (شکل 1). این واحد‏‌ها در شمال‌خاوری و جنوب منطقه رخنمون دارند و شامل دیوریت، مونزودیوریت و مونزونیت پورفیری هستند. دیوریت‏‌ها به رنگ سیاه تا خاکستری با بافت پورفیروییدی در نمونة دستی دیده می‏‌شوند و درشت‌بلورهایی از پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند در زمینة دانه‏‌ریزی از همین کانی‏‌ها دارند (شکل 1). مونزونیت و مونزودیوریت پورفیری به‌صورت استوک‏‌های کوچک در شمال‌خاوری منطقه رخنمون دارند (شکل 1). این سنگ‏‌ها به‌رنگ سفید تا خاکستری روشن با بافت پورفیروییدی هستند و درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار ، بیوتیت و هورنبلند در نمونة دستی دیده می‌شود. این توده‏‌ها با شدت‏‌های مختلف دچار دگرسانی‏‌های آرژیلیک، سریسیتی، پروپلیتیک و کربناتی شده‏‌اند. واحدهای کواترنری دربردارندة رسوب‌های آبرفتی عهد حاضر هستند که در بخش باختری و شمالی منطقه دید می‌شوند (شکل 1).

 

 

 

شکل 2- تصویر صحرایی از رخنمون سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی. A) مرز میان آندزیت و تراکی‏‌آندزیت در صحرا (نگاه رو به شمال)؛ B) رخنمون آندزیت در بخش شمال‌خاوری منطقه (نگاه رو به شمال‌خاوری)؛ C) رخنمون تراکی‏‌آندزیت همرا با اکسیدهای آهن ثانویه در سطح سنگ (نگاه رو به شمال‌خاوری)


 


روش انجام پژوهش

برای تهیة نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:5000 از همة واحدهای سنگی منطقه نمونه‌برداری شد. در کل،‌ شمار  100 مقطع نازک برای بررسی‏‌های دقیق سنگ‏‌نگاری و دگرسانی ساخته شد. از میان آن، نزدیک به 30 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی هستند. شمار 7 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی با کمترین دگرسانی از مناطق بررسی‌شده برای اندازه‏‌گیری اکسیدهای اصلی به روش XRF در شرکت کانساران بینالود تهران (دستگاه فیلیپس، مدل PW 1480) تجزیه شد. همچنین، این 7 نمونه برای تجزیة عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب بـه روش محلـول‏‌سـازی ذوب قلیـایی با حلال متابورات/تترابورات و اسیدنیتریک آماده‌سازی شدند و سپس با روش پلاسـمای جفـت‏‌شـدة القـایی ICP-MS در آزمایشگاه ACME کانادا تجزیة شد. شمار یک نمونه از آندزیت کمتر دگرسان‌شده منطقه نیز برای بررسی ایزوتوپ‏‌های Rb-Sr و Sm-Nd تجزیة شد. تجزیة ایزوتـوپ‏‌هـای رادیوژنیـک Rb-Sr و Sm-Nd در دانشگاه آویرو پرتغال روی نمونـه سـنگ کـل و با دستگاه Mass Spectrometer (TIMS) VG Sector 54 انجام شد. نسبت‏‌های ایزوتوپی Sr و Nd برای تفکیک جرمی نسبت به 1194/088Sr/86Sr= و 7219/0146Nd/144Nd= تصحیح شدند. در استاندارد SRM-988، مقدار میانگین (%95 = conf. lim؛ 12=N) 16±710279/0= 87Sr/86Sr و در استاندارد JNdi-1، مقدار میانگین (%95 = conf. lim؛ 13=N) 78±5120984/0= 143Nd/144Nd است. در پایان نقشة زمین‏‌شناسی منطقه با نرم‌افزار Arc map رسم شد. همچنین، برای تفسیر داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی و رسم نمودارها از نرم‌افزارهای GCDkit و CorelDraw بهره گرفته شد.

سنگ‏‌نگاری واحدهای آتشفشانی

آندزیت: این واحد بافت پورفیریتیک با زمینة دانه‌ریز تا متوسط دارد و از 20 تا 25 درصد درشت‌بلور ساخته شده است. 15 تا 20 درصدحجمی پلاژیوکلاز (5/0 تا 2 میلیمتر)، 3 تا 5 درصدحجمی هورنبلند (2/0 تا 1 میلیمتر) و 2 تا 5 درصدحجمی بیوتیت (3/0 تا 1 میلیمتر) از درشت‌بلورهای این گروه سنگی به‌شمار می‌روند (شکل‌های 3- A، 3- B و 3- C). پلاژیوکلازها به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‌‏‌شکل‏‌دار فراوان‏‌ترین درشت‌بلورهای آندزیت‏‌ها هستند. برپایة زاویه خاموشی، پلاژیوکلازها از نوع الیگوکلاز تا آندزین هستند (شکل 3- C). در برخی پلاژیوکلازها، منطقه‏‌بندی نوسانی و بافت غربالی دیده می‏‌شود. ویژگی‏‌های بافتی در درشت‌بلورها، مانند منطقه‏‌بندی نوسانی و بافت غربالی، همگی نشان‏‌دهندة نبود تعادل شیمیایی و سریع بالا‌آمدن ماگما و کاهش ناگهانی فشار در آن هستند و نقش آلایش پوسته‏‌ای را نشان می‏‌دهند (Raymond, 2002; Javidi Moghaddam et al., 2016). زمینة این گروه سنگی دانه‌ریز و دربردارندة ترکیبات مشابه درشت‌بلورها و کانی‏‌های کدر است. این سنگ‏‌ها با شدت‏‌های گوناگون دچار دگرسانی‏‌های آرژیلیک، سریسیتی، پروپلیتیک و کربناتی شده‏‌اند. آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی این سنگ هستند (شکل 3- F). در کل، 10 تا 15 درصد پلاژیوکلازها به سرسیت و کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌ است. در برخی مقاطع 60 تا 70 درصدحجمی از هورنبلند و بیوتیت با کلریت جایگزین شده‏ است (شکل 3- A). کانی‏‌های کدر در این آندزیت‌ها، مگنتیت و به مقدار کمتر پیریت است (شکل‌های 3- G و 3- H).

 


 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی (در XPL): A) جانشینی بیوتیت و هورنبلند با کلریت در واحد بیوتیت- هورنبلند آندزیت؛ B) بلورهای بیوتیت و هورنبلند اپاکی‏‌شده در بیوتیت- هورنبلند ‏‌آندزیت؛ C) بیوتیت- هورنبلند ‏‌آندزیت با بافت پورفیریتیک؛ D) تراکی‏‌آندزیت با بافت پورفیریتیک و درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با حالت جریانی در زمینة دانه‌ریز از پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار؛ E) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در زمینة دانه‌ریز از پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، هورنبلند و بیوتیت در تراکی‏‌آندزیت؛ F) جانشینی کلسیت در هورنبلند و بلورهای ریز آپاتیت در آندزیت؛ G، H) کانی‏‌سازی پیریت و مگنتیت در آندزیت و تراکی‏‌آندزیت (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Pl: پلاژیوکلاز؛ Hbl: هورنبلند؛ Bt: بیوتیت؛ Kfs: آلکالی‌فلدسپار؛ Py: پیریت؛ Mt: مگنتیت)

 


تراکی‏‌آندزیت: این واحد بافت پورفیریتیک و میکرولیتی جریانی با زمینة دانه‌ریز و 25 تا 30 درصدحجمی درشت‌بلور است. 15 تا 20 درصدحجمی پلاژیوکلاز (5/0 تا 5/2 میلیمتر)، 3 تا 5 درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار (5/0 تا 1 میلیمتر)، 4 تا 5 درصدحجمی هورنبلند (4/0 تا 1 میلیمتر) و 3 تا 5 درصدحجمی بیوتیت (2/0 تا 4/0 میلیمتر) از درشت‌بلورهای سازندة این گروه سنگی هستند (شکل‌های 3- D، 3- E و 3- F). در تراکی‏‌آندزیت‏‌های منطقه، آلکالی‌فلدسپار بیشتر به‏‌صورت سانیدین با ماکل کارلسباد و به‏‌صورت فنوکریست تا میکرولیت دیده می‏‌شود. میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‏‌فلدسپار به‏‌همراه بیوتیت و هورنبلند سازندة زمینة سنگ هستند. آپاتیت و زیرکن نیز از کانی‏‌های فرعی به‌شمار می‌روند. 15 تا 20 درصدحجمی پلاژیوکلازها و پتاسیم‌فلدسپار‏‌ها با سرسیت و کانی‏‌های رسی جایگزین شده‏‌اند (شکل 3- D). هورنبلند و بیوتیت با کانی کدر جایگزین شده‏‌اند (شکل‌های 3- E و 3- F). در برخی نمونه‏‌ها، هورنبلند تا 80 درصدحجمی با کلسیت (شکل 3- F) و در برخی دیگر از نمونه‏‌ها، 5 تا 10 درصدحجمی بیوتیت و هورنبلند به کلریت دگرسان شده‏‌اند. فرایند اپاسیتی‌شدن روی این بلورها تأثیر بسیاری گذاشته است و در بیشتر مقطع‌ها، کمابیش یا به‏‌طور کامل، اپاکی شده‏‌اند (شکل‌های 3- B و 3- E). در آندزیت و تراکی‏‌آندزیت، درشت‌بلورهای هورنبلند و بیوتیتِ اپاسیتی‌شده نشان‏‌دهندة واکنش اکسیداسیون هستند که به نبود تعادل این کانی در محیط‏‌های آبدار و پر دما بستگی دارد (Roozbahani and Arvin, 2010, Amirteymoori et al., 2019). مگنتیت و به مقدار کمتر پیریت از کانی‏‌های کدر در واحد تراکی‏‌آندزیت، هستند. شدت دگرسانی آرژیلیک سنگ‏‌های آتشفشانی در بخش شمال‌خاوری منطقه بسیار بالاست و به‌دنبال آن، در این بخش کانی‏‌سازی غیر فلزی (کائولن) روی داده است. کوارتز، آلبیت، مسکوویت، ایلیت، ژاروسیت و آنورتوکلاز از کانی‏‌های این دگرسانی به‌شمار می‌روند (شکل‌های 4- A، 4- B و 4- C).

 

 

 

شکل 4- نتایج پراش پرتو ایکس (XRD) دگرسانی آرژیلیک در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی


 

 

زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آتشفشانی

داده‏‌های تجزیه عنصرهای اصلی و فرعی و خاکی کمیاب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در جدول 1 آورده شده‏‌اند. با توجه به دگرسانی شدید منطقه، به‌ویژه از نوع آرژیلیک، سرسیتی و پروپلیتیک، انتخاب نمونه‏‌هایی که هیچ‌گونه دگرسانی نداشته باشند بسیار دشوار بود. ازاین‌رو، برپایة بررسی‏‌های دقیق سنگ‏‌نگاری و برگزیدن بهترین نمونه‏‌ها، باز هم مقدار L.O.I. (68/2 تا 48/4 درصدوزنی) نشان می‏‌دهد دگرسانی‏‌هایی در این سنگ‏‌ها رخ داده‏‌اند.

 

 

جدول 1- تجزیه عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و خاکی کمیاب (برپایة ppm) برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی

Rock type

Andesite

Trachy-‏‌‏‌andesite

Sample No.

C2

C1

I26

I23

P12

P5

P21

Longitude

E54°29ʹ10ʺ

E54°29ʹ02ʺ

E54°29ʹ41ʺ

E54°29ʹ38ʺ

E54°30ʹ35ʺ

E54°30ʹ30ʺ

E54°30ʹ25ʺ

Latitude

N35°22ʹ58ʺ

N35°23ʹ03ʺ

N35°22ʹ42ʺ

N35°22ʹ42ʺ

N35°23ʹ25ʺ

N35°23ʹ09ʺ

N35°23ʹ27ʺ

SiO2

53.48

55.03

59.05

58.12

55.87

60.47

55.18

TiO2

0.8

0.62

0.9

0.58

0.85

0.69

0.75

Al2O3

14.68

14.13

15.87

16.88

15.41

15.51

14.93

FeOt

8.98

7.45

8.22

8.84

8.08

6.70

11.08

MnO

0.14

0.14

0.18

0.15

0.23

0.14

0.2

MgO

3.61

3.98

3.31

4.07

2.98

0.99

2.63

CaO

7.38

6.51

0.76

1.44

6.42

2.77

2.85

Na2O

3.59

3.62

3.86

2.29

4

4.01

2.73

K2O

3.28

3.39

4.17

3.31

2.64

4.38

5.02

P2O5

0.48

0.32

0.35

0.18

0.49

0.17

0.26

L.O.I.

3.21

4.48

3.24

3.98

2.68

3.94

4.09

Total

99.61

99.67

99.91

99.84

99.65

99.77

99.72

Ba

633

576

1085

365

664

602

952

Rb

62.5

70.1

97.1

98.2

59.4

105

108.8

Sr

1167.9

970.9

368.9

116.6

1005

96.5

166.4

Zr

171

127.7

225.4

209.2

227.9

251

245.6

Nb

7.1

5.6

17.8

14.2

17.6

19.7

17.9

Ni

58

30

7

29

25

18

43

Co

20.6

15.7

6.1

4.5

13.7

2.3

8

Cr

67

49

19

42

45

30

93

V

205

152

101

64

135

13

110

Ta

0.4

0.3

1.1

0.9

1.1

1.4

1

Th

8.7

5.8

10.1

7.5

8.9

7.6

13

U

2.1

1.9

2.8

2.6

2.7

2.6

3.2

Ga

17.5

16.3

19.2

19.7

19.4

19.2

19.2

La

41.7

27.6

41.9

38.5

48.8

36.5

56.2

Cs

2.1

3.8

1

1.2

1.4

0.4

0.9

Hf

4.7

3.5

5.7

5.1

5.6

8.1

6.2

Ce

79.2

53

82.5

68.9

92.7

72.6

105.4

Pr

9.59

6.13

9.1

7.61

10.74

8.72

11.91

Nd

37.9

24.1

35.1

27.6

43

34.6

46.4

Sm

7.26

4.56

7.04

4.6

8.03

7.24

8.42

Eu

2.11

1.3

1.99

1.02

2.29

1.94

2.24

Gd

5.99

4.1

5.92

3.6

6.84

6.97

6.46

Tb

0.76

0.55

0.81

0.47

0.91

1.14

0.78

Dy

4

3.08

4.51

2.39

4.85

6.93

3.93

Ho

0.73

0.62

0.81

0.43

0.83

1.53

0.76

Er

1.99

1.75

2.3

1.33

2.4

4.7

2.06

Tm

0.29

0.26

0.33

0.19

0.35

0.66

0.27

Yb

1.9

1.74

2.22

1.13

2.21

4.69

1.8

Lu

0.3

0.28

0.34

0.19

0.35

0.7

0.25

Y

19.4

17

20.4

12.6

23.8

40.2

20.9

(La/Yb)N

14.8

10.69

12.72

22.97

14.89

5.25

21.05

Eu/Eu*

0.98

0.92

0.94

0.77

0.94

0.84

0.93

(Ce/Yb)N

10.78

7.88

9.61

15.77

10.84

4

15.15

 

 

عنصرهای اصلی

در این بررسی، از عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب برای نامگذاری واحدهای آتشفشانی، شناخت سرشت و سری ماگمایی بهره گرفته شد. در این سنگ‏‌ها، مقدار SiO2 برابربا 48/53 تا 47/60 درصدوزنی و مقدار K2O+Na2O برابربا 64/6 تا 39/8 است. رده‌بندی سنگ‌های آتشفشانی برپایة اکسیدهای اصلی SiO2 دربرابر K2O+Na2O (شکل 5- A) نشان می‏‌دهد سنگ‌های آتشفشانی منطقه در دو گروه آندزیت و تراکی‏‌آندزیت جای دارند (شکل 5- A). ازآنجایی‌که عنصرهای کمیاب و فرعی کمتر دستخوش فرایندهای دگرسانی و هوازدگی می‏‌شوند، برای نامگذاری دقیق‏‌تر واحدهای آتشفشانی از نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (شکل 5- B) بهره گرفته شد. برپایة این نمودار نیز سنگ‌های آتشفشانی منطقه به دو گروه آندزیت و تراکی‏‌آندزیت رده‌بندی می‏‌شوند (شکل 5- B). این یافته‌ها با بررسی‏‌های صحرایی نیز همخوانی دارد. در نمونه‏‌های تجزیه‌شده، نسبت Ce/Yb و Ta/Yb در سنگ‌های آتشفشانی به‌ترتیب برابربا 47/15 تا 97/60 و 17/0 تا 79/0 است. در نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (شکل 5- C)، بیشتر نمونه‏‌های آندزیت و تراکی‏‌آندزیت در گسترة سری شوشونیتی جای گرفته‏‌اند و یک نمونه از تراکی‏‌آندزیت‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌بالا نشان می‏‌دهد (شکل 5- C).

 

 

 

شکل 5- نامگذاری و شناسایی سری ماگمایی واحدهای آتشفشانی منطقة رباعی. A) نامگذاری واحدهای آتشفشانی برپایة نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O (Cox et al., 1979)؛ B) رده‏‌بندی واحدهای آتشفشانی برپایة نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) شناسایی سری ماگمایی واحدهای آتشفشانی برپایة نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (Pearce, 1982)

 

 

پژوهش‏‌های پیشین دربارة کمربند ترود- چاه‌شیرین (Rashidnejad Omran, 1992; Tajeddin, 1999; Shaykhi, 2013; Niroomand et al., 2018) نشان می‏‌دهند ماگمای سازندة واحدهای سنگی در این کمربند مقدار K2O و Na2O بالایی دارند و بیشتر سرشت ماگمایی کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌بالا و شوشونیتی نشان می‌دهند. این ویژگی از ویژگی‌‏‌های آشکار فعالیت ماگمایی در کمربند ترود- چاه‌شیرین است. برای بررسی روند جدایش بلورین (تبلور تفریقی) در سنگ‏‌های آتشفشانی، تغییرات اکسیدهای عنصرهای اصلی و کمیاب در برابر SiO2 (Harker, 1909) به‌کار برده شدند (شکل 6).


 

 

 

شکل 6- ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در نمودارهای تغییرات اکسیدهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و برخی عنصرهای کمیاب (برپایة ppm) دربرابر درصدوزنی SiO2 (Harker, 1909) (نمادها همانند شکل 5 هستند)


 

 

با افزایش میزان SiO2 (افزایش روند جدایش ماگمایی)، از مقدار اکسیدهای کلسیم، آهن و فسفر و همچنین، عنصرهای کروم، نیکل، کبالت، وانادیم و استرانسیم کاسته می‏‌شود و بر میزان اکسیدهای پتاسیم، آلومینیم و عنصرهای روبیدیم و زیرکن افزوده می‏‌شود. این روندها چه‌بسا نشان‌دهندة جدایش بلورین هستند. Na2O و K2O از اکسیدهای ناسازگاری هستند که با پیشرفت فرایند جدایش، مقدار آنها در مذاب به‌جا‏‌مانده افزایش می‏‌یابد و در پایان به ساختمار فلدسپارها افزوده می‏‌شوند (Khajeh et al., 2014). در نمودار SiO2 دربرابر Na2O روند روشنی دیده نمی‌شود؛ اما در نمودار SiO2 دربرابر K2O روند افزایشی به‌خوبی دیده می‌شود. روند کاهشی CaO در سنگ‏‌های آتشفشانی پیامد تحول ترکیب پلاژیوکلازها (از کلسیک به سدیک) در هنگام تبلور ماگما دانسته می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که در پی آن با تبلور پلاژیوکلازهای کلسیک در مراحل آغازین تبلور، میزان کلسیم ماگما کاهش یافته است و با ادامه روند تبلور، بلورهای آلبیت متبلور شده‏‌اند (Morata and Aguirre, 2003, Zarasvandi et al., 2013, Khajeh et al., 2014). در نمودار SiO2 دربرابر MgO روند روشنی دیده نمی‌شود. دلیل روند کاهشی Fe2O3 نیز سازگاربودن عنصر آهن هنگام جدایش ماگمایی است که در کانی‏‌های مافیک جای می‏‌گیرند. همچنین، روند کاهشی P2O5 شاید پیامد پیدایش کانی‏‌های فرعی مانند آپاتیت باشد (Hermann, 2002). همخوانی منفی عنصرهای سازگار کروم، نیکل و کبالت نیز نشانة تمرکز و افزوده‌شدن این عنصرها به ساختار کانی‏‌های الیوین و پیروکسن در هنگام روند جدایش ماگمایی است. به‌علت ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، عنصر وانادیم معمولاً در ساختار کانی‏‌های آهن و منگنزدار (مانند: هورنبلند، بیوتیت و مگنتیت) جای می‏‌گیرد. غلظت عنصر استرانسیم بیشتر با بلورهای پلاژیوکلاز، کنترل می‏‌شود؛ زیرا Sr در پلاژیوکلازها آسان‏‌تر از کانی‏‌های کلسیم‏‌دار دیگر، جانشین Ca می‏‌شود (Mason and Moore, 1982; Teimouri et al., 2018). با افزایش SiO2، عنصر Zr روند افزایشی نشان می‌دهد؛‌ زیرا زیرکنیم در محصول پایانی جدایش به‌فراوانی یافت می‏‌شود و به‌علت شعاع یونی بزرگ به ساختار کانی‏‌های سنگ‏‌ساز رایج افزوده نمی‏‌شود (Ahmadi Khalaji et al., 2015). روند افزایشی Rb پیامد آلایش مواد پوسته‏‌ای دانسته می‌شود. در برخی از این نمودارها، ترکیب برخی نمونه‏‌ها از روند تحولی انحراف دارد که چه‌بسا پیامد تغییرات این عنصرها در هنگام فرایندهایی مانند دگرسانی یا آلایش و آلودگی ماگمایی سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه با مواد پوسته‏‌ای باشد (Delavari et al., 2017).

 

عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب

عنصرهای خاکی کمیاب (REE) کمتر از دیگر عنصرها دچار هوازدگی و دگرسانی گرمابی می‏‌شوند. ازاین‌رو، الگوی فراوانی آنها خاستگاه سنگ‏‌ها را نشان می‌دهد (Rollinson, 1993; Boynton, 1985). شکل‌های 7- A و 7- B به‌ترتیب نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1985) و همچنین، نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی را نشان می‏‌دهند. در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب برای سنگ‏‌های آتشفشانی بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 7- A)، عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی بیشتری نشان می‏‌دهند. همچنین، HREE یک روند کمابیش هموار دارند (شکل 7- A). این روندِ غنی‏‌شدگیِ عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) نشان‏‌دهندة ماگماهای پهنة فرورانش است (Wilson, 1989; Gill, 1981; Asiabanha et al., 2012). مقدار نسبت Eu/Eu* در آندزیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌های منطقة رباعی به‌ترتیب برابربا 92/0 تا 98/0 و 77/0 تا 94/0 است. وجود ناهنجاری‏‌های منفی اندک در Eu نشان‏‌دهندة حضور کم پلاژیوکلاز در خاستگاه ماگما و شرایط اکسیدان‏‌ ماگما (آلودگی کمتر با پوستة قاره‏‌ای) است (Tepper et al, 1993). نسبت (La/Yb)N در آندزیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌های منطقة رباعی به‌ترتیب برابربا 69/10 تا 8/14 و 25/5 تا 97/22 است (جدول 1). این مقدارهای کم در همة نمونـه‏‌هـا، به‌همـراه الگوی عنصرهای REE پیامد نبود گارنت در خاستگاه ماگماست. نسبت (Ce/Yb)Nنشان‏‌دهندة ژرفا و میزان ذوب سنگ مادر است. این نسبت در آندزیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌ها منطقة رباعی به‌ترتیب برابربا 78/7 تا 78/10 و 4 تا 77/15 است (جدول 1). این مقدار گویای اینست که ماگما از بخش‌‏‌های بالایی گوشته خاستگاه گرفته و از محدودة پایداری گارنت دور بوده است (Cotton et al., 1995).

 

 

شکل 7- ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در: A) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1985)؛ B) نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 


در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 7- B) برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه با ترکیب حد واسط، غنــی‏‌شــدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE؛‌ مانند: K، Cs،‌ Rb و Ba) و تهی‏‌شدگی از عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE؛ مانند: Nb و Ti) دیده می‏‌شوند (شکل 7- B). این تغییرات در مقدار عنصرهای خاکی کمیاب سبک و سنگین از ویژگی‏‌های شناخته‌شدة ماگماهای پهنة فرورانش اسـت (Wilson, 1989). بی‏‌هنجـاری منفـی Ti ، P و Nb بـه جدایش آپاتیت، تیتانومگنتیت، روتیل، ایلمنیت و پرووسـکیت (Reagan and Gill, 1989) و آغشــتگی ماگمــا بــا مــواد پوسته‏‌ای (Zhou et al., 2009) هنگام بالاآمدن ماگما و جـایگزینی آن در پهنه‌های فـرورانش مربـوط است (Kaygusuz and Aydınçakır, 2009; Lin et al., 2012; Mirnejad et al., 2013).

 

ایزوتوپ‏‌های Rb- Sr و Sm- Nd

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ایزوتوپ‏‌هـای رادیوژنیـک Rb-Sr و Sm-Nd سنگ آتشفشانی (آندزیت) در جدول 2 آورده شد‌ه‌اند. مقدارهای 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd اولیة نمونه‏‌ها برای سن 50 میلیون سال پیش (که برپایة داده‏‌های سن‌سنجی U-Pb زیرکن در آزمایشگاه آریزونا آمریکا به‏‌دست آمده است) به‌دست آورده شدند. این مقدارها برای آندزیت به‌ترتیب برابر با 704445/0 و 512691/0 است. میزان ایزوتوپ‏‌های اولیه εNd)i) در نمونة یادشده برابربا 29/2 است (جدول 2).

 

 

جدول 2- داده‏‌های ایزوتوپ‏‌های Rb- Sr و Sm- Nd آندزیت در منطقة رباعی (خطای 2 سیکما)

Sample No.

Sr

ppm

Rb

ppm

87Rb/86Sr initial

87Rb/86Sr

Erro (2s)

87Sr/86Sr initial

87Sr/86Sr Measured

Erro

(2s)

Andesite

1168

62.5

0.144

0.155

0.004

0.7044

0.7045

0.000024

Sample No.

Sm ppm

Nd ppm

147Sm/144Nd

Erro (2s)

143Nd/144Nd Measured

143Nd/144Nd initial

Erro (2s)

ԐNd(i)

Andesite

7.26

39.7

0.116

0.006

0.51272

0.512691

0.000015

2.29

 

 

مقدار 87Sr/86Sr ، 143Nd/144Nd اولیه و میزان ایزوتوپ‏‌های اولیه εNd)i) آندزیت نشان‏‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای در پهنه‌های فرورانش است. نسبت‏‌های ایزوتوپی εNd)i) منفی نشان‏‌دهندة ویژگی‏‌های مذاب پوسته‏‌ای و εNd)i) مثبت نشان‏‌دهندة ویژگی‏‌های مذاب گوشته‏‌ای است (Kemp et al., 2007; Yang et al., 2007; Li et al., 2011). در نمودار 87Sr/86Sr اولیه دربرابر εNd)i) (شکل 8) نمونة آندزیت در منطقة گوشته و مرز میان بازالت‏ جزیره‌های کمانی و بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی مایل به بازالت‏‌ جزیره‌های کمانی جای گرفته است (شکل 8). خاستگاه ماگما از گوة گوشته‏‌ای بالای صفحة فرورانده است. برپایة داده‏‌های ایزوتوپی، ماگمای مادر آندزیت از گوشتة تهی‏‌شده پدید آمده و دچار کمترین آلودگی پوسته‏‌ای در هنگام تبلوربخشی شده است.

 

 

 

 

شکل 8- ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در نمودار 87Sr/86Sr اولیه دربرابر εNd)i). منابع: آداکیت‏‌های جداشده از ذوب صفحة فرورو (Defant et al., 1992; Kay and Kay, 1993; Sajona et al., 2000; Aguillón-Robles et al., 2001)؛ آداکیت‏‌های جدا‏‌شده از پوستة ضخیم زیرین (Atherton and Petford, 1993; Muir et al., 1995; Petford and Atherton, 1996)؛ MORB یا بازالت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی؛ DM یا گوشتة تهی‏‌شده؛ OIB یا بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی؛ IAB یا بازالت‏‌های جزیره‌های کمانی (Zindler and Hart, 1986)؛ EMI و EMII که دو نوع از سازنده‌های پایانی گوشته هستند (Hou et al., 2011)

 

 


بحث

جایگاه زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی: معمولاً آندزیت‏‌ها، تراکی‏‌آندزیت‏‌ها، داسیت‏‌ها و ریولیت‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی یافت می‏‌شوند؛ اما بیشتر آنها در پهنه‏‌های فرورانش (جزیره‌های کمانی و مرز فعال قاره‏‌ای) هستند و ترکیب آنها در این‏‌گونه پهنه‏‌ها با فرایندهای درون مرزهای همگرا بستگی دارد (Gill, 2010). برپایة مقدار عنصرهای Nb، Hf و Th در نمودار سه‏‌تایی، جایگاه زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه، پهنة آتشفشانی مرز قاره‏‌ای (CBA) است (شکل 9- A). در نمودار Zr دربرابر Nb/Zr)N)، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه در پهنه فرورانش جای گرفته‏‌اند (شکل 9- B). نشانه‌هایی مانند ناهنجاری منفی Nb و غنی‏‌شدگی عنصرهای LILE دربرابر HFSE نیز درستی این نکته را نشان می‌دهد.

برای شناسایی نوع کمان آتشفشانی نمودار Zr دربرابر Zr/Y (شکل 9- C) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، همة واحدهای آتشفشانی در بخش کمان‏‌های قاره‏‌ای جای گرفته‏‌اند (شکل 9- C). کمان‏‌های قاره‏‌ای دربرابر کمان‏‌های اقیانوسی از SiO2 سرشار‏‌تر هستند و ناهنجاری مثبت‏‌تری از عنصرهای K، Rb و U نشان می‏‌دهند (Stern, 2002). این شرایط در سنگ‌های آتشفشانی منطقة رباعی دیده می‌شود و سرشت آنها با کمان قاره‏‌ای همخوانی دارد.

 

 

 

شکل 9- ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در: A) نمودار سه‏‌تایی Hf-Th-Nb (Wood, 1980)؛ B) نمودار شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی برپایة نمودار Zr دربرابر Nb/Zr)N) (Thieblemont and Tegyey, 1994)؛ C) نمودار تعیین نوع کمان آتشفشانی برپایة Zr دربرابر Zr/Y (Pearce, 1983) (CBA: بازالت‏‌های مرز قاره‏‌ای؛ IAT: توله‌ایت‏‌ جزیره‏‌های کمانی؛ WPA: آندزیت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای؛ WPT: توله‏‌ایت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای؛ MORB: بازالت‏‌های پشته‏‌های میان‌اقیانوسی)

 

 

خاستگاه سنگ‏‌های آتشفشانی: در پهنه‏‌های فرورانش، ماگماها چه‏‌بسا از ذوب گوة گوشته‏‌ای، ورقة اقیانوسی فرورو، رسوب‏‌های روی ورقة اقیانوسی فرورو، پوسته‏‌ای قاره‏‌ای یا ترکیبی از روش‏‌های یادشده، به‏‌همراه فرایندهای جانشینی، هضم و آلایش پدید می‏‌آیند (Martin et al., 2005). برپایة نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 10- B)، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه در مرز فعال قاره‏‌ای پدید آمده‌اند. بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة شوشونیتی و یک نمونه در محدودة کالک آلکالنِ پیشنهادیِ McCulloch و Gamble (1991) جای گرفته‏‌اند. این ویژگی با خاستگاهی با ترکیب گوشته دگرنهاد‌شده همخوانی دارد (شکل 10- A). نسبت بالای Th/Yb چه‌بسا ویژگی خاستگاهی باشد که در پی غنی‏‌شدگی هنگام فرورانش و یا غنی‏‌شدگی وابسته به آلایش پوسته، یا هر دو فرایند، دگرنهاد شده است (Kuscu and Geneli, 2010).

دربارة سنگ‏‌های این منطقه، برای شناخت نقش سیال‏‌های برخاسته از پهنة فرورانش و دگرنهادشدة وابسته به رسوب‌های فرورو از نمودار دوتایی Th/Nd دربرابر Ba/La بهره گرفته شد (Shaw, 1970). نسبت Ba/La برای بازالت‏‌های پشتة میان اقیانوسی نوع مورب غنی‏‌شده (E-MORB) برابر با 10 تا 15، برای نوع تهی‏‌شده (N-MORB) نزدیک به 4 تا 10 و برای مرزهای واگرا بیشتر از 15 است (Wood, 1980). این نسبت در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی برابربا 10 تا 21 است. این مقدار نشانة غنی‏‌شدگی گوشته با سیال‏‌های برآمده از پهنة فرورانش است (شکل 10- B).

 

 

 

شکل 10- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)؛ B) نمودار Th/Nd دربرابر Ba/La (Shaw, 1970)

 

 

برپایة نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y، نمونه‏‌ها روند غنی‏‌شدگی در پهنه‏‌های فرورانشی را نشان می‏‌دهند (شکل 11- A). هر اندازه نسبت Th/Y در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه بیشتر باشد نشان‏‌دهندة اینست که گوشته به مقدار بیشتری تحت‌تأثیر تیغه فرورو بوده است (Kuscu and Geneli, 2010). همچنین، در نمودار YbN دربرابر (La/Yb)N، بیشتر نمونه‏‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن نشان می‌دهند و سرشت آداکیتی ندارند (شکل 11- B). ماگماهای کالک‏‌آلکالن در پهنة فرورانش، معمولاً در پی ذوب‏‌بخشی پریدوتیت گوة گوشته‏‌ای پدید می‏‌آیند که دچار سیال‏‌های آزادشده از صفحة اقیانوسی فرورو باشد؛ اما ماگماهای آداکیتی از ذوب‏‌بخشی خود صفحة اقیانوسی فرورو پدید می‏‌آیند (Tatsumi and Takahashi, 2006). برای شناخت روند غنی‏‌شدگی عنصری سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در ارتباط با پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی از نمودار Nb/Y دربرابر Rb/Y بهره گرفته شد (شکل 11- C). همان‏‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود تغییرات Rb و Nb در سنگ‏‌های این منطقه پیامد غنی‏‌شدگی در پهنة فرورانش یا آلایش پوسته‏‌ای هستند (شکل 11- C). گفتنی است در پهنه‏‌های درون‌صفحه‏‌ای، روند غنی‏‌شدگی متفاوت است و از روند خط Rb/Nb=1 پیروی می‏‌کند (Edwards et al., 1991). برای آشـکارترکـردن نقـش آلایش پوسـته‏‌ای در پیدایش سنگ‏‌های منطقه، نمـودار Rb دربرابـر Ba/Rb به‏‌کار برده شد (Askren et al, 1999). همان‏‌گونه‌کـه درشکل 11- D دیده می‏‌شـود، سـنگ‏‌هـای منطقة رباعی روند آلایش با پوستة بالایی را نشان می‏‌دهند.

 

 

 

شکل 11- شناسایی خاستگاه و غنی‏‌شدگی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی در: A) نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y (Alici et al., 2002)؛ B) نمودار YbN در برابر (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Edwards et al., 1991)؛ D) نمـودار Rb در برابـر Ba/Rb (Askren et al, 1999)

 

 

سنگ‏‌های آندزیت و تراکی‏‌آندزیت ویژگی‏‌های ماگماهای فرورانشی را نشان می‏‌دهند. دامنة فراوانی عنصرهای سازگار این سنگ‏‌ها نشان می‌دهد این سنگ‏‌ها مستقیماً از گوشته پدید نمی‌آیند. همچنین، میزان دامنه SiO2 آنها با پیدایش آنها از خاستگاه تنها پوسته‏‌ای همخوانی ندارد.

در پهنه‏‌های فرورانشی، سنگ‏‌های آندزیتی و تراکی‏‌آندزیتی از خاستگاه‌های گوناگونی مانند ذوب پوستة اقیانوسی فرورو، ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‏‌ای زیرین، تحول ماگماهای مافیک جدایش‌یافته از گوشته دگرنهادشده هنگام رویداد فرایندهای AFC (Assimilation Fractionation contamination) و MASH (Melting- Assimilation- Storage- Homogenization) پدید می‌آیند (Gill, 1981).

دامنة SiO2 در سنگ‏‌های آندزیتی و تراکی‏‌آندزیتی برابربا 52 تا 61 درصدوزنی است. ماگماهای با این میزان دامنة SiO2 از خاستگاه پوستة قاره‏‌ای زیرین و پوستة اقیانوسی فرورو پدید نمی‌آیند. همچنین، ماگماهای با خاستگاه پوستة اقیانوسی فرورو ویژگی‏‌های آداکیتی نشان می‏‌دهند؛ اما سنگ‏‌های این منطقه این ویژگی را ندارند. ازاین‌رو، سنگ‏‌های آندزیتی و تراکی‏‌آندزیتی بررسی‏‌شده چه‌بسا از تحول ماگماهای گوشته‏‌ای هنگام رویداد فرایندهای AFC و MASH پدید آمده‌اند. این چنین خاستگاهی برای بیشتر سنگ‏‌های آندزیتی در پهنه‏‌های فرورانشی پیشنهاد شده است (Kelemen et al., 1993; Ginibre and Worner, 2007).

 

برداشت

سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة رباعی شامل دو گروه آندزیت و تراکی‏‌آندزیت هستند. بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند سرشت ماگمای این سنگ‏‌ها بیشتر شوشونیتی است و یک نمونه نیز کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالاست (که شاید پیامد فرایند دگرسانی در منطقه باشد). غنی‏‌شدگی از عنصرهای LREE نسبت به HREE و عنصرهای LILE نسبت به HFSE و نیز مقدار عنصرهای Nb، Yb، Th، Rb و Y نشان می‏‌دهند جایگاه زمین‌ساختی پیدایش مذاب آنها، پهنة فرورانش است. برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی یادشده برای این سنگ‏‌ها، ماگمای مادر آنها از گوشتة دگرنهادشده، همراه با فرایندهای فرورانش وابسته به مرز فعال قاره‏‌ای پدید آمده است. ماگمای پدیدآمده، در پوستة زیرین و هنگام گذر از پوستة بالایی، دچار فرایندهای جدایش بلورین و آلایش و شاید آمیختگی ماگمایی شده است. مقدار 87Sr/86Sr، 143Nd/144Nd اولیه و εNd)i) در آندزیت نشان‏‌دهندة خاستگاه گوشتة تهی‏‌شده در پهنه‌های فرورانش است. ماگماتیسم کالک‏‌آلکالن تا آلکالن کمربند ترود- چاه‌شیرین در آغاز ائوسن تا الیگوسن پایانی رخ داده ‏‌است. این رویداد به فرورانش شمال تا شمال‌خاوری خردقاره ایران مرکزی به زیر صفحة اوراسیا (صفحه توران) مربوط است.

 

سپاس‌گزاری

این پروژه با پشتیبانی مالی دانشگاه فردوسی در ارتباط با طرح پژوهشی شماره 3/42842، به تاریخ 10/3/1396، انجام شده است. نگارندگان از مهندس احسان عزیزیان و از شرکت زمین‌پویان فراز آسیا برای همکاری در انجام بازدید صحرایی و در اختیار گذاشتن داد‏‌ه‌های منطقه سپاس‌گزارند.


 

References

Aguillón-Robles, A., Caimus, T., Bellon, H., Maury, R. C., Cotton, J., Bourgois, J. and Michaud, F. (2001) Late Miocene adakites and Nb-enriched basalts from Vizcaino Peninsula, Mexico: indicators of East Pacific Rise subduction below southern Baja California. Geology 29(6): 531–534.
Ahmadi Khalaji, A., Tahmasbi, Z., Rahmani, S. and Basiri, S. (2015) The geochemical and tectonic characteristics of the volcanic rocks in the east of Nahavand area (Sanandaj-Sirjan zone). Iranian Journal of Petrology 6(23): 1-26 (in Persian).
Alavi, M. and Houshmandzadeh, A. (1977) Geological map of Trud region, Scale 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran.
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). Volcanology and Geothermal Research 115: 487- 510.
Amirteymoori, N., Mohammadi, S. S. and Nakhaei, M. (2019) Petrography, Geochemistry and tectonomagmatic setting of Tertiary volcanic rocks in Ebrahim Abad area (southwest of Gazik, Southern Khorasan). Iranian Journal of Petrology 10(37): 53-74 (in Persian).
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. Asian Earth Sciences 45(1): 79–94.
Askren, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1999) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuffs of the Western USA. Petrology 38: 1021-1046.
Atherton, M. P. and Petford, N. (1993) Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust. Nature 362(6423): 144–146.
Badozadeh Kanrish, H. (2011) Investigation of ore mineralization Robaie-Fe Damaghan based on Petrography and Geochemistry studies. M.Sc. thesis, University of Damghan, Damghan, Iran (in Persian).
Boynton, W. V. (1985) Cosmochemistry of the rareearth elements: Meteorite studies, In Rare Earth Element Geochemistry. Elsevier, Amsterdam.
Cotton, J., Le Dez, A., Bau, M., Caroff, M., Maury, R. C., Dulski, P., Fourcade, S., Bohn, M. and Brousse, R. (1995) Origin of anomalous rare earth element and yttrium enrichments in subaerially exposed basalts, evidence from French Polynesia. Chemical Geology 119(1-4): 115-138.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks, Allen and Unwin, London, UK.
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., Jackson, T. E., Drummond, M. S., De Boer, J. Z., Bellon, H., Feigenson, M. D., Maury, R. C. and Stewart, R. H. (1992) The geochemistry of young volcanism throughout western Panama and southeastern Costa Rica: an overview. Geological Society 149 (4): 569-579.
Delavari, M., Dolati, A. and Alipoorian, E. (2017) Geochemistry of volcanic rocks from the south of Gazik (east of Birjand): implications for the evolution of Sistan Ocean (eastern Iran). Iranian Journal of Petrology 8(31): 21-42 (in Persian).
Edwards, C., Menzies, M. and Thirwall, M. (1991) Evidence from Muriah, Indonesia, for the interplay of supra- subduction zone and intraplate processes in the genesis of potassic alkaline magmas. Petrology 32: 555-592.
Fard, M. and Rastad, E. (2001) Characteristics of rhyolites in the southern part of Torud-Chahshirin volcano-plutonic complex and their relation to epithermal gold-base metal mineralization at Gandy mining area. 20th Symposium on Geosciences, Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).
Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, Berlin.
Gill, R. (2010) igneous rocks and processes. Wiley-Blackwell, Hoboken, New Jersey.
Ginibre, C. and Worner, G. (2007) Variable parent magmas and recharge regimes of the Parinacota magma system (N. Chile) revealed by Fe, Mg and Sr zoning in plagioclase. Lithos 98: 118-140.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.
Hermann, J. (2002) Allanite: thorium and light rare earth element carrier in subducted crust. Chemical
Geology 192: 289-306.
Hou, Z. Q., Zhang, H., Pan, X. and Yang, Z. (2011) Porphyry Cu (-Mo-Au) deposits related to melting of thickened mafic lower crust: examples from the eastern Tethyan metallogenic domain. Ore Geology Review 39(1-2): 21-45.
Houshmandzadeh, A. R., Alavi Naini, M. and Haghipour, A. A. (1978) Evolution of geological phenomenon in Torud area. Geological Survey of Iran, Tehran.
Imamjome, A., Rastad, E., Bouzari, F. and Rashidnezhad, N. (2009) An introduction to individual disseminated veinlet and vein mineralization system of Cu (Pb-Zn) in the Chah Messi and Ghole Kaftaran mining district, eastern part of the Troud-Chah Shirin magmatic arc. Geoscience 18: 112-125.
Javidi Moghaddam, M., Karimpour, M.H., Ebrahimi Nasrabadi, K., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Haidarian Shahri, M.R. (2016) Petrology and geochemistry of volcanic rocks of Cheshmeh Khuri and Shekasteh Sabz areas, Khur, northwest of Birjand. Iranian Journal of Petrology 7(27): 125-146 (in Persian).
Kay, R. W. and Kay, S. M. (1993) Delamination and delamination magmatism. Tectonophysics 219(1-3): 177-189.
Kaygusuz, A. and Aydınçakır, E. (2009) Mineralogy, whole-rock and Sr–Nd isotope geochemistry of mafic microgranular enclaves in Cretaceous Dagbasi granitoids, Eastern Pontides, NE Turkey: Evidence of magma mixing, mingling and chemical equilibration. Chemie der Erde-Geochemistry 69(3): 247–277.
Kelemen, P. B., Shimizu, N. and Dunn J. T. (1993) Relative depletion of niobium in some arc magmas and the continental crust: Partitioning of K, Nb, La and Ce during melt/rock reaction in the upper mantle. Earth and Planetary Science Letters 120(1993): 111-133.
Kemp, A. I. S., Hawkesworth, C. J., Foster, G. L., Paterson, B. A., Woodhead, J. D., Hergt, J. M., Gray, C. M. and Whitehouse, M.J. (2007) Magmatic and crustal differentiation history of granitic rocks from hafnium and oxygen isotopes in zircon. Science 315(5811): 980-983.
Khajeh, A., Pourmoafi, S.M. and Mohammadi, S.S. (2014) Geochemistry and Tectonic setting of Tertiary volcanic rocks in north of Khusf (East of Iran). Iranian Journal of Petrology 5(19): 107-122 (in Persian).
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. Earth Sciences 99(3): 593- 621.
Li, J. X., Qin, K. Zh., Li, G. M., Xiao, B., Chen, L. and Zhao, J. X. (2011) Post-collisional orebearing adakitic porphyries from Gangdese porphyry copper belt, southern Tibet: Melting of thickened juvenile arc lower crust. Lithos 126(3-4): 265–277.
Lin, I. J., Chung, S. L., Chu, C. H., Lee, H. Y., Gallet, S., Wu, G., Ji, J. and Zhang, Y. (2012) Geochemical and Sr-Nd isotopic characteristics of Cretaceous to Paleocene granitoids and volcanic rocks, SE Tibet: petrogenesis and tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences 53: 131–150.
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 forcrustal evolution. Lithos 79: 1- 24.
Mason, B. H. and Moore, C. B. (1982) Principles of geochemistry. 4th edition, Wiley Publication, New York, US.
McCulloch, M. T. and Gamble, J. A. (1991) Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism. Earth and Planetary Science Letters 102(3): 358-374.
Mehrabi, B. and Ghasemi, M. S. (2012) Intermediate sulfidation epithermal Pb-Zn-Cu (±Ag-Au) mineralization at Cheshmeh Hafez deposit, Semnan province, Iran. Geology Society India 80: 563-578.
Mirnejad, H., Lalonde, A. E., Obeid, M. and Hassanzadeh, J. (2013) Geochemistry and petrogenesis of Mashhad granitoids: An insight into the geodynamic history of the Paleo-Tethys in northeast of Iran. Lithos 170–171: 105–116.
Moradi, S. (2010) Investigation of Gold mineralization in the Baghu area, southeast of Damghan. M.Sc. thesis, University of Damghan, Damghan, Iran (in Persian).
Morata, D. and Aguirre, L. (2003) Extensional lower Cretaceous volcanism in the Coastal Range (29°20´-30°S), Chile: geochemistry and petrogenesis. South American Earth Sciences 16: 459-476.
Muir, R. J., Weaver, S. D., Bradshaw, J. D., Eby, G. N. and Evans, J. A. (1995) Geochemistry of the Cretaceous separation point batholith, New Zealand: granitoid magmas formed by melting of mafic lithosphere. Geology 152(4): 689-701.
Nahidifar, L., Fardoot, F. A. and Rezai, M. (2014) Mineralogy, Geochemistry and Genesis of Dian Copper Deposit (South Damghan). M.Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Niroomand, S., Hassanzadeh, J., Tajeddin, H. A. and Asadi, S. (2018) Hydrothermal evolution and isotope studies of the Baghu intrusion‐related gold deposit, Semnan province, north‐central Iran. Ore Geology Reviews 95: 1028-1048.
Nogol Sadat, M. and Alavi, A. (1993) Geological map of Moalleman 1: 100000. Geological Survey of Iran, Tehran.
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. L.( Shiva Publications: 230-249. Nantwich, Cheshire, UK.
 Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525-548. John Wiley and Sons, New York.
Petford, N. and Atherton, A. (1996) Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: the Cordillera Blanca batholith, Peru. Petrology 37(6): 1491-1521.
Rashidnejad-Omran, N. (1992) Petrology and magmatic evolution of igneous rocks in the Baghou and its relation to gold mineralization. M.Sc. Thesis, University of Tarbiat Moalem, Tarbiat Moalem, Iran (in Persian).
Raymond, L. A. (2002) The study of igneous sedimentary and metamorphic rocks. 2nd edition, McGrawHill, New York.
Reagan, M. K. and Gill, J. B. (1989) Coexisting calcalkaline and high niobium basalts from Turrialba volcano, Costa Rica: implication for residual titanates in arc magma source. Geophysical Research 94(B4): 4619-4633.
Rohbakhsh, P., Karimpour, M. H. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2018) Geology, mineralization, geochemistry and petrology of intrusive bodies In Kuh-Zar CU-Au deposit, Damghan. Economic Geology 10(1): 1-23.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, Wiley, New York.
Roozbahani, L. and Arvin, M. (2010) Petrography, geochemistry and petrogenesis of rhyolitic and andesitic rocks of Nasir- Abad area, SW of Rayen, Kerman. Iranian Journal of Petrology 1(2): 1-16 (in Persian).
Sajona, F. G., Naury, R. C., Pubellier, M., Leterrier, J., Bellon, H. and Cotton, J. (2000) Magmatic source enrichment by slab-derived melts in a young post-collision setting, central Mindanao (Philippines). Lithos 54(3): 173-206.
Shamanian, G. H., Hedenquist, J. W., Hattori, K. H. and Hassanzadeh, J. (2004) The Gandy and Abolhassani Epithermal Prospects in the Alborz Magmatic Arc, Semnan Province, Northern Iran. Economic Geology 99: 691-712.
Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anataxis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34(2): 237–243.
Shaykhi, H. (2013) Geology, alteration and gold genesis in Baghu deposit, Damghan. M.Sc. thesis, University of Damghan, Damghan, Iran (in Persian).
Shiri, Z. (2013) Geology, Mineralogy, Geochemistry and Genesis of Anaru Zinc (Lead), south of Damghan. M.Sc. Theses, University of Damghan, Damghan, Iran (in Persian).
Stern, R. J. (2002) Subduction zones. Reviews of Geophysics 40(4): 1-38.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A.D. and Norry, M.J.) Special Publications 42: 313-345. Geological Society, London.
Tajeddin, H. (1999) Geology, mineralogy, geochemistry and genesis of Darestan gold occurrences, South Damghan. M.Sc. thesis, University of Tarbiat Modarres, Tehran, Iran (in Persian).
Tatsumi, Y. and Takahashi, T. (2006) Operation of subduction factory and production of andesite. Mineralogical and Petrological Sciences 101(1): 145–153.
Teimouri, S.S., Ghasemi, H. and Asiabanha, A. (2018) The role of crustal contamination and differentiation in the formation of the Eocene volcanic rocks in Jirande area (Northwest of Qazvin). Iranian Journal of Petrology 9(33): 71-90 (in Persian).
Tepper, J. H., Nelson, B. K., Bergantz, G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, North Cascades, Washington: generation of calc-alkalinegranitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113(3): 333–351.
Thieblemont, D., Tegyey, M., (1994) Geochemical discrimination of differentiated magmatic rocks attesting for the variable origin and tectonic setting of calc-alkaline magmas, Comptes Rendus De L Academie Des Sciences Serie II 319: 87-94
Whitney, D. L. and Evans, B. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185–187.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Chapman and Hall, London.
Winchester, J. A., Floyd, P. A. (1997) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation protextures and setting of VMS mineralisation in the Pilbara ducts using immobile elements. Chemical Geology 20 (1977): 325 –344.
Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth Planetary Science Letter 50: 11– 30.
Yang, J. H., Wu, F. Y., Wilde, S. A., Xie, L. W., Yang, Y. H. and Liu, X. M. (2007) Tracing magma mixing in granite genesis, in situ U-Pb dating and Hf-isotope analysis of zircons. Contribution to Mineralogy and Petrology 153(2): 177-190.
Zarasvandi, A., Pourkaseb, H., Saki, A. and Karevani, M. (2013) Investigation of petrology and geochemistry of volcanic rocks in the Kasian area, northeast of Khorramabad. Iranian Journal of Petrology 4(14): 39-50 (in Persian).
Zhou, M. F., Zhao, J. H., Jiang, C. Y., Gao, J. F., Wang, W. and Yang, S. H. (2009) OIB-like, heterogeneous mantle sources of Permian basaltic magmatism in the western Tarim Basin, NW China: implications for a possible Permian large igneous province. Lithos 113(3-4): 583–594.
Zindler, A. and Hart, S. (1986) Chemical geodynamics. Review of Earth and Planetary Science 14: 493-571.
Zolfaghari, S. (1998) Petrology of Eocene volcanic rocks of Moaleman region, Damghan. M.Sc. Thesis, University of Islamic Azad, Tehran, Iran (in Persian).
 

Files

History

  • Receive Date: 20 November 2019
  • Revise Date: 10 March 2020
  • Accept Date: 25 March 2020

Share

How to cite

Statistics