Geochemistry of basaltic rocks of Meshkin- Rasht Abad area (North of Zanjan)

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of geoloy, Faculty of earth science, Bu-Ali Sina university, Hamedan.Iran

2 Department of Geology, Faculty of Sciences, Bu-Ali Sina University, Hamadan,Iran

3 Department of Geology, Faculty of Earth sciences, University of Bu-Ali Sina, Hamedan,Iran

Abstract

The Meshkin-Rasht Abad area is a small part of the western Alborz-Azarbaijan magmatic belt (AAMB). Field investigations reveal that andesitic-basalt rocks are the dominant rock units of the area with high-K calc-alkaline to shoshonitic affinities. On the basis of geochemical features all rocks are enriched in light rare earth elements (LREE), large ion lithophile elements (LILE) and have positive anomalies of Pb, U and Cs and Ti, Sr and Nb negative anomalies. These volcanic rocks have the criteria of active continental margin arcs on tectonomagmatic discrimination diagrams. Geochemical data, including low amounts of Cr, Ni, V, and Zr/Nb ratio suggest the enriched mantle source (lithospheric mantle) for the rocks under study. Moreover, the diagrams of the ratio of highly incompatible elements indicate the effect of slab-derived fluids on the magma generation. The Ce/Pb low value as well as various geochemical diagrams demonstrate that the magma is possibly contaminated by continental derived-crustal materials.

Keywords

Main Subjects

Full Text

جریان‏‌‏‌های گدازه مافیک و حد واسط در برخی واحد‏‌های زمین‏‌شناسی در شمال‏‌باختر ایران در کمربند کوهزایی نئوتتیس گسترده شده‏‌اند (Kheirkhah et al., 2009, 2013; Neill et al., 2013, 2015; Shafaii Moghadam et al., 2014; Azizi et al., 2014; Yousefi et al., 2017; Sugden et al., 2019; Fazlnia, 2019).

این پهنه در پی همگرایی صفحة عربی- آفریقایی و صفحة اوراسیا، برخورد چندین بلوک قاره‏‌ای و در ادامه، فرورانش اقیانوس تتیس به زیر اوراسیا پدید آمده است. ماگماتیسم مرتبط با فرورانش در حاشیة اوراسیا در کرتاسه آغاز شده و با فرورانش صفحة عربی در پالئوسن ادامه یافته است و پس از آن برخورد تا کنون ادامه داشته ‏‌است (Moritz et al., 2016). ماگماتیسم سنوزوییک در مرز فعال قاره‌ای در ایران در مناطق البرز، ارومیه- دختر و سنندج- سیرجان روی داده است. این ماگماتیسم در پالس‏‌‏‌های زمانی و مکانی گوناگون، سنگ‏‌‏‌های ماگمایی با ویژگی‏‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی گوناگون پدید آورده است؛ اما ارتباط میان پالس‏‌‏‌های ماگمایی سنوزوییک در شمال‏‌باختری ایران و فرورانش نئوتتیس، لایه‏‌لایه‏‌شدگی، برخورد و شکست تختة فرورو به‌طور قطعی شناخته نشده است (Shafaii Moghadam et al., 2018). افزون‌بر این، دربارة سازوکار دقیق پیدایش و جایگیری مذاب ‏‌گوشته‏‌ای نیز شبه‌هایی وجود دارد (Fazlnia, 2019). به باور برخی پژوهشگران، هنوز ذوب تختة فرورو و یا پوستة زیرین ادامه دارد (مانند: Azizi et al., 2014; Lechmann et al., 2018)؛ اما بیشتر پژوهشگران استدلال‏‌‏‌های دیگری دارند. برای نمونه، ترکیب صفحة شکسته نئوتتیس و گوشتة بالاآمده (Allen et al., 2013; Fazlnia and Kouzekoulani; 2012; Keskin, 2003; Kheirkhah et al., 2009; Neill et al., 2013, 2015; Shafaii Moghadam et al., 2014; Özdamar et al., 2017)، تضاد ضخامت سنگ‏‌کر‏‌ه‌ای (Sugden et al., 2019)، ذوب‏‌شدگی در منطقه و ژرفای تجزیة آمفیبول‏‌‏‌ها (Allen et al., 2013).

سکانس‏‌‏‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن یکی از پالس‏‌‏‌های ماگمایی مهم در طول پهنة کوهزایی نئوتتیس، هستند که بیشتر در بخش باختری پهنة ماگمایی البرز گسترده شده‌اند و دربردارندة رسوب‌های آواری، آذرآواری و سنگ‏‌‏‌های بازیک کالک‏‌آلکالن پتاسیک تا جریان‏‌‏‌های گدازه اسیدی هستند. این سنگ‌ها در پهنة زمین‏‌ساختی کمان قاره‏‌ای پدید آمده‏‌اند (Asiabanha et al., 2009).

پهنة ماگمایی البرز که منطقة مشکین- رشت‌آباد بخش از آن به‌شمار می‌رود، به درازای 600 کیلومتر و پهنای نزدیک به 100 کیلومتر با روند خاوری- باختری است. تفاوت‏‌‏‌های بسیاری میان دو بخش البرز خاوری و البرز باختری شناخته شده است. برپایة بررسی‌های Blourian (1994)، بخش خاوری دربردارندة توف و گدازه‏‌‏‌های بازیک تا اسیدی با سرشت آلکالن تا شوشونیتی و به سن ائوسن است؛ اما بخش باختری (که به نام پهنة ماگمایی البرز- آذربایجان خوانده می‏‌شود) از گدازه‏‌‏‌های آندزیتی و داسیتی به همان سن و توده‌های آذرین درونی فراوان، با ترکیب گرانیتویید و سرشت کالک‏‌آلکالن ساخته شده ‏‌است (Moayyed, 2001; Nabatian and Ghaderi, 2013). توالی آتشفشانی منطقة مشکین- رشت‏‌آباد بخشی از پهنة ماگمایی ائوسن البرز باختری است. این پژوهش با بررسی ارتباط ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و رژیم زمین‏‌ساختی سنگ‏‌‏‌ها، به تبیین جایگاه زمین‏‌ساختی، خاستگاه و شرایط پیدایش ماگما‏‌های سازندة سنگ‏‌‏‌های مافیک، به‏‌ویژه بازالت‏‌‏‌ها، می‌پردازد. امید است این پژوهش در روشن‌شدن سرگذشت زمین‏‌شناسی منطقه مؤثر باشد.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة مشکین- رشت‏‌‏‌آباد بخشی از پهنة ماگمایی ترشیری البرز باختری است که در 45 کیلومتری شمال‏‌باختری شهرستان زنجان، در عرض جغرافیایی شمالی”32´59°36 تا ”01´09°37 و طول جغرافیایی خاوری”09´20°48 تا ”00´30° 48، در جنوب نقشة زمین‏‌شناسی 1: 100000 هشتجین جای دارد (Faridi and Anvari, 2000) (شکل 1).

پی‌سنگ کهن پهنة ماگمایی البرز- آذربایجان (AAMB) از سنگ‏‌‏‌های دگرگونی ساخته شده است که در شمال‏‌باختری لاهیجان، جنوب‏‌باختری خوی، شمال تبریز و شمال- شمال‏‌باختری زنجان رخنمون دارند. سن این پی‌سنگ، نئوپروتروزوییک بالایی- کامبرین زیرین است (Shafaii Moghadam et al., 2015). برپایة نقشه و برپایة بررسی‌های میدانی، بیشتر واحد‏‌های سنگی رخنمون‌یافته در این منطقه مجموعه‌ای از سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی ائوسن هستند که با توده‏‌‏‌های آذرین نیمه‌ژرف و درونیِ الیگوسن قطع شده‏‌اند. سنگ‏‌‏‌هایِ ائوسن (هم‌ارز با سازند کرج) شامل ردیفی از سنگ‏‌‏‌های آذرآواری (واحد Et) توف سبز با لایه‏‌بندی منظم و میان‏‌لایه‏‌‏‌های گدازه‏‌‏‌های داسیتی- آندزیتی و بازالت‌آندزیتی (واحد Et1) و توف‏‌‏‌های بازیک با درون‌لایه‏‌‏‌های گدازه‏‌‏‌های تراکی‏‌بازالتی (واحد EV2) هستند. مجموعه‌‌ای از سنگ‏‌‏‌های ریولیت، ریوداسیت با بافت پورفیریتیک (واحد Olv1) و تراکی‏‌بازالت، تراکی‏‌آندزیت (واحد OlV2) به سن الیگوسن با ناپیوستگی زاویه‏‌دار روی واحد‏‌های سنگی ائوسن جای گرفته‏‌اند (Feizi et al., 2016).

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقة مشکین- رشت‏‌‏‌آباد برپایة نقشة 1:100000 هشتجین (Faridi and Anvari, 2000) (با تغییرات)


 

 

سنگ‏‌‏‌های آذرین نیمه‏‌ژرف با ترکیب تراکی‏‌آندزیتی که به شکل‏‌‏‌های گوناگون (دایک، سیل، لاکولیت و رگه) (شکل 2- A) رخنمون دارند، درون واحد‏‌های ائوسن و الیگوسن تزریق شده‏‌اند. پراکندگی جغرافیایی این دایک‏‌‏‌ها معمولاً از روند خطی خاوری- باختری و هم‌راستا با گسل راستالغز رشت‏‌آباد پیروی می‌کند (شکل 2- B).در پی حرکت‌های زمین‏‌ساختی، نهشته‏‌‏‌های ائوسنِ منطقه دچار چین‏‌خوردگی و گسلش شده و همزمان با آنها توده‏‌‏‌های آذرین درونی با ترکیب کوارتزمونزونیت و کوارتز‏‌سینیت (واحد Olqm) در این منطقه پدید آمده‏‌اند (Mehrabi et al., 2009) (شکل 2- C). سن این واحد (تودة آذرین درونی گلجین) به روش Ar40/Ar39، برابربا 58/1±87/41 میلیون سال پیش (ائوسن میانی) به‌دست آمده است (Ghasemi Siani et al., 2015).

 

 

 

شکل 2- A) رخنمون دایک بازالتی ارغوانی‌رنگ با روند خاوری- باختری(دید به‏‌سوی خاور)؛ B) گسل رشت‏‌آباد با روند خاوری- باختری (دید به‏‌سوی شمال)؛ C) تودة آذرین درونی با ترکیب گرانیتی (گرانیت گلجین) که در نقشة زمین‏‌شناسی با نام اختصاری Olqm شناخته می‌شود (دید به‏‌سوی شمال)؛ D) رخنمونی از واحد بازالتی (دید به‏‌سوی خاور)

 

 

روش‏ انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های کتابخانه‌ای و بررسی پژوهش‏‌‏‌های پیشین، از واحدهای سنگی نمونه‏‌برداری انجام شد. شمار 60 مقطع نازک از واحد‏‌های سنگی منطقه تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان Zeiss بررسی شد. سپس برپایة تغییرات سنگ‏‌شناسی، شمار 10 نمونه برای انجام تجزیه‏‌‏‌های شیمیایی برگزیده و تجزیه شیمیایی آنها با دستگاه ICP-AES (طیف‌سنج جرمی پلاسمای انتشار اتمی) یرای اندازه‌گیری عنصرهای اصلی و ICP-MS (طیف‌سنج جرمی پلاســمای جفت‌شــدة القــایی) برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب، با هدف بررسی‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی در دانشگاه ایالتی پنسیلوانیا (آمریکا) انجام شد. داده‌های به‏‌دست‏‌آمده‏‌ از این آزمایش‏‌‏‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند.


 

 

جدول 1- داده‌های به‏‌دست‏‌آمده‏‌ از تجزیة زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌‏‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‏‌آباد (اکسید عنصر‏‌های اصلی برپایة درصدوزنی و عنصر‏‌های فرعی برپایة ppm)

Sample No.

R56- 31

Zn- js1

Zn- M55

ZR- 516

R56- 13

ZR- 56

ZR- 58

Coordinate

48°22ʹ36ʺE

37°05ʹ02ʺN

48°29ʹ19ʺE

37° 08ʹ41ʺN

48°08ʹ23ʺE

37°0.2ʹ08ʺN

48°22ʹ39ʺE

37°03ʹ18ʺN

48°22ʹ44ʺE

37°05ʹ20ʺN

48°23ʹ06ʺE

37°04ʹ19ʺN

48°23ʹ15ʺE

37° 04ʹ05ʺN

SiO2

57.76

56.24

51.40

51.20

54.02

57.88

52.77

TiO2

0.98

0.98

1.03

0.97

1.19

0.85

0.95

Al2O3

16.87

14.72

17.36

15.98

17.04

14.20

17.05

Fe2O3

1.26

1.28

1.52

1.54

1.32

1.48

1.31

FeO

7.19

7.27

8.63

8.78

7.47

8.41

7.48

MnO

0.48

0.10

0.18

0.35

0.64

0.26

0.14

MgO

2.03

2.41

4.07

5.27

3.94

5.30

4.47

CaO

1.43

5.51

8.61

6.49

2.53

1.91

7.23

Na2O

1.62

2.06

3.26

2.03

2.45

2.24

2.43

K2O

6.70

3.14

1.44

4.63

5.99

2.22

3.79

P2O5

0.31

0.47

0.39

0.31

0.41

0.23

0.32

LOI (900°C)

3.42

5.48

3.30

2.26

3.46

4.59

2.00

Sum

100.05

99.66

101.19

99.81

100.46

99.57

99.94

Li

40.80

13.00

17.10

29.90

52.50

64.70

27.10

Sc

15.20

22.10

24.70

26.40

25.60

23.90

24.80

V

94.50

207

246

238

223

174

216

Cr

5.14

39.90

74.50

104

43.10

60.20

44.80

Co

19.80

21.70

32.40

32.30

31.50

28.10

36.30

Ni

1.93

13.80

29.30

33.50

15.60

22.50

22.00

Cu

44.30

197

65.90

41.00

7.80

57.50

101

Zn

202

61.40

94.30

701

569

209

86.40

Rb

288

85.50

29.20

177

210

70.70

134

Sr

239

594

717

532

441

148

517

Y

31.30

25.90

26.30

24.20

33.30

18.10

25.90

Zr

191

155

191

155

100

124

166

Nb

15.90

14.10

14.70

12.30

12.10

9.79

12.50

Mo

0.25

0.98

0.65

1.13

1.12

4.66

1.04

Cd

0.03

1.58

0.21

1.26

1.10

0.314

0.12

Sn

1.70

2.03

2.70

1.75

2.00

1.43

1.60

Sb

3.91

0.32

1.52

3.44

6.85

3.00

3.05

Cs

9.37

3.16

0.30

3.89

6.31

0.73

2.08

Ba

1370

893

285

1150

1310

668

598

La

28.00

28.80

27.60

22.50

24.1

11.40

24.10

Ce

56.70

56.30

56.00

45.70

51.50

23.40

49.20

Pr

6.97

6.70

6.58

5.62

6.67

3.44

5.95

Nd

27.50

25.20

26.30

22.70

26.90

14.40

24.10

Sm

6.14

5.37

5.40

4.96

6.20

3.41

5.17

Eu

1.49

1.48

1.33

1.29

1.64

0.85

1.36

Gd

5.76

5.15

5.15

4.80

6.18

3.32

5.04

Tb

0.91

0.81

0.77

0.72

0.96

0.52

0.78

Dy

5.33

4.58

4.59

4.3

5.35

3.13

4.59

Ho

1.13

0.94

0.93

0.89

1.08

0.69

0.92

Er

3.14

2.70

2.67

2.45

2.99

1.98

2.67

Tm

0.47

0.39

0.40

0.37

0.42

0.30

0.39

Yb

3.07

2.64

2.61

2.35

2.74

2.02

2.54

Lu

0.45

0.39

0.40

0.36

0.39

0.30

0.38

Hf

4.99

3.86

4.76

4.21

2.68

3.38

4.18

Ta

1.03

0.85

0.94

0.78

0.74

0.63

0.83

Tl

1.82

0.90

0.30

0.84

1.26

0.46

0.58

Pb

13.20

11.00

16.30

72.1

161

35.00

9.14

Th

7.98

5.60

10.00

7.53

5.00

5.66

7.44

U

2.32

1.84

3.32

2.41

1.42

2.74

2.23

Mg#

33.51

37.15

45.68

51.70

48.49

52.93

51.58

Ta/Yb

0.33

0.32

0.36

0.33

0.27

0.31

0.32

Th/Yb

2.59

2.12

3.83

3.20

1.82

2.80

2.92

Nb/Y

0.50

0.54

0.55

0.50

0.36

0.54

0.48

Th/Y

0.25

0.21

0.38

0.31

0.15

0.31

0.28

La/Yb

9.12

10.90

10.57

9.57

8.79

5.64

9.48

Ba/La

48/92

31.00

10.32

51.11

54.35

58.59

24.81

Ba/Ta

1330

1050

303.19

1474

1770

1060

720

Zr/Nb

12.01

10.99

12.99

12.60

8.26

12.66

13.28

Ce/Pb

4.29

5.11

3.43

0.63

0.31

0.66

5.38

(La/Yb)n

6.86

6.28

4.04

6.81

6.30

7.91

7.04

 


 

 

جدول 1- ادامه

Sample No.

ZR- 59Z

ZR- 517

ZR- RS12

Coordinate

48°23ʹ15ʺE

37°04ʹ05ʺN

48°22ʹ38ʺE

37°03ʹ18ʺN

48°25ʹ00ʺE

37°05ʹ14ʺN

SiO2

52.81

52.02

55.53

TiO2

0.90

0.83

0.87

Al2O3

15.98

17.00

16.17

Fe2O3

1.27

1.25

1.08

FeO

7.21

7.08

6.13

MnO

0.24

0.14

0.10

MgO

4.53

5.62

3.46

CaO

6.82

7.46

5.59

Na2O

2.14

2.42

2.89

K2O

2.94

3.85

3.16

P2O5

0.27

0.30

0.34

LOI (900°C)

3.84

1.99

4.63

Sum

98.95

99.96

99.95

Li

25.70

24.70

40.80

Sc

26.30

25.70

17.60

V

201

208

196

Cr

67.20

119.00

62.00

Co

43.30

32.00

21.10

Ni

21.70

32.10

21.00

Cu

29.90

46.40

17.80

Zn

106

74.70

58.40

Rb

96.20

111

85.30

Sr

458

433

613

Y

24.40

22.00

23.00

Zr

152

137

160

Nb

11.80

11.00

13.00

Mo

0.87

0.96

0.71

Cd

0.07

0.08

0.17

Sn

1.57

1.61

1.81

Sb

3.26

3.13

0.79

Cs

2.81

2.24

59.3

Ba

680

499

559

La

22.20

18.90

26.80

Ce

43.20

39.20

52.20

Pr

5.41

4.87

6.31

Nd

21.70

19.80

24.20

Sm

4.74

4.39

5.05

Eu

1.26

1.10

1.30

Gd

4.68

d

4.65

Tb

0.74

0.66

0.72

Dy

4.30

3.87

4.10

Ho

0.88

0.80

0.86

Er

2.47

2.25

2.47

Tm

0.36

0.34

0.36

Yb

2.36

2.16

2.43

Lu

0.35

0.32

0.35

Hf

3.88

3.71

4.11

Ta

0.78

0.69

0.88

Tl

0.54

0.50

0.62

Pb

18.3

8.65

12.40

Th

6.68

6.59

8.84

U

2.02

1.93

3.12

Mg#

52.82

58.57

50.19

Ta/Yb

0.33

0.31

0.36

Th/Yb

2.83

3.05

3.63

Nb/Y

0.48

0.50

0.56

Th/Y

0.27

0.29

0.38

La/Yb

09.40

8.75

11.02

Ba/La

30.63

26.40

20.85

Ba/Ta

871.79

723

635

Zr/Nb

12.88

12.45

12.30

Ce/Pb

2.36

4.53

4.20

(La/Yb)n

7.55

6.74

7.24

در این روش نزدیک به 2/0 گرم از پودر سنگ با لیتیم‌بورات (LiBO2) ذوب و سپس در اسید HNO3 حل می‏‌شود. محلول به‌دست‌آمده با دستگاه ICP-MS خوانش می‌شود. آستانة آشکارسازی عنصر‏‌های اصلی 1/0 تا 01/0 درصدوزنی و برای عنصر‏‌های فرعی 1/0 تا 10 ppm است. مقدار LOI (loss on ignition) در هر نمونه پس از حرارت در کوره با دمای میانگین 900 درجة سانتیگراد، برپایة اختلاف وزن آن با نمونة نخستین به‌دست آمد. در پایان با به‌کاربردن نرم‏‌افزار‏‌های سنگ‌شناسی و گرافیکی به ترسیم نمودار‏‌ها و سپس تفسیر این داده‌ها پرداخته شد.

 

سنگ‏‌نگاری

برپایة شواهد صحرایی واحد‏‌‏‌های آتشفشانی ائوسن (هم‌ارز سازند کرج) بخش بزرگی از منطقة مشکین- رشت‏‌آباد را دربر می‌گیرند. این سنگ‌ها دربردارندة بازالت‌آندزیتی هستند که در شکل 1 به‌ترتیب در واحد‏‌های EV2 و Et جای دارند. بازالت‏‌آندزیتی (شکل 2- D) به‏‌رنگ خاکستری و ارغوانی تیره دیده می‌شود و به‌ترتیب فراوانی از درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین ساخته شده است. پلاژیوکلاز‏‌‏‌ها (30- 60 درصدحجمی) بیشتر نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل هستند. این کانی‏‌‏‌ها هم به‌صورت درشت‏‌بلور و هم به‌صورت ریزبلور در خمیرة سنگ دیده می‏‌شوند و نشانه‌هایی از دگرسانی‌های اپیدوتی‌شدن و سرسیتی‌شدن در آنها دیده می‌شوند. درشت‏‌بلور‏‌های الیوین دارای فراوانی 0- 15 درصدحجمی هستند. برپایة ریخت‌شناسی الیوین‏‌‏‌ها، بازالت‏‌آندزیتی به دو دسته رده‌بندی می‌شود:

1- بلور‏‌های گردشده که ساختار بلوری ندارند (شکل 3- A)؛

2- بلورهایی با خوردگی‏‌‏‌های خلیجی که با کلریت پرشده‏‌اند (شکل 3- B).

الیوین‏‌‏‌ها از شمار کانی‏‌هایی هستند که در سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی، تغییرات فیزیکی و شیمیایی ماگما را به‌خوبی و در غالب فرایند انحلال ماگمایی، به‏‌صورت تحلیل‏‌رفتگی، هضم سطوح و کناره‏‌‏‌های بلور و در پایان، پدیدآمدن خلیج‏‌خوردگی نشان می‏‌دهند. انحلال و ناپایداری بلور، در پی عواملی مانند تغییر فشار و دما هنگام بالاآمدن ماگما و یا تغییر ترکیب شیمیایی آن روی می‏‌دهد (Chen andZhang, 2008).

کلینوپیروکسن‏‌‏‌ها با درصد فراوانی 10 تا 20 درصدحجمی به‌صورت مقاطع شش‌وجهی و یا ستونی دیده می‏‌شوند و برخی به کلریت دگرسان شده‏‌اند. بیشتر پیروکسن‏‌‏‌ها منطقه‏‌بندی دارند (شکل 3- C). در همة نمونه‏‌‏‌های بررسی‌شده بخش بزرگی از خمیرة سنگ را میکرولیت‏‌‏‌هایی دربر می‏‌گیرند که بیشترشان پلاژیوکلاز و پیروکسن هستند. بافت غالب در این سنگ‏‌‏‌ها پورفیری (هیالومیکرولیتی پورفیریک) و پورفیری تدریجی است. همچنین، تجمع فنوکریست‏‌‏‌ها (پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین) در بیشتر نمونه‏‌‏‌ها بافت گلومروپورفیری را پدید آورده است (شکل 3- D).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از نمونه‏‌‏‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد: A) فنوکریست الیوین گردشده و فاقد ساختار بلوری؛ B) بلور الیوین با خوردگی خلیجی؛ C) بلور‏‌های کلینوپیروکسن با منطقه‏‌بندی آشکار؛ D) بافت گلومروپورفیری (نام اختصاری کانی‏‌‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Ol: الیوین؛ Px: پیروکسن)

 

 

زمین‏‌شیمی سنگ کل

داده‏‌‏‌های تجزیه شیمیایی عنصر‏‌های اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب برای سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی بازالتی منطقة مشکین- رشت‏‌آباد در جدول 1 آورده شده‌اند. در نمونه‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‏‌آباد، میزان SiO2 برابربا 58- 51 درصدوزنی، Al2O3 برابربا 18- 14درصدوزنی، CaO برابربا 9- 1 درصدوزنی، MgO برابربا 6- 2 درصدوزنی و میزان FeO در این نمونه‏‌‏‌ها برابربا 9- 6 درصدوزنی است. مقدار اکسیدهای سدیم و پتاسیم نیز به‌ترتیب برابربا 4- 1 درصدوزنی و 7- 1 درصدوزنی به‌دست آمده است.

ازآنجایی‌که فرایند دگرسانی تحرک عنصرهای قلیایی را در پی دارد، کاربرد داده‏‌‏‌های عنصر‏‌های کم‏‌تحرک (مانند: Zr، Ti) برای نام‏‌گذاری و رده‏‌بندی سنگ‏‌‏‌ها قابل اعتمادتر است. از این‌رو، برپایة نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (شکل 4)، سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی مافیک منطقة مشکین- رشت‏‌آباد در محدودة ترکیبی بازالت‌آندزیتی- آندزیت (که در این مقاله با نام کلی بازالت‏‌‏‌ از آنها نام برده می‏‏‌شود) جای گرفته‏‌اند. این یافته‌ها با بررسی‏‌‏‌های صحرایی و میکروسکوپی همخوانی پذیرفتنی نشان می‌دهند.

 

 

شکل 4- نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2 برای رده‏‌بندی زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌‏‌های آذرین منطقة مشکین- رشت‏‌آباد (Winchester and Floyd, 1977)

 

برای شناسایی سری ماگمایی سنگ‏‌‏‌ها و دریافتن وابستگی آنها، نمودار عنصر‏‌های کمیاب کم تحرک Co دربرابر Th رسم شد (شکل 5- A). برپایة این نمودار، ترکیب سنگ‏‌‏‌های منطقه در محدودة کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی است (شکل 5- A). همچنین، نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb نمونه‏‌‏‌ها در بخش سری کالک‏‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 5- B).

 

 

شکل 5- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد در: A) نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (Siddiqui et al., 2007)

 

 

برای شناسایی فرایند تکاملی ماگمای سازندة سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی مافیک- حد واسط منطقة مشکین- رشت‌آباد، از نمودار‏‌های تغییر عنصر‏‌های اصلی (شکل 6) و فرعی (شکل 7) بهره گرفته شد. با افزایش SiO2، میزان اکسید‏‌های Al2O3، FeO، MgO، CaO روندی کاهشی نشان می‏‌دهند؛ اما K2O روند افزایشی دارد. عنصر‏‌های فرعی مانند Cr و Ni با افزایش SiO2 روندی کاهشی و رفتاری ناسازگار هنگام جدایش بلوری ماگما نشان می‏‌دهند؛ اما Rb و Ba افزایش نشان می‏‌دهند. همبستگی منفی میان MgO و FeO و نیز کروم و نیکل با SiO2 شاخصی برای فرایند جدایش بلوری ماگما و نشان‏‌دهندة تبلوربخشی کانی‏‌‏‌های فرومنیزین الیوین و کلینوپیروکسن هنگام تبلور ماگما به‌شمار می‌رود (Wilson, 1989). همبستگی منفی میان نسبت‏‌‏‌های CaO/Na2O دربرابر محتوای SiO2 شاید نشان‌دهندة جدایش بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی منطقه باشد (Herzberg and Zhang, 1996). در پی جانشینی Sr با کلسیم و ورود آن به شبکة پلاژیوکلاز کلسیم‏‌دار، Sr هنگام تکامل ماگما کاهش نشان می‏‌دهد.

از سوی دیگر، برای بررسی سرشت فرایند‏‌های زمین‏‌شناسی و نیز پیدایش مجموعه سنگ‏‌‏‌های منطقه نمودار‏‌های عنکبوتی عنصرهای چندمتغیره به‌کار برده می‏‏‌شوند. برپایة نمودار تغییرات عنصر‏‌های فرعی که دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شده‏‌اند (شکل 8- A)، بازالت‏‌‏‌ها کاهش آشکاری از عنصرهای سبک LILE به‏‌سوی HFSE نشان می‏‌دهند و این نکته از ویژگی‏‌‏‌های بیشتر ماگما‏‌های وابسته به پهنه‏‌‏‌های فرورانش است (Seghedi et al., 2001; Machado et al., 2005; Yang and Li, 2008). در همة نمونه‏‌‏‌ها، عنصرهای Pb، K و Cs ناهنجاری مثبت دارند؛ به‏‌ویژه Pb که در سنگ‏‌‏‌ها، ناهنجاری بسیار مثبتی (100- 1000 برابر) نشان می‏‌دهند. همچنین، از دیگر ویژگی‏‌های سنگ‏‌های بررسی‌شده تهی‏‌شدگیِ عنصرهای HFSE (مانند Hf، Zr، Sm، Y و Yb) است.

 

 

 

شکل 6- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد در نمودار‏‌های تغییرات اکسید‏‌های عنصر‏‌های اصلی دربرابر SiO2

 

شکل 7- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد در نمودار‏‌های تغییرات عنصر‏‌های فرعی (برپایة ppm) دربرابر SiO2

 

 

شکل 8- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد در: A) نمودار تغییرات عنصر‏‌های کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار تغییرات عنصر‏‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 

 

در شکل 8- B تغییرات عنصر‏‌های خاکی کمیاب (REE) در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه نمایش داده شده است. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، LREE بازالت‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‏‌آباد غنی‏‌شدگی برابربا 20- 40 برابر گوشتة اولیه نشان می‌دهند. همچنین، میزان فراوانی عنصر‏‌های خاکی کمیاب سبک آنها (LREE) نسبت به عنصر‏‌های خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی آشکاری نشان می‏‌دهد. نسبت (La/Yb)n در سنگ‏‌‏‌های بازیک برابر 91/7- 04/4 است. در کل، الگوی عنصر‏‌های خاکی کمیاب سنگین الگو‏‌های جدایش‌نیافته و مسطح و ناهنجاری منفی Eu را نشان می‏‌دهد (شکل 8- B). چنین الگوهایی برای عنصرهای HREE و نیز Y نشان می‏‌دهند ماگما بیرون از میدان پایداری گارنت پدید آمده است؛ اما ناهنجاری منفی یوروپیم و نیز استرانسیم چه‌بسا پایداری پلاژیوکلاز در خاستگاه را نشان می‌دهد (Wilson, 1989).

بحث

الف- جایگاه زمین‏‌ساختی

برای شناخت محیط زمین‏‌ساختی پیدایش سنگ‏‌‏‌های منطقه از داده‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی به‏‌ویژه داده‏‌‏‌های عنصر‏‌های کمیاب کم تحرک بهره گرفته شد. غنی‏‌شدگی LREE‏‌ها نسبت به HREE‏‌ها با الگوی کمابیش مسطح HREE‏‌ها (شکل 8- B) نشان‏‌دهندة ماگماهایی با سرشت کالک‏‌آلکالن (Machado et al., 2005)، پیدایش سنگ‏‌‏‌ها در پهنه‌های فرورانش و گارنت‌داربودن سنگ خاستگاه (Wilson, 1989) هستند. همچنین، ناهنجاری منفی Eu از ویژگی‏‌‏‌های گدازه‏‌‏‌های کالک‏‌آلکالن پهنه‌های فرورانش است (Tepper et al., 1993; Yang and Li, 2008). یادآوری می‏‌شود عنصرهای LILE (مانند: Rb، K و Th) و نیز LREE (مانند: La، Ce و Nd) نسبت به HFSE غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. به باور Sajona و همکاران (1996)، این اختلاف نشان‏‌دهندة محیط‏‌‏‌های مرتبط با فرورانش است؛ زیرا که رسوب‌ها و مایعات همراه آنها این غنی‏‌شدگی غیرعادی را به‌دنبال داشته‌اند. از سوی دیگر، پراکندگی نمونه‏‌‏‌ها در نمودارهای Th/Yb دربرابر La/Yb (شکل 9- A) و نیز Yb دربرابر Th/Ta (شکل 9- B) نشان‏‌دهندة محیط زمین‏‌ساختی مرز فعال قاره‌ای برای پیدایش سنگ‏‌‏‌های منطقه است. نسبت Ba/La برای سنگ‌های N-MORB برابربا 10- 4، برای E-MORB و بیشتر بازالت‏‌‏‌های درون‌صفحه‏‌ای برابربا 15- 10و برای سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی مرز صفحه‌های همگرا بیشتر از 15 است (Wood, 1980). این نسبت در کمان‏‌‏‌های آتشفشانی بیشتر از پهنه‏‌‏‌های کششی و پهنه‏‌‏‌های پشت کمان است (Macdonald et al., 2000). میزان این نسبت در بیشتر سنگ‏‌‏‌های منطقه برابربا 20 تا 58 است. افزون‌بر این ویژگی، نسبت Ba/Ta بالاتر از 450 نیز نشان‌دهندة مذاب‏‌‏‌های محیط کمان ماگمایی است (Macdonald et al., 2000). این نسبت در نمونه‏‌‏‌های بررسی‌شده برابر با 635 تا 1770 است (مگر یکی از نمونه‌ها). Brown و همکاران (1984) با به‌کارگیری نسبت Nb دربرابر Rb/Zr ، کمان‏‌‏‌های ماگمایی را برپایة میزان بلوغ آنها از یکدیگر شناسایی کرده‏‌اند (شکل 10- A). در این نمودار نمونه‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‏‏‌آباد در محدودة کمان قاره‏‌ای نرمال (دربرابر کمان‏‌های بالغ) جای گرفته‏‌اند (شکل 10- A). همچنین، در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb سنگ‏های آتشفشانی منطقه ویژگی سنگ‏‌‏‌های مرز فعال قاره‏‌ای را نشان می‏‌دهند (شکل 10- B).

 

 

 

شکل 9- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد در نمودارهای شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی. A) Th/Yb دربرابر La/Yb (Condie, 1989)؛ B) نمودار Yb دربرابر Th/Ta (Gorton and Schandle, 2002)

 

شکل 10- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد در: A) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Wilson, 1989)

 

 

ب- سنگ‌زایی (خاستگاه ماگمای سازنده)

بازالت‏‌‏‌ها ماگما‏‌های کمابیش اصیلی هستند که اطلاعات ارزشمندی از ویژگی‏‌‏‌های فیزیکوشیمیایی خاستگاه خود در اختیار قرار می‌دهند. بازالت‏‌‏‌ها بخش‏‌‏‌های بزرگی از پهنه‌های زمین‏‌ساختی (مانند: پشته‏‌‏‌های میان‌اقیانوسی، مرز قاره‏‌‏‌ها، جزیره‌های کمانی و ...) را می‏‌سازند و در آنها بازالت‏‌‏‌ها به میزان چشمگیری دیده می‌شوند (Pearce and Cann, 1973). به باور بسیاری از پژوهشگران (مانند: Zhao and Zhou, 2007) ماگما‏‌های مافیک عموماً از گوشتة سنگ‏‌کر‏‌ه‌ای یا سست‏‌کر‏‌ه‌ای سرچشمه می‌گیرند. از سوی دیگر، این سنگ‏‏‌‏‌ها با داشتن عدد منیزیم بیشتر از 40 و به استناد تحقیقات (Kelemen, 2004) هم نمی‏‌توانسته‏‌اند مستقیماً محصول ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‏‌ای باشند.

مقدار Mg# در بازالت‏‌‏‌های منطقه برابربا 59- 33 است. ازاین‏‌رو، خاستگاه ‏‌گوشته‏‌ای اولیه (Mg# > 70) برای این سنگ‏‌‏‌ها نامحتمل است. همچنین، در ترکیب ماگما‏‌های نخستینِ گوشته، Cr>1000 ppm، Ni>400- 500 و Mg#>70 است (Wilson, 1989)؛ اما برپایة مقدارهای کم Ni (ppm 33- 1)، Cr (ppm 119- 5)، V (ppm 246- 94) و مقدار Mg# در بازالت‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‌آباد، ماگمای این سنگ‏‌‏‌ها مستقیماً از ماگمای اولیه ‏‌گوشته‏‌ای پدید نیامده است. مذاب به‏‌دست‏‌آمده‏‌ از خاستگاه ‏‌گوشته‏‌ای غنی‏‌شده (E-MORB) Zr/Nb کمتری نسبت به N-MORB (~32) دارد (Sun and McDonough, 1989). مقدارهای کم تا متوسط Zr/Nb در سنگ‏‌‏‌های این منطقه (8- 13)، مقدارهای کم Cr، Ni و V، غنی‏‌شدگی از LILE و LREE گواه بر خاستگاه غنی‏‌شد‏‌ه‌ای مانند گوشتة سنگ‏‌کر‏‌ه‌ای (E-MORB) آنهاست. افزون‌بر این شکل 11 نیز گویای این نکته است.

 

 

شکل 11- غنی‏‌شدگی خاستگاه ماگمای بازالت‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‏‌آباد در نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Leat et al., 2004)

 

همان‏‌گونه‏‌که در بحث محیط زمین‏‌ساختی در بالا گفته شد محیط پیدایش سنگ‏‌‏‌های مافیک منطقه (بازالت‏‌‏‌های آندزیتی) از نوع محیط مرز فعال قاره‏‌ای است. با توجه به دخالت عوامل گوناگونی مانند ترکیب‌های جدایش‌یافته از تختة فرورو، حضور سیال‌های آزادشده از پوستة اقیانوسی فرورو و نیز ماگما‏‌های پدیدآمده در زیر پوستة قاره‏‌ای، این محیط یکی از محیط‏‌‏‌های پیچیده پیدایش ماگما‏‌ها به‌شمار می‌رود. در این محیط در پی بالاآمدن گوشته و دخالت تختة فرورو، ماگمای پدیدآمده ویژگی‏‌‏‌های مشترکی از بازالت‏‌‏‌های سنگ‏‌کر‏‌ه‌ای (و نیز E-MORB)، سیال‌های جداشده از تختة فرورو و یا مذاب‏‌‏‌های پوستة قاره‏‌ای را به ارث می‌برند (Wilson, 1989).

برپایة بررسی‌های Leat و همکاران (2004)، غنی‏‌شدگی در خاستگاه بازالت‏‌‏‌ها با به‌کارگیری نسبت Nb/Yb دربرابر Th/Yb بررسی می‌شود (شکل 11). در این نمودار Yb فاکتور بهنجارکننده برای Nb و Th است. عنصرهای Nb و Th ضریب جدایش یکسان در بلور و مذاب دارند. میزان Th در پهنه‏‌‏‌های فرورانش در ماگما افزایش می‏‌یابد؛ اما میزان Nb در این پهنه‏‌‏‌ها کاهش می‏‌یابد (Leat et al., 2004). جهت پیکان در این نمودار نشان‏‌دهندة افزایش Th است و ازاین‏‌رو، غنی‏‌شدگی با سیال‏‌‏‌های جداشده از سنگ کرة فرورو در پهنه‏‌‏‌های فرورانش است که با روند غنی‏‌شدگی نمونه‏‌‏‌ها همسو و هم‌‌جهت است (شکل 11).

برای تفکیک اجزای فرورانشی مشارکت‌کننده در ماگما، از نسبت عنصر‏‌های فرعی بسیار ناسازگار، که کمتر تحت‏‌تأثیر درجات مختلف ذوب‏‌بخشی، تبلوربخشی و یا تجمع بلوری قرار گرفته‏‌اند، بهره گرفته می‌شود (Brenan et al., 1995). بدین منظور باریم بدلیل تحرک بالای این عنصر در سیال جدا شده از تختة فرورو، بعنوان شاخص مشارکت سیال در خاستگاه ماگما بکار گرفته شده است (Brenan et al., 1995). برپایة نمودارBa/La دربرابر Th/Yb (شکل 12- A) و برپایة روند‏‌‏‌های نمایش‌داده‌شده گمان می‏‌رود مقدار بالای Ba/La گویای نقش سیال‌های جدا‌شده از تختة فرورو در تعیین ویژگی‏‌‏‌های شیمیایی خاستگاه سنگ‏‌‏‌های بازالتی باشد. نمودار Th دربرابر Ba/Th نیز نقش سیال جداشده از تختة فرورو در ویژگی‏‌‏‌های شیمیایی ماگمای مادر را نشان می‌ دهد (شکل 12- B). در این نمودار بالا‏‌بودن Th نشان‏‌دهندة تأثیر رسوب‌های پلاژیک در خاستگاه ماگماست؛ اما میزان بالای Ba/Th نشان‏‌دهندة تأثیر سیال آزادشده از تختة فرورو در ترکیب ماگمای مادر است (Kirchenbaur et al., 2009, Kirchenbaur and Műnker, 2015).

 

 

 

شکل 12- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد و تأثیر سیال جداشده از تختة فرورو در ترکیب ماگمای مادر آنها  در: A) نمودار Ba/La دربرابر Th/Yb (Kirchenbaur et al., 2012)؛ B) نمودار Th دربرابر Ba/Th (Kirchenbaur et al., 2012)


 

 

همان‏‌گونه‏‌که پیشتر گفته شد، در محیط‏‌‏‌های مرز فعال قاره، افزون‏‌بر ترکیب‌های جداشده از تختة فرورو، پوستة قاره‏‌ای نیز بر ترکیب ماگما تأثیرگذار است. برپایة‏‌‏‌وجود طیف ترکیبی از مافیک (بازالت- آندزیتی) تا حد واسط (آندزیت) در سنگ‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‏‌آباد، تأثیر پوستة قاره‏‌ای نیز دور از انتظار نیست. وجود بافت خلیجی و گردشدگی در الیوین‏‌‏‌ها نیز گواهی بر احتمال رخداد آلودگی پوسته‏‌ای در سنگ‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‌آباد است.

برای بررسی رخداد آلایش پوسته‏‌ای از نسبت Ce/Pb بهره گرفته می‌شود؛ زیرا این عنصرها هنگام ذوب یا تبلوربخشی از یکدیگر جدا نمی‏‌شوند. ازاین‏‌رو، نسبت این عنصرها نشان از فراوانی و تمرکز آنها در خاستگاه ماگمایی دارد (Hofmann, 1988). میانگین نسبت عنصرهای Ce/Pb در بازالت‏‌‏‌های اقیانوسی (MORB، OIB) برابر با 25 (Hofmann, 1988) و در پوستة قاره‏‌ای برابر 3/3 است (Rudnick and Fountain, 1995). میانگین نسبت این عنصرها در نمونه‏‌‏‌های منطقة مشکین- رشت‏‌آباد برابر با 09/3 است که نشان‏‌دهندة احتمال آلودگی پوسته‏‌ای است.

برای ارزیابی بهتر نقش فرایند آلایش ماگمای بازیک با مذاب پوستة قاره‏‌ای در سنگ‏‌‏‌های منطقه، غلظت عنصر Rb دربرابر Rb/Th به‌کار برده می‌شود (شکل 13- A). تغییرات این نسبت‏‌‏‌ها در نمونه‏‌‏‌های بررسی‌شده روندی برپایة فرایند AFC را نشان می‏‌دهند. در نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y نیز نمونه‏‌‏‌ها روند آلایش ماگمایی را نشان می‏‌دهند (Wilson et al., 1997) (شکل 13- B). نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‏‌های پیشین مانند Khademian و همکاران (2108)، برای سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی شمال زنجان نشان می‏‌دهند سنگ‏‌‏‌های منطقة شمال زنجان با پوستة بالایی آلایش یافته و فرایند‏‌های هضم پوسته‏‌ای- جدایش بلوری (AFC) در پیدایش آنها نقش مؤثری را داشته است.

 

 

 

شکل 13- ترکیب سنگ‌های بازالتی منطقة مشکین- رشت‌آباد در: A) نمودار Rb دربرابر Rb/Th برای بررسی نقش آلایش پوسته‏‌ای (Tchameni et al., 2006)؛ B) تغییرات Nb/Y دربرابر Th/Y (Wilson et al., 1997)

 

 

برداشت

ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مشکین- رشت‌آباد طیفی از سنگ‏‌‏‌های بازیک تا کمی به‏‌سوی حد واسط با ترکیب بازالت‌آندزیتی را در برمی‏‌گیرد. بیشتر این سنگ‏‌‏‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا دارند و ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی آنها (مانند: غنی‏‌شدگی LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE، ناهنجاری منفی عنصرهای Eu، Nb و Ti) نشان‌دهندة وابستگی آنها به پهنه‏‌‏‌های فرورانشی است. از دیدگاه پهنة زمین‏‌ساختی، سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی این منطقه در محیط‏‌‏‌های وابسته به کمان و در محدودة کمان قاره‏‌ای نرمال پدید آمده‏‌اند. برپایة غنی‏‌شدگی LREE و LILE در نمودار‏‌های بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه و مقدار کم Zr/Nb در نمودار‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی، گمان می‏‌رود ماگمای سازندة این سنگ‌ها از ذوب‏‌بخشی ‏‌گوشته‏‌ای غنی‏‌شده با ترکیب E-MORB پدید آمده باشد. همچنین، نمودار‏‌های نسبت عنصر‏‌های فرعی بسیار ناسازگار که کمتر دچار درجات مختلف ذوب‏‌بخشی، تبلوربخشی و یا تجمع بلوری شده‏‌اند، نشان‏‌دهندة تأثیر سیال‏‌‏‌های پهنه‌های فرورانشی در تعیین ویژگی‏‌‏‌های شیمیایی خاستگاه سنگ‏‌‏‌های بازالتی یادشده است. بررسی آلایش ماگمای سازندة سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی این منطقه با نمودار‏‌های زمین‌شیمیایی گوناگون و نیز ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری نشان‏‌دهندة آلایش سنگ‏‌‏‌های منطقه با پوستة بالایی است و چه‌بسا فرایند آلایش پوسته‏‌ای- جدایش بلوری (AFC) نیز در پیدایش این سنگ‏‌‏‌ها نقش داشته است.

 

سپاس‌گزاری

این مقاله با پشتیبانی معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه بوعلی‌سینای همدان انجام شده است. ازاین‌رو، از آن معاونت محترم سپاس‌گزاری می‏‌شود. همچنین، نگارندگان از سردبیر و داوران گرامی مجلة پترولوژی برای پیشنهاد‏‌های ارزنده‏‌شان در بهبود ساختار علمی مقاله بسیار سپاس‌گزارند.

References

Allen, M. B., Kheirkhah, M., Nill, I., Emami, M. H. and Mcleod, C. (2013) Generation of arc and within- plate chemical signatures in collision zone magmatism: Quaternary lavas from Kurdistan province, Iran. Journal of Petrology 54: 887- 911.
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.
Azizi, H., Asahara, Y. and Tsuboi, M. (2014) Quaternary high- Nb basalts: existence of young oceanic crust under the Sanandaj- Sirjan Zone, NW Iran. International Geology Review 56: 167- 186.
Blourian, G. H. (1994( Petrology of Tertiary volcanic rocks in the north of Tehran. M.Sc. Thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).
Brenan, J. M., Shaw, H. F., Ryerson, F. J. and Phinney, D. L. (1995) Mineral aqueous fluid partitioning of trace elements at 900 °C and 2.0 GPa: constraints on the trace element chemistry of mantle and deep crustal fluids. Geochimica et Cosmochimica Acta 59: 3331- 3350.
Brown, G. C., Thorpe, R. S. and Webb, P. C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of the Geological Society 14(3): 413- 426.
Chen, Y. and Zhang, Y. (2008) Olivine dissolution in basaltic melt. Geochimica Cosmochimica Acta 72: 4756- 4777.
Condie, K. C. (1989) Geochemical changes in basalts and andesites across the Archean- Proterozoic boundary: identification and significance. Lithos 23: 1- 18.
Faridi, M. and Anvari, A. (2000) Geological map of the Hashtjin: Scale 1: 100000. Sheet 1, Geological Survey of Iran. Tehran, Iran.
Fazlnia, A. N. (2019) Origin and magmatic evolution of the Quaternary syn- collision alkali
basalts and related rocks from Salmas, northwestern Iran. Lithos 344-345: 297- 310.
Fazlnia, A. N. and Kouzekoulani, F. (2012) Petrography, geochemistry and tectonomagmatic setting of the southwestern Salmas lamprophyres and related rocks, Iran. Iranian Journal of Petrology 3: 69- 88 (in Persian).
Feizi, M., Ebrahimi, M., Kouhestani, H. and Mokhtari, A. A. (2016) Geology, Mineralogy and Geochemistry of Aghkand Copper Mine Occurrence, North of Zanjan, Tarom- Hashtjin. IranianJournal of Economic Geology 2: 524- 507 (in Persian).
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Azizi, H., Wilkinson, C. and Generod, M. (2015) Geochemistry and geochronology of the volcano- plutonic rocks associated with the Glojeh epithermal gold mineralization, NW Iran. Open Geoscience 7: 207- 222.
Gorton, M. P. and Schandle, E. S. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97: 629- 642.
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.
Herzberg, C. and Zhang, J. (1996( Melting experiments on anhydrous peridotite KLB- 1: compositions of magmas in the upper mantle and transition zone. Journal of Geophysical Research 101: 8271- 8295.
Hofmann, A. W. (1988) Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and the oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297- 314.
Kelemen, P. B., Hanghoj, K. and Greene, A. R. (2004) One view of the geochemistry of subduction- related magmatic arcs, with an emphasis on primitive andesite and lower crust. Elsevier, Amsterdam 3: 593- 659.
Keskin, M. (2003) Magma generation by slab steepening and break- off beneath a subduction- accretion complex: an alternative model for collision- related volcanism in eastern Anatolia, Turkey. Geophysical Research Letters 30(24): 8046.
Khademian, F., Monsef, I. and Rahgoshay, M. (2018) Petrogenesis and geochemistry of the Eocene volcanic sequence in the northeast of Zanjan: Implications for active continental margin magmatism in the Alborz- Azarbaijan Zone. Iranian Journal of Petrology 9(33): 191- 206 (in Persian).
Kheirkhah, M., Allen, M. B. and Emami, M. (2009) Quaternary syn- collision magmatism from the Iran/Turkey borderlands. Journal of Volcanology Geothermometry Research 182: 1- 12.
Kheirkhah, M., Neill, I., Allen, M. B and Ajdari, K. (2013) Small-volume melts of lithospheric mantle during continental collision: Late Cenozoic lavas of Mahabad, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences 74: 37–49.
Kirchenbaur, A., Műnker, C. and Marchev, P. (2009) The HFSE budget of post- collisional high- K basalts and shoshonites. Geochimica et Cosmochimica Acta 73: A660.
Kirchenbaur, M. and Műnker, C. (2015) The behavior of the extended HFSE group (Nb, Ta, Zr, Hf, W, Mo) during the petrogenesis of mafic K- rich lavas: the Eastern Mediterranean case. Geochimica et Cosmochimica Acta 165: 178- 199.
Kirchenbaur, M., Műnker, C., Schuth, S., Garbe- Schonberg, D. and Marchev, P. (2012) Tectonomagmatic constraints on the sources of Eastern Mediterranean K- rich lavas. Journal of Petrology 53: 27- 65.
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.
Lechmann, A., Burg, J. P., Ulmer, P., Guillong, M., Faridi, M. (2018) Metasomatized mantle as the source of Mid-Miocene- Quaternary volcanism in NW- Iranian Azarbaijan: Geochronological and geochemical evidence. Lithos 304-307: 311- 328.
Macdonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2000) The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth- Science Reviews 49: 1- 76.
Machado, A. T., Chemale, Jr. F., Conceicao, R. V., Kawaskita, K., Morata, D., Oteıza, O. and Schmus, W. R. V. ( 2005) Modeling of subduction components in the Genesis of the Meso- Cenozoic igneous rocks from the South Shetland arc, Antarctica. Lithos 82(3-4): 435- 453.
Mehrabi, B., Tale Fazel, E., Ghasemi Siani, M. and Eghbali, M. A. (2009) Investigation of mineralization and formation of Guluje copper - gold deposits (North Zanjan), based on mineralogy, geochemistry and fluid inclusions. Journal of Science, University of Tehran 199: 185- 205 (in Persian).
Moayyed, M. (2001) Petrological study of Alborz volcano- plutonic magmatic belt with special attitude on Hashtjin area. Ph.D. Thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).
Moritz, R., Rezeau, H., Ovtcharova, M., Tayan, R., Melkonyan, R., Hovakimyan, S., Ramazanov, V., Selby, D., Ulianov, A., Chiaradia, M. and Putlitz, B. (2016) Long- lived, stationary magmatism and pulsed porphyry systems during Tethyan subduction to post- collision evolution in the southernmost Lesser Caucasus, Armenia and Nakhitchevan. Gondwana Research 37: 465- 503.
Nabatian, G. and Ghaderi, M. (2013( Oxygen isotope and fluid inclusion study of the Sorkhe- Dizaj iron oxide- apatite deposit, NW Iran. International Geology Review 55: 397- 410.
Neill, I., Meliksetian, K., Allen, M. B., Navarsardyan, G. and Karapetyan, S. (2013) Pliocene- Quaternary volcanic rocks of NW Armenia: magmatism and lithospheric dynamics within an active orogenic plateau. Lithos 180-181: 200- 215.
Neill, I., Meliksetian, K., Allen, M. B., Navasardyan, G. and Kuiper, K. (2015) Petrogenesis of mafic collision zone magmatism: The Armenian sector of the Turkish- Iranian plateau. Chemical Geology 403: 24- 41.
Özdamar, Ş., Roden, M. F. and Roden, M. Z. ( 2017) Petrology of the shoshonitic Çambaşı pluton in NE Turkey and implications for the closure of the Neo- Tethys Ocean: Insights from geochemistry, geochronology and Sr- Nd isotopes. Lithos 284- 285: 477- 492.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19: 290- 300.
Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust:
a lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33: 267- 309.
Sajona, F. G., Maury, R. C., Bellon, H., Cotten, J. and Defant, M. J. (1996) High field strength element enrichment of Pliocene- Pleistocene island arc basalts, Zamboanga Penin- sula, western Mindanao (Philippines). Journal of Petrology 37: 693- 726.
Seghedi, I., Downes, H., Pecskay, Z., Thirlwall, M. F., Szakacs, A., Prychodko, M. and Mattey, D. (2001) Magma genesis in a subduction related post- collisional volcanic arc segment: the Ukrainian Carpathians. Lithos 57(4): 237- 262.
Shafaii Moghadam, H., Ghorbani, G., Zaki Khedr, M., Fazlnia, A. N., Chiaradia,M., Eyuboglu, Y., Santosh, M., Galindo Francisco, C., Lopez Martinez, M., Gourgaud, A. and Arai, S. (2014) Late Miocene K- rich volcanism in the Eslamieh Peninsula (Saray), NW Iran: Implications for geodynamic evolution of the Turkish- Iranian high plateau. Gondwana Research 26: 1028- 1050.
Shafaii Moghadam, H., Griffin, L. W., Kirchenbaur, M., Garbe- Schönberg, D., Zakie Khedr, M., Kimura, J., Stern, R., Ghorbani, Gh., Murphy, R., O'Reilly, S., Arai, Sh. and Maghdour- Mashhour, R. (2018) Roll- Back, extension and mantle upwelling triggered Eocene potassic magmatism in NW Iran. Journal of Petrology 59(7): 1417- 1465.
Shafaii Moghadam, H., Khademi, M., Hu, Z. C., Stern, R. J., Santos, J. F. and Wu, Y. B. (2015) Cadomian (Ediacaran- Cambrian) arc magmatism in the ChahJam- Biarjmand metamorphic complex (Iran): magmatism along the northern active margin of Gondwana. Gondwana Research 27: 439- 452.
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.
Sugden, P. J., Savov, I. P., Wilson, M., Meliksetian, K., Navasardyan, G. and Halama, R. (2019) The thickness of the mantle lithosphere and collision- related volcanism in the lesser Caucasus. Journal of Petrology 60: 199- 230.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological society of London, Special Publication 42: 313- 345.
Tchameni, R., Pouclet, A., Penary, J., Ganwa, A. and Toteu, S. F. (2006) Petrology and geochemistry of the Ndaoundere Pan- African granitoids in Central north Cameroon: implications for their sources and geological setting. Journal of African Earth Science 44(5): 511- 529.
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- alkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 333- 351.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist 95: 185- 187.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Unwin Hyman, London, UK.
Wilson, M., Tankut, A. and Gulec, N. (1997) Tertiary volcanism of the Galatia province, north- west Central Anatolia, Turkey. Lithos 42: 105- 121.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation product using immobile elements. Chemical Geology 20: 325- 343.
Wood, D. A. (1980) The application of a Th- Hf- Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science 50: 11- 30.
Yang, W. and Li, S. (2008) Geochronology and geochemistry of the Mesozoic volcanic rocks in Western Liaoning: implications for lithospheric thinning of the North China Craton. Lithos 102(1-3): 88- 117.
Yousefi, S. J., Moradian, A. and Ahmadipour, H. (2017) Petrogenesis of Plio- Quaternary basanites in the Gandom Beryan area, Kerman, Iran: geochemical evidence for the low- degree partial melting of enriched mantle. Journal of Earth Science 26: 284- 301.
Zhao, J. and Zhou, M. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusions in the Panzhihua district (SW China). Implication for subduction related metasomatism in the upper mantle. Precambrian Research 152: 27- 47.

Files

History

  • Receive Date: 22 January 2020
  • Revise Date: 06 June 2020
  • Accept Date: 20 June 2020

Share

How to cite

Statistics