Geochemistry and petrology of volcanic rocks in the south of Natanz (The middle part of Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc)

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant Prof.,Department of Geology,Payame Noor University, Tehran, Iran

2 Department of Geology,Payame Noor University, Tehran,Iran

Abstract

The south Natanz volcanic zone located in the central part of Urumieh-Dokhtar magmatic arc and the north of Isfahan. The area is dominated by the Eocene volcanic rocks ranging from acidic to intermediate and relatively basic affinity. Petrologically, they consist of rhyolite, dacite, andesite, basaltic trachyandesite and basaltic andesite. Mineralogically speaking, except for the acidic rocks, the other rocks are mainly made of plagioclase and clinopyroxene up. According to EPMA, the composition of clinopyroxene and plagioclase is augite and andesine to bytownite. Having features such as zoning and sieve texture in phenocrysts of plagioclase, roundness, and corrosion gulf in minerals belonging to the volcanic rocks reflecting the existence of unequilibrium during magma solidification. Considering geochemical features of these rocks, we can realize that they are calc-alkaline with potassium from intermediate to high LILE enrichment, and negative Nb-Ti anomalies. On the spider diagram, primitive mantle- normalized with Pb-enrichment can be seen which may be attributed to crustal assimilation. The negative anomalies of Nb and Ti on the spider diagram reflect subduction process, the crustal involvement in magmatism processes, or an indication of deficiency of these elements at the origin, the stability of Nb-Ti bearing phases during partial melting or separating these elements in the course of fractional crystallization process. The chondrite- normalized REE pattern points to LREE enrichment in comparison with HREE. The volcanic rocks studied have been originated in a magmatic arc.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

منطقة بررسی‌شده در شمال اصفهان و در محدود‌ه‌ای از طرق تا مزده میان طول‌های جغرافیایی´47°51 تا 52°51 خاوری و عرض‌های جغرافیایی 20°33 تا 27°33 شمالی جای دارد. جادة آسفالتة اصفهان- نطنز- کاشان مهم‌ترین راه ارتباطی این منطقه است. روستای مزده در فاصلة 35 کیلومتری نطنز و در نزدیکی بخش طرق جای دارد. برپایة پهنه‌بندی ساختاری ایران (Aghanabati, 2004)، این منطقه جزیی از بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر است (شکل 1). ترکیب سنگ‌های آذرین منطقه که از دیدگاه سن نسبی به ائوسن نسبت داده شده‏‏‌اند (Zahedi and Rahmati, 2000)، از واحد‌های کمابیش بازیک تا اسیدی تغییر می‏‏‌کنند. بخش بزرگی ازاین سنگ‌ها، سنگ‌های نسبتاً بازیک هستند. دیدگاه‏‏‌های گوناگونی دربارة تکامل زمین‌شناسی این ناحیه پیشنهاد شده‌اند؛‌ اما در میان آنها، ‌Berberian و Berberian (1981)، Moïne-Vaziri (1985) و Verdel و همکاران (2011) محیط زمین‌ساختی ناحیه را مرز فعال قار‌ه‌ای دانسته‌اند. به باور پژوهشگرانی مانند Alavi (1991) و Shahabpour (2007)، ویژگی‏‏‌های ناحیه با ماگماتیسم جزیره‌های کمانی همخوانی دارد. Pourhoseini (1981) روی سنگ‌های آذرین نطنز و با تمرکز روی واحد‌های آذرین درونی پژوهشی داشته است. Honarmand (2006) سنگ‌نگاری و سنگ‏‌شناسی توده‏‌های آذرین درونی ناحیة نطنز را بررسی کرده است. Dabiri (2006) زمین‏‌شیمی و سنگ‏‌شناسی سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری کاشان را بررسی کرده است. Ghorbani و همکاران (2014) به بررسی تحولات زئودینامیکی بخش میانی پهنة کمان ماگمایی ارومیه- دختر پرداخته‌اند. Ahmadi Vartooni (2015) نیز سنگ‌زایی سنگ‌های آتشفشانی جنوب‌باختری نطنز را بررسی کرده است.

با مروری که در بررسی‌های سنگ‏‌شناسی ناحیه نطنز انجام شد، می‌توان دریافت بیشتر بررسی‌ها روی توده‏‌های آذرین درونی نطنز متمرکز بوده‌اند و به توالی آتشفشانی منطقه کمتر پرداخته شده است. این نوشتار بر آنست که واحد‌های آتشفشانی ناحیه نطنز را با تأکید بر داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی جدید، به‌گونة جدی‌تری کنکاش کند.

 

 

 

شکل 1- جایگاه محدودة بررسی‌شده روی نقشة پهنه‏‌های رسوبی- ساختاری ایران برپایة نقشة پیشنهادیِ Aghanabati (2004)



زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة بررسی‌شده در بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه دختر جای دارد. واحد‌های سنگی تریاس بالایی و ژوراسیک زیرین (لیاس) از جنس شیل با لایه‏‏‌هایی از ماسه‏‌سنگ و آهک آمونیت‏‌دار از کهن‏‌ترین برونزد شناخته‌شدة آن هستند که در بخش‏‏‌های جنوب و باختر روستای مزده رخنمون پیدا کرده‏‏‌اند (Zahedi and Rahmati, 2000). واحد‌های منتسب به ائوسن در منطقه با کنگلومرا آغاز شده‌اند و با واحد‌های آذرین شامل آندزیت‌بازالتی، آندزیت، ریولیت و نهشته‏‏‌های آذرآواری ادامه می‏‌یابند (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة 100000/1 طرق (Zahedi and Rahmati, 2000)

 


گدازه‏‏‌های آندزیت‌بازالتی با بافت پورفیری در آغاز جادة روستای مزده رخنمون دارند و با گسل‏‏‌های عرضی قطع شده‏‏‌اند. بخش‏‏‌های گسترده‌ای از شمال، جنوب و خاور روستای مزده دربرگیرندة واحد‌های سنگی از جنس تراکی‏‌آندزیت، داسیت و سنگ‌های آذرآواری به سن ائوسن بالایی هستند. در خاور روستای مزده، توالی توف و گدازه‏‏‌های آندزیتی دیده می‏‌شود که ترکیب گدازه‎های آن در جنوب‌خاوری به آندزیت‌بازالتی تغییر می‏‏‌یابد. در شمال طار نیز گدازه‏‏‌های آندزیتی و تراکی‏‌آندزیتی همراه با لیتیک‌توف دیده می‏‏‌شوند. جوان‌ترین واحد سنگی ناحیه، تراورتن‏‏‌های روشن رنگ هستند که در بخش جنوب طار واحد‌های سنگی دیگر را می‏‏‌پوشاند. رخنمون واحد دیوریتی Dm در خاور روستای مزده به‌چشم می‏‏‌خورد (شکل 3- A). همچنین، واحد سنگی E23 در شمال– شمال‌باختری روستای مزده نیز رخنمون دارد که در این منطقه با واحد ریولیتی Rd قطع شده است. روند این دایک فلسیک شمال‌باختری- جنوب‌خاوری است (شکل 3- B).

 

 

 

شکل 3- A) نماییاز رخنمون واحد E23 (گدازه‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی) که با واحد دیوریتی DM پوشانده شده است (خاور روستای مزده)؛ B) رخنمون دایک اسیدیRdدر نمایی از واحدسنگیE23(شمال- شمال‌باختری روستای مزده)

 


روش انجام پژوهش

برای بررسی زمین‏‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز، هنگام انجام بررسی‌های صحرایی، 21 نمونه با کمترین میزان دگرسانی، برای تجزیة عنصرهای اصلی برگزیده شدند و در آزمایشگاه XRF دانشگاه Naruto ژاپن با دستگاه XRF(WD) مدل Rigaku تجزیه شده‏‏‌اند (داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند). سپس برای سنجش عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب، 14 نمونة سنگ‌های آذرین منطقه به شـرکت ALS Minerals کانـادا فرستاده شدند تا با دستگاه ICP-MS مدل Perkin-Elmer Elan 6000 تجزیه شوند (داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 2 آورده شده‌اند).

 

سنگ‏‌شناسی

رده‏‏‌بندی سنگ‌های آتشفشانی منطقه برپایة رده‏‏‌بندی پیشنهادیِ Le Bas و همکاران (1986) انجام شد. برپایة این رده‌‌بندی، واحد‏‏‌های سنگی در محدوده‏‏‌های ریولیت، داسیت، آندزیت، تراکی‏‌آندزیت‌بازالتی و آندزیت‌بازالتی جای گرفته‌اند. براین پایه، سنگ‌های منطقه به گروه‏‏‌های اسیدی، حد واسط و کمابیش بازیک رده‌بندی می‌شوند. همچنین، برای بررسی درستی کار، رده‌بندی پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) نیز که برپایة عنصرهای نامتحرک پایه‌گذاری شده است به‌کار برده شد. نتایج مشابهی با نمودار پیشنهادیِ Le Bas و همکاران (1986) به‌دست آمد.

 

سنگ‌های اسیدی

این سنگ‌ها شامل ریولیت و داسیت‏‏‌های منطقه هستند که بیشتر با بافت‏‏‌های هیالوپورفیری و وزیکولار دیده می‏‏‌شوند. کوارتز، پلاژیوکلاز و سانیدین از مهم‌ترین فنوکریست‏‏‌های سازندة آنها هستند. بلور‏‏‌‏‏‌های کوارتز بیشتر با خوردگی خلیجی‌شکل به‌چشم می‏‏‌خورند و این خوردگی خلیجی در کانی‌ها از ویژگی‌های سنگ‌های گداز‌ه‌ای و نشانة شرایط نبود تعادل هنگام تبلور ماگماست (Tsuchiyama, 1985; Singer et al., 1995; Zellmer et al., 2003) (شکل 4- A).

 

 

جدول 1- داده‌های عنصرهای اصلی (برپایة Wt%) به‌دست‌‌آمده از تجزیة زمین‏‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز با روش XRF

Sample No.

GM3

GM12

GM9

GT5.1

GM2

GT4

GT8

GM1

GM4

GM18

GM15

SiO2

71.72

67.92

65.8

65.22

64.36

64.34

62.29

61.57

58.97

58.44

56.02

TiO2

0.66

0.43

0.82

0.49

0.93

0.53

0.54

0.94

0.93

0.74

1.46

Al2O3

13.94

13.55

14.92

14.37

14.95

15.18

16.26

15.24

15.68

16.59

14.79

Fe2O3t

1.86

3.46

4.96

4.11

6.32

4.88

5.62

7.01

7.78

7.39

10.3

MnO

0.02

0.05

0.08

0.1

0.13

0.09

0.07

0.12

0.15

0.11

0.19

MgO

0.27

0.8

1.38

1.39

1.74

2.01

1.49

1.89

4.02

3.75

3.59

CaO

1.09

1.51

2.65

4.09

3.7

3.84

2.72

3.52

5.07

6.49

5.33

Na2O

4.86

3.49

4.17

4.32

4.62

4.31

5.17

4.58

3.7

3.46

4.81

K2O

3.06

4.65

3.32

1.81

0.97

2.08

1.66

2.03

1.96

1.54

1.02

P2O5

0.08

0.08

0.21

0.09

0.2

0.09

0.09

0.21

0.19

0.13

0.31

Total

97.56

96

98.31

95.99

97.92

97.35

95.91

97.11

98.45

98.64

97.82

LOI

2.46

4

1.69

4

2.09

2.64

4.1

2.9

1.56

1.35

2.08

Na2O/K2O

1.58

0.75

1.25

2.38

4.76

2.07

3.11

2.25

1.88

2.24

4.71

Sample No.

GM10

GM19

GM17

GM14

GM8.a

GM7

GM16

GT10

GM13

GT6

 

SiO2

55.38

54.91

54.9

54.67

53.09

52.82

52.07

51.99

51.98

51.6

 

TiO2

1.06

0.92

1.03

0.94

1.35

1.52

0.91

1.95

0.99

1.17

 

Al2O3

18.05

16.96

16.78

16.21

16.53

15.31

16.48

13.63

17.07

18.02

 

Fe2O3t

7.91

8.3

8.65

10.11

9.68

10.56

9.3

11.85

10.48

10.1

 

MnO

0.15

0.21

0.17

0.16

0.14

0.18

0.14

0.22

0.13

0.21

 

MgO

2.73

3.67

3.65

4.28

3.12

3.04

4.58

3.18

4.06

4.83

 

CaO

8.8

6.75

8.07

8.65

8.71

8.88

8.42

6.81

8.43

9.89

 

Na2O

2.87

3.73

2.63

2.73

2.59

2.42

2.41

3.32

2.41

2.4

 

K2O

1.23

2.4

1.24

0.91

0.59

1.14

1.15

1.3

0.53

0.55

 

P2O5

0.19

0.18

0.2

0.1

0.31

0.36

0.1

0.43

0.11

0.16

 

Total

98.37

98.03

97.32

98.76

96.11

96.23

95.56

94.68

96.19

98.93

 

LOI

1.62

1.97

2.68

1.23

3.89

3.78

4.44

5.31

3.82

1.07

 

Na2O/K2O

2.33

1.55

2.12

3

4.38

2.12

2.09

2.55

4.54

4.36

 

 

جدول2- داده‌های عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب (برپایة ppm) به‌دست‌‌آمده از تجزیة زمین‏‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز با روش ICP-MS

Sample No.

GM10

GM12

GM14

GM16

GM17

GM18

GM19

GM3

GM7

GM9

GT10

GT4

GT6

GT8

Ba

340

222

211

300

316

345

492

888

456

2260

482

545

141.5

265

Rb

24.4

102

15.3

17.5

23.8

41.5

106.5

78.9

17.9

72

27.6

54

15.5

45.2

Sr

333

196

281

283

292

238

342

156

319

404

330

243

340

140.5

Cs

0.63

0.67

0.39

1.19

0.47

1.76

7.1

0.96

0.61

2.06

1.97

1.34

3.55

4.73

Ga

19.7

14.8

19.1

16.9

17.1

16.7

18.7

17

18.1

16

19.9

16.1

18.6

15.5

Ta

0.6

1.2

0.5

0.4

0.6

0.7

0.6

156

0.8

1.3

1

0.7

0.5

0.7

Nb

7.3

15.7

4.2

3.5

7.2

6.8

7.5

19

12

15.1

14.7

8

4.6

7.1

Hf

3.7

8.6

2.1

2.3

3.9

3.3

3.5

8.1

5.3

7.3

6

4.4

2.1

3.4

Zr

130

322

74

70

132

121

122

294

188

271

229

150

74

128

Y

30.5

42.1

22.4

20.5

29.4

24.9

26.9

36.4

40.6

44.5

50

28.3

21.3

20.1

Th

5.75

15.4

3.3

3.22

5.37

5.26

4.5

10.8

6.21

12.7

6.91

8.25

1.61

6.55

U

1.61

4.45

1.12

0.99

1.59

1.61

1.37

2.99

1.7

3.69

1.82

2.43

0.52

1.65

Pb

4

2

3.8

4.1

5.4

7.4

5.7

5.6

6.2

1.7

15.3

4.4

16.8

6

V

248

26

329

282

235

172

233

26

264

57

401

89

291

112

La

19

29.2

10.7

11.2

18

17.7

18.2

31.3

27.8

30.8

33

21.7

9.5

17.4

Ce

37.5

61.4

22

21.7

36.9

33.8

36.3

60.4

56

63.5

65.9

41.2

19

32.3

Pr

4.49

7.26

2.8

2.84

4.52

4.17

4.51

7.74

6.88

7.63

8.12

4.72

2.51

3.91

Nd

20.4

30.1

12.3

12.3

19.9

17.2

19.9

29.3

29.7

32.6

36.6

19.3

12

15.4

Sm

4.71

6.2

2.75

3.07

4.79

3.98

4.18

5.63

6.95

7.18

8.28

4.44

2.91

3.27

Eu

1.08

1.11

0.92

0.88

1.01

1.11

1.06

1.11

1.59

1.24

1.92

0.88

1.01

0.8

Gd

5.06

6.34

3.61

3.31

5.07

3.95

4.54

5.42

7.1

7.13

8.73

4.06

3.81

3.28

Tb

0.81

1.09

0.6

0.6

0.85

0.67

0.68

0.89

1.19

1.12

1.38

0.74

0.6

0.53

Dy

5.24

7.05

3.86

3.68

5.16

4.37

4.53

6.02

7.41

7.07

8.56

4.53

3.72

3.35

Ho

1.03

1.52

0.86

0.82

1.19

0.82

0.98

1.38

1.53

1.48

1.93

0.94

0.82

0.64

Er

3.07

4.48

2.31

2.42

3.13

2.56

2.63

3.93

3.95

4.1

4.96

2.9

2.3

2.07

Tm

0.47

0.73

0.42

0.41

0.53

0.39

0.46

0.71

0.62

0.71

0.78

0.43

0.37

0.36

Yb

3.09

4.7

2.63

2.35

3.18

2.72

2.99

4.73

4.2

4.47

4.88

2.89

2.12

2.25

Lu

0.47

0.78

0.4

0.36

0.48

0.4

0.41

0.71

0.6

0.66

0.78

0.49

0.32

0.36

LREE

92.24

141.61

55.08

55.3

90.19

81.91

88.69

140.9

136.02

150.08

162.55

96.3

50.74

76.36

HREE

14.18

20.35

11.08

10.64

14.52

11.93

12.68

18.37

19.5

19.61

23.27

12.92

10.25

9.56

LREE/HREE

6.5

6.96

4.97

5.2

6.21

6.87

6.99

7.67

6.98

7.65

6.99

7.45

4.95

7.99

Eu/Eu*

0.22

0.17

0.28

0.27

0.2

0.28

0.24

0.2

0.22

0.17

0.22

0.2

0.3

0.24

 


سنگ‌های حد واسط

این گروه از سنگ‌ها بیشتر ترکیب آندزیت و گاه تراکی‏‌آندزیت‌بازالتی دارند. بافت‏‏‌های شاخص در این گروه از سنگ‌ها هیالومیکرولیتی پورفیریک، آمیگدالوییدال و تراکیتی هستند. این نمونه‏‏‌ها فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز و در برخی نمونه‏‏‌ها کوارتز به مقدار کم و کانی‌های مافیکی مانند کلینوپیروکسن و آمفیبول دارند که در بیشتر نمونه‌ها به کلریت دگرسان شده‏‏‌اند.

پلاژیوکلازها گاه با کانی‌های کلریت و اپیدوت جانشین شده‏‏‌اند. همچنین، برپایة بررسی‌های ریزکاوالکترونی Ghadirpour (2017)، در کانی پلاژیوکلاز منطقه‌بندی‏‏‌ بیشتر از نوع نوسانی است. این ویژگی از نشانه‏‏‌های شرایط نبود تعادل هنگام تبلور ماگماست (Shelley, 1993) و احتمالاً در پی بالاآمدن سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب و فرایند‌های آلایش و هضم روی داده است (Tsuchiyama, 1985; Singer et al., 1995; Zellmer et al., 2003). از سوی دیگر، به باور بسیاری از پژوهشگران، منطقه‌بندی نوسانی پیامد فرایند آمیختگی ماگمایی است (Shelley, 1993) (شکل 4- B).

سنگ‌های نسبتاً بازیک

بیشتر نمونه‏‏‌های بررسی‌شده در منطقه آندزیت‏‏‌های بازالتی هستند. بافت‏‏‌های مشخص در این گروه سنگی بیشتر گلومروپورفیریک و وزیکولار هستند. این دسته از سنگ‌های آتشفشانی فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز دارند که با ماکل و منطقه‏‌بندی زیبا به‌چشم می‏‏‌خورند. افزون‌بر ‏‏‌این، پلاژیوکلازها به‌صورت میکرولیت در زمینة سنگ نیز دیده می‏‏‌شوند. همچنین، فنوکریست نیمه‏‌شکل‏‌دار کلینوپیروکسن با مقاطع هشت‌گوش و ماکل ساده دیده می‏‏‌شود (شکل 4- C). بافت هیالوپورفیریک نیز از بافت‏‌های رایج در سنگ‌های بررسی‌شده است (شکل 4- D).

 

 

 

شکل4- A) فنوکریست کوارتز (Qz) (Kretz, 1983) با حاشیة خلیجی در یک ریولیت؛ B) پلاژیوکلاز (Pl) با منطقه‌بندی نوسانی در یک آندزیت؛ C) نمایی از یک بلور کلینوپیروکسن (Cpx) با ماکل ساده؛ D) نمایی از بافت هیالوپورفیریک (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)



شیمی کانی‌ها

پیروکسن: پیروکسن درگروه‏‏‌های سنگی آندزیت‏‏‌ها و آندزیت‌بازالتی دیده می‏‏‌شود. همة پیروکسن‏‌ها از نوع کلینوپیروکسن هستند و ترکیب بیشتر آنها اوژیت است ( Ghadirpour et al., 2019).

فلدسپار: ترکیب پلاژیوکلازها در بازة ترکیبی کمابیش گسترد‌ه‌ای از آندزین تا لابرادوریت و بیتونیت در نوسان است. نمونه‏‏‌های اسیدی بیشتر ترکیب آندزین، گروه‏‏‌های سنگی حد واسط و کمابیش بازیک به‌ترتیب ترکیب لابرادوریت و بیتونیت تا آنورتیت نشان می‏‏دهند.

کانی‌های تیره: برپایة بررسی‌های‌ Ghadirpour (2017) با ریزکاوالکترونی، ترکیب بیشتر کانی‌های کدرِ سنگ‌های بررسی‌شده تیتانومگنتیت است.

 

بررسی زمین‏‌شیمی و فرایند‌های مؤثر در تحول ماگما

ترکیب شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی محدودة بررسی‌شده در محدود‌ه‌ای از سیلیس برابربا 51/73 تا 15/52 درصدوزنی در نوسان است و میانگین سیلیس این سنگ‌ها برابربا 90/59 درصدوزنی است. مجموع عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O) آنها برابربا 1/8 تا 5/2 درصدوزنی است. میانگین TiO2 و Al2O3 به‌ترتیب 6/0 و 2/14 درصدوزنی است.

روند‌های پیوسته تغییرات اکسید‌های عنصرهای اصلی (به‌ویژه اکسید‌های آهن، منیزیم و کلسیم) گواهی بر روند تحول شیمیایی ماگما دانسته می‌شوند (شکل 5). همچنین، برپایة یک دید کلی، همواره یک طیف گسترده میان گروه‏‏‌های سنگی گوناگون دیده ‏‏‌می‏‏‌شود (اسیدی، حد واسط و کمابیش بازیک). این حالت به میزان سیلیس این سنگ‌ها مربوط می‏‏‌شود. در این نمودارها (شکل 5) روند‏‏‌های خطی به‌خوبی دیده می‏‏‌شوند. این نکته نشان می‌‌دهد سنگ‌های منطقه پیامد فرایند جدایش بلورین به‌ روش تبلوربخشی هستند. روند‏‏‌های کاهشی در عنصرهایی مانند MgO، Fe2O3t و TiO2 پیامد تبلور کلینوپیروکسن، اکسید‏‏‌های آهن و تیتانیم هستند. همچنین، این روند کاهشی در عنصرهای دیگری مانند Al2O3 وCaO نیز دیده می‌شود. این ویژگی پیامد تبلور پلاژیوکلاز است. عنصرهایی مانند K2O و Na2O روند افزایشی نشان می‏‏‌دهند (شکل 5). همگام با افزایش سیلیس، مقدار پتاسیم و سدیم رو به افزایش است که این پدیده به تبلور فلدسپارها نسبت داده می‌شود (شکل 5).

برپایة روند تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر سیلیس، گمان می‌رود فرایند تبلوربخشی مهم‌ترین عامل تغییرات زمین‏‌شیمیایی در سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز بوده است. روند خطی که در نمودار سیلیس دربرابر Zr/Nb دیده می‏‏‌شود پیامد تبلوربخشی است که به‌خوبی در شکل 6- A دیده می‌شود. نمودار دیگری که تبلوربخشی سنگ‌های آتشفشانی منطقه را نشان می‌دهد، نمودار Zr دربرابر Y است (شکل 6- B). در این نمودار، روند خطی با روند Fractional crystallization همخوانی دارد و همان‌گونه‌که گفته شد، تبلوربخشی نقش به‌سزایی در پیدایش سنگ‌های آتشفشانی منطقه دارد. افزون‌بر این در شکل 6- B، همبستگی مثبت دو عنصر Zr و Y دیده می‌شود. به باور Atherton و همکاران (1985)، این رفتار نشانة تبلوربخشی کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز است.

 


 

شکل 5- نمودار‌های هارکر (اکسید عنصرهای اصلی دربرابر سیلیس) برای سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز

شکل 6- سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز در: A) نمودار SiO2 دربرابر Zr/Nb (Tankut et al., 1998)؛ B) نمودار Zr دربرابر Y (Abdollah et al., 1997) (Fc: تبلوربخشی؛‌Pm: ذوب‌بخشی؛‌ نماد نمونه‌ها همانند شکل 5)

 


تعیین سرشت ماگمایی

در نمودار SiO2 دربرابر K2O، نمونه‏‏‌های آندزیت‌بازالتی، آندزیت و بیشتر نمونه‏‏‌های داسیتی در محدودة کالک‏‌آلکالن جایابی شده‌‏‏‌اند. برخی نیز در مرز محدودة توله‌اتی جای گرفته‌‏‏‌اند. همچنین، برخی نمونه‏‏‌های ریولیت، تراکی‏‏‌آندزیت‌بازالتی نیز در محدودة کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا دیده می‌شوند (شکل 7- A). در نمودار ARدربرابر SiO2 نیز نمونه‏‌ها در بخش کالک‌آلکالن جای گرفته‌‏‏‌اند (شکل 7- B).

 

 

 

شکل 7- سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز در: A) نمودار SiO2دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار ARدربرابر SiO2 (برپایة درصدوزنی) (Wright, 1969) (AR= Al2O3+CaO+(Na2O+K2O))/(Al2O3+CaO-(Na2O+K2O))) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5)

 


بررسی جایگاه زمین‌ساختی پیدایش ماگما

همان‌گونه‌که گفته شد بیشتر نمونه‏‏‌های منطقة بررسی‌شده در محدودة کالک‌آلکالن جای گرفته‌اند. برپایة این رده‌بندی برای نشان‌دادن جایگاه زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة گدازه‏‏‌های منطقه از نمودار پیشنهادیِ Van Staal و همکاران (2007) بهره گرفته شد (شکل 8- A). شکل 8- B که برپایة نمودار پیشنهادیِ Brown و همکاران (1984) رسم شده است. در این شکل، بیشتر سنگ‌های منطقه در گسترة کمان‏‏‌های ماگمایی جوان و نابالغ (Immature Arc) یا مراحل آغازین پیدایش کمان ماگمایی جای گرفته‏‏‌اند. به باور Shahabpour (2007)، ستبرای کم پوستة ایران مرکزی هنگام فرورانش (نزدیک به 35 کیلومتر) چه‌بسا نقش اصلی در نزدیکی ترکیبی این سنگ‌ها با جزیره‌های کمانی را داشته است.


 

 

شکل 8- سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز در: A) نمودار Y دربرابر Nb/Th (Van Staal et al., 2007)؛ B) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984) (Non-arc: E-MORB، N-MORB، OIB؛ D-arc: depleted arc) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5)

 

 

همچنین، برای شناخت جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های ناحیه نمودار پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) به‌کار برده شد. این نمودار معمولاً برای تفکیک پهنة زمین‌ساختی گرانیت‏‏‌ها به‌کار می‏‏‌رود؛ اما از آن برای تمایز پهنة زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی اسیدی تا حد واسط نیز استفاده می‌شود. ازاین‌رو، در این بخش با به‌کارگیری این نمودار به بررسی خاستگاه زمین‌ساختی نمونه‏‏‌هایی با سیلیس بیشتر از 60 درصدوزنی پرداخته شده است (داسیت و ریولیت). بر پایة این نمودار، سنگ‌ها در محدودة VAG (کمان ماگمایی مرتبط با فرورانش) جایابی شده‏‏‌اند (شکل 9- A).

همچنین، نمودار پیشنهادیِ Wood (1980) (شکل 9- B) برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی سنگ‌های بررسی‌شده به‌کار برده شد. این نمودار افزون‌بر بازالت‏‏‌ها، برای گدازه‏‏‌های حد واسط تا اسیدی نیز کاربرد دارد. این نمودار برپایة عنصرهای HFS نامتحرکی مانند Zr، Nb و Th پایه‌گذاری شده است که انواع گدازه‏‏‌ها را برپایة پهنة زمین‌ساختی جدا می‌کنند. عواملی مانند گوة گوشته، پوستة اقیانوسی فرورو، ستبرای پوسته و شیب فرورانش بخش‌های اصلی کنترل‌کنندة ماگماتیسم در کمان‏‌های ماگمایی هستند.

رسوب‌های فرورانده‌شده از فاکتور‌های مؤثر در پیدایش سنگ‌های منطقه هستند. عنصر Th در تعیین نقش رسوب‌های فرورونده در سیستم‏‌های کمان ماگمایی ناشی از فرورانش اهمیت به‌سزایی دارد. این عنصر بسیار پابرجا یا ساکن است و در هنگام آبزدایی پوستة اقیانوسی فرورو وارد آبگون‌های غنی از عنصرهای متحرک مانند LILE نمی‌شود. ازاین‌رو، انتظار می‌رود در سیستم ماگمایی وابسته به پهنة فرورانش، نسبت عنصرهای LILE به Th افزایش یابند؛ زیرا فرایند غالب در این سیستم‏‌ها، آبزدایی پوستة فرورو و افزوده‌شدن آبگون‏‌های سرشار از عنصرهای LILE به درون گوة گوشته‌ای است (Ulmer, 2001; Peslier et al., 2002; Kelemen et al., 2004; Turner et al., 2006). پایین‌بودن نسبت Ba/Th نشان‌دهندة نقش رسوب‌های فرورانده در پیدایش مذاب کمان ماگمایی است. انتقال Th به درون گوة گوشته‌ای در پی ذوب رسوب‌های فرورانده روی می‏‏‌دهد. برای تعیین رسوب‌های فرورانده، نمودار Th دربرابر Ba/Th به‌کار برده شد (شکل 9- C).

 

 

 

شکل 9- سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز در: A) نمودار دوتایی Y+Nb دربرابر Rb برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Pearce et al., 1984) (VAG، ORG، WPG و Syn–COLG به‌ترتیب معرف گرانیت‌های همزمان با برخورد، مرتبط با پهنة درون‌صفحه‌ای، مرتبط با پشته‏‌های اقیانوسی و مرتبط با کمان ماگمایی هستند)؛ B) نمودار سه‌تایی Wood (1980) برای تفکیک سنگ‌های آتشفشانی گوناگون (محدوده‏‏‌های نمایش‌داده‌شده در نمودار: (A) بازالت‏‏‌های MORB نوع N؛ (B) بازالت‏‌های MORB نوع E و توله‌ایت‏‏‌های درون‌صفحه‌ای؛ (C) بازالت‏‏‌های آلکالن درون‌صفحه‌ای؛ (D) بازالت‏‏‌های کمان‏‏‌های آتشفشانی و پهنة برخورد)؛‌ C) جایگاه سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز برپایة Th دربرابر Ba/Th (Hawkesworth et al., 1999) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5)


 

 

نمودارهای عنکبوتی که برپایة داده‏‏‌های پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای ترکیب گوشتة اولیه و داده‏‏‌های پیشنهادیِ Sun (1980) برای Chondrite بهنجارشده‏‏‌اند (شکل‌های 10- A و 10- B)، غنی‌شدگی در عنصرهایی مانند Pb و همچنین، Ba نشان می‏‏‌دهند. این ویژگی با آغشتگی پوسته مرتبط دانسته می‌شود. افزون‌بر این، گروهی از پژوهشگران، آنومالی مثبت باریم را ویژگیُ سنگ‌های پدیدآمده در پهنة فرورانش دانسته‏‏‌اند (Kamber et al., 2002; Atherton and Ghani, 2002). آنومالی منفی عنصرهایی مانند Nb و Ti در نمودار‌های عنکبوتی ویژگی ماگماتیسم وابسته به فرایند فرورانش، شرکت پوسته در فرایند‌های ماگمایی و یا نشانة فقر این عنصرها در خاستگاه، پایداری فاز‌های دارای این عنصرها هنگام ذوب‌بخشی و یا جدایش آنها هنگام فرایند جدایش بلورین است. ریولیت‏‏‌ها در مقایسه با داسیت‏‏‌ها و آندزیت‌بازالتی، تهی‌شدگی بیشتری از Ti نشان می‌دهند. به گفتة دیگر، تهی‏‏‌شدگی از عنصرهای HFSE و غنی‌شدگی از عنصرهای LILE که ویژگی ماگماتیسم در پهنه‌های فرورانش است (Saunders et al., 1980)، به‌خوبی در سنگ‌های این منطقه دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 10- سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز در: A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Sun, 1980) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5)

 

 

افزون‌بر این، الگوی یکپارچة عنصرهای خاکی کمیاب که برپایة داده‏‌های پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای ترکیب کندریت بهنجارشده است نشان‌دهندة خاستگاه یکسانِ سنگ‌های آتشفشانی این منطقه است. از سوی دیگر، در این نمونه‏‌ها، غنی‏‌شدگی آشکار از LREE دیده می‏‏‌شود که از ویژگی‏‏‌های سنگ‌های آتشفشانی کمان ماگمایی است. به باور Martin (1999)، آنومالی منفی اندک Eu برای آندزیت‌بازالتی و ریولیت‏‏‌ها و آنومالی منفی قوی Eu برای داسیت‏‏‌ها نشان‌دهندة سرشت کالک‏‌آلکالن ماگماست (شکل 11).

 

شکل 11- الگو‌های عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز (نماد نمونه‌ها همانند شکل 5)

برداشت

ترکیب سنگ‌های آتشفشانی جنوب نطنز طیف گسترده‌ای از سنگ‌های اسیدی، حد واسط و کمابیش بازیک را دربر می‏‏‌گیرد. آندزیت‏‏‌بازالتی، تراکی‏‏‌آندزیت‌بازالتی، آندزیت، داسیت و ریولیت از شمار این سنگ‌ها هستند. حاشیه‌های گردشده و خلیجی در کوارتز از مهم‌ترین ویژگی‏‏‌های میکروسکوپی هستند که در نمونه‏‏‌های بررسی‌شده دیده می‏‏‌شود. این ویژگی از ویژگی‌های سنگ‌های آتشفشانی و نشان‌دهندة شرایط نبود تعادل هنگام تبلور ماگماست. همچنین، وجود میانبار، بافت غربالی، منطقه‏‏‌بندی نوسانی در فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز به‌خوبی دیده می‏‏‌شوند و پیامد وجود شرایط عدم تعادل حین تبلور ماگما بوده و چه‌بسا در پی بالاآمدن سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، فرایند‌های آلایش، هضم و کاهش فشار حاکم بر ماگما روی داده‏‌اند. روند‌های روی نمودار‌های تغییرات عنصرهای اصلی و فرعی نشان‌دهندة خاستگاه یکسان و نقش تبلوربخشی به‌همراه آلایش در تحول ماگمای سازندة‏‌ی سنگ‌های منطقة بررسی‌شده است. به گفتة دیگر، تبلوربخشی نقش به‌سزایی در پیدایش سنگ‌های منطقه داشته است. سنگ‌های بررسی‌شده بیشتر سرشت کالک‌آلکالن دارند. پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های بررسی‌شده در محدودة کمان آتشفشانی است. روند‌های خطی دیده‌شده در نمودار‌های هارکر و همچنین، نمودار‌های Zr دربرابر Y نشان‌دهندة نقش مهم تبلوربخشی در پیدایش سنگ‌های منطقه هستند. همچنین، غنی‌شدگی مشخص سرب نشانة نقش آلایش ‌پوسته‌ای افزون‌بر تبلوربخشی، در پیدایش سنگ‌های منطقه است. از دیدگاه ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی، سنگ‌های منطقه کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا با غنی‌شدگی LILE و آنومالی منفی Nb و Ti هستند. آنومالی منفی Nb و Ti نشان‌دهندة ماگما‌های وابسته به پهنة فرورانش است. نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت، غنی‌شدگی LILE نسبت به HREE، آنومالی منفی اندک Eu برای آندزیت‌بازالتی و ریولیت‏‏‌ها و آنومالی منفی قوی Eu برای داسیت‏‏‌ها را نشان می‏‏‌دهد. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة سرشت کالک‌آلکالنِ سنگ‌های منطقه هستند.

References

Abdollah, J. A., Said, A. and Visona, D. (1997) New geochemical and petrographic data on the gabbro-syenite suite between Hargeysa and Berbera-Shiikh) Northern Somalia. Journal of African Earth Sciences 23(3): 363-373. DOI: 10.1016/j.jafrearsci.2020.104008
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Ahmadi Vartooni, A. (2015) Petrogenesis of volcanic rocks in the Southwest of Natanz. M.Sc. Thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).
Alavi, M. (1991) Tectonic map of the Middle East. Scale, 1: 500000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Atherton N. P. and Sanderson, L. M. (1985) Magmatism at a Plate Edge: The Peruvian Ands. Blackie, Glascow.
Atherton, M. P. and Ghani, A. A. (2002) Slab Breakoff: A Model for Caledonian, Late Granite Syncollisional Magmatism in the Orthotectonic (Metamorphic) Zone of Scotland and Donegal, Ireland. Lithos 62: 65-85. DOI: 10.1016/j.lithos.2020.105777.
Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Zagros Hindukush, Himalaya Geodynamic Evolution (Eds. Gupta, H. K. and Delany, F. M.) 5-32. American geophysical Union, Washington DC, US, DOI: 10.1029/95EO00198.
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 Geological Society London 141: 413-426. http://dx.doi.org/10.1144/jgs2020-110
Dabiri, R. (2006) Geology and geochemistry of volcanic rocks in the Northwest of Kashan. M. Sc. Thesis, Tarbiat Modares University, Tehran Iran (in Persian).
Ghadirpour, M. (2017) Petrology and geochemistry of volcanic rocks in south of Natanz (between Tarq and Mazdeh). M.Sc. Thesis, Payam-e-Noor University (in Persian).
Ghadirpour, M., Ahmadian, J., Sherafat, S. and Mackizadeh, M. A. (2019) Petrogenesis of Tarq-Mazdeh volcanic rocks based on clinopyroxene chemistry (South of Natanz, Urumieh Dokhtar volcanic belt). Journal of Econamic Geology 11(2): 305-320 (in Persian). DOI: 10.5382/econgeo.115.6.ip01.
Ghorbani, M. R., Graham, I. T. and Ghaderi, M. (2014) Oligocene- Miocene geodynamic evolution of the central part of Urumieh- Dokhtar Arc of Iran. International Geology Review 56(8): 1039-1050. DOI: 10.1080/00206814.2017.1405287
Hawkesworth, C., Kelley, S., Turner, S., Le Roex, A. and Storey, B. (1999) Mantle processes during Gondwana break-up and dispersal. Journal of African Earth Sciences 28(1): 239-261. DOI: 10.1016/j.jafrearsci.2020.104008
Honarmand, M. (2006) Study of petrography, petrology and petrogenesis of the Natanz plutonic complex with implication to the thermodynamic conditions of crystallization. M.Sc. Thesis, Tabriz University, Tabriz, Iran (in Persian).
Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-Mobile Trace Element Constraints on the Role of Slab Melting and Implications for Archean Crustal Growth Models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38-56. DOI: 10.1007/s00421-008-0955-8.
Kelemen, P. B., Hanghoj, K. and Greene A. R. (2004) One view of the geochemistry of subductionrelated magmatic arcs, with an emphasis on primitive andesite and lower crust. Treatise on Geochemistry 3: 593-659. DOI: 10.1016/BO-08-043751-6/03035-8
Le Bas M. J., Lemaitre, R. W., Streckeisen A. and Zanettin B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750. DOI: 10.1093/petrology/egy067.
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46: 411-429. DOI: 10.1016/j.lithos.2020.105777.
Moïne-Vaziri, H. (1985) Volcanisme tertiaire et quaternaire en Iran. Thesis d’Etat.  Université de Paris-Sud. Faculté des sciences d'Orsay, France.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. J. (1984) Trace element discrimination for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-83. DOI: 10.1093/petrology/egy067
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81. DOI: 10.1093/petrology/egy067.
Peslier A. H., Luhr J. F., Post J., (2002) Low water contents in pyroxenes from spinel-peridotites of the oxidized, sub-arc mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 201: 69-86. DOI: 10.1016/j.epsl.2008.06.027.
Pourhoseini F. (1981) Petrogenesis of Iranian plutons: A study of the Natanz and Bazman Intrusive complexes. Ph.D. Thesis, University of Cambridge, UK (Unpublished).
Saunders, A. D., Tarney, J. and Weaver, S. D. (1980) Tranveres geochemical variations across the Antartic Peninsula: implications for the genesis of calc-alkaline magma. Earth and Planetary Science Letters 46: 344-360. DOI: 10.1016/j.epsl.2020.
Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian volcanic belt. Journal of Asian Earth Sciences 30(5): 652-665. DOI: 10.1016/j.jseaes.2020.104555.
Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope: classification, textures, microstructures and mineral preferred-orientations. Chapman & Hall, London, UK.
Singer, B. S., Dungan, M. A. and Layne, G. D. (1995) Textures and Sr, Ba, Mg, Fe, K and Ti compositional profiles in volcanic plagioclase, clues to the dynamics of calcalkaline magma chmbers. American Mineralogist 80: 776-798. DOI: 10.2138/am-2020-7406
Sun, S. S. (1980) Lead isotope study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 297: 409-450. DOI: 10.1098/rsta.1980.0224
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313-345. DOI: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Tankut, A., Dilek, Y. and Önen, P. (1998) Petrology and geochemistry of the Neo-Tethyan volcanism as revealed in the Ankara melange, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 265-284. DOI: 10.1016/S0377-0273(97)85659-4.
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics 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. DOI: 10.1007/s00410-020-01732-x.
Turner, S., Regelous, M., Hawkesworth, C. and Rostami, K., (2006) Partial melting processes above subducting plates Constraints from 231Pa–235U disequilibria. Geochimica et Cosmochimica Acta 70:  480-503. DOI: 10.1016/j.gca.2016.
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. DOI: 10.1017/CBO9781139164467.
Van Staal, C. R. Whalen, J. B. McNichol, V. J. Pehrsson, S. Lissenberg, C. J. Zagorevski, A. van Breemen, O. and Jenner, G. A. (2007) The Notre Dame arc and the Taconic orogeny in  Newfoundland, 4-D Framework of Continental Crust, Robert D. Hatcher, Jr., Marvin P. Carlson, John H. McBride, José R. Martínez Catalán, Geological Society of America Publication. DOI, 10.3133/70007419.
Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare‐up in Iran. Tectonics 30(3). DOI: 10.1029/2010TC002809
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185–187. DOI: 10.2138/am.2007.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2003.08.003.
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 letters 50(1): 11-30. DOI: 10.1016/0012-821X(80)90116-8.
Wright, J. B. (1969) A simple alkalinity ratio and its application to mas: implications for lamprophyre fractionation and high Ba–Sr granite genesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 126: 199–215. DOI: 10.1016/0377-0273(84)90057-X.
Zahedi, M. and Rahmati, M. (2000) Geological map of Tarq, Scale 1:100000. Geological Survey and Mineral Exploration, Tehran, Iran.
Zellmer G. F., Sparks R. S. G., Hawksworth C. J. and Wiedenbeck, M. (2003) magma emplacement and remobilization timescale beneath Montserrant: Insight from Sr and Br zonation in plagioclase phenocrysts. Journal of Petrology 44(8): 1413-1431. DOI: 10.1093/petrology/egy067.

Files

History

  • Receive Date: 19 March 2019
  • Revise Date: 01 July 2020
  • Accept Date: 31 August 2020

Share

How to cite

Statistics