نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسنده

استادیار، گروه زمین‌شناسی، واحد مشهد، دانشگاه آزاد اسلامی، مشهد، ایران

چکیده

سنگ‌های آتشفشانی ‌منطقة بایرام‌آباد که در 12 کیلومتری ‌شمال‌باختری نیشابور رخنمون دارند. این سنگ‌های آتشفشانی دربردارندة واحدهای پالئوژن با ترکیب داسیت و آندزیت هستند. این سنگ‌ها بافت‌های گوناگون پورفیری، غربالی، جریانی و گلومروپورفیری نشان می‌دهند و پلاژیوکلاز و آمفیبول از کانی‌های اصلیِ سازندة آنها هستند. این گدازه‌ها ترکیب اسیدی و حد واسط کالک‌آلکالن دارند. یافته‌های ‌زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی بایرام‌آباد نشان می‌دهد این سنگ‌ها نسبت به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه از عنصرهای LILE دربرابر HFSE غنی‌شدگی دارند. نبود آنومالی منفی Eu، مقدارهای HREE کم (مانند ppm 23/1- 92/ 0Yb= و ppm 4/11- 7/8 Y=)، مقدار Sr بالا (ppm 1029- 293)، نسبت Sr/Y بالا (26/90- 08/29)، مقدار SiO2 بالا (89/65- 96/59‌ درصدوزنی) و نسبت K2O/Na2O کم (13/0- 27/0) نشان می‌دهند این سنگ‌ها سرشت آداکیتی دارند و در گروه آداکیت‌های غنی از سیلیس قرار می‌گیرند. ناهنجاری منفی در عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: Nb، P، Ti) و مقدار نسبت La/Nb که بیشتر از 12 است، ‌نشان‌دهندة ویژگی ماگماهای مرتبط با حاشیه فعال قاره‌ای برای این سنگ‌هاست. ماگمای سازندة این سنگ‌ها شاید از ذوب‌بخشی سنگ خاستگاه اکلوژیتی یا گارنت آمفیبولیتی پدیدآمده از دگرگونی ورقة اقیانوسی فرورانده‌شدة نئوتتیس سبزوار به زیر لبة جنوبی پهنة البرز خاوری در زمان میوسن پدید آمده باشد.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Petrography, geochemistry and petrogenesis of high-silica Adakitic rocks from Bayram Abad area in the northwest Neyshabour (Northeast of Iran)

نویسنده [English]

  • Mohammad Ebrahim Fazel Valipour

Assistant Professor, Department of Geology, Mashhad Branch, Islamic Azad University, Mashhad, Iran

چکیده [English]

The volcanic rocks of Bayram Abad area, located 12 km northwest of Neyshabour, are dominated by the Paleogene units composing of dacite and andesite rocks. The essential minerals of the rocks under study are plagioclase and amphibole with predominant textures including porphyry, sieve, trachytic and glomeroporphyritic. Composionally, they are acidic to intermediate and calc-alkaline affinity. The absence of negative Eu anomaly, low HREE values (i.e. Yb=0.92-1.11 ppm, Y=8.7-11.4 ppm), high Sr values (293-1029 ppm), high Sr/Y (29.08-90.26), high SiO2 content (59.96-65.89 wt%) and low K2O/Na2O (0.27-1.13) are remarkable geochemical criteria of the rocks studied. Moreover, Both Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns enriched in LREE with respect to HREE and normalized to primitive mantle spider diagram indicate that these rocks are adakitic in nature belonging to group of silica-rich adakites (HSA) The negative anomalies in HFSE (i.e. Nb, P, Ti) and high La/Yb (over 12) point to the characteristics of magmas associated with the continental active margin. It is possible that the parent magma generated by the melting of the eclogite or amohibolite garnet rocks resulting from the metamorphism of the Sabzevar Neotethys subducted oceanic slab underneath the southern edge of the eastern Alborz zone during the Miocene.
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • adakite
  • calc-alkaline
  • Miocene
  • Bayramabad
  • Neishabour

اصطلاح آداکیت عموماً دربارة ماگماهای پدیدآمده از ذوب صفحة اقیانوسی فرورو توصیف شده است. آداکیت‏‌ها‏‌ می‏‌توانند در پی جدایش بلورین ماگمای بازالتی، ذوب پریدوتیت آبدار، آمیختگی ماگمای بازالتی و ماگمای فلسیک جداشده از پوسته، ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین در پی نفوذ ماگمای بازالتی و ذوب‏‌بخشی ‏‌پوستة زیرین ضخیم‏‌شده یا ورقه‏‌ورقه‏‌شده پدید آیند (Xu et al., 2002; Guo et al., 2007). برای نخستین‌بار Kay (1978)، سنگ‏‌های آداکیتی را که در جزیره‏‌های آداک شناسایی شده بودند، برای توصیف داسیت‏‌ها و آندزیت‏‌های سدیم‏‌دار سرشار از آلومینیم و Sr به‏‌کار برد. Drummond و Defant (1990) و Martin (1999) آداکیت‏‌ها را سنگ‏‌هایی حد واسط تا اسیدی با ترکیب هورنبلند‌آندزیت تا ریولیت و داسیت دانستند که فنوکریست‏‌هایی از پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت دارند. فنوکریست ارتو- کلینوپیروکسن تنها در آندزیت‏‌های مافیک دیده‏‌ می‏‌شوند. آپاتیت، زیرکن، تیتانیت و تیتانومگنتیت از فازهای فرعی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند.

Defant و Kepezhinskas (2001) آداکیت‏‌ها را گدازه‏‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز، سرشار از سیلیس (بیشتر از56 ‏‌درصدوزنی)، آلومین (بیشتر از 15 درصد‏‌وزنی) و سدیم (بیشتر از 5/3 ‏‌درصدوزنی)‏‌ می‏‌دانند که در نمودار سه‌تایی کلسیم-سدیم-پتاسیم، در محدودة ترونجمیت جای‏‌ می‏‌گیرند. داشتن مقدارهای Sr بیشتر از ppm400، Y کمتر از ppm 18، نسبت Sr/Y بزرگ‌تر از40 و La/Yb بیشتر از20 از ویژگی‏‌های این سنگ‌ها هستند.

این سنگ‏‌ها بسیار متنوع هستند و در مقایسه با دیگر سنگ‏‌ها، در مرزهای فعال قاره‏‌ای نسبت‏‌های Sr/Y و La/Yb بالا و مقدارهای Y و Yb کمی دارند (Martin, 1999). به باور Martin و همکاران (2005)، آداکیت‏‌ها به دو گروه پرسیلیس و کم‌سیلیس دسته‌بندی‏‌ می‏‌شوند. آداکیت‏‌های پرسیلیس که MgO کمی دارند از ذوب مستقیم ‏‌پوستة زیرین و آداکیت‏‌های کم‌سیلیس که MgO بالایی دارند، از ذوب گوشته پدید‏‌ می‏‌آیند (Castillo, 2012).

در سال‏‌های اخیر، در بررسی‏‌های ‏‌زمین‏‌شیمیایی دقیق روی سنگ‏‌های آذرین پس از ائوسن در بخش‏‌های مختلف (مانند شمال باختری، شمال خاوری و خاور ایران) برخی از این سنگ‏‌ها آداکیت شناخته شده‏‌اند (Ghasemi et al., 2010; Jamshidi et al., 2014; Pirmohammadi Alishah, 2015; Modjarrad, 2015; Jamshidi et al., 2015a, b; Ghadami et al., 2015; Jalili Ghareh Ghaye et al., 2015; Rezaei et al. 2018).

به باور Soltani Dehnavi (2010) و برپایة بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی و ‏‌زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری شمال باختری نیشابور، ذوب لبة اقیانوسی فرورو پیدایش بازالت و آندزیت‏‌های بازالتی سرشار از Nb در این منطقه را در برداشته است. به باور ایشان سنگ‏‌های حد واسط و اسیدی این منطقه نیز در پی جدایش بلوری ماگمایی، آلودگی پوسته‏‌ای و حضور مقدارهایی از رسوب‌های فرورو هنگام فرورانش پدید آمده‏‌اند.

Aghabazzaz (2012) سنگ‏‌شناسی و ‏‌زمین‏‌شیمی آداکیت‏‌های شمال باختری نیشابور را بررسی کرده است. سنگ‏‌های داسیتی و ریوداسیتی بررسی‌شده ایشان فنوکریست‏‌های فراوان آمفیبول و به میزان کمتر بیوتیت و پیروکسن دارند و سرشت آداکیتی نشان می‌دهند. این سنگ‌ها از ذوب‏‌بخشی خاستگاه اکلوژیتی یا متابازالتی و واکنش آن با پریدوتیت‏‌های گوشته پدید آمده‏‌اند.

Shabanian و همکاران (2012) به بررسی ارتباط میان فعالیت‏‌های آتشفشانی کواترنری درون ورقه‏‌ای و ساختارهای دیده شده در ایران و خاور ترکیه پرداخته‏‌اند. ایشان ماگماتیسم درون ورقه‏‌ای در ناحیه مشکان در جنوب گنبدهای نیمه‌ژرف چکنه را پیامد گسل‏‌های راست‌لغز و معکوس دانسته‏‌اند. Mohammadi و همکاران (2015) برپایة داده‏‌های ایزوتوپی، به بررسی ‏‌زمین‏‌شیمی و سنگ‏‌زایی آداکیت‏‌های دامنة جنوبی نوار افیولیتی شمال سبزوار پرداخته‏‌اند و این آداکیت‏‌ها را پیامد ذوب‏‌بخشی خاستگاهی گارنت آمفیبولیتی دانسته‏‌اند. Fathabadi (2014) گنبدهای آداکیتی منطقه مقیسه در جنوب‌باختری سبزوار را بررسی کرد. به باور وی گمان‏‌ می‏‌رود ماگمای مادر این گنبدها از سنگ خاستگاهی اکلوژیتی یا گارنت‌آمفیبولیتی سرچشمه گرفته باشد که از دگرگونی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فروروی نئوتتیس سبزوار به زیر لبة جنوبی پهنة البرز خاوری پدید آمده است.

Taheri-Sarteshnizi (2017) برای نخستین‏‌بار به بررسی گنبدهای آداکیتی منطقه چکنه پرداخته است. در این مقاله برای نخستین‌بار زمین‏‌شناسی، ‏‌سنگ‏‌نگاری، ‏‌زمین‏‌شیمی و به‏‌ویژه ‏‌زمین‏‌شیمی ایزوتوپی گنبدهای آداکیتی منطقة بایرام‌آباد بررسی‏‌ می‏‌شود. همانند دیگر کمان‏‌های ماگمایی، بررسی این کمان و به‌ویژه گنبدهای آداکیتی آن روزنة ارزشمندی برای دریافتن فرایندهای درگیر در ذوب پوسته و گوشته در پهنه‏‌های فرورانش است. Azizi و همکاران (2014) بازالت‌های Nb بالای منطقة قروه (در پهنة سنندج- سیرجان) و Mazhari (2016) بازالت‏‌های Nb بالای جنوب‌باختری سبزوار را به ماگماتیسم آداکیتی وابسته دانسته‏‌اند.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

گنبد‏‌های آداکیتی منطقة بررسی‌شده در 12 کیلومتری ‏‌شمال‏‌باختری نیشابور و 2 کیلومتری شمال ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد در استان خراسان رضوی جای دارند. این گنبدها در ورقة 1:100000 نیشابور میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری 58 درجه و30 دقیقه تا 58 درجه و 36 دقیقه و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی 36 درجه و 18 دقیقه تا 36 درجه و 25 دقیقه در پهنة بینالود جای گرفته‏‌اند (شکل 1). واحد آتشفشانی پالئوسن که از کهن‏‌ترین سنگ‏‌های سنوزوییک این منطقه است دربردارندة داسیت، داسیت- آندزیت، توف و آگلومراست و گویای رخداد یک فعالیت آتشفشانی در آغاز سنوزوییک است. همبری زیرین این واحد در منطقه مشخص نیست؛ اما مرز بالایی آن با کنگلومرای پالئوسن- ائوسن به‏‌صورت تدریجی است. این مجموعه به‏‌صورت پیشرونده روی واحد آتشفشانی پالئوسن جای گرفته است. این کنگلومرا سیمایی سرخ‏‌رنگ دارد و جورشدگی و گردشدگی ضعیفی نشان می‌دهد. قطعات آهکی با سن کرتاسة بالایی در آن دیده‏‌ می‏‌شود. مجموعة آتشفشانی ائوسن در محدودة بررسی‌شده دربردارندة گدازه‏‌های آندزیتی، تراکی‏‌آندزیت، توف و آگلومراست. در برخی نقاط این سنگ‏‌ها حفره‌هایی دارند که با کلسیت یا کوارتز پر شده‌اند. کنگلومرای پالئوسن- ائوسن به‌طور کاملاً تدریجی با مجموعه‏‌ای از ماسه‌سنگ‏‌های گلاکونیت‏‌دار، کنگلومرای ریزدانه و آهک نازک‌لایه جایگزین‏‌ می‏‌شود. به‌سوی خاور، ستبرای لایه‏‌های آهک افزایش‏‌ می‏‌یابد. وجود فسیل‏‌های نومولیت و دیسکوسیکلین سن ائوسن زیرین آنها را نشان می‌دهد. سنگ‏‌های آذرین درونی در منطقه با جنس مونزونیت و دیوریت، به‏‌صورت توده‏‌ای کمابیش حجیم، واحد آهک و مارن ائوسن را قطع کرده‏‌اند.

برپایة شواهد چینه‏‌شناسی دو مرحلة مشخص و متفاوت آتشفشانی در نظر گرفته‏‌ می‏‌شود. در مرحلة نخست ‏‌آتشفشان فعالیت انفجاری داشته و با پیروکلاست‏‌هایی مانند خاکستر و بمب‏‌ها همراه بوده است و واحد‏‌های سنگی داسیتی را پدید آورده است. وجود ساختارهای پدیدآمده از انجماد (مانند درزة انقباضی؛ شکل 2- A) از ویژگی‏‌های داسیت‏‌ است. در ادامه، فعالیت ‏‌آتشفشان گدازه‏‌های آندزیتی را پدید آورده است. آغاز فعالیت ‏‌آتشفشان در آغاز پالئوسن و میانة ائوسن بوده است (شکل 1).

 


 

شکل 1- A) نقشة زمین‏‌شناسی ‏‌منطقة بایرام آباد برگرفته از نقشة 1:100000 نیشابور (سازمان زمین‏‌شناسی کشور، 1995)؛ B) جایگاه منطقة بررسی‏‌شده در نقشة واحد‏‌های زمین‏‌شناسی ایران (Stӧcklin, 1968)

 

شکل 1- ادامه

‏‌

شکل 2-تصاویر صحرایی منطقه بایرم آباد. A) سنگ داسیت با رنگ خاکستری و درزة انقباضی؛ B) حضور آندزیت روی داسیت در باختر ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (دید رو به شمال)

 

 

سنگ‏‌نگاری

برپایة بررسی‏‌های میکروسکوپی، سنگ‏‌های ولکانیک ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد به دو گروه آندزیت و داسیت رده‌بندی می‌شوند که در زیر به بررسی آنها پرداخته‏‌ می‏‌شود:

الف- آندزیت: این سنگ‏‌ها در نمونه‏‌های ماکروسکوپی، به رنگ خاکستری و سبز روشن دیده‏‌ می‏‌شوند. در‏‌ منطقة بایرام‏‌آباد آندزیت‏‌ها گسترش و حجم بیشتری دارند. بافت پورفیری این سنگ‏‌ها با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول در زمینه‏‌ای دانه‌ریز به‌خوبی مشخص است. بیشتر فنوکریست‏‌ها شامل پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین تا الیگوکلاز (65 تا70 ‏‌درصدحجمی) و هورنبلند (25 تا 30 ‏‌درصدحجمی) هستند و بافت‏‌های گوناگون پورفیری، غربالی، جریانی و گلومروپورفیری نشان می‌دهند. فراوانی پلاژیوکلاز نشان می‌دهد هنگام فوران ماگمای آندزیتی، پلاژیوکلاز فاز جامد گدازه بوده است (شکل‏‌های 3- B تا 3- D). پلاژیوکلازها منطقه‌بندی و ماکل پلی‏‌سینتتیک نشان‏‌ می‏‌دهند (شکل 3- A) که ‏‌نشان‏‌دهندة شرایط نا متعادل در هنگام فرایند تبلور ماگما هستند. بافت غربالی در پلاژیوکلاز‏‌ چه  بسا گواهی بر تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر ماگمای درحال تبلور است که معمولاً به‏‌دنبال کاهش فشار در پی بالا‏‌آمدن و گاززدایی ماگما، رویداد فرایند همرفت در آشیانه ماگمایی، آمیختگی ماگمایی، آلایش و یا ورود ماگمای داغ جدید رخ‏‌ می‏‌دهد (Stewart and Pearce, 2004). منطقه‏‌بندی ترکیبی در پلاژیوکلاز به تغییرات بزرگ مقیاس در پارامترهای دما، فشار، مقدار آب و ترکیب مذاب وابسته است و چه‌بسا با افزایش مذاب جدید به آشیانه ماگمایی همراه باشد (Foley et al., 2013). کلسیت و اپیدوت از کانی‏‌های ثانویه این سنگ‌ها هستند.

به باور Best (2003)، هنگام بالاآمدن ماگمای داغ، هورنبلند در مجاورت با محیط اکسیدان با هورنبلند بازالتی جانشین‏‌ می‏‌شود. زمینة سنگ بیشتر از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، به‌همراه کمی آمفیبول ساخته شده است. در بافت گلومروپورفیری تجمع بلورها و پیدایش گلومرول چه‌بسا معرف هسته‏‌بندی ناهمگن این بلورهاست (Kirkpatrichk, 1977). نیروی انبساطی و تنش برشی قطعه‏‌قطعه و برشی‏‌شدن بلورهای انباشتی در ماگما و پیدایش لخته‏‌های گلومروپورفیری را به‌دنبال داشته است که همراه با بالاآمدن مذاب، به بالا رانده‏‌ شده‌اند. به‌هم‌پیوستن گلومروپورفیرها در مذاب شاید به کاهش دما و افزایش گرانروی حاصل از آن وابسته باشد (Baker, 1998). در پایان، بالاآمدن و انجماد سریع مذاب‏‌های به‌جامانده پیدایش زمینه و دربرگرفتن تجمعات فنوکریستی و گلومروپورفیری قدیمی را در پی داشته است. کربنات و اپیدوت از کانی‏‌های ثانویه این سنگ‏‌ها هستند.

ب- داسیت: بافت اصلی این سنگ‏‌ها پورفیری با زمینة ریزدانه است. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز (55 تا60 ‏‌درصدحجمی)، بیوتیت و هورنبلند (25 تا30 ‏‌درصدحجمی) هستند و زمینه از بلورهای ریز پلاژیوکلاز و کوارتز ساخته‌ شده است. در برخی نمونه‏‌ها، بلورهای ریز سانیدین با ماکل کارلسباد سنگ را به‌سوی ترکیب تراکی‏‌داسیت نشان‏‌ می‏‌دهند (شکل 3- F). این سنگ‌ها بافت غربالی به‌همراه منطقه‌بندی نشان‏‌ می‏‌دهند. بافت غربالی‏‌ چه‌بسا ‏‌نشان‏‌دهندة آمیزش ماگمایی و یا ناپایداری بلورهای پلاژیوکلاز در هنگام حرکت پرشتاب ماگما به‏‌سمت بالا باشد (Stewart and Pearce, 2004). بافت‏‌های وابسته به رشد بلور به شکل غربالی، منطقه‌بندی و حاشیة واجذبی هستند که هنگام تغییر تعادل بلور- مذاب در پی تغییر دما، میزان آب، فشار و یا ترکیب مذاب درحال تبلور پدیدار‏‌ می‏‌شوند (Renjith, 2014). منطقه‌بندی‏‌ چه‌بسا در پی تبلور دو مرحله‌ای، تبلور پلاژیوکلاز در پی انتقال ماگمایی و تبلور دو مرحله‏‌ای در پی وقفه نیز روی می‌دهد (Nelson and Montana, 1992; Ustunisic et al., 2014). حضور هورنبلند نشانة وجود آب هنگام پیدایش ماگماست (White et al., 2014). بلورهای بیوتیت، نیمه‏‌شکل‏‌دارتا بی‏‌شکل هستند و گاه حاشیه کدر دارند و نزدیک به 15 ‏‌درصدحجمی فنوکریست‏‌ها را در بر‏‌ می‏‌گیرند (شکل 3- E).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از بافت‏‌ها و کانی‏‌های گنبد‏‌های ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد ‏‌شمال‏‌باختری نیشابور. A) بافت پورفیری با فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز (Pl) و هورنبلند (Hbl)، پلاژیوکلازها منطقه‌بندی زیبایی نشان‏‌ می‏‌دهند (آندزیت)؛ B) بافت گلومروپورفیری که به‌علت انباشته‌شدن بلورهای پلاژیوکلاز و هورنبلند پدید آمده است (آندزیت)؛ C) بافت جریانی که به‌علت قرارگرفتن میکرولیت‏‌ها و بلورهای پلاژیوکلاز پدید آمده است (آندزیت)؛ D) بافت غربالی بلورهای پلاژیوکلاز (آندزیت)؛ E) حاشیة اپاسیتی‌شده بلورهای هورنبلند و بیوتیت (داسیت)؛ F) بافت پورفیری با زمینة ریزدانه و حضور فنوکریست سانیدین (تراکی‏‌داسیت)‏ (تصویرهای A تا E در XPL و تصویر F در PPL)

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی دقیق ‏‌سنگ‏‌نگاری روی بیش از 70 نمونه سنگی، شمار 16 نمونه با دگرسانی کمتر برگزیده و برای انجام تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی به روش XRF، در شرکت کانساران بینالود (دستگاه فیلیپس، مدلPW 1480) تجزیه شدند. همچنین، برای تجزیه عنصرهای کمیاب، این نمونه‏‌ها به روش ذوب قلیایی با حلال متابورات/ تترابورات و اسیدنیتریک آماده و محلول‌سازی شدند و سپس با دستگاه پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) در آزمایشگاه ACME در ونکوور کانادا تجزیه شدند. دقت آزمایش برای تجزیه اکسیدهای سیلیس، آلومینیم، آهن، منیزیم، کلسیم و فسفر 01/0 درصد و برای اکسید‏‌های تیتانیم و منگنز 001/0 درصد است (جدول‌های 1 و 2). در پایان، داده‏‌های تجزیه‌شده با نرم‌افزارهای GCDkit و Excel پردازش شدند.

برای بررسی ویژگی‏‌های ‏‌زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های منطقه از داده‏‌های عنصرهای اصلی و کمیاب بهره گرفته شد (جدول‌های 1 و 2).

 

 

جدول 1- داده‏‌های تجزیة شیمیایی اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة ‏‌درصدوزنی) برای نمونه‏‌های گنبدهای ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد در ‏‌شمال‏‌باختری نیشابور (A: آندزیت؛ D: داسیت)

Sample No.

A

A

D

A

D

D

D

D

SiO2

64.44

64.99

67.79

63.95

65.89

65.73

65.46

65.10

Al2O3

16.63

16.46

15.62

16.7

16.59

16.45

16.5

16.47

Fe2O3

3.55

3.52

3.11

3.61

3.5

3.54

3.5

3.68

MgO

1.73

1.65

1.52

1.82

1.65

1.54

1.41

1.69

CaO

4.10

1.40

1.15

4.1

1.32

1.97

1.75

3.29

Na2O

4.48

5.95

5.78

4.38

8.05

6.90

7.1

5.33

K2O

1.25

2.24

2.04

1.36

0.61

1.49

1.42

1.54

TiO2

0.33

0.33

0.31

0.33

0.36

0.36

0.36

0.36

P2O5

0.13

0.014

0.14

0.13

0.14

0.15

0.15

0.14

Mn O

0.06

0.06

0.06

0.06

0.04

0.07

0.07

0.06

Cr2O3

<0.002

0.003

<0.002

<0.002

0.004

0.003

<0.002

0.004

Ni

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

Se

7

6

6

7

6

6

7

7

L.O.I

3.2

3.1

2.3

3.4

1.7

1.7

2.2

2.3

Sum

99.87

99.84

99.8

99.87

99.89

99.85

99.87

99.86

 

جدول 1- ادامه

Sample No.

D

D

D

A

A

A

A

A

SiO2

65.50

65.53

65.74

62.98

59.96

61.67

62.50

62.62

Al2O3

16.77

16.33

16.45

15.88

17.16

16.49

15.65

16.06

Fe2O3

3.62

3.56

3.5

4.34

5.07

5.23

4.13

4.62

MgO

1.52

1.44

1.54

1.65

3.09

2.77

1.64

1.93

CaO

1.54

1.4

1.93

3.52

3.19

4.01

4.17

4.00

Na2O

7.02

7.45

7.07

4.86

7.2

4.65

4.81

4.41

K2O

1.75

1.71

1.46

1.28

0.66

1.72

1.01

1.52

TiO2

0.36

0.35

0.36

0.48

0.61

0.54

0.46

0.48

P2O5

0.14

0.15

0.17

0.19

0.2

0.18

0.19

0.19

Mn O

0.06

0.06

0.07

0.04

0.06

0.06

0.05

0.05

Cr2O3

0.004

0.005

0.003

0.005

0.005

0.006

0.004

0.003

Ni

<20

<20

<20

<20

27

22

<20

<20

Se

6

6

6

8

12

11

7

8

L.O.I.

1.5

1.9

1.8

4.7

2.7

2.5

5.5

4.2

Sum

99.85

99.89

99.85

99.91

99.86

99.81

99.9

99.87

جدول 2- داده‏‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای کمیاب (برپایةppm) نمونه‏‌های گنبدهای ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد در ‏‌شمال‏‌باختری نیشابور (A: آندزیت؛ D: داسیت)

Sample No.

A

A

D

A

D

D

D

D

Be

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

V

72

66

57

76

69

67

67

67

Co

8.4

8.5

7

8.5

9.5

8.9

7.8

8.8

Ni

7.3

5.3

7.1

7.7

8

6.4

6.4

8.7

Cu

13.3

34.6

5.3

11.2

36

33.6

32.4

38.5

Zn

32

33

49

33

40

34

34

30

Ga

14.9

14.7

15.2

14.8

14

14.4

14.4

15.2

As

0.8

0.8

1

0.9

<0.5

<0.5

0.6

0.9

Se

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

0.6

<0.5

Rb

31.6

49.7

34.5

34.6

15.5

31.1

29.3

33.3

Sr

650.5

692.4

1029

555.6

480.4

713.8

614.8

690.5

Y

8.7

9.2

11.4

8.8

10.2

10.3

9.9

10.1

Zr

80.3

100.2

132.4

82

99.2

95.2

89.5

93.6

Nb

4

5

6.6

4.1

5.3

5.4

5.1

5.3

Mo

1

0.8

0.6

0.5

1.2

0.7

0.7

1.5

Ag

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Cd

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Sn

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Sb

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Cs

0.6

0.8

0.4

0.6

0.2

0.3

0.3

0.6

Ba

286

453

421

289

211

277

247

259

Ti

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

La

8.9

12.3

3.4

8.9

12

11.7

11.5

11.8

Ce

19.6

24

8.2

19.3

24.3

23.3

21.9

23.6

P r

2.15

2.53

1.25

2.18

2.14

2.61

2.5

2.61

Nd

8.2

9.2

5.7

8.4

9.6

10.4

9.2

10

Sm

1.58

1.71

1.29

1.54

1.89

1.85

1.85

1.8

Eu

0.53

0.53

0.25

0.54

0.63

0.59

0.58

0.6

Gd

1.49

1.56

1.43

1.5

1.75

1.73

1.7

1.72

Tb

0.26

0.27

0.28

0.25

0.3

0.29

0.29

0.3

Dy

1.35

1.53

1.69

1.38

1.69

1.64

1.52

1.6

Ho

0.32

0.33

0.38

0.3

0.35

0.36

0.34

0.36

Er

0.84

0.95

1.12

0.88

1.01

0.99

0.93

1.01

Tm

0.15

0.15

0.18

0.14

0.16

0.16

0.16

0.17

Yb

0.93

1.07

1.23

0.94

1.07

1.1

1.1

1.08

Lu

0.15

0.17

0.21

0.15

0.18

0.18

0.17

0.18

Hf

2.1

2.6

3.4

2.1

2.7

2.3

2.5

2.6

Ta

0.3

0.5

0.5

0.4

0.4

0.4

0.4

0.5

W

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Au

0.6

1

<0.5

0.8

<0.5

0.8

1.2

0.7

Hg

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

Pb

1.7

1.6

1.1

2.2

5.6

4.9

3.8

3.8

Bi

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Th

2.7

4.1

4.5

2.7

3.2

3.3

2.9

3.5

U

8.9

1.3

1

0.8

1

1

0.9

1

جدول 2- ادامه

Sample No.

D

D

D

A

A

A

A

A

Be

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

V

70

70

72

87

131

117

85

87

Co

8.4

7.8

9

10.9

15.4

16.1

9.2

12.7

Ni

6.7

7.8

7.5

19.5

20.7

19.4

19.7

19.2

Cu

44.4

31.2

27.6

16.8

26.3

59.6

43.2

42.8

Zn

35

22

33

11

23

32

11

13

Ga

14.1

14.9

14.5

14.4

15.9

16.3

14.8

14.8

As

0.8

0.6

0.8

0.8

1

1.5

3

0.55

Se

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Rb

37.6

35.8

33.1

25

13.7

34.4

20.3

26.9

Sr

704.4

374.6

696

293

297.3

539

309.8

346.5

Y

10.3

10.3

11.1

10.9

11.1

11.4

11.1

11.4

Zr

92.6

95.9

98.3

112.5

104.8

197.8

115.6

119.5

Nb

5.2

5.3

5.4

1.2

9.9

10.6

9.6

10

Mo

0.6

1.2

1

1.7

0.3

1

1.5

0.5

Ag

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.18

Cd

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Sn

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

1

Sb

0.3

0.2

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.16

Cs

0.3

0.2

0.2

1.3

0.1

1

1.1

1.3

Ba

304

299

297

186

222

411

183

347

Ti

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.11

La

12

9.9

12.6

16.7

18.9

18.8

19.1

18.7

Ce

24.8

21.7

25.2

32.2

34.5

34.2

35.8

35.3

P r

2.62

2.45

2.24

3.42

3.51

3.57

3.76

3.62

Nd

10.4

9.4

10.4

12.4

12.3

13.1

13.2

13.2

Sm

1.9

1.82

1.94

2.07

2.29

2.31

2.18

2.28

Eu

0.6

0.59

0.62

0.63

0.78

0.76

0.69

0.71

Gd

1.78

1.71

1.78

1.93

2.02

2.03

1.95

1.95

Tb

0.29

0.28

0.31

0.32

0.33

0.34

0.32

0.34

Dy

1.73

1.61

1.73

1.83

1.81

1.85

1.84

1.9

Ho

0.36

0.34

0.39

0.36

0.4

0.39

0.39

0.38

Er

0.98

1

1.06

1.05

1.05

1.12

1.1

1.06

Tm

0.17

0.17

0.17

0.17

0.17

0.17

0.17

0.18

Yb

1.07

1.1

1.11

1.09

1.07

1.07

1.08

1.09

Lu

0.17

0.17

0.19

0.18

0.18

0.18

0.18

0.19

Hf

2.6

2.6

2.6

2.9

2.9

2.7

2.9

3.1

Ta

0.4

0.4

0.4

0.8

0.8

0.9

0.9

0.9

W

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

0.03

Au

1.2

0.7

1.2

0.7

1

1.2

1

1.9

Hg

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

Pb

3.6

2.1

7.4

1.1

2.1

4.9

0.8

1.1

Bi

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.17

Th

3.3

3.2

3.4

6

6.4

6.8

6.4

5.8

U

1

1

1.1

1.5

1.7

1.6

1.5

1.6

 


زمین‌شیمی

برپایة نمودار زمین‏‌شیمیاییNb/Y دربرابر Zr/TiO2 (شکل 4- A)، سنگ‏‌های این منطقه در محدودة تراکی‌آندزیت، آندزیت و داسیت و برپایة نمودار زمین‏‌شیمیایی SiO2 دربرابر Na2O+K2O (شکل 4- B)، در محدودة داسیت و تراکیت جای گرفته‏‌اند.

نمودار SiO2 دربرابرK2O (شکل 5-A) برای بررسی سری ماگمایی سنگ‏‌های ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده‏‌ می‏‌شود، سنگ‏‌های بررسی‌شده سرشت کالک‏‌آلکالن دارند. همچنین، این سنگ‏‌ها سرشت متاآلومین تا پرآلومین ضعیف نشان‏‌ می‏‌دهند (شکل 5- B).

 

 

 

شکل 4- جایگاه نمونه‏‌های گنبد‏‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در نمودارهای رده‌بندی: A) Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986)

 

 

شکل 5- جایگاه نمونه‏‌های گنبد‏‌های داسیتی و آندزیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در: A) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر K2O برای تعیین سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار A/NK دربرابر A/CNK (Shand, 1943)

 


در نمودارهای هارکر تغییرات برای برخی عنصرهای اصلی و فرعی نسبت به SiO2 به‌خوبی روندهای جدایشی را نشان‏‌ می‏‌دهد (شکل 6). روند منفی در چگونگی پراکنش نمونه‏‌ها در مقدار CaO، TiO2، FeOt، MgO و Ni نسبت به SiO2 ‏‌نشان‏‌دهندة جدایش بلوری پلاژیوکلاز و هورنبلند از ماگماست. مقدار K2O نسبت به SiO2 روند کمابیش پراکنده‏‌ای را نشان‏‌ می‏‌دهد که می‌تواند پیامد تأثیر هضم پوسته‏‌ای و آلایش ماگما باشد (Karsli et al., 2010).

 

 

 

شکل 6- نمودارهای تغییرات درصدوزنی عنصرهای گوناگون دربرابر SiO2 (Harker, 1979)

 

 

در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نمونه‏‌های منطقه از عنصرهای LILE (عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ؛ مانند: Ba، Rb، K) دربرابر عنصرهای HFSE (عنصرهای با شدت میدان بالا؛ مانند: Nb، Ti، P) غنی‏‌شدگی نشان‏‌ می‏‌دهند (شکل 7- A). این پدیده از ویژگی‏‌های ماگمای وابسته به کمان است (Kazimoto and Ikingura, 2014). در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب (REE یاRare Earth Elements) بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Thompson, 1982)، این سنگ‏‌ها از عنصرهای LREE دربرابر HREE غنی‏‌شدگی نشان‏‌ می‏‌دهند (شکل 7- B). همچنین، عنصرهای REE روند کم و بیش هموار و موازی نشان‏‌ می‏‌دهند (Nakamura, 1974) که‏‌ چه‌بسا ‏‌نشان‏‌دهندة خاستگاه یکسان برای سنگ‏‌های منطقه است (شکل 7- C).

 

 

 

 

 

شکل 7- الگوی فراوانی عنصرها در نمونه‏‌های گنبدهای داسیتی و آندزیتی بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در: A) نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thompson, 1982)؛ C) نمودار چندعنصری عنصرهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 6)

 


نمونه‌های سنگی گنبدهای ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد نسبت به عنصرهای Nb، Ti وP آنومالی منفی نشان‏‌ می‏‌دهند. آنومالی منفی این عنصرها با کانی‏‌های فرعی و عارضه‏‌ای فسفر و تیتانیم‌دار (مانند: اسفن، آپاتیت، روتیل، ایلمنیت و مونازیت) و برخی آمفیبول‏‌ها (انواع دما- فشار بالای پارگازیتی) کنترل‏‌ می‏‌شود. با افزایش فشار در رخساره‏‌های آمفیبولیت و اکلوژیت در پهنه‌های فرورانش، حلالیت این فازها در سیال آبدار کم‏‌ می‏‌شود. پس کانی‏‌های یادشده که سرشار از عنصرهای HFSE هستند هنگام فرایند ذوب‏‌بخشی در ژرفای بیشتر از 30 کیلومتر به‏‌صورت فازهای دیرگداز در سنگ مادرهای آمفیبولیتی و اکلوژیتیِ پدیدآمده از دگرگونی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو به‌جای‏‌ می‏‌مانند و با نگهداری این عنصرها در ساختار بلوری خود، در مذاب بخشی تولیدشده آنومالی منفی پدید می‌آورند (Gaetani, 2004). در مقابل، سیال‏‌ها و مذاب‏‌های پدیدآمده از آبزدایی و ذوب‏‌بخشی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو با صعود به گو‏‌ة گوشته‏‌ای بالایی و متاسوماتیسم‏‌کردن آن آنومالی مثبت در عنصرهای خاکی بزرگ یون LILE و آنومالی منفی در عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) پدید می‏‌آورند. ازاین‌رو، آنومالی‏‌های مثبت و منفی این عنصرهای کمیاب در سنگ‏‌های منطقه ‏‌نشان‏‌دهندة پیدایش آنها در پهنة فرو رانش هستند. در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب نبود آنومالی منفی Eu ‏‌نشان‏‌دهندة اینست که پلاژیوکلاز نقشی در فرایند جدایش بلورین نداشته است (Khalatbari-Jafari et al., 2013; Aydınçakır, 2014).

با درنظرگرفتن ویژگی‏‌های یادشده، نمونه‏‌های سنگی گنبد‏‌های ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y (شکل 8- A) و YbN دربرابر (La/Yb)N (شکل 8- B)، در محدودة آداکیت‏‌ها و دور از محدودة سنگ‏‌های کمان ماگمایی جای گرفته‏‌اند.

به باور Defant و Drummond (1990) ماگماهای آداکیتی از ذوب پوستة اقیانوسی گرم و جوان خاستگاه‏‌ می‏‌گیرند؛ اما به باور پژوهشگران، آداکیت‏‌ها ‏از راه جدایش ماگمایی (Castillo et al., 1999)، ذوب پریدوتیت آبدار (Stern and Hanson, 1991; Martin et al., 2005) آلایش اگمای بازالتی با ماگمای فلسیک جداشده از پوسته (Guo et al , 2007) و ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‏‌ای زیرینِ ضخیم و همگن (Xu et al., 2002; Guo et al., 2007) نیز پدید می‌آیند.

موارد زیر از ویژگی‏‌های مهمی هستند که ‏‌نشان‏‌دهندة آداکیت‏‌بودن ماگمای سازندة سنگ‏‌های ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد و پیدایش آن از ذوب‏‌بخشی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو هستند‏‌:

1- برپایة پژوهش‏‌های Kay (1978) و Defant و Drummond (1990) و Martin و همکاران (2005)، روی سنگ‏‌های آداکیتی، مقدار Sr/Y بیشتر از 40 و La/Yb بیشتر از 12، از مهم‏‌ترین ویژگی‏‌های ‏‌زمین‏‌شیمیایی آداکیت‏‌های وابسته به ذوب سنگ‏‌کرة اقیانوسی هستند. مقدار این نسبت‏‌ها در سنگ‏‌های منطقه نیز در این محدودة جای گرفته است؛

2- مقدار Yb کمتر از ppm8/1 و Y کمتر از ppm 18 است؛

3- الگوی بهنجارشدة عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های منطقه همانند ماگماهای آداکیتی پدیدآمده از ذوب سنگ‏‌های گارنت آمفیبولیتی در ژرفای بیشتر از 35 کیلومتر مقدارهای Y کم و Sr و Sr/Y بالایی نشان‏‌ می‏‌دهند (Wang et al., 2006) (شکل 7- B؛ جدول 2).

 

 

 

شکل 8- جایگاه ترکیبی نمونه‏‌های گنبد‏‌های داسیتی و آندزیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار YbN دربرابر (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990) (نماد نمونه‌های همانند شکل 6)

 

 

Martin و همکاران (2005) آداکیت‏‌ها را به دو گروه پرسیلیس (HSA: High Silica Adakite) و کم سیلیس (LSA:Low Silica Adakite) رده‌بندی کرده‌اند. برپایة بررسی‌های Martin و همکاران (2005)، محتوای بالای SiO2 (79/67 – 96/59‏‌ درصدوزنی) و Sr (ppm1029-253) ‏‌نشان‏‌دهندة جای‌گرفتن آداکیت‏‌های ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد در گسترة آداکیت‏‌های پرسیلیس هستند. در نمودارهای R دربرابر K (شکل 9- A)، Na2O+CaO دربرابر Sr (شکل 9- B)، SiO2 دربرابر MgO (شکل 9- C)، Y دربرابر Sr/Y (شکل 9- D)، نمونه‏‌های گنبد‏‌های آداکیتی بایرام‏‌آباد در محدودة HSA یا پرسیلیس قرار‏‌ می‏‌گیرند. آداکیت‏‌های پرسیلیس مذاب‏‌های پدیدآمده از ذوب سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو با ترکیب اکلوژیت یا گارنت‌آمفیبولیت در فشار برابربا گسترة پایداری گارنت تفسیر‏‌ می‏‌شوند که در هنگام بالاآمدن از گوة گوشته‏‌ای اندکی با پریدوتیت گوشته واکنش داده‏‌اند (Martin et al., 2005; Rapp et al., 2005).

اختلاف زمین‏‌شیمیایی مشخصی میان دو گروه آداکیت‏‌های پرسیلیس و کم‌سیلیس در نمودارهای بهنجارشدة کندریت دیده می‌شود. آداکیت‏‌های کم‌سیلیس الگوی REE جدایش یافته‌تری نسبت به آداکیت‏‌های پرسیلیس نشان‏‌ می‏‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که نسبت Yb/Lu در آداکیت‏‌های کم‌سیلیس نزدیک به 10 و در آداکیت‏‌های پرسیلیس نزدیک به 5 گزارش شده است (Jean, 2009).

 


 

شکل 9- جایگاه ترکیبی نمونه‏‌های گنبد‏‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در نمودارهای رده‌بندی آداکیت‏‌های پرسیلیس (HSA) و کم‌سیلیس (LSA) (Martin et al., 2005)‌ (نماد نمونه‌های همانند شکل 6)

 

 

در آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب ‏‌پوستة زیرین، مقدار K2O بیشتر از Na2O است و آنومالی منفی Sr دارد که برخلاف این ویژگی‏‌ها در سنگ‏‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد هستند (جدول 1؛ شکل 7). همچنین، در نمودارهای SiO2 دربرابر Th (شکل 10- A)، SiO2 دربرابر Th/Ce (شکل 10- B)، Sr/Y دربرابر La/Yb (شکل 10- C) و Al2O3 دربرابر K2O/Na2O (شکل 10- D)، سنگ‏‌های ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد در محدودة آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو جای گرفته‏‌اند.

برپایة ویژگی‏‌های یادشده‏‌ چه‌بسا ماگمای مادر سنگ‏‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد از ذوب‏‌بخشی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو برخاسته است. ازاین‌رو، تهی‏‌شدگی این سنگ‏‌ها از HREE و Y به‌همراه مقادیر بالای نسبت Sr/Y در آنها نشانة حضور گارنت به‌عنوان فاز کانی به‌جامانده در محل خاستگاه ماگما در هنگام ذوب‏‌بخشی فشار بالاست (Rapp et al., 2006).

 


 

 

شکل 10- جایگاه سنگ‏‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در: A) نمودار SiO2 دربرابر Th (Martin et al., 2005)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Th/Ce (Martin et al., 2005)؛ C) نمودار Sr/Y دربرابر La/Yb (Liu et al., 2010)؛ D) نمودار Al2O3 دربرابر K2O/Na2O (Kamei et al., 2009) (نماد نمونه‌های همانند شکل 6)

 

 

تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE (مانند Nb و Ti) در این سنگ‏‌ها نیز گویای حضور فاز کانی به‌جامانده معمول (مانند اسفن، آپاتیت، روتیل، ایلمنیت و مونازیت و آمفیبول پارگازیتی تیتانیم‌دار) در پوستة اقیانوسی دگرگون‌شده گارنت‌آمفیبولیتی- اکلوژیتی در سنگ خاستگاه ماگماست (Xiong et al., 2005). این ویژگی با جایگیری این سنگ‏‌ها در محدودة اکلوژیت آمفیبول دار نیز سازگار است (شکل 11).

 

شکل 11- جایگاه نمونه‏‌های گنبدهای آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در نمودار Y دربرابر Zr/Sm (Deng et al., 2017) (نماد نمونه‌های همانند شکل 6)

شناسایی پهنة زمین‌ساختی

ازآنجایی‌که شاید دگرسانی پس از جایگزینی بتواند ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و ‏‌زمین‏‌شیمیایی نخستینِ سنگ‏‌های آتشفشانی را تغییر دهد و در بازسازی شرایط دیرینه‌زمین‌ساخت آنها دشواری‌هایی را پدید آورد، کاربرد داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی و به‌کارگیری نمودارهای محیط زمین‌ساختی برپایة عنصرهای نامتحرک از مهم‏‌ترین روش‏‌های شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های آذرین است. ازاین‌رو، نمودار دو متغیرة Y+Nb دربرابر Rb (شکل 12)، برای شناخت جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه احتمالی پیدایش ماگمای کالک‏‌آلکالن سازندة سنگ‏‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی جای گرفته‏‌اند.

 

 

شکل 12- جایگاه سنگ‏‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Pearce et al., 1984) (نماد نمونه‌های همانند شکل 6)

 

برپایة نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Schandl and Gorton, 2002) (شکل 13)، نمونه‏‌های بررسی شده ویژگی‏‌های حاشیة فعال قاره‏‌ای را نشان‏‌ می‏‌دهند.

 

 

شکل 13- جایگاه نمونه‏‌های سنگ‌های آداکیتی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد (‏‌شمال‏‌باختری نیشابور) در نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Schandl and Gorton, 2002) (نماد نمونه‌های همانند شکل 6)


 

 

بحث و برداشت

در کرانة شمال خاوری نوار افیولیتی سبزوار و در لبة جنوبی پهنة بینالود، کمان ماگمایی جوانی به پهنای100 تا 150 کیلومتر از شمال سبزوار تا جنوب قوچان و به درازای 200 کیلومتر از قوچان تا اسفراین ادامه دارد. سن سنگ‏‌های آتشفشانی این نوار از جنوب (در مجاورت نوار افیولیتی سبزوار) به‏‌سوی شمال (قوچان- اسفراین) از ائوسن تا پلیو-پلیستوسن تغییر‏‌ می‏‌کند (Fatahi, 2003; Tanha, 2009; Ghasemi et al., 2010). از دیدگاه زمین‌ساختی منطقة بررسی‌شده در بخش شمالی پهنة ماگمایی سنوزوییک منطقة بینالود جای دارد. درآغاز ائوسن و با پیدایش یک منطقة فرورانشی پرشیب به‌سوی شمال، یک کمان ماگمایی از نوع جزیره‌های کمانی در بخش جلویی لبة جنوبی منطقة البرز خاوری و یا منطقة بینالود پدید آمده است که با ادامة فرورانش و پیوستن جزیره‌های کمانی به لبة صفحة قاره ای، به پهنة فرورانش حاشیه قاره‏‌ای تبدیل شده است. در ائوسن بالایی این کمان با لبة جنوبی البرز خاوری برخورد کرده است و با فرارانش دراز گودال اقیانوسی و بخشی از پوستة اقیانوسی نئوتتیس سبزوار روی این لبة جنوبی، افیولیت‏‌ها و دگرگونی‏‌های سبزوار و نوار ماگمایی ائوسن شمال آن پدید آمده‏‌‏‌اند (Ghasemi et al., 2010).

آندزیت و داسیت از سنگ‌های آتشفشانی ‏‌منطقة بایرام‏‌آباد واقع در ‏‌شمال‏‌باختری نیشابور هستند. پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت از فنوکریست‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. این سنگ‌ها بافت‏‌های پورفیری، جریانی، غربالی و گلومروپورفیری نشان می‌دهند. منطقه‏‌بندی، بافت غربالی در فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز از ویژگی‏‌های گدازه‏‌های اسیدی و حد واسط در منطقه بایرام‌آباد هستند. این ویژگی‏‌ها ‏‌نشان‏‌دهندة نبود تعادل هنگام تبلور ماگما هستند. روندهای کمابیش مشابه و موازی نمونه‏‌های اسیدی و حد واسط در نمودارهای چندعنصری‏‌ ‏‌نشان‏‌دهندة خاستگاه یکسان برای این سنگ‏‌ها هستند. داده‏‌های ‏‌زمین‏‌شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب گدازه‏‌های اسیدی و حد واسط بررسی‌شده نشان‏‌ می‏‌دهند این سنگ‏‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن دارند و از گروه آداکیت‏‌های پرسیلیس پدیدآمده از ذوب سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو هستند. ویژگی‏‌های ‏‌زمین‏‌شیمیایی این سنگ‏‌ها غنی‏‌شدگی آنها از عنصرهای LIEE و تهی‏‌شدگی آنها از عنصرهای HFSE را نشان‏‌ می‏‌دهند. تهی‏‌شدگی از عنصرهای HREE (Yb کمتر از ppm 8)، همچنین، نسبت بالای Y/Yb (26/9- 96/10) و نیز مقدارهای Sr/Y بالا نشانة حضور گارنت به‌عنوان فاز کانی به‌جامانده در محل خاستگاه ماگما هنگام ذوب‏‌بخشی فشار بالا هستند (Rapp et al., 2006). تهی‏‌شدگی از عنصرهای Ti و Nb در سنگ‏‌های منطقه حضور فاز کانی به‌جاماندة دیرگداز (مانند: روتیل، ایلمنیت، آپاتیت، اسفن و نیز آمفیبول تیتانیم‏‌دار) در پوستة اقیانوسی دگرگون‌شدة گارنت‌آمفیبولیتی/اکلوژیتی در سنگ خاستگاه ماگماست (Xiong et al., 2005). این ویژگی‏‌ها پیدایش ماگمای سازنده سنگ‏‌های آداکیتی منطقه را از ذوب‏‌بخشی خاستگاه گارنت آمفیبولیتی- اکلوژیتی حاصل از دگرگونی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو نئوتتیس سبزوار به زیر لبة جنوبی پهنة البرز خاوری در زمان میوسن بازگو‏‌ می‏‌کند. مقدار K2O کمتر از Na2O و آنومالی مثبت Sr در سنگ‏‌های آداکیتی منطقه منشا آنها را از ذوب سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورو نشان‏‌ می‏‌دهد.

Aghabazzaz, F. (2012) Petrogenesis of calc-alkaline and adakitic volcanic rocks in north Firouzeh, west Neyshabour. M. Sc. thesis. Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).
Aydınçakır, E. (2014) The petrogenesis of Early Eocene non-adakitic volcanism in NE Turkey: Constraints on the geodynamic implications. Lithos 208/209: 361–377.
Azizi, H., Asahara, Y. and Tsuboi, M. (2014) Quaternary high-Nb basalts: Exitence of young oceanic crust under the Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran. International Geology Review 56(2): 167-186.
Baker, D. R. (1998) Granite melt viscosity and dike formation. Journal of Structural Geology 20: 1395–1404.
Best, M. G. (2003) Igneous andMetamorphic Petrology. 2nd Edition. Oxford Blackwell Science, Oxford, UK.
Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos 134–135: 304–316.
Castillo, P. R., Janney, P. E. and Solidum, R. U. (1999) Petrology and geochemistry of Camiguin island, southern Philippines: insights to the source of adakites and other lavas in a complex arc setting. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 33–51.
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted crust. Nature 347: 662-665.
Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. (2001) Evidence suggests slabmelting in arc magmas. EOS 82: 65-69.
Deng, J., Yang, X., Qi, H., Zhang, Z. F., Mastoi, A. S. and Sun, W. (2017) Early Cretaceous high-Mg adakites associated with Cu-Au mineralization in the Cebu Island, Centeral Philippines: Implication for partial melting of the paleo-pacific plate. Ore Geology Reviews 88: 251-269.
Fatahi, A. A. (2003) Petrogenesis, facies and eruption mechanism of Markoh volcano, Sarvelayat area, SW Quchan. M. Sc. thesis. Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran.
Fathabadi, F. (2014) Geology, petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Moghiseh area (SW-Sabzevar). M.Sc. thesis, Shahrood University OF Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Foley, F., Norman, J., Pearson, N. J., Rushmer, T., Turner, S. and Adam, J. (2013) Magmatic evolution and magma mixing of Quaternary adakites at Solander and Little Solander Island, New Zealand. Journal of Petrology 54(4): 703-744.
Gaetani, G. A. (2004) The influence of melt structure on trace element partitioning near the peridotite solidus. Contributions to Mineralogy and Petrology 147: 511–527.
Ghadami, G. R., Ebadi, S. and Poosti, M. (2015) Petrography and geochemistry of Mio-Pliocene volcanic masses in the north of Shahre-Babak, insight on Neogene adakitic magmatism. Iranian Journal of Petrology 6(21): 107-122 (in Persian).
Ghasemi, H., Sadeghian, M., Khan Alizadeh, A. R. and Tanha, A. (2010) Petrology, geochemistry and radiometric ages of silica adakitic domes of Neogene continental arc, south of Quchan Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 18: 347-370 (in Persian).
Guo, F., Nakamuru, E., Fan, W. M., Kobayoshi, K. and Li, C. W. (2007) Generation of Palaeocene adakitic andesites by magma mixing; Yanji Area, NE China. Journal of Petrology 48: 661–692.
Jalili Ghareh Ghaye, V., Amel, N., Hajialioghli, R. and Moayyed, M. (2015) Petrogenesis of adakitic Plio-Quaternary post collision rocks, north of Sahand volcano (NW of Iran). Iranian Journal of Petrology 6(22): 157-172 (in Persian).
Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Miao, L. (2015a) U-Pb age dating and determination of source region composition of postophiolite adakitic domes of Sabzevar. Iranian Journal of Petrology 6: 121–138 (in Persian).
Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Sadeghian, M. (2014) Petrology and geo-chemistry of the Sabzevar post-ophiolitic high silica adakiticrocks. Iranian Journal of Petrology 5: 51–68 (in Persian).
Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V. R., Sadeghian, M. and Dahren, B. (2015b) Magma storage and plumbing of adakitetype post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, northeast Iran. Solid Earth 6: 49–72.
Jean, F. M. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the “ADAKITIC SIGNATURE”. Lithos 112: 556-574.
Kamei, A., Miyake, Y., Owada, M. and Kimura, J. A. (2009) pseudo adakite derived from partial melting of tonalitic to granodioritic crust, Kyushu, southwest Japan arc. Lithos 112: 615-625.
Karsli, O., Dokuz, A., Uysal, İ., Aydin, F., Kandemir, R. and Wijbrans, J. (2010) Generation of the Early Cenozoic adakitic volcanism by partial melting of mafic lower crust, Eastern Turkey: Implications for crustal thickening to delamination. Lithos 114, 109–120.
Kay, R. W. (1978) Aleutian magnesian andesites: Melts from subducted Pacific ocean crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research 4(1-2): 117-132.
Kazimoto, E. O. and Ikingura, J. R. (2014) Trace element geochemistry and petrogenesis of the granitoids and high-K andesite hosting gold mineralisation in the Archean Musoma–Mara Greenstone Belt, Tanzania. Journal of African Earth Sciences 91: 66 –78.
Khalatbari-Jafari, M., Babaie, H. A. and Gani, M. (2013) Geochemical evidence for Late Cretaceous marginal arc-to-backarc transition in the Sabzevar ophiolitic extrusive sequence, northeast Iran. Journal of Asian Earth Sciences 70-71: 209–230.
Kirkpatrichk, R. G. (1977) Nucleation and growth of plagioclase, Makaopuhe and Alane lava lakes Kilauea volcano, Hawaii. Geological Society of America Bulletin 88: 78- 84.
Le Bas, M. J., Le Maitre, 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.
Liu, S.A., Li, S., He, Y. and Huang, F. (2010) Geochemical contrasts between early Cretaceous ore-bearing and ore-barren high-Mg adakites in centeral-eastern China: Implications for petrogenesis and Cu-Au mineralization. Geochimica et Cosmochimica Acta 74: 7160-7178.
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archean granitoids. Lithos 46: 411-429.
Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakit, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG) and sanukitoid: relationships and some implications for crustalevolution. Lithos 79: 1-24.
Mazhari, S. A. (2016) Petrogenesis of adakite and high-Nb basalt association in the SW of Sabzevar Zone, NE of Iran: evidence for slab melt-mantle intraction. Journal of African Earth Sciences 116: 170-181.
Modjarrad, M. (2015) Geochemistry of Bezow-Daghi volcanicrocks, Urmia adakitic magmatism in the Uromieh-Dokhtar magmatic belt. Iranian Journal of Petrology 6(21): 121-138 (in Persian).
Mohammadi, E., Ghorbani, G and Shafaii Moghadam, H. (2015) Geochemistry and Petrogenesis of the adakites in the Southern Domains of the Northern Sabzevar Ophiolites, With Emphasis on Sr-Nd-Pb Isotopes Results. Iranian Journal of Geoscience 24(95): 51-62 (in Persian).
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.
Nelson S. T. and Montana A. (1992) Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.
Pearce, J. A., Harris, N. B. and Tindle, A. J. (1984‏) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of Petrology 25: 956-83.
Peccerillo, R. 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.
Pirmohammadi Alishah, F. (2015) Petrogenesis of post-collisional Plio-Quaternary adakitic rocks in south of Tabriz. Iranian Journal of Petrology 6(22): 71-90 (in Persian).
Rapp, R. P., Shimizu, N., Norman, M. D. and Applegate, G. S. (2006) Reaction between slab derived melts and peridotite in the mantel wedge: experimental constrains at 3.8 Gpa. Chemical Geology 160(4): 335-356.
Renjith, M. (2014) Micro-textures in plagioclase from 1994-1995 eruption, Barren Island Volcano: Evidence of dynamic magma plumbing system in the Andaman subduction Zone. Geoscience Frontiers 5(1): 113-126.
Rezaei, K. M., Taheri.S. A., Ghasemi, H. and Gardideh, S. (2018) Geochemistry and isotope geology of adakitic domes from Chakane area in South of Quchan (Northeast of Iran). Iranian Journal of Petrology 9(4): 25-48 (in Persian).
Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements todiscriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97: 629–642.
Shabanian, E., Acocella, V., Gioncada, A., Ghasemi, H. and Bellier, O. (2012) Structural control on volcanism in intraplate post collisional setting: Late Cenozoic to Quaternary examples of Iran and Eastern Turkey. Tectonics 31(3): Tc3013.
Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. 2nd Edition, John Wiley, New York, US.
Soltani Dehnavi, A. (2010) petrology and geochemistry of Tertiary volcanic rocks from NW Neyshabur, Iran. M. Sc. Thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).
Stern, R. A. and Hanson, G. N. (1991) Archean high-Mg granodiorite: a derivative of light rare earth element-enriched monzodiorite of mantle origin. Journal of Petrology 32: 201–238.
Stewart, M. L. and Pearce, T. H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist 89: 348-351.
Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tevtonics of Iran, a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229-1285.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publication 42: 313-345.
Taheri-Sarteshnizi, A. (2017) Geochemistry and isotopic geology of dacite domes of Chakaneh Area. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Tanha, A. (2009) Petrogenesis of Neogene igneous rocks in the north Anbarabad (Mashkan). M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Thompson, D. T. (1982) EULDPH- A new technique for making computer‐assisted depth estimates from magnetic data. Geophysics 47: 31–37.
Ustunisic, G., Kilinic, A. and Nielsen, R. (2014) New insights into the processes controlling compositional zoning in plagioclase. Lithos 200-201: 80-93
Wang, Q., Xu, J. F., Jian, P., Bao, Z. W., Zhao, Z. H., Li, C. F., Xiong, X. L. and Ma, J. L. (2006) Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, dexing, South China: implications for the genesis of porphyry copper mineralization. Journal of Petrology 47: 119–144.
White, L., Hall, R. and Armestrong, R. (2014) The age of undeformed dacite intrusion within the Kolaka Fault zone, SE Sulaweis, Indonesia. Journal of Asian Earth Sciences 94: 105-112.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and theirdifferentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.
Xiong, X. L., Adam, J. and Green, T. H. (2005) Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt: implications for TTG genesis. Chemical Geology 218(3-4): 339-359.
Xu, J. F., Shinjio, R., Defant, M. J., Wang, Q. and Rapp, R. P. (2002) Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of east China: partialmelting ordelaminated lower continental crust? Geology 12: 1111–1114.