سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن، زمین‏‌شیمی و زمین‏‌شناسی گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ، جنوب قوچان (شمال‌خاوری ایران)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 استادیار، گروه زمین‏‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، تهران، ایران،

2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران،

3 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران،

4 استاد، موسسه زمین‌شناسی و ژئوفیزیک، آکادمی علوم چین، بیجینگ، چین،

5 کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‏‌شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران،

6 استادیار، گروه جغرافیا و برنامه‌ریزی شهری، دانشگاه کوثر بجنورد، بجنورد، ایران

چکیده

گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ بخشی از کمان ماگمایی شمال پهنة افیولیتی سبزوار هستند که در فاصلة 82 کیلومتری شمال‌خاوری سبزوار رخنمون دارند. این واحدها به‌صورت دایک و استوک با بافت چیرة پورفیری در توالی رسوبی- آتشفشانی کرتاسه- ائوسن نفوذ کرده‏‌اند. گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ سرشت متاآلومین و کالک‏‌آلکالن دارند. سن دو نمونه دایک داسیتی و استوک گرانودیوریتی به روش سن‏‌سنجی U-Pb روی کانی زیرکن به‌ترتیب 38/52‌±0/22 و 35/0‌±‌56/22 میلیون سال پیش به‌دست آمد. نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت، از عنصرهای بزرگ‌یون لیتوفیل (LILE) و عنصرهای سبک خاکی کمیاب (LREE) غنی‏‌شدگی و نسبت به عنصرهای با میدان پایداری بالا (HFSE) و عنصرهای سنگین خاکی کمیاب (HREE) تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. نبود آنومالی Eu، نسبت‌های بالای Sr/Y (5/62-4/26) و LaN/YbN (1/17-5/9) و مقدار کم K2O/Na2O (55/0-14/0) و MgO (8/2-6/0 درصدوزنی) نشان‌دهندة شباهت ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‌شده با آداکیت‏‌ها هستند. همچنین، ترکیب زمین‏‌شیمیاییِ گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ همانند گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) در پهنة فرورانش است و احتمالاً این سنگ‌ها از اکلوژیت یا گارنت آمفیبولیت‏‌هایی خاستگاه گرفته‏‌اند که حاصل دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس سبزوار بوده و به زیر پهنة البرز فرورانده شده‏‌اند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Zircon U–Pb dating, geochemistry, and geology of Shotorsang hypabyssal granitoids, southern Quchan (northeast of Iran)

نویسندگان [English]

  • Reza Arjmandzadeh 1
  • Alireza Almasi 2
  • Ghasem Nabatian 3
  • Qiuli Li 4
  • Sara Nourian 5
  • Teimour Jafarie 6
1 Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran,
2 Assistant Professor, Department of geology, Lorestan University, Khorramabad, Iran,
3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Zanjan, Iran,
4 Professor, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing, China,
5 M.Sc., Department of Geology, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran,
6 Assistant Professor, Department of Geography and Urban Planning, Bojnord Kosar University, Bojnord, Iran,
چکیده [English]

Introduction
At the northeastern end of the Sabzevar ophiolitic zone and the southern edge of the Binalud zone and south of Quchan, a 200 km long young magmatic arc consisting mostly of calc-alkaline to adakitic volcanic-intrusive rocks are exposed which extended to Esfarayen. In the present study, the Shotorsang hypabyssal granitoids in the northeast of Sabzevar and the Binalud structural zone are investigated. No dating data and comprehensive geochemical study of these units have been published, and the origin of hypabyssal units is unclear. Accordingly, new petrographic and geochemical data and U–Pb zircon ages of intermediate-acidic intrusives of Shotorsang in the northeast of Iran are reported.
Geology
The hypabyssal Shotorsang granitoids, as a part of the magmatic arc in the north of the Sabzevar ophiolitic belt, are located 82 km northeast of Sabzevar and in the Binalud structural zone. Based on the field studies and 1:5000 geological map, the rock units of the Shotorsang area include early Cretaceous limestone, Eocene sedimentary and volcanic rocks, the Miocene hypabyssal stocks and dykes, and new Plio-Quaternary deposits. Intrusive units including dikes and hypabyssal stocks composed of dacite, granodiorite, and quartz monzonite. The dikes with acidic composition crosscut the Eocene sedimentary and volcanic succession.
Materials and Methods
During the field investigations in the Shotorsang area, 80 samples were taken from most of the geological units, and 40 thin sections were studied by a polarizing microscope for petrographic studies. Six representative and least altered samples from the Shotorsang hypabyssal granitoids were analyzed for major oxides and trace elements using XRF and ICP-MS in the Acme Laboratories (Canada). Two samples from dacite dike and granodiorite stock (samples Ab8 and Ab59) were selected for dating studies according to the suitable size and abundance of zircon crystals.
U-Pb dating was conducted by laser ablation-multiple collector-inductively coupled plasma-mass spectrometry (LA-MC-ICP-MS) in the Laboratory of Isotope Geology at the Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing, China.
Petrography
Based on petrographic studies, the Shotorsang hypabyssal units can be divided into three groups including granodiorite and quartz monzonite stocks as well as dacite dikes. The granodiorite is composed mainly of quartz, plagioclase, orthoclase, hornblende, and biotite with accessory zircon, sphene, and apatite. This unit dominantly displays a porphyritic to glomeroporphyric texture.
Dacite dikes have mineralogical and textural similarities with those of the granite stocks. Mineralogically, these units include quartz, plagioclase, orthoclase, biotite, and hornblende with a felsitic porphyry texture.
Magmatic fluids released during the intrusion of quartz monzonite bodies are the main factor for skarnization in the area.
Geochemistry
On the total alkali-silica diagram (Middlemost, 1985), the intrusive bodies and dikes are plotted in the fields of quartz monzonite, granodiorite, and granite, which is consistent with their petrographic observations. On the SiO2 versus K2O discrimination diagram (Peccerillo and Taylor, 1976), the Shotorsang hypabyssal granitoids fall mainly in the medium- to high-K calc-alkaline domains. On chondrite and primitive mantle-normalized diagrams, the investigated samples display enrichment in LILE and LREE and depletion in HFSE and HREE.
On Rb versus Nb+Y tectonomagmatic discrimination diagram (Pearce et al., 1984), the Shotorsang hypabyssal granitoids are plotted in volcanic arc granite field.
U-Pb dating
The two samples from the dacitic dike and granodioritic stock yielded zircon U-Pb ages of 22.52±0.38 and 22.56±0.35 Ma, respectively. The Th/U ratio for zircons from the dacitic dike and granodioritic stock is more than 0.1, which is different from metamorphic zircons and compatible with magmatic zircons.
Discussion
The remarkable geochemical criteria of hypabyssal Shotorsang granitoids are Sr (382.5-607 ppm), high Sr/Y ratios (26.4-62.5), LaN/YbN (9.5-17.1). The low values of Y (9.7-16.3) and HREE are similar to those of adakites. The low values of Yb and Y, and high ratios of Sr/Y, as well as La/Yb, could be attributed to the presence of residual garnet and hornblende or as fractionated minerals.
The LILE (large-ion lithophile elements) enrichment and HFSE (high-field strength elements) depletion are typical features of calc-alkaline magmas related to subduction zones, which originated from partial melting of a subducted oceanic slab or a supra-subduction mantle wedge.
The lack of Eu anomaly in adakites, as well as the Shotorsang hypabyssal granitoids with abundant plagioclases, is related to magma ƒO2. Under oxidizing conditions, Eu occurs dominantly as Eu3+, leaving lesser Eu2+ to be incorporated into plagioclase.
There are evident changes in Sr-Nd isotopic ratios of the magmatic rocks of the northern Sabzevar ophiolitic belt, and it seems that the (87Sr/86Sr)i ratios increase, however, the εNdi values decrease from the old to the young rocks, which likely indicates the effect of the crustal materials on the source magma.
It can be inferred that the Cretaceous-Paleocene magmatism is subduction-related, and from Eocene onwards, the igneous rocks of this zone, including the Miocene Shotorsang adakites with an age of 22.5 million years, have a post-collisional nature.
Conclusions
The Shotorsang hypabyssal granitoids, as a part of the magmatic arc of the northern Sabzevar ophiolitic belt, formed as dike and stock with dominantly porphyritic textures and intruded the Cretaceous-Eocene volcano-sedimentary succession. The two samples from the dacitic dike and granodioritic stock yielded zircon U-Pb ages of 22.52±0.38 Ma and 22.56±0.35 Ma, respectively, indicating the importance of Miocene time in iron mineralization in this zone. The geochemical features of the Shotorsang hypabyssal granitoids correspond to the field of post-collisional volcanic arc rocks (VAG) and possess similarities with those of the adakitic rocks, originating from the subducting slab.
These rocks probably have an eclogite or amphibolite garnet origin resulting from the metamorphism of the Sabzevar Neotethyan oceanic lithosphere, which was subducted under the Alborz zone.


کلیدواژه‌ها [English]

  • Granitoid U
  • pb geochronology Geochemistry Adakite Shotorsang Quchan Neotethys

اصل مقاله

پهنة ماگمایی- رسوبی شمال‌خاوری ایران از چند بلوک و پهنة کنار هم، شامل کپه‌داغ در شمال، پهنة البرز در شمال‌باختری و بلوک لوت در جنوب، تشکیل شده است که با زمین‌درز سبزوار از یکدیگر جدا شده‏‌اند (Arjmandzadeh and Santos, 2014; Arjmandzadeh et al., 2022؛ شکل 1).

پهنة افیولیتی سبزوار- تربت حیدریه با روند باختری- خاوری بیش از 400 کیلومتر گسترش دارد و شاخه‏‌ای از اقیانوس نئوتتیس بوده است که در کرتاسة پیشین به‌صورت پهنة اقیانوسی اولیة نارس باز و در پالئوسن زیرین بسته شد (Shafaii Moghadam et al., 2014).

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شدة ایران که پراکندگی سنگ‌های ماگمایی را نشان می‏‌دهد (با تغییراتی از Shafaii Moghadam et al., 2015; Almasi et al., 2019) (جایگاه منطقة مطالعاتی در شمال مجموعة افیولیتی سبزوار نشان داده شده است).

Figure 1. Simplified geological map of Iran, showing the distribution of magmatic rocks (after Shafaii Moghadam et al., 2015; Almasi et al., 2019) (Study area location is shown in the north of the Sabzevar ophiolitic complex).

 

 

 

به باور قاسمی و همکاران (Ghasemi et al., 2018) و کاظمی و همکاران (Kazemi et al., 2019)، آغاز فرورانش سنگ کره اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبه جنوبی ایران مرکزی، در تریاس بالایی رخ داده است که پیرو آن پهنه‏‌های کششی پشت کمانی نارس در تریاس بالایی تا ژوراسیک زیرین- میانی در بخش‏‌های شمالی ایران مرکزی تشکیل شده‏‌اند. به باور برخی پژوهشگران فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی سبزوار به زیرپهنة بینالود باعث رخداد ماگماتیسم کرتاسة پسین- ترشیاری در پهنة سبزوار شده است (Ghasemi et al., 2010; Rossetti et al., 2010).

در کرانة شمال‌خاوری پهنة افیولیتی سبزوار و در لبة جنوبی پهنه بینالود و جنوب قوچان، یک کمان ماگمایی جوان به درازای ۲۰۰ کیلومتر شامل سنگ‌های آذرین آتشفشانی- درونیِچ با سرشت غالباً کالک‏‌آلکالن تا آداکیتی پدید آمده است که تا اسفراین ادامه دارد. سن سنگ‌های آذرین در این کمربند ماگمایی از جنوب و در کنار پهنة افیولیتی به سمت شمال، از ائوسن تا پلیو- پلیستوسن تغییر می‌کند (Ghasemi et al., 2010). گمان می‌رود فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس در کرتاسه- پالئوسن، عامل اصلی این فعالیت‌های ماگمایی بوده است (Mohammadi et al., 2015). برپایة سن‌سنجی‌های اسپایز و همکاران (Spies et al., 1983)،گنبدهای آداکیتی در فاصلة اسفراین تا قوچان به سن 2 تا 25 میلیون سال پیش و بسیار جوان هستند.

دربارة پیدایش آداکیت‏‌ها، چندین الگوی سنگ‌زایی پیشنهاد شده‏‌اند:

الف) ذوب‌بخشی بازالت صفحة اقیانوسی فروروندة داغ و جوان (Defant and Drummond, 1990) و واکنش احتمالی آن با گوشته؛

ب) جدایش فشار بالای گارنت و آمفیبول از مذاب بازالتی آب‏‌دار (Martin et al., 2005)؛

پ) ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای زیرین در پی زیر ورقه‏‌ای شدن ماگماهای بازالتی (Wang et al., 2005)؛

ت) ذوب‌بخشی پوستة اکلوژیتی قاره‏‌ای زیرین فروافتاده در گوشته و واکنش آن با پریدوتیت گوشته (Xu et al., 2002).

آقابزاز (Aghabazzaz, 2012) پیدایش آداکیت‏‌های شمال‌باختری نیشابور را پیامد ذوب‌بخشی اکلوژیت یا متابازالت و درهمکنش آن با پریدوتیت‏‌های گوشته می‏‌داند‌. جمشیدی و همکاران (Jamshidi et al., 2014) با بررسی زمین شیمی سنگ‌های آداکیتی پس از ائوسن در این کمان ماگمایی، آنها را در ارتباط با فرورانش پوستة نئوتتیس در پهنة سبزوار و پیامد پیدایش کمان ماگمایی سبزوار- قوچان می‏‌دانند فتح‌آبادی (Fathabadi, 2014) با بررسیِ گنبدهای آداکیتی پُرسیلیس در منطقة مقیسه (در جنوب‌باختری سبزوار) دریافتند ماگمای مادر این گنبدها خاستگاه اکلوژیتی یا گارنت‌آمفیبولیتی داشته است و از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سبزوار به زیر حاشیة جنوبی البرز خاوری پدید آمده است. همچنین، برپایة داده‌های ایزوتوپ‌های Sr-Nd-Pb، محمدی و همکاران (Mohammadi et al., 2015) سنگ‌های آداکیتی جنوب کمربند افیولیتی شمال سبزوار را پیامد ذوب‌بخشی گارنت‌آمفیبولیت دانسته‌اند. اسدی‌آورگانی و همکاران (Asadi-Avargane et al., 2019) سنگ‏‌های آتشفشانی کالدرای قره‏‌چای در جنوب‌خاوری قوچان را در شمار آداکیت‏‌های پُرسیلیس رده‏‌بندی کرده‏‌اند که در پی ذوب‌بخشی سنگ خاستگاه اکلوژیتی حاصل از دگرگونی صفحة اقیانوسی فروراندة نئوتتیس در پهنة سبزوار پدید آمده‏‌اند.

رخداد کانی‌سازی‌های گوناگون مانند مس- طلای پورفیری جلمبادان، آهن و مس، معدن مس – طلا- اورانیم- عنصرهای خاکی کمیاب سبک IOCG فیروزة نیشابور، آهن- مس شترسنگ، آهن شترسنگ، کانسار مگنتیت- آپاتیت خانلق همراه با دیگر ذخایر متعدد مس، نشان‌دهندة توان بالای فلززایی در این پهنة ماگمایی است (Moradi Navokh et al., 2020).

مجموعة ماگمایی و دگرگونی پهنة سبزوار از دیرباز مورد توجه بسیاری از پژوهشگران بوده است. توده‌های آذرین درونی و گنبدهای نیمه‌ژرف این پهنه از دیگر پدیده‌های زمین‌شناسی–زمین‌ریخت‌شناسی مهم منطقه به‌شمار می‌روند که از دیدگاه خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی، پترولوژی و همچنین، نهشته‌های فلزی اهمیت پژوهشی بسیار بالایی دارند. در این پژوهش به بررسی توده‌های نیمه‌ژرف درونی شترسنگ در شمال‌خاوری سبزوار و در پهنة ساختاری بینالود پرداخته می‏‌شود. پژوهشگران بسیاری از دیدگاه‏‌های گوناگون زمین‏‌شناسی، کانی‏‌سازی و پترولوژی به بررسی سنگ‏‌های آذرین و کانی‏‌سازی و تکتونوماگماتیسم این پهنه و بخش‌های پیرامون آن پرداخته‏‌اند (Gholami, 2009; Ghasemi et al., 2010; Nourian, 2016; Rezaei-Kahkhaei et al., 2018)؛ اما تا کنون هیچ‏‌گونه دادة سن‏‌سنجی و بررسی جامع زمین‏‌شیمیایی دربارة سنگ‌های نیمه‌ژرف انجام و منتشر نشده است و خاستگاه آنها مبهم مانده است. ازاین‌رو، این پژوهش با ارائة داده‌های جدید سنگ‌نگاری، زمین‏‌شیمیایی و سن‏‌سنجی اورانیم- سرب زیرکن به بررسی توده‏‌های آذرین درونی حد واسط- اسیدی شترسنگ در شمال‌خاوری ایران پرداخته است.

زمین‏‌شناسی

گرانیتوییدهای شترسنگ بخشی از کمان ماگمایی شمال‌خاوری پهنة افیولیتی سبزوار در 110 کیلومتری شمال‌باختری مشهد، 82 کیلومتری شمال‌خاوری سبزوار و در پهنة ساختاری بینالود به‌شمار می‌روند. جایگاه منطقة بررسی‌شده در حاشیة شمال‌خاوری نقشة زمین‏‌شناسی 1:250000 سبزوار، جنوب‌خاوری محدودة نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 مشکان و در 24 کیلومتری جنوب روستای عبدالله گیو است و معدن سنگ‌آهن شترسنگ را در بر می‌گیرد. برپایة بررسی‌های صحرایی و نقشة زمین‏‌شناسی 1:5000، گروه‌های سنگی منطقة شترسنگ شامل لایه‌های آهکی کرتاسة پیشین، نهشته‌های رسوبی و آتشفشانی ائوسن، استوک‏‌ها و دایک‏‌های نیمه‌ژرف میوسن (برپایة سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن) و نهشته‌های جدید پلیوکواترنر هستند (شکل 2). گسل‏‌های منطقه راستالغزِ راستگرد با روند NE-SW هستند و از پلیوسن پایانی تا کنون فعال بوده‏‌اند (Shabanian et al., 2012).

 

 

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی منطقة شترسنگ (Nourian, 2016).

Figure 2. Geological map of Shotorsang area (Nourian, 2016).

 

 

 

سنگ‌های آهکی فسیل اوربیتولینا دارند که به سن کرتاسة پیشین است و با سازند تیزکوه در البرز مرکزی قابل مقایسه هستند. این سنگ‌ها که به‌صورت گسترده در پی نفوذ توده‌ها و دایک‏‌های نیمه‌ژرف با مرمر و اسکارن جایگزین شده‌اند، بخش مهمی از کانی‌سازی مگنتیت را در بر می‌گیرند.

گدازه‏‌های ائوسن ترکیب بازیک تا حد واسط دارند و همراه با سنگ‌های آذرآواری، هیالوکلاستیک و یا توف در راستای شمال‌باختری – جنوب خاور گسترش یافته‌اند. جریان‏‌های گدازه آندزیتی بازالتی حفره‌دار و هیالوکلاستیک در بخش جنوب منطقه دیده می‌شوند. تناوب شیل، ماسه‌سنگ و سیلتستون ائوسن به رنگ‏‌ خاکستری تا سرخ‌ بخش گسترده‌ای از محدودة مطالعاتی را در بر می‌گیرد (شکل 3- A).

 

 

شکل 3. A) تصویر صحرایی از توالی رسوبی شیل و ماسه‏‌سنگ خاکستری تا سرخ مربوط به ائوسن در خاور محدوده مطالعاتی (دید رو به شمال)؛ B، C) تصویرهایی از دایک داسیتی و استوک گرانودیوریتی در جنوب معدن آهن شترسنگ (تصویر B دید رو به باختر؛ تصویر C: دید رو به شمال).

Figure 3. A) Field photographs of the Eocene gray to red shale and sandstone succession in the east of the study area (view to the north); B, C) Photographs of the dacitic dike and granodioritic stock in the south of the Shotorsang iron mine (figure B: view to the west; figure C: view to the north).

 

 

سنگ‌های آذرین درونی از نوع دایک‏‌ها و توده‌های نیمه‌ژرف هستند و ترکیب داسیت، گرانودیوریت و کوارتزمونزونیت دارند. دایک‏‌های منطقه ترکیب اسیدی دارند و آشکارا سنگ‌های رسوبی و آتشفشانی ائوسن (Amini, 2000) را قطع کرده‌اند (شکل 3- B). دایک‏‌ها به درازای چند صد متر تا بیشتر از یک کیلومتر و با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری در سنگ‌های رسوبی- آتشفشانی نفوذ کرده‏‌اند. ازآنجایی‌که برپایة داده‌های سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن (مراجعه شود به بخش سن‏‌سنجی U-Pb)، دایک‌ها و استوک‌ها هم‌سن هستند، چه‌بسا این سنگ‌ها از آشیانة ماگمایی یکسانی خاستگاه گرفته‌اند. بزرگی استوک‌ها به اندازة چند صد متر است (شکل 3- C) و عامل اصلی دگرگونی، متاسوماتیسم و کانی‌سازی آهن به‌ویژه در جنوب منطقه به‌شمار می‌روند (Gholami, 2009). توده‌های نیمه‌ژرف گرانیتی و کوارتز مونزونیتی به‌صورت استوک‏‌های کوچک در باختر و مرکز نقشة زمین‏‌شناسی ارتباط نزدیکی با واحد اسکارنی دارند. در اسکارن منطقة شترسنگ مجموعه کانی‏‌های گارنت، اکتینولیت، زوییزیت، پلاژیوکلاز، اپیدوت و کلریت با نسبت‌های متفاوتی یافت می‌شوند.

نهشته‌های کواترنری که پادگانه‌های آبرفتی را پدید آورده‌اند از کنگلومرا و نهشته‌های رودخانه‌ای سست ساخته شده‌اند. ساختمان‌های رسوبی مانند چینه‌بندی مورب و لایه‌بندی تدریجی در آنها دیده می‌شود. پادگانه‌های آبرفتی بیشتر به شکل افقی و ناهمساز روی سازندها با روانه‌های آتشفشانی کهن جای گرفته‌اند و سختی کم، سیمان سست و جورشدگی ضعیفی دارند. گردشدگی قطعات که تابعی از خاستگاه و شرایط پیدایش است، در بخش‌های گوناگون متفاوت است.

روش انجام پژوهش

در بازدید میدانی از منطقة شترسنگ 80 نمونه از بیشتر واحدهای زمین‌شناسی برداشت شد. با توجه به تنوع و گسترش واحدهای سنگ‌شناسی، 40 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‌نگاری با میکروسکوپ پلاریزان تهیه شد. پس از انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری، نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:5000 تهیه شد. از میان نمونه‏‌ها، شمار 6 نمونه از توده آذرین درونی و نیمه‌ژرف با کمترین دگرسانی برگزیده شدند. مقدار 10 گرم از هر نمونه در کیسه‏‌های پلاستیکی ویژه‌ای برای تجزیه در آزمایشگاه Acme به کانادا فرستاده شد. اکسیدهای اصلی به روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب به روش ICP-MS تجزیه شدند.

روشی که برای تجزیة این نمونه‏‌ها برگزیده شد، روش 4B آزمایشگاه یادشده است که شامل مجموعة 31 عنصری از عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب است. مجموعة عنصرهای خاکی کمیاب و عنصرهای دیرگداز به روش ICP-MS تجزیه شدند. در این روش 2/0 گرم از پودر هر نمونه‏‌ با متابورات و تترابورات‌لیتیم و اسید نیتریک هضم و محلول‌سازی شد و سپس فراوانی عنصرها در هر نمونه با دستگاه ICP-MS اندازه‌گیری شد (جدول 1).

 

 

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی اکسیدهای اصلی (به درصدوزنی)، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (به ppm) در گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ.

Table 1. Whole rock major oxides (wt%) and trace and rare earth element (ppm) analyses of the Shotorsang hypabyssal granitoids.

Sample no.

Ab17

Ab35

Ab59

Ab24

Ab8

Ab42

SiO2

58.98

59.26

66.4

66.8

68.25

69.7

TiO2

0.59

0.56

0.4

0.24

0.25

0.19

Al2O3

14.1

13.35

16.2

16.4

15.77

14.2

FeOT

4.36

5.4

4

3.45

2.79

2.85

MnO

0.17

0.12

0.1

0.04

0.06

0.05

MgO

2.45

2.8

2.2

0.6

1.36

0.65

CaO

8.23

8.54

5.5

1.82

1.57

2.7

Na2O

5.16

5.63

3.7

5.67

6.64

5.1

K2O

2.85

2.01

1.4

1.87

0.97

1.25

P2O5

0.21

0.19

0.14

0.09

0.12

0.08

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample no.

Ab17

Ab35

Ab59

Ab24

Ab8

Ab42

Total

98.7

99.06

101.34

99.38

99.88

99.07

Ba

224

241

235.5

585

417

591

Rb

45.9

39.4

31.7

70.3

47.2

68.1

Sr

418

431

446.8

390.3

607

382.5

Zr

109

115

112

126

91

118

Nb

5.9

6.3

7.4

12.1

7

10.3

Co

11.8

12.2

10.7

7.1

7.2

6.9

La

19.2

20.3

18.8

26.7

25.2

27.4

Ce

31.5

33.8

24.6

43.1

40

44.6

Pr

3.97

4.01

2.7

3.95

4.2

4.3

Nd

16

16.2

12.9

14.9

13.1

14.7

Sm

3.48

3.56

2.14

2.54

2.37

2.45

Eu

0.96

0.98

0.68

0.73

0.62

0.7

Gd

2.81

2.79

1.92

2.47

2

2.33

Tb

0.42

0.41

0.25

0.31

0.32

0.34

Dy

2.18

2.21

1.65

1.8

1.63

1.79

Ho

0.41

0.44

0.33

0.39

0.34

0.38

Er

1.38

1.48

1.14

1.18

1.1

1.16

Tm

0.21

0.22

0.15

0.19

0.14

0.17

Yb

1.35

1.4

1.07

1.1

1.01

1.08

Lu

0.26

0.29

0.17

0.21

0.14

0.2

Y

15.5

16.3

12.5

11.5

9.7

11.4

Cs

1.04

1.12

0.76

1.16

0.95

0.9

Ta

0.4

0.6

0.5

1.2

0.5

1.1

Hf

2.6

2.8

2.8

3.2

2.5

3.1

Th

4.1

4.2

4.2

7.4

6.5

8.6

U

1.2

1.6

1.2

3.1

1.6

3.2

V

114

118

74.2

49

59

47

Sr/Y

26.9

26.4

35.7

33.9

62.5

33.5

(La/Yb)N

9.59

9.78

12.55

16.36

16.18

17.10

K2O/Na2O

0.55

0.35

0.37

0.32

0.14

0.24

 

 

دو نمونه از دایک داسیتی و استوک گرانودیوریتی به‌ترتیب با شماره‌های Ab8 و Ab59 با توجه به اندازه و فراوانی بلورهای زیرکن برای سن‏‌سنجی برگزیده شدند. جزییات این روش در منبع مهدوی و همکاران (Mahdavi et al., 2016) آمده است. نمونه‌ها پس از مراحل خردایش، الک‌کردن، لاوک‌شویی، خشک‌کردن و سپس جداسازی کانی‌های سنگین با مایع سنگین برموفرم با میکروسکوپ بیناکولار بررسی و بلورهای زیرکن مناسب جمع‌آوری شدند. سپس شماری از بهترین زیرکن‏‌های جداشده روی یک پلاک اپاکسی به قطر 1 اینچ چیده شدند و صیقل داده شدند. پس از بررسی بلورهای زیرکن در نور عبوری و بازتابی، تصویر کاتدولومینسانس (CL [1]) از نمونه‌ها در مرکز مایکروپروب آکادمی علوم‌زمین چین گرفته شد. تصویر (CL) ساختار درونی بلورهای زیرکن برش‌خورده را به‌خوبی نشان می‌دهد و با آن می‌توان مکان‌های مناسب و بخش‌های همگن بلور را برای پرتوی لیزر مشخص کرد (شکل 4). سن‏‌سنجی اورانیم- سرب با دستگاه LA-MC-ICP-MS مدل Newwave UP213 در آزمایشگاه زمین‌شناسی ایزوتوپی آکادمی علوم زمین چین انجام شد (جدول 2). قطر پرتوی لیزر 25 میکرومتر و فرکانس آن 10 هرتز برگزیده شد. زیرکن G1 استاندارد خارجی در نظر گرفته شد و پس از هر 10 تجزیه یک‌بار این زیرکن استاندارد نیز تجزیه شد.

 

 

شکل 4. تصویر کاتدولومینسانس برخی از بلورهای زیرکن مربوط به نمونه‌های Ab8 و Ab59 برای آنالیز سن‏‌سنجی به روش اورانیم-سرب.

Figure 4. Cathodoluminescence images of zircons from samples Ab8 and Ab59 for U–Pb geochronology.

 

جدول 2. نسبت‌های ایزوتوپی U-Pb و سن‏‌های به‌دست‌آمده برای زیرکن‌های دو نمونة داسیتی (Ab8) و گرانودیوریتی (Ab59) منطقة شترسنگ.

Table 2. The U–Pb isotopic ratios and calculated ages for the zircons in two dacitic (Ab8) and granodioritic (Ab59) samples in Shotorsang area.

Sample No.: Ab8

Spot

207Pb/206Pb

1s

207Pb/235U

1s

206Pb/238U

1s

208Pb/232Th

1s

Pb207/Pb206

1s

Pb206/U238

1s

Pb207/U235

1s

Pb208/Th232

1s

SH-8-04

0.04928

0.00463

0.02227

0.00198

0.00328

0.0001

0.00098

0.00005

160.9

205.86

21.1

0.66

22.4

1.96

19.8

0.98

SH-8-05

0.04622

0.00778

0.02218

0.00361

0.00348

0.00015

0.00119

0.00012

9

361.75

22.4

0.96

22.3

3.59

24.1

2.37

SH-8-06

0.04621

0.00768

0.0236

0.00377

0.0037

0.00017

0.0011

0.00014

8.4

357.7

23.8

1.1

23.7

3.74

22.3

2.8

SH-8-18

0.04638

0.00499

0.02382

0.00244

0.00373

0.00013

0.00132

0.0001

17.4

239.97

24

0.82

23.9

2.42

26.6

1.92

SH-8-19

0.05069

0.00643

0.02475

0.00299

0.00354

0.00014

0.00111

0.0001

226.6

268.71

22.8

0.88

24.8

2.97

22.5

2

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No.: Ab59

Spot

207Pb/206Pb

1s

207Pb/235U

1s

206Pb/238U

1s

208Pb/232Th

1s

Pb207/Pb206

1s

Pb206/U238

1s

Pb207/U235

1s

Pb208/Th232

1s

SH-59-01

0.04841

0.02459

0.01884

0.00911

0.00282

0.00044

0.00115

0.00038

119.4

894.71

18.2

2.86

19

9.08

23.3

7.58

SH-59-03

0.04686

0.02294

0.02344

0.01114

0.00363

0.00043

0.00126

0.00036

41.7

880.58

23.4

2.75

23.5

11.05

25.4

7.24

SH-59-04

0.04817

0.02394

0.0244

0.01197

0.00368

0.0003

0.00121

0.00038

107.8

881.48

23.7

1.92

24.5

11.86

24.5

7.68

SH-59-05

0.04668

0.01738

0.02233

0.00817

0.00347

0.00024

0.00119

0.00022

32.8

710.85

22.3

1.55

22.4

8.11

24.1

4.53

SH-59-06

0.04664

0.01933

0.02284

0.00933

0.00355

0.00026

0.0011

0.00024

30.9

774.76

22.9

1.65

22.9

9.26

22.2

4.81

SH-59-07

0.04667

0.00884

0.02267

0.00415

0.00352

0.00017

0.00122

0.00015

32.5

400.15

22.7

1.11

22.8

4.12

24.6

3.09

SH-59-08

0.04718

0.00879

0.02255

0.00405

0.00347

0.00017

0.00095

0.00016

57.9

392.9

22.3

1.11

22.6

4.02

19.3

3.24

SH-59-09

0.04915

0.02496

0.02165

0.01038

0.0032

0.00054

0.001

0.00042

155

889.43

20.6

3.46

21.7

10.32

20.2

8.55

SH-59-10

0.04642

0.00717

0.02328

0.00348

0.00364

0.00015

0.00104

0.00012

19.5

334.14

23.4

0.93

23.4

3.45

21.1

2.44

SH-59-11

0.04677

0.02666

0.02191

0.01234

0.0034

0.0003

0.00089

0.00039

37.1

988.57

21.9

1.92

22

12.27

18

7.93

SH-59-12

0.04778

0.00835

0.02362

0.00385

0.00359

0.00023

0.00105

0.00016

87.4

369.73

23.1

1.49

23.7

3.81

21.2

3.25

SH-59-13

0.04656

0.0151

0.02313

0.00733

0.0036

0.00025

0.00142

0.00023

26.6

635.67

23.2

1.62

23.2

7.27

28.7

4.68

SH-59-14

0.04631

0.00938

0.02312

0.00455

0.00362

0.00018

0.00119

0.00011

13.8

426.01

23.3

1.15

23.2

4.51

24.1

2.17

SH-59-15

0.04754

0.01031

0.02254

0.00476

0.00344

0.00017

0.00109

0.00013

75.5

448.07

22.1

1.11

22.6

4.73

22

2.59

SH-59-17

0.04834

0.01118

0.02279

0.00508

0.00342

0.00021

0.001

0.00012

116.1

470.02

22

1.38

22.9

5.04

20.3

2.46

SH-59-18

0.04719

0.01371

0.02147

0.00609

0.0033

0.00021

0.00111

0.00016

58.6

577.14

21.2

1.35

21.6

6.05

22.4

3.14

SH-59-19

0.04851

0.02311

0.02372

0.01109

0.00355

0.00033

0.00106

0.0004

124.2

850.81

22.8

2.1

23.8

11

21.3

8.12

 

 

سنگ‌نگاری

برای بررسی‌های سنگ‌نگاری، نزدیک به 40 نمونه از واحدهای مختلف زمین‌شناسی با اولویت توده‏‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف برداشت شدند و ویژگی‏‌های ساخت، بافت و کانی‏‌شناسی آنها در مقیاس ماکروسکوپی و میکروسکوپی بررسی شدند.

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، واحدهای نیمه‌ژرف منطقه به سه دسته استوک‏‌های گرانودیوریتی و کوارتزمونزونیتی و دایک‏‌های داسیتی رده‌بندی می‏‌شوند. استوک‏‌های گرانودیوریتی دربردارندة کانی‌های اصلیِ کوارتز، پلاژیوکلاز (40 تا 45 درصدحجمی)، ارتوز (نزدیک به 10 درصدحجمی)، هورنبلند (10 درصدحجمی) و بیوتیت (نزدیک به 5 درصدحجمی) همراه با کانی‌های فرعی شامل زیرکن، اسفن و آپاتیت هستند. بلورهای کوارتز بیشتر از 20 درصد حجم کل سنگ را دربر می‌گیرند. کوارتزها بیشتر به‌صورت بلورهای بی‌شکل در اندازه‌های چند دهم میلیمتر دیده می‌شوند و فضاهای میان کانی‌هایی که پیشتر پدید آمده‌اند را پر می‌کنند. برخی بلورهای کوارتز میانبار‏‌هایی از آپاتیت و دیگر کانی‌های فرعی دارند (شکل 5- A). پلاژیوکلاز فراوان‏‌ترین کانیِ این سنگ‏‌هاست که بیشتر به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار در اندازه‏‌های یک میلیمتر دیده می‌شود. برخی بلورها میانبار‏‌هایی از هورنبلند، اکسید آهن-تیتانیم و بلورهای منشوری آپاتیت‏‌ دارند و در برخی از آنها منطقه‏‌بندی دیده می‌شود. ماکل پلی‌سینتتیک رایج‏‌ترین ویژگی کانی‌های پلاژیوکلاز است. بافت شاخص این واحدهای آذرین درونی، پورفیری و گلومروپورفیری است.

دایک‏‌های داسیتی شباهت‌های کانی‌شناسی و بافتی بسیاری با استوک‏‌های گرانیتی دارند. از دیدگاه کانی‏‌شناسی، این دایک‏‌ها دربردارندة کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوز، بیوتیت و هورنبلند هستند و بافت فلسیتیک پورفیری دارند. در این واحدها، بلورهای ریز کوارتز، درصد بالایی از زمینة سنگ را دربر می‏گیرند و برخی درشت‏‌ بلورها حاشیه‌های خورده‌شده و خاموشی موجی نشان می‌دهند. همچنین، در برخی نمونه‏‌ها ماکل دمبلی دیده می‌شود (شکل 5- B). بلورهای کوارتز گاهی میانبار‏‌هایی از آپاتیت و دیگر کانی‌های فرعی را دارند. کوارتزها 40 تا 45 درصدحجمی سنگ را دربر می‏‌گیرد. بلورهای پلاژیوکلاز و ارتوز نیز با فراوانی کمابیش برابر، روی‏‌هم‌رفته 45 تا 50 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. کانی تیره این سری، بیوتیت و هورنبلند و کانی‌های فرعی مگنتیت، آپاتیت و زیرکن هستند. هورنبلند به‌ندرت به‌صورت بلورهای شکل‏‌دار دیده می‌شود؛ اما عموماً نیمه‌شکل‏‌دار با چندرنگی[2] سبز کمرنگ و سبز و زرد کهربایی است و بیشترین میانگین اندازة دانة آن به 4/1 میلیمتر می‌رسد. هورنبلند در همراهی با بیوتیت، تیتانیت و اکسید آهن- تیتانیم است.

 

 

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی از بافت چیرة پورفیری و کانی‌شناسی گرانیتوییدهای نیمه‌آتشفشانیِ شترسنگ. A) استوک گرانودیوریتی؛ B) دایک داسیتی؛ C) استوک کوارتز مونزونیتی (در تصویر D بلورهای گارنت و کلریت و همچنین، بافت گرانوبلاستیِ اسکارن شترسنگ نمایش داده شده است).

Figure 5. Photomicrographs of the dominantly porphyritic texture and the mineralogy of the Shotorsang hypabyssal granitoids. A) granodioritic stock; B) dacitic dike; C) quartz monzonite stock (Garnet and chlorite crystals, as well as granoblastic texture, are shown in Microphotograph D).

 

 

 

 

کانی‌های اصلی در تودة نیمه‌ژرف کوارتز‌مونزونیت، پلاژیوکلاز (40 درصدحجمی)، کوارتز (15 درصدحجمی)، ارتوز (30 درصدحجمی)، بیوتیت (5 درصدحجمی) و هورنبلند (5 درصدحجمی) هستند. این واحد بافت پورفیری دارد (شکل 5- C). فنوکریست‏‌های درشت ارتوز (به‌ندرت دیده می‌شوند) و پلاژیوکلاز از ویژگی‌های شاخص بافتی این سنگ‌هاست. زمینه از ارتوز، کوارتز، پلاژیوکلاز و کمی کانی‌های کدر ریز بلور ساخته شده است. آپاتیت و زیرکن نیز از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار میروند.

سیال‌های ماگمایی برخاسته از نفوذ توده‌های کوارتزمونزونیتی عامل اصلی اسکارن‏‌زایی در منطقه شناخته شده‌اند. این سیال‌ها انواع گوناگونی دارند. شکل 5- D از گارنت اسکارن گرفته شده است و در آن بلورهای درشت گارنت بخش مهمی از سنگ را دربر گرفته‌اند و منطقه‏‌بندی دارند. کلریت همراه با گارنت به مرحلة دگرگونی پسرونده و تأخیری مربوط است (شکل 5- D).

زمین‏‌شیمی

مقدار SiO2 در توده‌های آذرین درونی شترسنگ از 9/58 تا 7/69 در نوسان است. مقدار Na2O برابربا 7/3 تا 6/6 درصدوزنی و نسبت K2O/Na2O برابربا 14/0 تا 55/0 است.

برای نام‏‌گذاری توده‌های آذرین درونی، نمودار SiO2 دربرابر مجموع اکسیدهای اصلیِ K2O+Na2O درصد به‌کار برده شد (شکل 6). توده‏‌های آذرین درونی و دایک‏‌ها در این نمودار در محدودة کوارتز‌مونزونیت، گرانودیوریت و گرانیت جای می‏‌گیرند. این ویژگی با ویژگی‌های سنگ‌نگاری این سنگ‌ها نیز همخوانی دارد.

در نمودار پیشنهادیِ تیلور و پکریلو (Peccerillo and Taylor, 1976) سری کالک‏‌آلکالن به انواع با پتاسیم بالا، متوسط و کم دسته‌بندی شده‏‌اند. برپایة این رده‌بندی، توده‏‌های آذرین درونی شترسنگ در محدودة کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا جای گرفته‏‌اند (شکل 7- A).

در نمودار رده‏‌بندی سنگ‌ها برپایة اندیس اشباع‌شدگی از آلومینیم (Maniar and Piccoli, 1989)، همه سنگ‌ها ویژگی متاآلومین (1/1A/CNK<) نشان می‌دهند. مقدار 1/1A/CNK< نشان‌دهندة ویژگی متاآلومین و تعلق آنها به سری I است (شکل 7- B).

 

شکل 6. ترکیب توده‏‌های آذرین درونی و دایک‏‌های منطقة شترسنگ در نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر K2O+Na2O (Middlemost, 1985).

Figure 6. The composition of Shotorsang intrusive bodies and dikes on the SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Middlemost, 1985).

 

نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) و همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب (REE [3]) بهنجارشده به مقدار REE در ترکیب کندریت (Boynton, 1984) در شکل 8 نشان داده شده است که الگوی تغییرات آنها نشان‌دهندة ارتباط زایشی واحدهای نیمه‌ژرف با یکدیگر است. غنی‏‌شدگی مشخص در فراوانی عنصرهای LILE (عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ) مانند Rb، Sr، Ba، Cs و Th و تهی‏‌شدگی عنصرهای با میدان پایداری بالا (HFSE) مانند P، Nb، Zr و Y نیز در این نمودارها آشکار است (شکل 8- A). همان‌گونه‌که دیده می‌شود، غنی‏‌شدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در همة سنگ‌های آذرین دیده می‌شود (شکل 8- B). همچنین، عنصرهای REE روند کمابیش هموار و موازی نشان‏‌ می‌دهند‏‌ احتمالاً ‏‌نشان‏‌دهندة خاستگاه و تحول یکسان برای این نمونه‌هاست (Nakamura, 1974).

برپایة مقادیر عنصرهای Rb، Nb و Y در نمودارهای تعیین جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها (Pearce et al., 1984)، سنگ‌های نیمه‌ژرف شترسنگ در گسترة کمان آتشفشانی پهنة فرورانش (VAG) جای می‏‌گیرند (شکل 9).

 

 

 

شکل 7. ترکیب گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1989) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 7. Composition of Shotorsang hypabyssal granitoids in: A) SiO2 versus K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); B) A/CNK versus A/NK diagram (Maniar and Piccoli, 1989) (Symbols as in Figure 6).

 

 

سن‏‌سنجی U-Pb

دو نمونه از دایک داسیتی (نمونة Ab8) و استوک گرانودیوریتی (نمونة Ab59) با توجه به اندازه و فراوانی بلورهای زیرکن برای بررسی‌های سن‏‌سنجی برگزیده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های میکروسکوپی و سن‏‌سنجی در زیر آورده شده است.

نمونة Ab59 (استوک گرانودیوریتی): زیرکن‌ها در این نمونه شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، بی‌رنگ تا قهوه‌ای کم‌رنگ و شفاف تا نیمه‌شفاف هستند و در تصویرهای CL منطقه‏‌بندی منظم و مشخصی دارند. بزرگی بلورها نزدیک به 50 تا 250 میکرومتر و نسبت درازا به پهنای آنها 1:1 تا 3:1 است. نسبت Th/U که برای 17 بلور زیرکن اندازه‌گیری شد از 1/0 بیشتر است. این مقدار با مقدار نسبت Th/U در زیرکن‏‌های دگرگونی متفاوت و با زیرکن‏‌های ماگمایی سازگار است (Hoskin and Schaltegger, 2003). سن به‌دست‌آمده از تجزیة این نمونه در نمودار کنکوردیا برابربا 35/0±56/22 میلیون سال پیش (6/1MSWD=) با میانگین سنی 46/0±58/22 میلیون سال پیش است (شکل‌های 10-A و 10- B).

نمونة Ab8 (دایک داسیتی): زیرکن های این نمونه بی‌رنگ تا زرد کمرنگ، شفاف تا نیمه‌شفاف و معمولاً شکل‌دار هستند. اندازة بلورها از کمتر از 50 تا 200 میکرومتر در تغییر است و نسبت درازا به پهنای آنها برابربا 1:1 تا 4:1 است. بلورهای زیرکن در تصویرهای CL منطقه‏‌بندی‏‌ منظم و آشکاری دارند که نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنهاست (Corfu et al., 2003). نسبت Th/U در این نمونه نیز از 1/0 بیشتر است که نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنهاست (Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003). برپایة تجزیة 6 نقطه روی زیرکن‏‌های این نمونه، در نمودار کنکوردیا سنِ 38/0 ± 52/22 میلیون سال پیش (3/2MSWD=) و میانگین سنیِ 6/1± 6/22 میلیون سال پیش به‌دست آمد که به مقدار به‌دست‌آمده برای نمونة Ab59 بسیار نزدیک است (شکل‌های 10- C و 10- D).

 

 

شکل 8. نمایش الگوهای فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیابِ گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار بهنجارشده به کندریت (Boynton, 1984) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 8. Trace and rare earth elements patterns of the Shotorsang hypabyssal granitoids in: A) Primitive mantle (Sun and McDonough, 1989)-normalized diagram; B) Chondrite (Boynton, 1984) –normalized diagram (Symbols as in Figure 6).

 

شکل 9. بررسی محیط زمین‌ساختی پیدایش ماگمای گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Y دربرابر Nb برای (Pearce et al., 1984) (SYN-COLG: گرانیت همزمان با برخورد؛ WPG: گرانیت درون‌صفحه‌ای؛‌ ORG: گرانیت ریفت میان اقیانوسی؛ VAG: گرانیت کمان آتشفشانی) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 9. The tectonomagmatic setting of the Shotorsang hypabyssal granitoids in: A) Y+Nb versus Rb diagram (Pearce et al., 1984); B) Y versus Nb diagram (Pearce et al., 1984) (SYN-COLG: Syn Collision Granite; WPG: Within Plate Granite; ORG: Oceanic Ridge Granite; VAG: Volcanic Arc Granite) (Symbols as in Figure 6).

 

 

بحث

مذاب‏‌های حاصل از صفحه فرورونده نقش مهمی در ماگماتیسم محیط‌های کمانی در چند کمربند مهم کوهزایی دنیا داشته‏‌اند (Sajona et al., 2000). از آنجایی‌که چنین سنگ‌هایی در جزیرة آداک در اقیانوس آرام دیده شده‏‌اند، آداکیت نام گرفته‏‌اند (Kay, 1978). پژوهشگران بسیاری خاستگاه سنگ‌های آداکیتی پهنة سبزوار را ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده می‏‌دانند و شواهدی مانند حضور میانبار‌هایی از شیشه‌های آداکیتی در زینولیت‏‌های درون سنگ‌های آتشفشانی، حضور گنبدها و توده‏‌های آداکیتی در افیولیت‏‌های سبزوار و همچنین، داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی و ایزوتوپی ارائه کرده‌اند (Ghasemi et al., 2010; Jamshidi et al., 2014; Rossetti et al., 2014; Mohammadi et al., 2015; Taheri-Sarteshnizi, 2017; Gardideh et al., 2018; Rezaei-Kahkhaei et al., 2018; Asadi-Avargane et al., 2019).

مقدار Sr بالا (ppm 607-5/382)، نسبت‌های بالای Sr/Y (5/62-4/26)، LaN/YbN (1/17-5/9) و مقدارهای کم Y (3/16-7/9) و HREE همانندِ آداکیت‏‌ها از مهم‏‌ترین ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ به‌شمار می‌روند (جدول 3). این ویژگی‏‌ها به‌خوبی در نمودارهای Sr/Y-Y و La/Yb-Yb نمایان هستند (شکل‌های 11-A و 11- B). نسبت‌های کم Yb و Y به‌همراه مقدار بالای Sr/Y و La/Yb به حضور گارنت مربوط هستند و چه‌بسا هورنبلند از فازهای بجامانده در خاستگاه و یا از کانی‌های جدایش‌یافته بوده است (Martin et al., 2005). مقدارهای بالای Sr پیامد نبود جدایش بلوری چشمگیرِ کانی پلاژیوکلاز و یا نبود این کانی در خاستگاه است.

الگوی غنی‏‌شدگی مشخصِ عنصرهای LILE و تهی‏‌شدگیِ عنصرهایِ با میدان پایداری بالا (HFSE) از ویژگی‌های ماگماهای کالک‌آلکالن وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند که از ذوب‌بخشی تختة اقیانوسی فرورونده یا گوة گوشته‌ای دگرنهاد روی آن خاستگاه گرفته‌اند و در هنگام بالاآمدن ماگما دچار فرایند تبلور جدایشی، هضم و آلایش با مواد پوسته‌ای شده‌اند.

 

 

 

 

شکل 10. A، B) نمودار کنکوردیا و میانگین سنی نمونة Ab59؛ C، D) نمودار کنکوردیا و میانگین سنی نمونة Ab8.

Figure 10. A, B) Concordia and average age plot of sample Ab59; C, D) Concordia and average age plot of sample Ab8.

 

 

بی‌هنجاری منفی از عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Nb، P و Ti که از ویژگی‌های شاخص محیط‏‌های کمانی است، اگرچه می‌تواند پیامد آغشتگی و آمیختگی ماگما با مواد پوسته‏‌ای هنگام صعود و جایگزینی آن در پهنه‌های فرورانش نیز باشد؛ اما برخی از سنگ‌شناسان تهی‌بودن آبگون دگرنهادکنندة گوة گوشته‌ای نسبت به این عنصرها را به‌علت حضور فازهای دیرگداز دارای این عنصرها (مانند ایلمنیت، روتیل، اسفن، آمفیبول پارگازیتی تیتانیم‌دار و آپاتیت) در سنگ‌های اکلوژیتی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورنده و یا گوة گوشته‏‌ای ذوب‌نشدة محل خاستگاه می‌دانند؛ زیرا عنصرهای یادشده در این فازها بسیار سازگار هستند (Hawkesworth et al., 1993; Gill, 2012).

جدول 3. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی آداکیت‏‌ها (Moyen, 2009) در مقایسه با گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ.

Table 3. Geochemical features of adakites (Moyen, 2009) compared to Shotorsang hypabyssal granitoids.

Adakite

(Mean Compostion)

Shotorsang granitoids

(Mean Compostion)

 

> 56 %wt

64.8 %wt

SiO2

≥ 15 %wt

15 %wt

Al2O3

< 3 %wt

1.6 %wt

MgO

> 300 ppm

445.9 ppm

Sr

< 18 ppm

12.8 ppm

Y

> 20

36.5

Sr/Y

< 1.8 ppm

< 1.6 ppm

Yb

> 16

20.1

La/Yb

Lack of Eu anomaly

Lack of Eu anomaly

Eu anomaly

Enrichment

Enrichment

LREE

Depletion in

Depletion

HREE

 

برخی دیگر از پژوهشگران، آبگون غنی از کلر را عامل تهی‌شدگی ماگماهای محیط‌های کمانی از عنصرهای با شدت میدان بالا و غنی‌شدگی آنها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) می‏‌دانند (Keppler, 1996). افزون‌بر این، حلالیت این عنصرها در آب نیز نقش برجسته‌ای در چگونگی توزیع آنها در ماگماهای این محیط‌ها دارد. از آنجایی‌که عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون در آب محلول هستند، پس به‌آسانی با آبگون دگرنهادکنندة آزاد‌شده از پوستة اقیانوسی شسته‌شده و به گوة گوشته‏‌ای محل خاستگاه ماگماهای کمان‌ها حمل می‌شوند؛ اما عنصرهای HFSE در آب نامحلول هستند و در این فرایند مشارکت نمی‌کنند. به باور تاتسومی و همکاران (Tatsumi et al., 1986)، چنانچه یک سرپانتینیت غنی از عنصرهای کمیاب در فشار 2/1 گیگاپاسکال دچار آب‏‌زدایی شود، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یونی مانند K، Rb، Cs، Ba و نیز La را به‌صورت ترجیحی از دست می‌دهد؛ اما عنصرهای خاکی کمیاب و Nb آن دست‌نخورده به‌جای می‌مانند. همچنین، پژوهش‌ها نشان داده‌اند در شرایط مشابه، عنصرهای U، Pb و Ce تحرک بالایی دارند؛ اما عنصرهای Zr و Ti نامتحرک هستند (Workman and Hart, 2005).

 

 

شکل 11. ترکیب گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار YbN دربرابر (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990) (نماد نمونه‏‌ها همانند شکل 6).

Figure 11. Composition of Shotorsang hypabyssal granitoids on: A) Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1990); B) YbN versus (La/Yb)N diagram (Defant and Drummond, 1990) (Symbols as in Figure 6).

عنصر Eu به‌طور معمول در سنگ‌های دارای پلاژیوکلاز فراوان، به‌ویژه نوع کلسیک آن آنومالی مثبت دارد (Henderson, 1984)؛ اما نبود آنومالی آن در آداکیت‏‌ها و همچنین، نمونه‏‌های بررسی‌شده که درصد چشمگیری پلاژیوکلاز دارند در ارتباط با O2ƒ ماگماست. توده‏‌های آذرین درونی منطقه از نوع گرانیتوییدهای تیپ I هستند که O2ƒ آن بالاست، از این‌رو، عنصر Eu بیشتر به‌صورت Eu3+ و کمی Eu2+ در ماگما حضور دارد و در نتیجه در مقادیر کمتری جانشین پلاژیوکلازها می‏‌شود. گفتنی است شعاع یونی Eu2+ نزدیک به Sr2+ است و در ساختمان پلاژیوکلازها به‌آسانی جانشین Sr2+ می‏‌شود. این ویژگی از ویژگی‏‌های ماگماتیسم در ارتباط با گوشته و متفاوت از ماگماتیسم مرتبط با پوستة بالایی است (Wilson, 1989).

نتایج بررسی‏‌های ایزوتوپیِ گردیده و همکاران (Gardideh et al., 2018) و جمشیدی و همکاران (Jamshidi et al., 2018) در نمودار (87Sr/86Sr)i دربرابر εNdi سنگ‌های آداکیتی پالئوژن و نئوژن کمان ماگمایی جنوب قوچان نشان داده شده‌اند. در این نمودار، نمونه‌های پالئوژن به‌خوبی با محدوده آداکیت‏‌های حاصل از سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سنوزوییک سازگار هستند. ترکیب ایزوتوپی نمونه‌های نئوژن همانند بازالت‏‌های جزیره‌های کمانی (IAB) است و نشان می‏‌دهد ماگمای مادر هنگام ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی، با گوشته نیز آمیختگی داشته است. گفتنی است ترکیب ایزوتوپی (87Sr/86Sr)i و εNdi در نمونه‌های آداکیتی نئوژن این پهنه با مقادیر مربوط به آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای ضخیم شده نیز همپوشانی دارد. البته مقدار εNdi در نمونه‌های نئوژن کمی بیشتر است. همچنین، آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای ضخیم‌شده محدوده بسیار بزرگ‏‌تری را در نمودار (87Sr/86Sr)i دربرابر εNdi نشان می‏‌دهند. از سوی دیگر، در آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب پوستة ضخیم‌شده، مقدار K2O>Na2O و آنومالی Sr منفی است. این ویژگی‌ها با ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌های نئوژن سازگار نیستند. تغییرات ایزوتوپی مشخصی در سنگ‌های ماگمایی این پهنه دیده می‌شوند و گمان می‌رود از قدیم به جدید مقدار (87Sr/86Sr)i افزایش و مقدار εNdi کاهش می‌یابد که شاید نشان‌دهندة تاثیر پوسته بر ماگمای مادر بوده است (شکل 12).

از دیدگاه تکتونوماگماتیسم، منطقة شترسنگ در شمال کمربند افیولیتی و دگرگونی سبزوار جای گرفته است. مجموعة افیولیتی سبزوار در لبة شمالی پهنة ایران مرکزی، بجاماندة پوستة اقیانوسی نئوتتیس است که در پی فرورانش پرشیب رو به شمال و به زیر البرز در کرتاسة پسین – پالئوسن پدید آمده است (Shafaii Moghadam et al., 2014; Spies et al., 1983) و کمان ماگمایی از نوع کمان جزیره‌ای را در لبة جنوبی البرز خاوری پدید آورده است (Shabanian et al., 2012). به باور قاسمی و همکاران (Ghasemi et al., 2010)، ماگماتیسمِ رو به شمال در ائوسن تا پلیوستوسن ادامه داشته است و جوان‌ترین فراورده‌های ماگمایی آداکیتی حاشیة قاره بیشتر در منطقة مشکان در جنوب قوچان و دور از پهنة افیولیتی رخ داده‏‌اند. این پهنه در آغاز از نوع کمان جزیره‌ای بوده است و سپس در پی فرورانش رو به شمال و پیوستن جزیره‌ها به حاشیة پوستة قاره‌ای، به فرورانش حاشیه قاره‌ای و ماگماتیسم مربوطه تبدیل شده است. ازاین‌رو، ماگماتیسم کرتاسه-پالئوسن با فرورانش مرتبط بوده است و پس از ائوسن شامل آداکیت‏‌های میوسن منطقة شترسنگ با سن 5/22 میلیون سال پیش و از نوع پس از برخوردی است. برپایة داده‏‌های دهقانی و مکریس (Dehghani and Makris, 1983) که ژرفای موهو در این منطقه را از 44 کیلومتر کمتر گزارش کرده‏‌اند و با توجه به اینکه برای پیدایش آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب پوستة زیرین به ضخامت‏‌های بیشتر از 55 کیلومتر نیاز است (Wang et al., 2005)، پس خاستگاه پوستة زیرین برای گرانیتوییدهای شترسنگ نامحتمل است. در مجموع، خاستگاه احتمالی گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف منطقة شترسنگ را می‏‌توان اکلوژیت یا گارنت آمفیبولیت پدیدآمده از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس سبزوار دانست که به زیر پهنة البرز فرورانده شده است.

 

 

 

شکل 12. ترکیب سنگ‌های آداکیتی پالئوژن و نئوژن کمان ماگمایی جنوب قوچان در نمودار (87Sr/86Sr)i دربرابر εNdi. داده‌های ترکیب آداکیت‏‌های با خاستگاه پوستة اقیانوسی از دیفانت و همکاران (Defant et al., 1992) و ساجونا و همکاران (Sajona et al., 2000) است. داده‌های آداکیت‏‌های با خاستگاه پوستة زیرین ضخیم شده از مویر و همکاران، (Muir et al., 1995) است. داده‌های گنبدهای آداکیتی چکنه و توده‌های آذرین درونی آداکیتی پساافیولیتی به‌ترتیب از گردیده و همکاران (Gardideh et al., 2018) و جمشیدی و همکاران (Jamshidi et al., 2018) هستند. داده‏‌های ایزوتوپی افیولیت سبزوار از شفایی‌مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2015) است (MORB: بازالت کافت میان اقیانوسی؛ IAB: بازالت کمان جزیره‌ای).

Figure 12. Composition of the Paleogene and Neogene adakitic rocks from southern Quchan magmatic arc on the єNdi-(87Sr/86Sr)i diagram. The data for the oceanic lithosphere-derived adakites is from Defant et al. (1992) and Sajona et al. (2000). The data for adakitic rocks derived from the thickened continental crust is adopted from Muir et al. (1995). The data for the Chakaneh adakitic domes and post-ophiolite adakitic intrusives are from Gardideh et al. (2018) and Jamshidi et al. (2018), respectively. The isotopic data for the Sabzevar ophiolite are from Shafaii Moghadam et al. (2015).

 

 

 

برداشت

سن دو نمونة دایک داسیتی و استوک گرانودیوریتی به روش سن‏‌سنجی U-Pb روی کانی زیرکن 5/22 میلیون سال پیش، معادل با میوسن به‌دست آمد که اهمیت این دورة زمانی در کانی‏‌سازی آهن را نشان می‌دهد. شواهد زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند ترکیب گرانیتوییدهای نیمه‌ژرف شترسنگ در محدوده کمان آتشفشانی پس از برخورد است و شباهت‌های بسیاری به سنگ‌های آداکیتی پدیدآمده از ذوب صفحة فرورنده دارند. این سنگ‌ها چه‌بسا خاستگاه اکلوژیتی یا گارنت آمفیبولیتی دارند که از دگرگونی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس سبزوار که به زیر پهنه البرز فرورانده شده است پدید آمده‌اند. جبهة ماگمایی پس از برخورد تا جنوب قوچان و به سن پلیو- پلیوستوسن ادامه داشته است و ازاین‌رو، جوان‌ترین فراورده‌های ماگمایی آداکیتی در منطقة مشکان در جنوب قوچان و دور از پهنة افیولیتی تشکیل شده‌اند. تغییرات ایزوتوپی مشخصی در سنگ‌های ماگمایی این پهنه دیده می‌شود و گمان می‌رود از قدیم به جدید مقدار (87Sr/86Sr)i افزایش و مقدار εNdi کاهش می‌یابد.

سپاس‌گزاری

نویسندگان از مؤسسه زمین‏‌شناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم چین برای حمایت مالی، به‌ویژه آقایان دکتر Quili Li و Yue-Heng Yang به خاطر لطف و کمک ایشان در زمینة آماده‏‌سازی، تجزیة نمونه‏‌ها و بررسی‌های سن‏‌سنجی در آزمایشگاه LA-MC-ICPMS بسیار سپاس‌گزار هستند. گفتنی است نمونه‏‌های سن‏‌سنجی‌شده، بخشی از پروژة بین‏‌المللی میان کشور چین و ایران بوده‌اند که «بخش همکاری‏‌های بین‏‌المللی استراتژیک برای نوآوری‏‌های فناوری» از برنامه تحقیق و توسعه ویژة ملی در چین از آن حمایت مالی کرده است و با شماره امتیاز پژوهشی 2016YFE020300 تصویب شده است.

 

[1] Cathodoluminescence

[2] Pleochroic

[3] Rare Earth Elements

مراجع

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).
Arjmandzadeh, R., Alirezaei, S. and Almasi, A. (2022) Tectonomagmatic reconstruction of the Upper MesozoicCenozoic Neotethyan arcs in the Lut block, East Iran: a review and synthesis. Turkish Journal of Earth Sciences, 31, 520-544.
Arjmandzadeh, R. and Santos, J. F. (2014) Sr-Nd isotope geochemistry and tectonomagmatic setting of the Dehsalm Cu-Mo porphyry mineralizing intrusives from Lut Block, eastern Iran. International Journal of Earth Sciences, 103, 123-140.
Almasi, A., Karimpour, M. H., Arjmandzadeh, R., Santos, J. F. and Ebrahimi Nasrabadi, K. (2019) Zircon U-Pb geochronology, geochemistry, Sr-Nd isotopic compositions and tectonomagmatic implications of Nay (NE Iran) post-collisional intrusives in Sabzevar zone. Turkish Journal of Earth Sciences, 28, 372-397.
Amini B. (2000) Explanatory text of Mashkan, Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran.
Asadi-Avargane, M., Rezaei-Kahkhaei, M. and Ghasemi, H. (2019) Petrology and geochemistry of Adakitic dacites of the Qarah Chay Neogene caldera, SE Quchan. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 29, 241-250.
Belousova, E. A., Griffin, W. L., O’Reilly, S. Y. and Fisher, N. I. (2002) Igneous Zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143, 602–622.
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements, Meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 115-1522. Elsevier, Amsterdam.
Corfu, F., Hanchar, J. M., Hoskin, P. W. O. and Kinny, P. (2003) Atlas of zircon textures. In: Zircon (Eds. Hanchar, J. M., Hoskin, P. W. O.) 53, 468–500. Mineralogical Society of America.
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347, 662 –665.
Defant, M. J., Jackson, T. E., Drummond, M. S., De Boer, J. Z., Bellon, H., Feigenson, M. D., Maury, R. C. and Stewart, R. H. (1992) The geochemistry of young volcanism throughout western Panama and southeastern Costa Rica: An overview. Journal of the Geological Society of London, 149, 569–579.
Dehghani, G. A. and Makris, J. (1983) The gravity field and crustal structure of Iran. Geodynamics Project (Geotraverse) in Iran. Report No. 51, Geological Survey of Iran, Tehran, 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).
Gardideh, S., Ghasemi, H. and Sadeghian, M. (2018) U-Pb age dating on zircon crystals, Sr-Nd isotope ratios and geochemistry of Neogene adakitic domes of Quchan-Esfarayen magmatic belt, NE Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 26, 455-478.
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.
Ghasemi, H., Rostami Hosouri, M. and Sadeghian, M. (2018) Basic magmatism in the extensional back-arc basin of the lower-middle Jurassic on the northern edge of central Iran-South of eastern Alborz zones, Shahrood-Damghan. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran, 27, 123-136.
Gill, J. B. (2012) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer Science & Business Media.
Gholami, S. (2009) Geology, mineralization, geochemistry and magnetometry of Shotorsang iron deposit, NE Sabzevar. M.Sc. thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran (in Persian).
Hawkesworth, C. J., Gallagher, K. and Hergt, J. M. (1993) Mantle and slab contributions in arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 21, 175- 204.
Henderson, P. (1984) Rare Earth Element Geochemistry. Elsevier, Amsterdam.
Hoskin, P. W. O. and Schaltegger, U. (2003) The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53, 27–62.
Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Sadeghian, M. (2014) Petrology and geochemistry of the Sabzevar post-ophiolitic high silica adakitic rocks. Petrological Journal, 5, 51–68.
Jamshidi, K., Ghasemi, H., Miao, L. and Sadeghian, M. (2018) Adakite magmatism within the Sabzevar ophiolite zone, NE Iran: U-Pb geochronology and Sr-Nd isotopic evidence. Geopersia, 8, 111-130.
Kay, R. W. (1978) Aleutian magnesian andesites-melts from subducted Pacific Ocean crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 4(1–2), 117–132.
Kazemi, Z., Ghasemi, H., Tilhac, R., Griffin, W., Moghaddam, H. S., O'Reilly, S. and Mousivand, F. (2019) Late Cretaceous subduction-related magmatism on the southern edge of Sabzevar basin, NE Iran. Journal of the Geological Society of London, 176, 530– 552.
Keppler, H. (1996) Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction zone fluids. Nature, 380, 237-240.
Mahdavi, A., Karimpour, M. H., Mao, J., Haidarian Shahri, M. R. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2016) Hongying Li, Zircon U- Pb geochronology, Hf isotopes and geochemistry of intrusive rocks in the Gazu copper deposit, Iran: Petrogenesis and geological implications. Ore Geology Reviews, 72(1), 818–837
Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic Discrimination of Granitoids. Geological Society of America, 101.
Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79, 1-24.
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.
Moradi Navokh, M., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Javidi Moghaddam, M. (2020) Geology, mineralization, geochemistry and fluid inclusion studies of Mashkan copper prospect area, northeastern Sabzevar. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 28(4), 883-894.
Moyen J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the “adakitic signature”. Lithos, 112, 556-574.
Muir, R. J., Weaver, S. D., Bradshaw, J. D., Eby, G. N. and Evans, J. A. (1995) Geochemistry of the cretaceous separation point batholith, New Zealand: granitoid magmas formed by melting of mafic lithosphere. Journal of the Geological Society of London, 152, 689–701.
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38, 757-775.
Nourian, S. (2016) mineralization, geochemistry, petrology and remote sensing investigations of Abdollah-Givi volcanic zone between Quchan and Neyshabur. M.Sc. thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran (in Persian).
Pearce, J. A., Haris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 11, 77-96.
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.
Rezaei-Kahkhaei, M., Taheri-Sarteshnizi, 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.
Rossetti, F., Nasrabady, M., Vignaroli, G., Theye, T., Gerdes, A., Razavi, M. and Moin Vazir, H. (2010) Early Cretaceous migmatitic mafic granulites from the Sabzevar range (NE Iran): Implications for the closure of the Mesozoic peri-Tethyan oceans in Central Iran. Terra Nova, 22, 26-34.
Rossetti, F., Nasrabady, M., Theye, T., Gerdes, A., Monie, P., Lucci, F. and Vignaroli, G. (2014) Adakite differentiation and emplacement in a subduction channel: The late Paleocene Sabzevarmagmatism (NE Iran). Geological Society of America Bulletin, 126, 317–343.
Sajona, F. G., Maury, R. C., Prouteau, G., Cotten, J., Schiano, P., Bellon, H. and Fontaine, L. (2000) Slab melt as metasomatic agent in island arc magma mantle sources, Negros and Batan (Philippines). Island Arc, 9, 472-486.
Shabanian, E., Acocella, V., Gioncada, A., Ghasemi, H. and Bellier, O. (2012) Structural control on volcanism in intraplate post collisional settings: Late Cenozoic to Quaternary examples of Iran and Eastern Turkey. Tectonics, 31(3).
Shafaii Moghadam, H. S., Corfu, F., Chiaradia, M., Stern, R. J. and Ghorbani, G. (2015) Sabzevar Ophiolite, NE Iran: Progress from embryonic oceanic lithosphere into magmatic arc constrained by new isotopic and geochemical data. Lithos, 210–211, 224–241.
Shafaii Moghadam, H. S., Li, X. H., Ling, X. X., Santos, J. F. and Stern, R. J. (2014) Eocene Kashmar granitoids (NE Iran): Petrogenetic constraints from U–Pb zircon geochronology and isotope geochemistry. Lithos, 216–217, 118–135.
Spies, O., Lensch, G. and Mihem, A. (1983) Chemistry of the post-ophiolithic tertiary volcanics between Sabzevar and Quchan/NE -IRAN. Geodynamic project (geotraverse) in Iran. Report No. 51, Geology Survey of Iran, Tehran, Iran.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J.) Special Publications 42, 313-345. Geological Society, London.
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).
Tatsumi, Y., Hamilton, D. L. and Nesbitt, R. W. (1986) Chemical Characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and origin of arc magmas: evidence from high-pressure experiments and natural rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 29, 293-310.
Wang, Q., McDermott, F., Xu, J. F., Bellon, H. and Zhu, Y. T. (2005) Cenozoic K-rich adakitic volcanic rocks in the Hohxil area, northern Tibet: lower-crustal melting in an intracontinental setting. Geology, 33, 465-468.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Uniwin Hyman, London.
Workman, R. K. and Hart, S. R. (2005) Major and trace element composition of the depleted MORB mantle (DMM). Earth and Planetary Science Letters, 231, 53–72.
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: partial melting of delaminated lower continental crust? Geology, 12, 1111-1114.
پترولوژی
دوره 13، شماره 3 - شماره پیاپی 51
شناسنامه علمی، پترولوژی، سال سیزدهم، شماره سوم، پیاپی 51، پاییز 1401
آبان 1401
صفحه 105-130

فایل ها

ارجاعات به این مقاله

سابقه مقاله

  • تاریخ دریافت: 18 دی 1400
  • تاریخ بازنگری: 06 شهریور 1401
  • تاریخ پذیرش: 02 مهر 1401

هم رسانی

ارجاع به این مقاله

آمار