Magmatism of northwest of Takestan: The product of asymmetric caldera collapse

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph. D. Student, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran

2 Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran

3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran

Abstract

One of the main products of caldera collapses is ignimbrite, and there is a direct relationship between the volume of ignimbrite and caldera dimensions. During caldera collapse, a large volume of magma is explosively discharged as products and pyroclastic flows (Druitt and Sparks, 1984). Lava domes and cones are placed along or inside the caldera rim structures after the collapse (Aguirre-Díaz, 1996). The studied area, in the northwest of Takestan, is a part of the Alborz and Western Alborz magmatic arcs, which consisting of some granitoid rocks, volcanic units, dacitic and rhyolitic domes as well as pyroclastic units. The presence of ignimbrite and dacitic and rhyolitic domes along with mafic volcanic rocks and intrusive rocks show the occurrence of the caldera in the region.
In the Alborz and Urumieh-Dokhtar belts, extensive volcanic eruptions occurred in the Eocene. The studied area lies in the western Alborz zone. The first studies of stratigraphy and classification of the Paleogene volcanic and intrusive rocks in western Alborz are related to Taleghan and Qazvin regions (Annells et al., 1975). The dominant feature in the northwest of Takestan is pyroclastic deposits, lava flows, and intrusive and sub-volcanic rocks. Volcanic rocks and lava flows are placed on the tuffs with a more limited expansion. Sub-volcanic rocks are in the form of dacitic and rhyolitic domes and intrusive rocks intruded the tuffs.
Method of study
In this research, about 120 samples of different volcanic, intrusive, and pyroclastic rocks are gathered, then 56 thin sections were prepared and studied. To measure the main and rare elements, 29 suitable samples including 16 fresh samples of intrusive rocks and 13 volcanic samples were selected and analyzed using ICP-OES and ICP-MS at Zarazma Minerals Studies Laboratory in Tehran.
Petrography
Volcanic rocks are rhyolite, dacite, andesite, trachyandesite, basaltic andesite, and basalt, with porphyry texture and a glassy or microlitic groundmass. Evidences such as the presence of ocelli quartz, plagioclases with sieve texture and the formation of a thin layer of fine pyroxenes at the edge of some pyroxenes show that the basaltic and basaltic andesitic rocks are contaminated with crustal compounds or mixed with crustal melts. The intrusive rocks are alkaline granite, granite, quartz monzonite, quartz monzodiorite, and monzodiorite, which often have a granular texture. The absence of muscovite and hypersolvus feldspars in alkaline granites and quartz monzonites confirms that these granites are anorogenic (Kleemann and Twist, 1989).
Whole rocks chemistry
Basic to felsic members are seen in both intrusive and volcanic groups. The range of SiO2 changes from 53.52-75.23% for intrusive rocks and 51.11-74.8% for volcanic rocks. MgO is 0.19-4.66% for intrusive rocks and 0.24-4.18% for volcanic rocks, and Al2O3 is 10.22 and 17.2% for intrusive rocks and 10.24 and 16.66% for volcanic rocks. According to Irvine and Baragar (1971) diagram, volcanic samples and most of the intrusive samples are sub-alkaline. In AFM ternary diagram, volcanic and intrusive samples have a calc-alkaline trend.
Discussion
 
Petrogenesis
Trace elements variation diagrams show two groups with two separate trends in the volcanic rocks. The first group (rhyolites and some dacites) show the fractional crystallization trend, but the second group (andesite basalts and andesites and some dacites) demonstrate the partial melting trend. This phenomenon can also indicate the different origins of these rocks. Intrusive rocks are also divided into two groups with a parallel trend, which have a dominant trend of fractional crystallization trend, and probably these two groups also have different origins. The spider diagrams show that all the samples are enriched concerning the primary mantle. Some of the anomalies observed in these diagrams indicate that these rocks originated in subduction zone. Crustal contamination or extensive melting of crustal materials occurred in the region.
Genetic classification of granitoids and tectonic setting
Discrimination diagrams show that the samples of monzodiorite and quartz monzonites are I-type and alkaline granites are A-type (subgroup A2). According to the tectonic setting diagrams, except for some alkaline granites, the other samples are in the field of volcanic arc setting rocks. Alkaline granites and rhyolites are related to the post-orogenic setting, quartz monzonitic samples are related to the late orogenic setting, and granites are located in the range between these two groups. The dacitic samples are located in the syn-collision to late orogeny environments. Acidic volcanic and intrusive samples are the melting results of amphibolites (some dacites and quartz monzonites) and some others are probably melting result of the metagraywakes (rhyolites, some dacites, and alkali granites).
Basalt, basaltic andesite, and monzodiorite to monzogabbro, are product of mantle melting in the volcanic arc and rhyolite, dacite, alkali granite, and quartz monzonite, are the result of crustal melting.
Caldera formation
The presence of ignimbrite units, dacitic and rhyolitic domes with a semi-circular arrangement in the east of the intrusive rocks, and co-ignimbrite breccias, reveal the possibility of caldera formation in the region. Considering the relatively less amount of ignimbrites, the dimensions of the formed caldera were probably small. The presence of dacitic and rhyolitic domes on one side of the intrusive rocks shows that the type of caldera is trap-door type.
Acknowledgments
We would like to thank the research vice-chancellor of Bu-Ali Sina University for paying part of the expenses and the research vice-chancellor of Imam Khomeini International University (RA) for their cooperation in using the microscopic laboratory.
 
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

شناخت فوران‏‌های پدیدآورندة کالدرا و سازوکارهای ریزش همزمان با فوران در کالدراهای جدید و قدیمی بسیار دشوار است. ایگنمبریت از اصلی‏‌ترین محصولات ریزش‏‌های کالدرایی به‌شمار می‌رود. ارتباط مستقیمی میان حجم ایگنمبریت‏‌ها و ابعاد کالدرا هست؛ به این ترتیب که هرچه ابعاد کالدرا بزرگ‏‌تر باشد، حجم ایگنمبریت‏‌ها بیشتر می‏‌شود (Cas and Wright, 1988). ریزش کالدرایی یک ساختار آتشفشانی است که هنگام ریزش بلوک‏‌های پوسته‏‌ای سقف آشیانة ماگمایی کم‌ژرفا پدید می‏‌آید (Cas and Wright, 1988) و هنگامی رخ می‏‌دهد که فشار سنگ‌کره‌ای توسط آشیانة ماگمایی روی سقف آشیانة ماگمایی از مقاومت فشاری سنگ پوشاننده بیشتر باشد. در هنگام این ریزش حجم بزرگی از ماگما به‌صورت محصولات و روانه‏‌های آذرآواری به‌صورت انفجاری تخلیه می‏‌شود (Druitt and Sparks, 1984). گنبدها و مخروط‏‌های گدازه‏‌ای پس از ریزش در امتداد ساختارهای حاشیه کالدرا و یا درون آن جایگیری می‏‌کنند (Bailey et al., 1976; Aguirre-Díaz, 1996). سامانه‏‌های ماگمایی سازندة کالدرا معمولاً روند تکاملی چرخه‏‌ای نشان می‏‌دهند. این چرخه‏‌ معمولاً با مرحلة جمع‌شدن ماگمای سیلیسی در آشیانة پوستة بالایی آغاز می‏‌شود. این مرحله توسط شمار نسبتاً کمِ فوران‏‌های کوچک ماگماهای جدایش‌یافته و دوره‏‌های سکون درازمدت شناخته می‏‌شود و با یک فوران ماگمایی بزرگ مقیاس و ریزش کالدرا به اوج می‏‌رسد. پس از آن، در مرحلة پس از ریزش، تغذیه آشیانة کم‌ژرفای تهی‌شده و متبلور با ماگمایی ژرف‏‌تر، فوران‏‌های کوچک و مکرر از ترکیب‌های کمتر جدایش‌یافته را در پی دارد. این ترکیب‌ها می‏‌توانند به‌طور بالقوه به‌سوی سازنده‌های پایانی سیلیسی و سرشار از مواد فرار بروند و چرخه تازه‌ای را آغاز کنند (Forni et al., 2018). بر این اساس، سه مرحله پیش از کالدرا، همزمان با کالدرا و پس از کالدرا که هر مرحله فوران‏‌های خاص خود را دارد را می‏‌توان در نظر گرفت. فوران‏‌های بزرگ سیلیسی مرتبط با ریزش‏‌های کالدرایی، ارتباط تنگاتنگی با توده‏‌های آذرین درونی همزمان و هم‏‌خاستگاه با این فوران‏‌های سیلیسی دارند که این توده‏‌ها نشان‌دهندة حجم غالب «فوران‌نیافته» سامانه‏‌های ماگمایی هستند (Lipman, 1984). گلدا و گیورسو (Gualda and Ghiorso, 2013) نشان دادند ریولیت‏‌های پر سیلیس و ایگنمبریت‏‌های فلسیک می‏‌توانند تنها در پوستة بالایی و در فشار کم (1-3 کیلوبار) پدید آیند. هارت و همکاران (Hart et al., 2004) دریافتند این سنگ‏‌های آتشفشانی سیلیسی و توده‌های آذرین درونی‏ کم‏ژرفای هم ماگما با آنها، نمونه‏‌ای از ماگماتیسم در محیط‏‌های شکافی هستند که با جریان حرارتی غیرمعمول بالا، بالاآمدن مواد گوشته‏‌ای داغ، وجود مناطق نازک‌شده پوسته‏‌ای و بسته‏‌های صعودی متعدد ماگما همراه هستند. این ویژگی‏‌ها به مناطق کششی مربوط هستند که چه‌بسا پیدایش کالدرا را به‌دنبال دارند.

منطقة بررسی‌شده در این پژوهش، در شمال‌باختری تاکستان جای دارد که بخشی از کمان ماگمایی البرز و البرز باختری به‌شمار می‌رود و در مرز دو کمان ماگمایی البرز و ارومیه- دختر جای دارد (شکل 1). این منطقه با گستردگی نزدیک به 300 کیلومتر مربع دربردارندة شماری تودة گرانیتوییدی با تنوع ترکیبی گابرودیوریت تا آلکالی‌گرانیت، واحدهای آتشفشانی، شماری گنبد داسیتی و ریولیتی و همچنین، واحدهای آذرآواری است. وجود ایگنمبریت و گنبدهای داسیتی و ریولیتی به‌همراه سنگ‏‌های بیرونی مافیک‏‌تر و نیز سنگ‏‌های درونی رخداد کالدرا در منطقه را نشان می‏‌دهد. افزون‌بر تهیه نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی1:250000 قزوین-رشت (Annells et al., 1975) و 1:100000 (Alai Mahabadi and Fanoudi, 1992) تاکستان، فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015) بررسی‌های اندکی روی سنگ‏‌های درونی این منطقه انجام داده‌اند.

در این پژوهش با بررسی دقیق سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی سنگ‏‌های این منطقه و همچنین، بررسی ساختارها و نوع جایگیری آنها نسبت به یکدیگر، اطلاعات بسیاری دربارة سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‏‌های منطقه، ارتباط یا نبود ارتباط سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی منطقه، چگونگی پیدایش کالدرا و تکامل زمین‏‌شناختی منطقه به‌دست آورده می‌شود.

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1. موقعیت منطقه بررسی‌شده در نقشة ساختاری ایران و جایگاه زمین‏‌درزهای تتیسی و کمان ماگمایی البرز (Ramezani and Tucker, 2003) با کمی تغییر.

Figure 1. Location of the study area in the structural map of Iran and location of Tethyan suture zones and Alborz magmatic arc (Ramezani and Tucker, 2003) with small modifications.

 

 

زمین‏‌شناسی منطقه

در طول تاریخ زمین‏‌شناختی، دوره‏‌های ماگمایی بسیاری ایران را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند؛ اما در ائوسن، فوران‏‌های آتشفشانی گسترده به‌ویژه در پهنة البرز و ارومیه- دختر رخ داده‌اند که در اثر آنها بخشی از دو کمان ماگمایی البرز و ارومیه- دختر پدید آمده‏‌اند (شکل 1). دو نظریه دربارة پیدایش این دو کمان وجود دارد. به باور بربریان و بربریان (Berberian and Berberian, 1981)، این دو کمان یک کمان ماگمایی واحد هستند که تغییر ژرفایِ تختة فروروی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی پدید آمده‌ است؛ اما به باور علوی (Alavi, 1996, 2007)، کمان ماگمایی ارومیه - دختر در جنوب‌خاوری یک کمان ماگمایی از نوع حاشیة قاره‏‌ای و در شمال‌باختری یک کمان اقیانوسی است که در شمال‌باختری، برخورد و انقباض ناشی از آن در حوضه حاشیه‏‌ای البرز، موجب توسعه یک سامانة فرورانش جدید در ائوسن شده است. سپس سنگ‌کرة اقیانوسی به زیر بخش قاره‏‌ای صفحه البرز رانده‌ شدع است و کمان ماگمایی البرز را پدید آورده است. به باور آگارد و همکاران (Agard et al., 2011)، ماگماتیسم شدید ائوسن در سرتاسر ایران چه‌بسا پیامد کنده‏‌شدن گوشته در زیر ایران و یا پیامد فراوانی صعود ماگمای مربوط به فرورانش از طریق بخش‌های دگرریخت‌شدة نوع کششی در صفحة بالایی بوده است. به باور برخی از پژوهشگران (مانند: Hassanzadeh et al., 2002; Ballato et al., 2010)، محصولات زیر آبی فوران‏‌های ائوسن در البرز باختری- مرکزی که سازند کرج (Dedual, 1967) را ساخته‌اند، در رژیمی کششی نهشته شده‏‌اند. این کشش را پیامد عوامل گوناگونی مانند عقب‏‌گرد تختة فرورویِ نئوتتیس (Verdel et al., 2011)، فرورانش شدید و فرسوده در پی ورود صفحة فروروی کم‏ژرفا‏‌تر پس از قطع‌شدن تختة فرورو[1] (Agard et al., 2011)، پیدایش پهنة پشت‌کمان (Berberian and King, 1981) و پهنه‏‌های کششی محلی درون کمانی (Polliand et al., 2005) می‏‌دانند. برخی پژوهشگران (مانند: Vincent et al., 2005; Verdel, 2009; Ballato et al., 2010) فوران‏‌های آتشفشانی ائوسن را همراه با کشش منطقه‏‌ای می‏‌دانند و به باور آنها، این کشش پیامد عقب‏‌گرد تختة فروروی نئوتتیس و پیدایش یک پهنة پشت‌کمانی است.

در پهنه‌بندیِ افتخارنژاد (Eftekhar Nejad, 1980)، منطقة بررسی‌شده در پهنة البرز باختری جای گرفته است. آنلز و همکاران (Annells et al., 1975) نخستین بررسی‌های چینه‏‌شناسی و رده‏‌بندی سنگ‌های آتشفشانی و آذرین درونی پالئوژن در البرز باختری را در منطقه طالقان و قزوین انجام داده‌اند. ایشان محصولات آتشفشانی پالئوژن را به سه فاز آتشفشانی 1 تا 3 دسته‌بندی و برای هر یک سنگ‌شناسی ویژه‌ای را شناسایی کرده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که فاز 1 (ائوسن) شامل توف‏‌های اسیدی و آندزیتی و گل‏‌سنگ‏‌های توفی و فازهای 2 و 3 (الیگوسن) به‌ترتیب شامل گدازه‏‌های بازیک و گدازه‏‌های آندزیتی- اسیدی هستند. منطقه شمال‌باختری تاکستان که میان طول‏‌های جغرافیایی33 °49 و 43 °49 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی5 °36 و 13°36 شمالی (شکل 2) جای گرفته است. سیمای غالب نهشته‏‌های آذرآواری در این گستره، روانه‏‌های گدازه و سنگ‌های آذرین درونی و نیمه‌ژرف است.

 

 

 

شکل 2. A) موقعیت سنگ‏‌های منطقة شمال‌باختری تاکستان در نقشة 1:100000 تاکستان (Alai Mahabadi and Fanoudi, 1992)؛ B) عکس ماهواره‏‌ای (خط منحنی زردرنگ اثرات ریزش کالدرا را نشان می‏‌دهد).

Figure 2. A) Location of rocks in the northwest of Takestan area in the 1: 100000 map of Takestan (Alai Mahabadi and Fanoudi, 1992); B) Satellite image (The yellow curved line shows the effects of caldera collapse).

 

 

انواع توف (شکل 3- A)، آگلومرا و روانه‏‌های ایگنمبریتی (با بافت اوتاکسیتی) (شکل 3- B) از فراوان‏‌ترین رخساره‌های سنگی هستند که تا اندازه‌ای در همة منطقه گسترش یافته‌اند (فاز 1) که به‌علت تنوع و پراکندگی بالا، تفکیک واحدهای گوناگون آنها از یکدیگر بسیار دشوار است. توف‏‌های منطقه شامل توف بلورین و توف لیتیک هستند که بیشترشان  به رنگ‏ خاکستری و گاه سبز و صورتی، با ضخامت بسیار بالا و با گسترش کمابیش بسیار دیده می‌شوند. روانه‏‌های ایگنمبریتی نیز به رنگ صورتی و خاکستری هستند. همچنین، واحدهایی از نوع برشی در منطقه دیده می‌شوند (شکل 3- C) که به باور آگوره-دیاز و همکاران (Aguirre-Díaz et al., 2008) می‏‌توان آنها را برش‏‌های هم‏‌زمان با ایگنمبریت نامید. سنگ‏‌های آتشفشانی و یا روانه‏‌های گدازه در منطقه که معادل فاز 2 هستند با گسترش کمتر روی توف‏‌های فاز 1 جای گرفته‏‌اند. ترکیب این سنگ‏‌ها بازالت تا آندزیت‌بازالتی و آندزیت است و بافت پورفیری نشان می‌دهند. در ادامه و یا به‏‌طور همزمان، سنگ‏‌های نیمه‌ژرف به‌صورت گنبدهای داسیتی (شکل 3- D) و ریولیتی (فاز 3) (شکل‌های 2 و 3) و همچنین، سنگ‌های آذرین درونی در توف‏‌های فاز 1 تزریق شده‏‌اند (شکل 3- E).

 

 

 

شکل 3. A) توف؛ B) ایگنمبریت؛ C) برش‏‌های هم‏‌زمان با ایگنمبریت؛ D) نمای نزدیک از گنبد داسیتی آقچه‏‌کند؛ E) دورنمای گنبدهای داسیتی و ریولیتی در کنار روانه‏‌های گدازه و تودة گرانیتوییدی در شمال‌باختری تاکستان (دید پانوراما).

Figure 3. A) Tuff; B) Ignimbrite; C) Co-ignimbrite breccia; D) Close view of Aghchekand dacitic dome; E) Perspective of dacitic and rhyolitic domes next to lava flows and granitoids in Northwest of Takestan (panoramic view).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

برپایة بررسی‌های پژوهشگران، پس از پالئوژن پسین در الیگوسن و میوسن، ماگماتیسم البرز با نفوذ توده‏‌های فراوان دنبال می‏‌شود. به باور کاسترو و همکاران (Castro et al., 2013) سن توده‏‌های آذرین درونی از شمال‌باختری (ارسباران، 23 میلیون سال پیش) به‌سوی جنوب‌خاوری (ابهر، 38 میلیون سال پیش) افزایش می‏‌یابد. به باور آسیابانها و فودن (Asiabanha and Foden, 2012) توده‌های تزریقی در مجموعه ماگمایی البرز معمولاً کوچک (دایک، استوک و لاکولیت) است و همانند سنگ‌های آتشفشانی، بیشتر آنها ترکیب بازیک تا حد واسط دارند.

توده‏‌های تزریقیِ منطقة شمال‌باختری تاکستان در نقشة 1:100000 تاکستان (Alai Mahabadi and Fanoudi, 1992) گرانیت- گرانودیوریت دانسته شده‏‌اند (شکل 2). ریخت‌شناسی توده‏‌های گرانیتوییدی به‌صورت تپه‏‌ماهوری است. به طور کلی می‏‌توان این توده‏‌ها را به چهار گروه گابرودیوریت- مونزودیوریت، کوارتز مونزونیت، گرانیت و آلکالی‏‌گرانیت دسته‏‌بندی کرد. درون خود توده‏‌های گرانیتوییدی نوعی منطقه‏‌بندی ترکیبی دیده می‏‌شود؛ به‏‌گونه‏‌ای که در بخش‏‌های شمالی ترکیب توده دیوریت و مونزودیوریت، در بخش‏‌های مرکزی کوارتز مونزونیت و در بخش‏‌های جنوبی گرانیت آلکالن است. با توجه به بافت‌های گرانوفیری و پرتیتی که گویای تزریق توده به‌صورت ماگمای خشک و داغ در ژرفای کم هستند و همچنین، کم‌بودن کانی‏‌های آبدار در این سنگ‏‌ها، تزریق تودة گرانیتوییدی با تأمین گرمای مورد نیاز برای دگرسانی، دگرسانی سنگ‏‌های پیرامون را به‌دنبال داشته است و پهنة پروپیلیتی، آرژیلیک، آلونیتی و سیلیسی را پدید آورده است که مرز این پهنه‏‌ها تدریجی است (Zolali, 2017).

 

روش انجام پژوهش

این پژوهش با استفاده از نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی و عکس‏‌های ماهواره‏‌ای و بررسی نزدیک به 120 نمونه از سنگ‏‌های گوناگون آتشفشانی، آذرین درونی و آذرآواری انجام شده است و 56 مقطع نازک تهیه و بررسی شده‌اند. برای اندازه‏‌گیری عنصرهای اصلی و کمیاب، 29 نمونه مناسب (16 نمونه از سنگ‌های آذرین درونی و 13 نمونه آتشفشانی) و تقریباً سالم برگزیده شدند (جدول‌های 1 و 2) و با روش و دستگاه‌های ICP-OES و طیف‏‌سنج جرمی پلاسما (ICP-MS) در آزمایشگاه مطالعات مواد معدنی زرآزمای تهران، تجزیه شدند. نخست نمونه ها خرد و تا 75 میکرومتر پودر شدند. 25/0 گرم از نمونه همگن شده توزین و در لوله‏‌های تفلونی ریخته شد. سپس به آن اسید فلوئوریدریک (HF) و اسید نیتریک (HNO3) و اسید پرکلریدریک (HClO4) اضافه کرده و مدت دو ساعت اجازه داده شد تا پودر سنگ کاملاً در مخلوط اسیدها خیس بخورد. سپس لوله‏‌های تفلونی را در محفظه داغ گذاشته و با افزایش پلکانی دما تا 250 درجه سانتیگراد نمونه‏‌ها گرما داده شدند. پس از آنکه برهمکنش اسیدها و گرما خاک را هضم کرد و ژله‏‌ای نارنجی رنگ پدید آورد، به این ژله اسید کلریدریک (HCl) اضافه می‏‌شود تا فرایند هضم کامل شود و محلول شفافی برای تجزیه به‌دست آید. محلول به‌دست‌آمده با دستگاه ICP-OES خوانش شد و داده‌های فراوانی عنصرها گزارش شدند. پارامتر دقت از راه انتخاب تصادفی نمونة تکراری در میان نمونه‏‌های ناشناس کنترل شد. پارامتر صحت برپایة استانداردهای خاکی هم ماتریکس با تیپ نمونه‏‌ها و استانداردهای محلول کنترل شد. در پایان، برپایة داده‌های به‌دست‌آمده، نمودارهای مورد نیاز با نرم‏‌افزارهای Igpet و CorelDraw رسم و تجزیه و تحلیل شدند. نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) است.  

 

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه ترکیب ریولیت، داسیت، آندزیت، تراکی آندزیت، آندزیت بازالتی و بازالت دارند و بافت پورفیری با زمینة شیشه (شکل‌های 4- A و 4- B) یا میکرولیت (شکل 4- C) نشان می‌دهند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL[2]) از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة شمال‌باختری تاکستان. A) بافت پورفیری با زمینة میکرولیت، بلور کوارتز فراگرفته‌شده با بلورهای ریز پیروکسن (آندزیت بازالتی)؛ B) بافت پورفیری با زمینة میکرولیت، بلور پلاژیوکلاز با بافت غربالی در مرکز و حاشیه سالم (آندزیت بازالتی)؛ C) بافت پورفیری با زمینه شیشه، بلور پلاژیوکلاز با بافت خلیجی و غربالی (آندزیت بازالتی)؛ D) لایة نازکی از پیروکسن ریزدانه در پیرامون پیروکسن (بازالت)؛ E) بلور پلاژیوکلاز با بافت غربالی در مرکز و نزدیک حاشیه که اطراف مرکز و حاشیة آن سالم است (بازالت)؛ F) کوارتز با بافت خلیجی (ریولیت).

Figure 4. Photomicrographs (in XPL) of volcanic rocks from the northwest of Takestan. A) Porphyry texture with microlitic background, quartz crystal surrounded by fine pyroxene crystals (basaltic andesite); B) Porphyry texture with microlitic background, plagioclase crystal with sieve texture in the center and intact margin (basaltic andesite); C) Porphyry texture with glassy background, plagioclase crystal with embayed and sieve texture in basaltic andesite; D) Thin layer of fine-grained pyroxene around pyroxene (basalt); E) Plagioclase with sieve texture in the center and near the periphery but it has intact center and margin (basalt); F) Embayed texture in quartz (rhyolite).

 

 

 

 

بافت حفره‏‌ای در این سنگ‏‌ها رایج است که گاهی با کانی‏‌های ثانویه (کوارتز، کلسیت، اپیدوت و کلریت) پر شده‏‌اند. برخی نمونه‏‌های آندزیت بازالتی زینوکریست‌هایی اط کوارتز دارند که بلورهای ریز پیروکسن آنها را فراگرفته‌اند (شکل 4- A). به این پدیده کوارتز زره‏‌دار[3] یا کوارتز چشمی[4] گفته می‏‌شود.

به باور ورنون (Vernon, 1990)، وجود کوارتز چشمی از شواهد هیبریدیسم (دورگه شدن با آمیزش ماگمایی[5]) است. در برخی پلاژیوکلازها مرکز بلور بافت غربالی دارد؛ اما حاشیة آنها سالم است (شکل 4- B). حاشیة برخی نیز دچار خوردگی شده است و گاه بافت خلیجی نشان می‏‌دهد (شکل 4- C). در این سنگ‏‌ها و در نمونه‏‌های بازالتی در حاشیة برخی از پیروکسن‏‌ها لایة نازکی از پیروکسن‏‌های ریز دیده می‏‌شود (شکل 4- D). در نمونه‏‌های بازالتی نیز پلاژیوکلازهایی دیده می‌شوند که از مرکز به‌سوی حاشیه به‌طور متناوب بافت غربالی دارند (شکل 4- E). این ویژگی‌ها احتمال رخداد پدیدة آمیزش ماگمایی یا هضم ماگمایی در این سنگ‏‌ها را تقویت می‏‌کند. فنوکریست‏‌های اصلی در داسیت‏‌ها پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول، کوارتز و کانی‏‌های کدر و کانی‏‌های فرعی آپاتیت و زیرکن هستند که برخی بیوتیت‏‌ها و آمفیبول‏‌ها اپاسیتی شده‏‌اند. در ریولیت‏‌ها، فنوکریست‏‌های اصلی کوارتز، سانیدین، بیوتیت و کانی‏‌های کدر و کانی‏‌های فرعی آپاتیت و زیرکن هستند. برخی کوارتزها بافت خلیجی نشان می‌دهند (شکل 4- F). در هر دو گروهِ داسیت‏‌ها و ریولیت‏‌ها بیشتر کانی‏‌های زیرکن و آپاتیت در کنار کانی‏‌های کدر یافت می‌شوند.

سنگ‌های آذرین درونی منطقه از نوع گرانیت آلکالن، گرانیت، کوارتز مونزونیت، کوارتز مونزودیوریت و مونزودیوریت هستند و بیشتر آنها بافت گرانولار نشان می‌دهند (شکل‌های 5- A و 5- B)؛ اما نمونه‏‌های مربوط به حاشیة توده‏‌ها بافت پورفیرویید دارند. گرانیت‏‌های آلکالن گاه بافت گرانوفیر نشان می‌دهند (شکل 5- A) و بسیاری از فلدسپارهای آنها پرتیتی هستند (شکل 5- B). پیدایش این بافت نشان می‌دهد این توده به‌صورت ماگمای خشک و داغ در ژرفای کم جایگیری کرده است. با توجه به فراوانی پرتیت در این سنگ‏‌ها، این گرانیت‏‌ها از نوع هیپرسولووس هستند (Tuttle and Bowen, 1958). کانی‏‌های فرعی در این سنگ‏‌ها اسفن، آپاتیت و زیرکن هستند و شمار زیرکن‏‌ها کمابیش فراوان است (شکل 5- B). در کوارتز مونزونیت‏‌ها نیز کانی‏‌های زیرکن فراوانی یافت می‌شود که گاه طول برخی از آنها به 3/0 میلیمتر نیز می‏‌رسد (شکل‌های 5- C و 5- D). در نمونه‏‌های مونزودیوریتی نیز گاه بافت‌های افیتیک و ساب‏‌افیتیک نیز دیده می‌شوند (شکل 5- E). در همة سنگ‌های آذرین درونی منطقه، انکلاو کمیاب هستند و انکلاوهای اندک دیده‌شده نیز از جنس خود سنگ و ریزدانه (اتولیت) هستند (شکل 5- F). نبود مسکوویت و هیپرسولووس‌بودن فلدسپارها در گرانیت‏‌های آلکالن و کوارتز مونزونیت‏‌ها نشان‌دهندة غیرکوهزایی‌بودن این گرانیت‏‌هاست (Kleemann and Twist, 1989).

 

زمین‌شیمی

داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل 16 نمونة آذرین درونی و 13 نمونة آتشفشانی در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. تنوع ترکیبی از بازیک تا فلسیک در هر دو گروه آذرین درونی و آتشفشانی دیده می‏‌شود. بازة تغییرات SiO2 برای سنگ‌های آذرین درونی برابربا 52/53 تا 23/75 درصدوزنی و برای سنگ‏‌های آتشفشانی برابربا 11/51 تا 8/74 درصدوزنی است. همچنین، MgO برای سنگ‌های آذرین درونی برابربا 19/0 تا 66/4 درصدوزنی و برای سنگ‏‌های آتشفشانی برابربا 24/0 تا 18/4 درصدوزنی ، Al2O3 برای سنگ‌های آذرین درونی برابربا 22/10 تا 2/17 درصدوزنی و برای سنگ‏‌های آتشفشانی برابربا 24/10 تا 66/16 درصدوزنی و مجموع K2O و Na2O برای سنگ‌های آذرین درونی برابربا 5 تا 9 درصدوزنی و برای سنگ‏‌های آتشفشانی برابربا 77/4 تا 4/9 درصدوزنی است. برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی (جدول‌های 1 و 2)، در سنگ‏‌های آتشفشانی در فراوانی سیلیس برابربا 55/65 تا 78/57 درصدوزنی و در سنگ‌های آذرین درونی برابربا 52/64 تا 41/56 درصدوزنی و 56/69 تا 1/65 درصدوزنی یک وقفه دیده می‏‌شود.

 

 

 

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگ‌های آذرین درونی. A) بافت گرانولار و گرانوفیر (گرانیت آلکالن)؛ B) بافت گرانولار و وجود زیرکن فراوان و پرتیت (گرانیت آلکالن)؛ C، D) وجود زیرکن‌های فراوان و گاه درشت (کوارتز مونزونیت)؛ E) بافت افیتیک (مونزودیوریت)؛ F) انکلاوی از نوع اتولیت (مونزودیوریت)

Figure 5. Photomicrographs (in XPL) of plutonic rocks. A) Granular and granophyric texture (alkaline granite); B) Granular texture and the presence of abundant zircon and pertite (alkaline granite); C, D) Existence of multiple and sometimes large zircons (quartz monzonite); E) Ophitic texture (monzodiorite); F) An otolithic enclave (monzodiorite).

جدول 1. ترکیب عنصرهای اصلی و عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة شمال‌باختری تاکستان.

Table 1. Major elements and trace element composition of plutonic rocks in the northwest of Takestan.

Monzodiorite-Gabbrodiorite

Quartz Monzonite

Granite

Alkali Granite

Rock type

GN08

MgGs1

DgS5

GN7

GN1a

GN2

GN9

GN10

GN4

GN3

DgS3

MgB6

MgB1

MgB4

VN16

MgGd1

Sample No.

53.5

55.83

56.41

64.52

64.07

64.69

64.95

65.1

65.51

69.56

70.08

72.54

73.03

74.29

74.61

75.23

SiO2

Major Oxides (Wt%)

0.9

0.71

1.08

0.73

0.64

0.65

0.61

0.66

0.65

0.65

0.5

0.54

0.26

0.31

0.33

0.25

TiO2

15.1

13.26

17.2

15.72

14.13

15.77

15.93

15.73

15.7

14.58

11.6

12.17

11.13

11.53

12.56

10.22

Al2O3

14.91

8.18

5.04

3.62

8.02

4.54

4.09

4.41

4.26

3.55

4.83

4.36

3.91

3.69

2.55

3.31

FeOt

0.44

0.21

0.33

0.38

0.12

0.21

0.17

0.14

0.12

0.08

0.09

0.1

0.03

0.04

0.03

0.04

MnO

2.71

4.66

4.17

1.19

1.2

1.45

1.26

1.27

1.35

1.34

0.57

0.61

0.24

0.28

0.19

0.22

MgO

4.28

7.05

7.34

3.09

2.18

2.42

2.38

2.11

2.05

2.44

0.5

1.04

0.46

0.36

0.26

0.35

CaO

2.74

3.72

5.68

3.53

3.46

3.99

3.86

3.56

4

3.15

1.23

2.55

2.36

2.37

1.83

2.13

Na2O

4.96

2.12

1.25

5.47

3.63

4.52

4.86

5.33

4.42

5.21

8.17

5.89

5.93

6.24

7.5

5.79

K2O

0.24

0.19

0.03

0.07

0.17

0.22

0.23

0.2

0.2

0.18

0.06

0.1

0.07

0.04

0.05

0.04

P2O5

0.18

4.07

1.47

1.68

2.38

1.54

1.66

1.49

1.74

0

2.37

0.1

2.58

0.85

0.09

2.42

L.O.I*

0.8

0.6

0.8

1.1

1.5

1.3

1.9

1.6

1.5

1

0.7

1.4

1.1

1.1

1.4

1.6

Cs

LILE (ppm)

81

33

41

80

76

82

89

104

61

87

99

111

139

119

107

119

Rb

1346

380

329

1399

973

1212

1171

1248

1124

1021

1648

598

275

333

902

284

Ba

327

329

456

331

303

367

325

396

331

295

187

101

47.1

56.1

108

44.8

Sr

110

2

16

49

96

64

5

15

26

5

13

26

21

7

25

17

Pb

3.77

5.48

0.09

6.14

9.43

10.98

11.32

12.45

10.65

8.89

11.36

10.37

11.58

13.18

15.79

17.73

Th

HFSE (ppm)

0.5

0.4

0.2

0.4

0.9

1.2

1.4

1.4

1.3

1

1

2.5

2.1

2.1

2.2

2.8

U

12

10

10

8

27

30

36

36

37

36

28

21

17

13

13

15

Zr

5386

4251

7208

4394

3811

4618

4298

4666

4576

3917

2974

3282

1542

1850

1987

1523

Ti

0.73

0.74

0.74

0.6

0.89

0.97

1.21

1.36

1.25

1.16

1.02

1.17

1.06

0.92

0.94

1.03

Hf

0.61

0.62

1.83

0.71

1.1

0.71

7.02

1.08

0.58

0.94

1.34

0.82

0.93

0.78

0.89

1.29

Ta

19.9

27.5

22.5

13.8

18.8

20

23.4

27.7

21.6

21.7

6.7

30.7

36.9

28.5

24.5

25.1

Y

7.9

7.2

21.3

8.9

15.5

11.4

11.7

18.3

13.8

14

11.1

19

22.1

18.6

17.2

20.5

Nb

13

15

23

18

33

22

44

38

32

20

9

40

24

29

32

34

La

REE (ppm)

25

30

33

31

62

44

87

70

62

42

15

84

63

72

77

75

Ce

2.45

2.8

3.08

2.45

5.95

5.32

9.89

7.37

6.87

4.26

0.61

6.97

6

6.57

5.92

6.2

Pr

12.7

13.8

12.7

10.9

22.7

22

37.9

29.6

27.2

18.2

2.7

26.9

25.6

25.1

23.1

23

Nd

3.84

4.01

2.77

2.51

4.5

4.57

6.94

6.16

5.75

4.07

0.84

4.99

5.91

4.71

4.1

4.37

Sm

1.39

0.94

1.15

1.39

1.13

2.09

2.07

2.01

1.92

1.18

0.7

0.66

0.29

0.33

0.52

0.22

Eu

3.62

4.33

2.97

2.49

3.82

3.59

4.92

4.46

3.96

3.85

1.08

4.91

5.3

4.38

3.99

4.13

Gd

0.55

0.71

0.73

0.4

0.53

0.7

0.92

0.86

0.8

0.59

0.14

0.72

0.93

0.69

0.58

0.6

Tb

3.7

4.86

4.84

2.49

3.48

4.17

4.99

5.23

3.99

3.89

0.88

4.62

6.07

4.23

3.46

3.75

Dy

2.23

2.94

2.61

1.47

2.03

2.03

2.79

2.44

2.12

2.31

0.6

2.99

4.09

2.66

2.26

2.31

Er

0.35

0.44

0.55

0.26

0.31

0.39

0.48

0.5

0.38

0.35

0.11

0.49

0.65

0.44

0.41

0.4

Tm

2.2

2.7

2.7

1.3

1.8

2

2.2

2.8

2.1

1.9

0.6

3.1

4.1

2.8

2.6

2.6

Yb

0.28

0.38

0.4

0.21

0.26

0.33

0.4

0.46

0.35

0.26

0.099

0.43

0.54

0.39

0.37

0.38

Lu

20.8

28.9

38

9.7

7

8.6

7.8

10.7

9.8

8.3

3.1

6.1

2.8

3.3

3.3

3

Sc

Others (ppm)

23

85

6

10

19

7

12

9

7

20

13

15

13

11

12

13

Cr

13

27

4

6

10

7

9

7

5

11

9

7

5

8

7

8

Ni

10.8

9.7

5.8

3.6

9.5

6.9

6.1

8.3

7.8

6.9

2.3

2.4

1.7

1

3.1

1.1

Co

152

103

74

43

72

104

89

97

97

78

55

38

18

17

21

16

V

1.3

0.9

0.9

0.9

1.2

0.9

0.9

0.9

0.9

0.9

0.9

0.9

0.9

0.9

1

1.5

W

400

21

79

187

673

234

85

62

580

29

85

61

102

23

57

155

Zn

37

13

21

15

53

27

47

39

107

33

14

11

15

8

45

11

Cu

0.6

0.2

0.4

0.5

0.8

0.3

0.2

0.3

0.2

0.3

0.2

0.1

<0.1

<0.1

0.5

<0.1

Ag

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

In

11

3

10

4

6

10

8

7

6

4

0.99

9

4

3

1

1

Li

3451

1658

2521

2938

895

1636

1375

1170

973

670

731

788

265

311

215

344

Mn

0.09

3

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

1

Mo

1066

849

158

308

732

856

933

861

828

788

264

454

313

179

215

157

P

1.8

1.9

2.5

1.7

2.6

2

2

2.1

2.1

2.2

1.3

3.3

3.6

2.8

2.6

4.8

Be

0.4

0.09

1.4

1.3

0.2

3.1

3.7

3.8

5.9

0.8

0.09

0.09

0.09

0.09

9.4

0.09

As

264

204

94

240

1596

317

95

49

84

643

199

192

269

143

209

154

S

0.49

0.49

0.8

0.49

0.9

0.49

1

0.8

2.3

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.6

0.49

Sb

0.49

0.49

0.49

0.49

2.6

0.49

0.49

0.49

0.49

1.56

0.49

0.49

0.67

0.49

0.49

1.56

Se

1

1.4

0.9

1.3

1.1

1.2

1.4

1.4

0.9

1.3

0.7

2.5

1.6

1.5

1.9

1.6

Sn

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.12

0.09

0.11

0.09

Te

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.3

0.2

0.2

0.1

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

Bi

0.67

0.24

0.35

0.56

0.39

0.31

0.34

0.41

0.29

0.31

0.5

0.38

0.4

0.41

0.56

0.41

Tl

0.09

0.09

0.09

0.1

0.8

0.1

0.09

0.09

1.3

0.09

0.1

0.09

0.09

0.09

0.1

0.09

Cd

12.95

11.61

11.64

12.53

14.09

16.06

1.67

16.94

23.79

14.9

8.28

23.17

23.76

23.85

19.33

15.89

Nb/Ta

 

0.48

0.76

0.004

0.69

0.61

0.96

0.97

0.68

0.77

0.63

1.02

0.55

0.52

0.71

0.92

0.86

Th/Nb

 

0.29

0.37

0.05

0.34

0.29

0.5

0.26

0.33

0.33

0.44

1.26

0.26

0.48

0.45

0.49

0.52

Th/La

 

 

جدول 2. ترکیب عنصرهای اصلی و عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة شمال‌باختری تاکستان.

Table 2. Major elements and trace element composition of of volcanic rocks in the northwest of Takestan.

Basalt- Basaltic andesite

Andesite

Dacite -Trachydacite

Rhyolite

Rock type

VShN-b

VM-3

VN-10

VKhN1

VKhN12

VShNa

VShN1

KhD5

KhD4

VKhN9

VN12

VN-14

VGd1

Sample No.

51.11

53.66

53.67

53.89

55.59

57.78

65.55

67.53

68.65

69.25

71.23

71.5

74.8

SiO2

Major Oxides (Wt%)

1.12

0.93

0.81

0.32

0.96

0.66

0.5

0.36

0.43

0.45

0.44

0.46

0.24

TiO2

15.08

16.66

15.4

14.95

16.63

15.33

13.15

12.17

13.25

14.64

12.91

14.23

10.86

Al2O3

11.87

7.32

9.23

15.01

8.15

9.4

5.65

5.49

5.89

2.66

4.42

1.37

2.54

FeOt

0.16

0.13

0.14

0.03

0.14

0.12

0.07

0.16

0.09

0.06

0.04

0.07

0.13

MnO

4.18

4.17

3.8

3.58

3.76

1.38

0.93

0.87

0.52

0.76

0.5

0.85

0.24

MgO

8.12

7.26

7.99

6.16

6.94

4.11

1.4

1.46

2.36

1.44

0.74

0.51

0.7

CaO

2.64

2.98

2.42

3.4

3.33

3.49

3.43

2.28

3.05

4.66

1.08

3.32

0.69

Na2O

2.13

2.05

2.57

2.44

2.51

3.11

4.24

5.85

4.04

4.73

8.27

5.86

7.95

K2O

0.27

0.28

0.19

0.09

0.3

0.22

0.12

0.12

0.13

0.11

0.13

0.08

0.09

P2O5

3.32

4.56

3.78

0.13

1.69

4.4

4.96

3.71

1.59

1.24

0.24

1.75

1.76

L.O.I*

0.8

1.6

<0.5

0.7

1.8

2.2

1.3

0.7

1.2

0.8

8.8

2.2

2.2

Cs

LILE (ppm)

26

46

28

63

69

60

63

72

91

96

205

177

157

Rb

551

530

621

2671

634

835

579

782

811

904

822

1267

1329

Ba

440

541

411

239

260

373

221

313

233

202

70.8

202

69.5

Sr

19

107

0.09

74

18

30

15

8

11

96

25

469

24

Pb

4.8

7

3.31

9.03

11.81

6.92

9.21

9.6

10.55

13.06

10.56

11.12

8.3

Th

HFSE (ppm)

1.3

2.1

0.7

0.8

3.2

1.7

2.3

2.2

2.5

3.5

1.8

3.2

1.7

U

140

151

109

60

173

67

156

79

83

208

80

57

35

Zr

6716

6462

4872

1925

3436

3947

2860

2181

2597

3265

2647

3122

928

Ti

3.18

4.65

2.39

2

4.97

1.89

3.06

2.12

2.42

5.36

2.22

2.07

1

Hf

0.59

0.41

0.48

0.8

0.93

0.72

1.32

0.71

0.67

0.68

0.92

0.58

0.3

Ta

23.3

21.9

18.7

9.3

23.4

20.7

22.9

19.7

19.4

23.4

20.2

11.1

7.5

Y

7.2

7.8

6

7

13.7

8.9

14.3

8.7

12.1

13.9

10.2

13.4

3.7

Nb

21

24

18

9

34

26

30

26

30

35

27

18

17

La

REE (ppm)

47

49

37

21

68

51

62

51

56

70

54

33

31

Ce

3.92

5.92

3.03

0.97

6.79

4.31

4.55

4.27

4.9

7.08

4.33

4.03

1.6

Pr

17.6

25.7

13.8

4.9

26.5

17.5

16.8

15.8

18.6

26.4

16.6

14.7

5.9

Nd

3.77

4.74

3.07

1.72

4.51

3.63

3.35

3.29

3.79

5.12

3.21

3.78

1.25

Sm

1.13

1.45

0.96

0.81

1.36

1.03

0.85

0.93

0.9

1.54

0.87

2.12

0.48

Eu

4.04

4.15

3.24

1.45

3.66

3.68

3.43

3.32

3.57

4.25

3.3

2.5

1.43

Gd

0.59

0.83

0.47

0.22

0.83

0.53

0.53

0.48

0.54

0.79

0.47

0.47

0.19

Tb

4.23

4.96

2.96

1.33

4.46

3.46

3.39

3.03

3.4

4.49

3.06

2.82

1.04

Dy

2.35

2.7

1.94

0.92

2.48

2.07

2.19

2

2.12

2.65

1.99

1.34

0.65

Er

0.39

0.47

0.29

0.19

0.44

0.35

0.37

0.34

0.35

0.48

0.32

0.29

0.13

Tm

2.8

2.8

2.2

1

2.5

2.2

2.4

2.1

2.1

2.6

2.2

1

0.7

Yb

0.35

0.45

0.25

0.18

0.45

0.3

0.32

0.3

0.36

0.49

0.31

0.23

0.12

Lu

28.8

24.9

24.5

2.6

6

11.4

5

6.5

5.7

5.6

6.4

5.5

1.8

Sc

Others (ppm)

48

20

33

10

12

13

25

14

10

7

11

8

9

Cr

14

14

34

3

11

7

13

9

6

9

7

7

5

Ni

25.3

23.3

23.5

2.3

3.1

9.1

4.3

5.5

4.3

3.2

4.8

1.3

2

Co

212

248

167

28

46

81

40

50

53

42

51

51

25

V

0.9

0.9

0.9

0.9

0.9

1

1

1.2

1.2

0.9

2.7

1.1

0.9

W

92

133

78

62

104

122

102

44

103

163

57

310

26

Zn

85

92

84

11

30

31

19

13

15

18

26

44

12

Cu

0.8

0.6

0.8

1.1

0.7

0.4

0.6

0.5

0.5

1

0.5

0.8

0.7

Ag

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

In

7

13

2

1

4

24

4

6

11

2

8

4

19

Li

1222

1019

1074

271

666

965

569

1263

726

524

313

558

252

Mn

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

1

0.09

1

0.09

2

0.09

0.09

Mo

1198

1108

815

411

561

944

514

522

562

507

548

389

373

P

1.3

1.2

1.2

1.3

3.1

1.8

3.1

2

2.3

3

1.5

1.2

1.4

Be

0.09

2.1

<0.1

9.9

4.3

18.7

0.2

0.09

0.8

8.3

21

3.2

1.9

As

232

143

303

412

59

609

498

167

571

199

243

203

1036

S

0.49

0.49

0.7

5.8

2.3

0.49

0.49

0.49

0.49

4

8.2

1.4

9.4

Sb

1.94

0.49

0.49

0.49

0.49

3.47

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

0.49

Se

1.1

1

1

1.1

1.6

1.2

1.5

0.8

1.2

2.3

1.3

1.5

0.7

Sn

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.15

0.09

0.09

0.12

0.09

0.09

0.09

Te

0.09

0.09

0.09

0.09

0.1

0.09

0.09

0.09

0.09

0.2

0.09

0.2

0.09

Bi

0.11

<0.1

0.18

0.65

0.29

0.27

0.3

0.38

0.29

0.42

1.77

1.22

1.46

Tl

0.09

0.1

0.1

0.09

0.09

0.1

0.09

0.09

0.09

0.6

0.09

1.1

0.09

Cd

12.2

19.02

12.5

8.75

14.73

12.36

10.83

12.25

18.06

20.44

11.09

23.1

12.33

Nb/Ta

 

0.67

0.9

0.55

1.29

0.86

0.78

0.64

1.1

0.87

0.94

1.04

0.83

2.23

Th/Nb

 

0.23

0.29

0.18

1

0.35

0.27

0.31

0.37

0.35

0.37

0.39

0.62

0.49

Th/La

 

 

 

 

 

 

 

 

 

احتمالاً دلیل وقفة ترکیبی در روندهای تحولی شیمیایی یا پیامد خاستگاه‏‌های متفاوت در ماگماهای پدیدآورنده نمونه‏‌هاست و یا به نوع فرایندهای تحولات ماگمایی بستگی دارد. دوفک و بچمن (Dufek and Bachmann, 2010) نشان دادند نبود ترکیب‌های حد واسط که اصطلاحاً وقفة دیلی[6] نامیده می‏‌شود معمول است و این پدیده را با جدایش بلورها و مایعات در هنگام رویداد مراحل میانی جدایش بلورین توضیح می‌دهند که در پی آن، در مجموعه‏‌های آتشفشانی بایمدال که به جدایش بلورین وابسته هستند ماگماهای با ترکیب حد واسط پدیدار نمی‌شوند. به باور برخی دیگر از پژوهشگران (مانند: Christiansen and McCurry, 2008; McCurry et al., 2008)، برخی از ریولیت‏‌های نوع A هنگام رخداد جدایش بلورین شدید و از ماگماهای بازالتیِ جداشده از گوشته در کافت قاره‏‌ای پدید می‌آیند. در این حالت چگالی پوسته‏‌‏‌ای همانند فیلتر، ماگماهای با ترکیب حد واسط را سرکوب می‏‌کند. ازاین‌رو، مجموعه‏‌هایی با شاخصه‏‌های بایمدال ذاتی همراه با ریولیت‏‌های نوع A پدید می‏‌آیند؛ گفتنی است این فیلتراسیون چگالی هنگامی فعال می‏‌شود که ماگماهای حد واسط، از آهن سرشار و نسبت به ماگمای مافیک و فلسیک درون سامانه چگال‏‌تر باشند (Christiansen and McCurry, 2008 McCurry et al., 2008). برپایة ویژگی‌های سنگ‌نگاری، آمیختگی و آمیزش ماگمایی در منطقه که پیشتر گفته شد، انتظار می‌رود مؤلفه‏‌های پوسته‏‌ای (مانند آغشتگی و یا حتی ذوب‌بخشی پوسته) نیز در پیدایش ماگما نقش داشته‏‌اند (Parker et al. 2005). دگرسانی گسترده در پی تزریق توده‏‌های گرانیتی، احتمال رخداد پدیدة متاسوماتیسم در سنگ‏‌های منطقه را افزایش می‏‌دهد. وجود کانی‏‌های ثانویة کلریت و اپیدوت در مقطع‌های میکروسکوپیِ سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در این پژوهش، نشان‌دهندة این دگرسانی گسترده است. همان‌گونه‌که گفته شد تزریق تودة گرانیتی، با تأمین گرمای مورد نیاز برای دگرسانی، به‌همراه وجود درز و شکاف که گذر سیال‌ها را آسان کرده است، علت رویداد این دگرسانی در سنگ‏‌های منطقه است.

در نمودار رده‌بندی TAS (Le Bas et al., 1986)، نمونه‏‌های آتشفشانی منطقه از نوع بازالت، آندزیت‌بازالتی، تراکی‌آندزیت‌بازالتی، تراکی‌آندزیت، تراکی‌داسیت، داسیت و ریولیت (شکل 6- A) و نمونه‏‌های آذرین درونی از نوع مونزودیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت، گرانودیوریت و گرانیت هستند (شکل 6- B). برای مقایسه، در کنار نمونه‏‌های آذرین درونی منطقه، نمونه‏‌های فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015) به‌صورت محدودة خاکستری رنگ به‌نمایش درآمده‏‌اند که ترکیب آنها تقریباً همانند نمونه‏‌های آذرین درونی شمال‌باختری منطقه تاکستان است.

 

 

 

شکل 6. نمودار رده‌بندی TAS (Le Bas et al., 1986) برای: A) سنگ‏‌های آتشفشانی؛ B) سنگ‌های آذرین درونی.

Figure 6. TAS classification diagram (Le Bas et al., 1986) for: A) Volcanic rocks; B) Plutonic rocks.

 

 

برپایة نمودار ایروین و باراگار (Irvine and Baragar, 1971)، نمونه‏‌های آتشفشانی و بیشتر نمونه‏‌های آذرین درونی در محدودة ساب‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 7- A). نمونه‏‌های فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015) روندی همانند نمونه‏‌های آذرین درونی منطقة شمال‌باختری تاکستان نشان می‌دهند. در نمودار سه‏‌تاییِ AFM نمونه‏‌های آتشفشانی، آذرین درونی و فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015) روند کالک‏‌آلکالن دارند (شکل 7- B). گرانیت‏‌های آلکالن، ریولیت‏‌ها و برخی از داسیت‏‌ها در ضلع AF در نمودار AFM، جای گرفته‏‌اند. به باور مافتی (Mufti, 2001)، جای‌گیری نمونه‏‌های گرانیتوییدی در ضلع AF در نمودار AFM، از ویژگی‏‌های شناخته‌شدة سنگ‏‌هایی است که در حاشیة صفحه‌های کششی (محیط غیر کوهزایی) پدید می‏آیند. در نمودار پیشنهادیِ پکریلو و تیلور (Peccerillo and Taylor, 1976) بیشتر نمونه‏‌های آتشفشانی در محدودة سری کالک‌آلکالنِ پُر پتاسیم جای دارند. بیشتر نمونه‏‌های آذرین درونی شمال‌باختری تاکستان و نمونه‏‌های فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015) نیز در محدودة سری کالک‌آلکالن پر پتاسیم و برخی در محدودة شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل 7- C).

 

 

 

شکل 7. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی شمال‌باختری تاکستان در: A) نمودار SiO2 دربرابر آلکالی‌ها (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار تغییرات Zr در برابر Y (Treuil and Joron, 1975).

Figure 7. Composition of volcanic and plutonic rocks from NW Takestan in: A) SiO2 versus alkalis diagram (Irvine and Baragar, 1971); B) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971); C) SiO2 versus alkalis diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); D) Zr versus Y diagram (Treuil and Joron, 1975).

 

 

بحث

الف- سنگ‏‌زایی

با به‌کارگیری نمودار تغییرات Zr در برابر Y فرایندهای مؤثر در پیدایش سنگ‏‌ها شناسایی می‌شوند (Treuil and Joron, 1975). در شکل 7- D، سنگ‏‌های آتشفشانی به دو گروه با دو روند جداگانه دسته‌بندی شده‏‌اند: گروه نخست (ریولیت‏‌ها و برخی داسیت‏‌ها) روند جدایش بلورین دارند؛ اما گروه دوم (بازالت‏‌های آندزیتی و آندزیت‏‌ها و برخی از داسیت‏‌ها) روند ذوب‌بخشی نشان می‏‌دهند. این نمودار چه‌بسا شاهدی بر تفاوت خاستگاه این دو گروه از سنگ‏‌های آتشفشانی است. سنگ‌های آذرین درونی نیز به دو گروه با روندی موازی دسته‌بندی شده‏‌اند که روند غالب جدایش بلورین دارند و احتمالاً این دو گروه نیز خاستگاه متفاوتی دارند.

با توجه به تشابه نمونه‏‌های داسیتی و ریولیتی با کوارتزمونزونیت‏‌ها و احتمال هم‌ماگمابودن آنها که به آن پرداخته خواهد شد، نمودارهای عنکبوتی آنها با یکدیگر رسم شده است (شکل‌های 8- B و 8- E). همچنین، نمونه‏‌های بازیک‌تر از هر دو گروه نیز در یک نمودار رسم شده‏‌اند. در نمودار بهنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1998) الگوی کلی همة نمونه‏‌ها گویای غنی‏‌شدگی آنها نسبت به گوشتة اولیه است. تقریباً برای همة نمونه‏‌ها آنومالی منفی Nb نمایان است (شکل‌های 8- A، 8- B و 8- C). مگر نمونه‏‌های بازالتی و مونزودیوریتی، نمونه‏‌های دیگر آنومالی منفی Ti نیز دارند. غنی‌شدگی از LILE[7] و LREE[8] با آنومالی منفی Nb–Ti و آنومالی مثبت شدید Pb از ویژگی‏‌های ماگماهای وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند و معمولاً به خاستگاه گوشته‏‌ای مرتبط هستند که پیشتر فعالیت متاسوماتیک سیال‌های رهاشده از تختة فرورو یا رسوب‌ها آن را از LILE بیشتر از HFSE[9] غنی کرده‌اند (Pearce, 1983). آنومالی مثبت شدید Pb چه‌بسا پیامد آلایش پوسته‏‌ای نیز باشد.

 

 

 

شکل 8. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی شمال‌باختری تاکستان در نمودارهای بهنجارشده به: A، B، C) ترکیب گوشته‏‌ی اولیه (Sun and McDonough, 1998)؛ D، E، F) ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1998).

Figure 8. Composition of volcanic and plutonic rocks from NW Takestan on normalized diagrams relative to: A, B, C) Primitive mantle composition (Sun and McDonough, 1998); D, E, F) Chondrite composition (Sun and McDonough, 1998).

 

 

افزون‌بر غنی‏‌شدگی  هنگام فرورانش، نسبت بالای LILE/HFSE و آنومالی منفی Nb و Ti می‏‌تواند ویژگی ماگماهایی باشد که از گوشتة سنگ‌کره‌ای زیر قاره‏‌ای غنی‌شده با رخدادهای فرورانشی پیشین خاستگاه گرفته‌اند. از آنجایی‌که ترکیب عنصرهای کمیاب پوستة کل قاره‏‌ای کاملاً شبیه ترکیب ماگمای کمان معمولی است، هضم گسترده مواد پوسته‏‌ای می‏‌تواند «ویژگی کمان» را بدون توجه به ترکیب اصلی آنها به مذاب‏‌ها بدهد (Verdel et al., 2011). ازاین‌رو، چه‌بسا هضم گستردة مواد پوسته‏‌ای علت تشابه سنگ‏‌های فلسیکِ منطقه به کمان‏‌های وابسته به فرورانش است. در نمودار عنکبوتیِ عنصرهای REE که نسبت به ترکیب کندریت بهنجار شده‌اند (Sun and McDonough, 1998)، روند تغییرات عنصرها نسبت به هم در همة نمونه‏‌ها موازی است و در همة نمونه‏‌ها کمی غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE[10] دیده می‏‌شود (شکل‌های 8- D، 8- E و 8- F). جدایش کم عنصرهای LREE نسبت به HREE نشان‌دهندة نبود گارنت در خاستگاه است. آنومالی منفی Eu تنها در آلکالی‏‌گرانیت‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل 8- D) که از ویژگی‏‌های گرانیت‏‌های نوع A است. در آلکالی‏‌گرانیت‏‌ها آنومالی منفی Eu همراه با آنومالی منفی Sr و Ba نشان‏‌دهنده نقش جدایش بلورین پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار است.

نسبت Nb/Ta بیشتر از 20 نشان‌دهندة سازنده‌های سنگ‌کره‌ای است که هنگام فرایند کافت‌شدگی متحرک شده‏‌اند (Pearce et al., 2005). نسبت بیشتر از 20 (جدول‌های 1 و 2) در آلکالی‏‌گرانیت‏‌ها و یک نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی (تراکی‌داسیت) در منطقه نشان می‏‌دهد به احتمال بالا فرایند کافت‌شدگی در پیدایش آنها نقش داشته (محیط کششی) است. این محیط کششی لزوماً بزرگ مقیاس نبوده است و چه‌بسا پیامد کشش‏‌های درون کمان[11] بوده است (Titus et al., 2002). نسبت‏‌های 3/0<Th/Nb (Conticelli, 2009) و 25/0<Th/La (Plank, 2005) ویژگی زمین‌شیمیایی رخداد ذوب‌بخشی پوسته، به‌عنوان سنگ خاستگاه سنگ‏‌های اسیدی دانسته می‌شوند. نسبت Th/Nb در سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی برابربا 23/2-64/0 و در سنگ‌های آذرین درونی اسیدی برابربا 02/1-52/0است. نسبت Th/La در سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی برابربا 62/0-31/0 و در سنگ‌های آذرین درونی اسیدی برابربا 26/1-26/0 است که نشان‌دهندة نقش ذوب پوسته در پیدایش سنگ‏‌های اسیدی منطقه است.

 

ب- رده‏‌بندی زایشی گرانیتوییدها

برای شناسایی گونه‏‌های مختلف گرانیتوییدها، نمودارهای گوناگونی پیشنهاد شده‌اند. نخستین‌بار چاپل و وایت (Chappell and White, 1974) گرانیتوییدها را به دو گروه I و S دسته‌بندی و رابطة میان این سنگ‏‌ها و مواد خاستگاه آنها را تفسیر کردند. این پژوهشگران برپایة ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی، گرانیت‏‌های نوع I با خاستگاه پوستة زیرین و گوشته و گرانیت‏‌های نوع S با خاستگاه پوستة بالایی را از یکدیگر جدا کردند. در نمودار چاپل و وایت (Chappell and White, 1974) که برای تفکیک گرانیت‏‌های نوع S از نوع I به‌کار می‏‌رود، نمونه‏‌های مونزودیوریتی و کوارتز مونزونیت‏‌ها از نوع I و گرانیت‏‌های آلکالن از نوع S به‌شمار می‌روند (شکل 9- A). در این نمودار نمونه‏‌های فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015)، نوع I هستند. نمودارهای لگاریتمی والن و همکاران (Whalen et al., 1987) برای تفکیک گرانیت‏‌های نوع A، گرانیت‏‌های جدایش‌یافته فلسیک و گرانیت‏‌های جدایش‌نیافته (نوع I و S) به‌کار می‏‌روند. برپایة این نمودارها، بیشتر آلکالی‏‌گرانیت‏‌ها در محدودة گرانیت‏‌های جدایش‌یافته و در مرز گرانیت‏‌های نوع A جای گرفته‏‌اند و یک نمونه نیز در محدودة گرانیت‏‌های نوع A جای دارد (شکل 9- B). نمونه‏‌های فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015) نیز از نوع A هستند. در نمودار سه‌تایی ابی (Eby, 1992) که برای تفکیک گرانیت‏‌های نوع A به دو زیر گروه A1 و A2 به‌کار می‏‌رود، آلکالی‏‌گرانیت‏‌ها و نمونه‏‌های فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015)، در محدودة A2 جای گرفته‏‌اند (شکل 9- C).

گرانیتوییدهای نوع A یکی از انواع گرانیتوییدهای موجود در محیط‏‌های پس از برخورد بوده و توسط سنگ‏‌های سازندة پوسته معرفی می‏‌شوند. کالینز و همکاران (Collins et al., 1982) پیشنهاد کردند گرانیتوییدهای نوع A محصول ذوب‌بخشی خاستگاهی گرانولیتی و فلسیک هستند که پس از پیدایش گرانیتوییدهای نوع I به‌جای مانده‏‌ است. والن و همکاران (Whalen et al., 1987) نیز پیشنهاد کردند ماگماهای نوع A شاید هنگام ذوب دوبارة بقایای گرانولیتی خشک غنی از کلر یا فلوئور در پوستة زیرین پس از استخراج گرانیت‏‌های کوهزایی پدید می‌آیند. در برابر آنها، به باور کریسر و همکاران (Creaser et al., 1991)، ذوب‌بخشی سنگ‏‌های تونالیتی تا گرانودیوریتی پیدایش گرانیتوییدهای نوع A را به‌دنبال دارد. ترکیب آنها معمولاً نزدیک مرز WPG-VAG (گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی- گرانیت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای) (Pearce et al., 1984) یا نزدیک محدودة FG (گرانیت‏‌های جدایش‌یافته) (Whalen et al., 1987) جای می‏‌گیرد (شکل‌های 9- B و 10- A) (Grebennikov, 2014).

 

 

 

شکل 9. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی شمال‌باختری تاکستان در: A) نمودار K2O دربرابر Na2O (Chappell and White, 1974)؛ B) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر (Na2O+K2O)/CaO (Whalen et al., 1987)؛ C) نمودار سه‏‌تایی Y-Nb-Ce (Eby, 1992) (FG: گرانیت‏‌های جدایش‌یافته؛ OGT: گرانیت‏‌های جدایش‌نیافتة نوع M، I و S).

Figure 9. Composition of volcanic and plutonic rocks from NW Takestan in: A) K2O versus Na2O diagram (Chappell and White, 1974); B) Zr+Nb+Ce+Y versus (Na2O+K2O)/CaO diagram (Whalen et al., 1987); C) Y-Nb-Ce ternary diagram (Eby, 1992) (FG: fractionated granites; OGT: M, I and S-type non- fractionated granites).

 

 

در گرانیت‏‌های آلکالنِ منطقه نبود پلاژیوکلاز و فراوانی اورتوکلاز پرتیتی نشان می‏‌دهند این توده از گرانیت‌های هیپرسولووس است که از یک گدازة اسیدی در فشار بخار آب کمتر از 2 کیلوبار متبلور شده است (Tuttle and Bowen, 1958). گرانیت‏‌های هیپرسولووس و غنی از زیرکن عموماً به گرانیتوییدهای نوع A وابسته‏‌ هستند. به باور ابی (Eby, 1992)، ماگمای فلسیک و حد واسط گروه A به دو زیر گروه A1 و A2 دسته‌بندی می‏‌شود. گروه A1، سنگ‏‌های فلسیکی هستند که از جدایش بلورین ماگمای بازالتی برخاسته از گوشته پدید آمده‏‌اند و سنگ‏‌های گروه A2 ماگمای فلسیک و حد واسط برخاسته از پوسته در یک محیط پس از کوهزایی هستند که در اثر کشش پس از برخورد در حاشیه فعال قاره‏‌ای پدید می‏‌آیند. آلایش پوسته‏‌ای در گرانیتوییدهای نوع A1 اندک است؛ اما در گرانیتوییدهای نوع A2 آلایش گسترده‌ای با مواد پوسته‏‌ای دیده می‏‌شود (Grebennikov, 2014). گرانیتوییدهای نوع A2 شباهت بسیاری به ترکیب میانگین پوسته و بازالت جزیره‌های کمانی دارند و در دامنة گسترده‏‌ای از محیط‏‌ها، به‌ویژه انواع پسابرخوردی و پایان دورة طولانی جریان شدیداً گرم و ماگماتیسم گرانیتی پدید می‏‌آیند (Eby, 1992; Bonin, 2007).

 

پ- پهنه زمین ساختی

هر یک از محیط‏‌های زمین‏‌شناختی، مجموعه سنگ‏‌های ویژة خود را دارند و پراکندگی این سنگ‏‌ها با جایگاه زمین‏‌شناختی آنها تغییر می‏‌کند. این پراکندگی نشان‏‌دهندة رابطة میان زمین‏‌ساخت ورقه‏‌ای و پیدایش سنگ‏‌هاست. برپایة نمودار Y+Nb دربرابر Rb، مگر برخی گرانیت‏‌های آلکالن که در محیط درون‌صفحه‏‌ای جای گرفته‌اند، دیگر نمونه‏‌ها در محیط کمان آتشفشانی جای دارند (شکل 10- A). با جای‌دادن نمونه‏‌های فلسیک آذرین درونی و آتشفشانی در نمودار پیشنهادیِ بچلور و باودن (Batchelor and Bowden, 1985)، مشخص می‏‌شود که گرانیت‏‌های آلکالن و ریولیت‏‌ها مربوط به محیط پس از کوهزایی هستند. نمونه‏‌های کوارتز مونزونیتی، مربوط به محیط‏‌های کوهزایی تأخیری[12] و گرانیت‏‌ها در محدودة میان این دو گروه جای دارند (شکل 10- B). نمونه‏‌های داسیتی نیز در محدودة همزمان با برخورد تا کوهزایی تأخیری جای گرفته‌‏‌اند. در هر دو نمودار جایگاه نمونه‏‌های فوادزی و همکاران (Foudazi et al., 2015) تقریباً همانند نمونه‏‌های آذرین درونی است.

 

 

 

شکل 10. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی شمال‌باختری تاکستان در: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce and Gale, 1977)؛ B) نمودار R1 دربرابر R2 (Batchelor and Bowden, 1985).

Figure 10. Composition of volcanic and plutonic rocks from NW Takestan in: A) Y+Nb versus Rb diagram (Pearce et al., 1984); B) R1 versus R2 diagram (Batchelor and Bowden, 1985).

 

 

در نمودار سه‌تایی وود (Wood, 1980) همة نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة شمال‌باختری تاکستان در محدودة بازالت‏‌های کمان جای گرفته‌اند (شکل 11- A). در نمودار پیرس و گیل (Pearce and Gale, 1977) که بازالت‏‌های حاشیه قاره‏‌ای را از بازالت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای جدا می‏‌کند، بازالت‏‌های این منطقه به حاشیة قاره مربوط هستند (شکل 11- B). حجم کمابیش بالای سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی نسبت به نمونه‏‌های بازیک، احتمال جدایش بلورین ماگمایی را کمرنگ می‏‌کند. ازاین‌رو، با بررسی نمونه‏‌های اسیدی آتشفشانی و آذرین درونی منطقه شمال‌باختری تاکستان در نمودارهای ترکیب مذاب‏‌های تجربی پدیدآمده از ذوب (Patino Douce and Beard, 1996)، مشخص می‏‌شود برخی از این سنگ‏‌ها پیامد ذوب آمفیبولیت‏‌ها (برخی داسیت‏‌ها و کوارتز مونزونیت‏‌ها) و برخی دیگر احتمالاً پیامد ذوب متاگری‌وک‏‌ها (ریولیت‏‌ها، برخی داسیت‏‌ها و آلکالی گرانیت‏‌ها) هستند (شکل 11- C).

در یک محیط فرورانشی، سیال‌ها یا مذاب‏‌های بخشی پدیدآمده از ذوب سنگ‌کره اقیانوسی، گوة گوشته‏‌ای سست‌کره‌ای را دچار متاسوماتیسم و ذوب می‌کنند و در پی آن بازالت‏‌های کمانی پدید می‏‌آیند. به باور وردل و همکاران (Verdel et al., 2011)، به‌دنبال عقب‏‌گرد[13] تختة اقیانوسی فرورو در ائوسن و برداشته‌شدن فشار، در البرز و ارومیه- دختر رژیم کششی رخ داده است که گوشتة سنگ‌کره‌ای آبدار را به طور بخشی به ذوب وادار کرده است و سست‌کره بالا می‏‌آید. سپس هر دو بخش سنگ‌کره قاره‏‌ای و سست‌کره دچار ذوب‌بخشی می‏‌شوند. بالاآمدن سست‌کره همراه با نازک‌شدن پوسته، حجم بزرگی از سنگ‏‌های آتشفشانی در ائوسن را پدید آورده است که ترکیب عنصرهای کمیاب آنها بازتابی از گوه گوشته‏‌ای است. به باور کابینگ و پیچر (Cobbing and Pitcher, 1983)، پس از پیدایش ماگمای بازیک در پی ذوب گوة گوشته‏‌ای در پهنه‌ای فرورانشی، گسل‏‌های مرتبط اجازه صعود این ماگما را به‌سوی پوستة زیرین می‏‌دهند. بخشی از این ماگما به‌علت چگالی بالا در پوستة زیرین تجمع می‌کند و منجمد می‏‌شود و در پی دگرگونی به آمفیبولیت تبدیل می‏‌شود. ذوب دوبارة این آمفیبولیت‏‌ها و صعود آنها پیدایش توده‏‌های فلسیک را به‌دنبال دارد. کشش همراه با فعالیت آتشفشانی زیردریایی در پی فرونشینی سریع در زمان ائوسن موجب پیداش توف می‏‌شود (Verdel et al., 2011).

 

 

(C)

 

شکل 11. ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی شمال‌باختری تاکستان در: A) نمودار سه‌تایی Th-Zr-Nb (Wood, 1980)؛ B) نمودار Ti/Y دربرابر Zr/Y (Pearce, 1983)؛ C) نمودار Na2O+K2O+FeO+TiO2 دربرابر Na2O+K2O/FeO+MgO+TiO2 (Patino Douce and Beard, 1996).

Figure 11. Composition of volcanic and plutonic rocks from NW Takestan in: A) Th-Zr-Nb ternary diagram (Wood, 1980); B) Ti/Y versus Zr/Y diagram (Pearce and Gale, 1977); C) Na2O+K2O+FeO+TiO2 versus Na2O+K2O/FeO+MgO+TiO2 diagram (Patino Douce and Beard, 1996).

 

 

برای تعیین تقدم و تأخر سنگ‏‌های ماگمایی منطقه به بررسی‌های سن‏‌سنجی، ایزوتوپی و زمین‌ساختی بیشتری نیاز است. اما با توجه به آنچه گفته شد، دو گروه سنگی در منطقه مفروض است: گروه نخست شامل بازالت، آندزیت بازالتی و مونزودیوریت تا مونزوگابرو است که پیامد ذوب گوشته در کمان آتشفشانی هستند. گروه دوم شامل ریولیت، داسیت، آلکالی گرانیت و کوارتز مونزونیت است که در محیط‏‌های پس از کوهزایی و از ذوب پوسته‏ پدید آمده‌اند.

 

ت- رخداد کالدرا

آگوره-دیاز (Aguirre-Díaz, 2008) انواع مختلف ریزش کالدرا (کالدرای قله‏‌ای، کلاسیک و گرابنی) را شناسایی کرده است و به باور هر یک از ریزش‏‌ها می‌تواند در سبک پیستونی، دریچه‏‌ای (نامتقارن)[14] و قطعه قطعه[15] ریزش کند. بررسی‌های میدانی نشان داده است فوران از اطراف شکستگی حلقوی هنگامی‌ روی می‏‌دهد که ریزش کالدرا رخ داده باشد (Bacon, 1983) (شکل 12- A). در بسیاری موارد، گدازه‏‌های داسیتی و ریولیتی در نزدیکی شکستگی‏‌ها و گسل‏‌هایی خارج می‏‌شوند که در امتداد آنها ریزش کالدرایی روی داده است (Cas and Wright, 1988). به طور کلی، گنبدها و مخروط‏‌های گدازه‏‌ای پس از ریزش در امتداد حاشیة ساختاری کالدرا و یا درون کالدرا جای می‏‌گیرند (Bailey et al., 1976). درویت و سپارکس (Druitt and Sparks, 1984) پیش‌بینی کردند که فشار آشیانة ماگمایی پس از آنکه تنها 5٪ از حجم ماگمایِ یک آشیانة ماگمایی در ژرفای 5 کیلومتری فوران می‏‌کند، به فشار کمتر از فشار لیتوستاتیک کاهش می‌یابد و ریزش رخ می‏‌دهد. به باور کاس و رایت (Cas and Wright, 1988) ریزش کالدرایی در آشیانه‏‌های ماگمایی کم‌ژرف رخ می‏‌دهد.

به باور آگوره-دیاز و همکاران (Aguirre-Díaz et al., 2008)، ریزش کالدرا که در آنها حجم بزرگی از ایگنمبریت از راه گسل‏‌ها فوران می‏‌کند، شاهدی بر وجود آشیانة ماگمایی زیر کالدرایی است که به‌طور نسبی با زمین‌ساخت‏‌های کششی ناحیه‏‌ای کنترل می‏‌شود. به باور ایشان توالی ایگنمبریتی در مرحله پس از ریزش[16] با جایگیری ماگمای بی گاز به‌صورت گنبدهای سیلیسی در امتداد گسل‏‌های اصلی ساختار ریزشی دنبال می‏‌شود. از دیدگاه ترکیب شیمیایی، ایگنمبریت‏‌ها در ردیف سنگ‏‌های حد واسط و اسیدی و از سـری کالک‌آلکـالن هسـتند. بسیاری از ایگنمبریت‏‌های با رنگ روشن ترکیب داسیتی یا ریولیتی دارند (Cas and Wright, 1988). وجود واحدهای ایگنمبریتی، گنبدهای داسیتی و ریولیتی با آرایش نیمه‌حلقوی در خاور توده‏‌های آذرین درونی و برش‏‌های همزمان با ایگنمبریت (شکل 3- C) احتمال پیدایش کالدرا در منطقه را تقویت می‏‌کند (شکل‌های 2 و 3). این شواهد نشان‌دهندة سرشت کالک‌آلکالن ماگمای سازندة سنگ‏‌های منطقه است. با توجه به گسترش کمابیش اندک ایگنمبریت‏‌ها در منطقه احتمالاً ابعاد کالدرای پدیدآمده کوچک بوده است. با توجه به ریزش‏‌های کالدرایی گوناگون و وجود گنبدهای داسیتی و ریولیتی در یک سوی تودة آذزین درونی گمان می‌رود الگوی نامتقارن دریچه‏‌ای[17] برای منطقه قابل استناد باشد. در این نوع، ریزش در امتداد یک طرف به‌طور نامتوازن رخ می‏‌دهد؛‌ اما سوی مقابل بی ریزش به‌جای می‏‌ماند (شکل‌های 12- B و 12- C).

 

برداشت

همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد در منطقة شمال‌باختری تاکستان تنوع سنگ‌شناسی از سنگ‏‌های آذرآواری، سنگ‏‌های آتشفشانی و سنگ‌های آذرین درونی ژرف و نیمه‌ژرف دیده می‌شود. ماگمای سازندة سنگ‏‌های بازالتی و آندزیت‌بازالتیِ منطقه را می‏‌توان پیامد ذوب گوشته سنگ‌کره‌ای و سست‌کرة متاسوماتیسم‌شدة بالاآمده به‌علت برداشته‌شدن فشار، در پی عقب‏‌گرد تختة اقیانوسی فرورو نئوتتیس در ائوسن دانست. شواهد سنگ‌نگاری مانند وجود کوارتز چشمی، پلاژیوکلازهایی که در آنها مرکز بلور بافت غربالی دارد؛ اما حاشیه سالم است و پیدایش لایة نازکی از پیروکسن‏‌های ریز در حاشیه برخی پیروکسن‏‌ها، نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها دچار آلایش با سازنده‏‌های پوسته‏‌ای و یا آمیزش با مذاب‏‌های پوسته‏‌ای شده‏‌اند. همچنین، عقب‏‌گرد تختة اقیانوسی فروروی نئوتتیس موجب فرونشینی و پیدایش توف‏‌های موجود در منطقه شده است. با آغاز ائوسن پسین یا الیگوسن پیشین، خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای پیشین تهی شده است و منبع غالب فعالیت آتشفشانی، گوشتة سست‌کره‌ای می‏‌شود که در پاسخ به کشش بالا می‏‌آید. سپس این گوشته سست‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده با سیال‌های جداشده از تختة فرورو، در اثر برداشته‌شدن فشار دچار ذوب‌بخشی می‏‌شود. ماگمای مافیک با بالاآمدن در نقاط ضعف پوستة قاره‏‌ای، ضمن تبلور و تغییر ترکیب، در میان لایه‏‌های مساعد سازند کرج و یا در شکستگی‏‌های ژرف، نفوذ می‌کند و هنگام هضم سنگ‏‌های رسوبی اطراف، تغییرات بسیاری در ترکیب آنها پدید می‏‌آورد. مذاب حاصل تا بحش‌‏‌های بالایی پوسته صعود و توده‏‌های آذرین درونی را پدید می‌آورند که گرانیتوییدهای نوع I (مونزوگابرو و مونزودیوریت) منطقه را می‏‌توان از این نوع دانست (شکل‌های 10- A و 10- B) (مرحلة پیش از کالدرا). پس از پیدایش ماگمای بازیک در پی ذوب گوة گوشته‏‌ای در پهنة فرورانش نئوتتیس، گسل‏‌های مرتبط اجازة صعود این ماگما را به‌سوی پوستة زیرین می‏‌دهند. بخشی از این ماگما به‌علت چگالی بالا در پوستة زیرین تجمع می‌کند و منجمد می‏‌شود و سپس در پی دگرگونی به آمفیبولیت تبدیل می‏‌شود. به‌علت برداشته‌شدن فشار در اثر کشش پس از برخورد، آمفیبولیت‏‌ها دچار ذوب‌بخشی شده است و با صعود به سطوح بالاتر توده‏‌های نیمه‌ژرف کوارتز‌مونزونیتی پدید می‌آیند (الیگومیوسن). با ادامة کشش و به‌علت کم‌‌ژرفابودن آشیانة ماگمایی ریزش کالدرایی رخ می‏‌دهد.

 

 

 

شکل 12. A) الگوی معمول ریزش کالدرایی؛ B) ریزش کالدرایی مدل نامتقارن دریچه‏‌ای[18] (Aguirre- Díaz, 2008)؛ C) مقطع عرضی A-B (شکل 2) از منطقة مورد بررسی.

Figure 4. A) Typical model of caldera collapse; B) Asymmetric valve caldera collapse (trap-door) (Aguirre-Díaz, 2008); C) Cross section A-B (Figure 2) of the study area.

 

 

 

 

 

 

 

وجود رگه‏‌های سیلیسی در سنگ‏‌های اطراف توده، وجود بافت گرانوفیری و نبود هاله دگرگونی آشکار، گواهی بر ژرفای کم جایگزینی ماگمای گرانیتی در منطقه هستند. با توجه به آرایش خطی گنبدهای داسیتی و ریولیتی در خاور توده‏‌های آذرین درونی، این ریزش از نوع نامتقارن دریچه‏‌ای بوده است. در اثر این ریزش ماگمای گرانیتی غلیظ از راه شکستگی‏‌ها و گسل‏‌هایی که در امتداد آنها ریزش کالدرایی روی داده است به‌صورت گنبدهای داسیتی و ریولیتی و روانه‏‌های ایگنمبریتی خارج می‏‌شود (مرحلة همزمان با کالدرا). ازاین‌رو، گنبدهای داسیتی و ریولیتی را می‏‌توان با تودة گرانیتوییدی هم‌ماگما دانست. پس از استخراج گرانیتوییدهای نوع I (مونزوگابرو و مونزودیوریت)، یک منبع گرانولیتی فلسیک در پوستة زیرین به‌جای می‏‌ماند. در پی ریزش کالدرا و برداشته‌شدن فشار به‌صورت محلی در این منطقه، این بخش‏‌ها نیز ذوب می‌شوند و گرانیت‏‌های آلکالن نوع A2 پدید می‏آیند (مرحلة پس از کالدرا). جایگاه نمونه‏‌های گرانیت آلکالن، ریولیت و داسیت در شکل 10- B و جای‌گرفتن این نمونه‏‌ها در ضلع AF در نمودار AFM (شکل 7- B) نشان می‌دهند این نمونه‏‌ها به محیط‏‌های کششی پس از کوهزایی (غیر کوهزایی) مربوط هستند.

 

سپاس‌گزاری

این مقاله از پایان‌نامة دکتری نگارندة نخست استخراج شده است. از معاونت پژوهشی دانشگاه بوعلی‌سینا برای پرداخت بخشی از هزینه‏‌های انجام‌شده و از معاونت پژوهشی دانشگاه بین‏‌المللی امام خمینی (ره) برای همکاری در دسترسی به آزمایشگاه میکروسکوپی سنگ‌شناسی سپاس‏‌گزاری می‏‌شود.

 

[1] slab break-off

[2] Cross Polarized Light

[3] armored quartz

[4] Ocelli

[5] Magma mixing

[6] Daly gap

[7] Large Ion Lithophile Elements

[8] Light Rare Earth Elements

[9] High Field Strength Elements

[10] Heavy Rare Earth Elements

[11] pull-apart basin

[12] Late Orogenic

[13] Roll-back

[14] Trap-door

[15] Piece-meal

[16] post- collapse post- collapse

[17] Trap- door

[18] Trap-door

 

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine, 148(5), 692–725.
Aguirre-Díaz, G. J. (1996) Volcanic stratigraphy of the Amealco caldera and vicinity, Central Mexican Volcanic Belt. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 13, 10-51.
Aguirre-Díaz, G. J. (2008) Types of collapse calderas. IOP Conference Series, Earth and Environmental Science, Collapse calderas workshop, Querétaro, Mexico, 3, 19–25.
Aguirre-Díaz, G. J., Labarthe-Herna´ndez, G., Trista´n-Gonza´lez, M., Nieto-Obrego´n, J. and Gutie´rrez-Palomares, I. (2008) The Ignimbrite Flare-Up and Graben Calderas of the Sierra Madre Occidental, Mexico. Elsevier, Developments in Volcanology, 10, 143-178.
Alai Mahabadi, S. and Fanoudi, M. (1992) Geological Quadrangle Map of Takestan 1: 100000, No: 5962. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Alavi, M. (2007) Structures of the zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307, 1064–1095.
Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics, 21, 1–33.
Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazely, R. A. and Davis, R. G. (1975) Explanatory text of the Qazvin and Rasht quadrangles map (1:250000). Rep., No. E3, E4, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98–111.
Bacon, C. R. (1983) Eruptive history of Mount Mazama and Crater Lake caldera, Cascade Range, U.S.A. In: Arc volcanism (Eds. Aramaki, S. and Kushiro, I.) 18, 57-115. Journal of Volcanology and Geothermal Research.
Bailey, R. A., Dalrymple, G. B. and Lanphere, M. A. (1976) Volcanism, structure, and geochronology of Long Valley Caldera, Mono County, California. Journal of Geophysical Research, 81, 725-744.
Ballato, P., Uba, C. E., Landgraf, A., Strecker, M. R., Sudo, M., Stockli, D. F., Friedrich, A. and Tabatabaei, S. H. (2010) Arabia–Eurasia continental collision: insights from late Tertiary foreland-basin evolution in the Alborz Mountains, northern Iran. Geological Society of America Bulletin, 300(1), 125-138.
Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrologic interpretation of granitoid rocks series using multicationic parameters. Chemical Geology, 48, 43-55.
Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Zagros Hindukush. Himalaya geodynamic evolution (Eds. Gupta, H. K., Delany, F. M.) 5–32. American Geophysical Union, Washington, D.C.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(11), 1764-1766.
Bonin J. (2007) A-type granites and related rocks: Evolution of a concepts and prospects. Lithos, 97, 1-29.
Cas, R. A. F. and Wright, J. V. (1988) Volcanic Successions: Modern and Ancient. Chapman & Hall, 2-6 Boundary Row, London, England.
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene–Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NWIran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180–181, 109–127.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology, 8, 173–174.
Christiansen, E. H. and McCurry, M. (2008) Contrasting origins of Cenozoic silicic volcanic rocks from the western Cordillera of the United States. Bulletin of Volcanology, 70, 251–267.
Cobbing E. J., Pitcher, W. S. (1983) Andean plutonism in Peru and its relationship to volcanism and segmented plate edge. Memoirs - Geological Society of America, 159, 277-292.
Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1982) Nature and origin of A-type granites with particular reference to SE Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 80(2), 189-200.
Conticelli, S., Guarnieri, L., Farinelli, A., Mattei, M., Avanzinelli, R., Bianchini, G., Boari, E., Tommasini, S., Tiepolo, M., Prelevicãå, D. and Venturelli, G. (2009) Trace elements and Sr–Nd–Pb isotopes of K-rich, shoshonitic, and calc-alkaline magmatism of the western Mediterranean region: genesis of ultrapotassic to calc-alkaline magmatic associations in a post-collisional geodynamic setting. Lithos, 107(1-2), 68–92.
Creaser, R. A., Price, R. and Wormald, R, (1991) A-type granites revisited: Assessment of a residual-source model. Geology, 19(2), 163-166.
Dedual, E. (1967) Zur Geologie des Mittleren und Unteren Karaj-Tales, Zentral Elburz (Iran). Geology Institute, ETH Zürich University, Germany (in German).
Druitt, T. H. and Sparks, R. S. J. (1984) On the formation of calderas during ignimbrite eruptions. Nature, 310(5279), 679–681.
Dufek, J. and Bachmann, O. (2010) Quantum magmatism; magmatic compositional gaps generated by melt–crystal dynamics. Geology (Boulder), 38(8), 687–690.
Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20(7), 641–644.
Eftekhar Nejad, J. (1980) Separation of different parts of a building in connection with the situation sedimentary basin. Journal Oil Association, 82, 19-28 (in Persian).
Forni, F., Degruyter, W., Bachmann, O., De Astis, G. and Mollo, S. (2018) Long-term magmatic evolution reveals the beginning of a new caldera cycle at Campi Flegrei. Science Advances, 4(11), eaat9401.
Foudazi, M., Sheikhi Karizaki, H. and Qolipour, M. (2015) Petrology and geochemistry of granitoid rocks in NW of Takestan. Scientific Quaterly Journal, Geosciences, 95, 21-29 (in Persian).
Grebennikov, A. V. (2014) A-type granites and related rocks: petrogenesis and classification. Russian Geology and Geophysics, 55(11), 1353–66, 1074–1086.
Gualda, G. A. and Ghiorso, M. S. (2013) Low-pressure origin of high-silica rhyolites and granites. Journal of Geology, 121(5), 537–545.
Hart, T. R., Gibson, H. L. and Lesher, C. M. (2004) Trace element geochemistry and petrogenesis of felsic volcanic rocks associated with volcanogenic massive Cu–Zn–Pb sulfide deposits. Economic Geology, 99(5), 1003–1013.
Hassanzadeh, J., Ghazi, A. M., Axen, G. and Guest, B. (2002) Oligomiocene mafic-alkaline magmatism north and northwest of Iran: evidence for the separation of the Alborz from the Urumieh–Dokhtar magmatic arc. Geological Society of America Abstracts with Programs, 34, 331.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523–548.
Kleemann, G. J. and Twist, D. (1989) The compositionally-zoned sheet like granite pluton of the Bushveld complex: evidence bearing on the nature of A-type magmatism. Journal of Petrology, 30, 1383-1414. 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(3), 745-750.
Lipman P. W. (1984) The roots of ash flow calderas in western north America: windows into the tops of granitic batholiths. Journal of Geophysical Researches, 89(B10), 8801-8841.
McCurry, M., Hayden, K. P., Morse, L. H. and Mertzman, S. (2008) Genesis of post-hotspot, A-type rhyolite of the eastern Snake River Plain volcanic field by extreme fractional crystallization of olivine tholeiite. Bulletin of Volcanology, 70(3), 361–383.
Mufti M. R. H. (2001) Age geochemistry and origin of peraluminous A-type granitoids of the Ablah-Shuwas pluton, Ablah graben. Arabian Shield. Acta Mineralogy Petrographica, Szeged, 42(1), 5-20.
Parker, D. F., Ghosh, A., Price, C. W., Rinard, B. D., Cullers, R. L. and Ren, M. (2005) Origin of rhyolite by crustal melting and the nature of parental magmas in the Oligocene Conejos Formation, San Juan Mountains, Colorado, USA, Journal of Volcanology and Geothermal Research, 139(3), 185–210.
Patino Douce, A. E. and Beard, J. S. (1996) Effects of P, fO2 and Mg/Fe ratio on dehydration melting of model metagreywackes. Journal of Petrology, 37(5), 999-1024.
Pearce J. A., Harris, N. B. W. and Tindle A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Petrology, 25, 956-983.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230–249. Shiva, Nantwich, England.
Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore-deposition environment from trace-element geochemistry of associated igneous host rocks. In: Volcanic processes in ore genesis. Geological Society of London Publications, 7(1), 14–24.
Pearce, J. A., Stern, R. J., Bloomer, S. H. and Fryer, P. (2005) Geological mapping of the Mariana arc-basin systems: implications for the nature and distribution of subduction components. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 6(7), 1-27.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58(1), 63–81.
Plank, T. (2005) Constraints from Thorium/Lanthanum on Sediment Recycling at Subduction Zones and the Evolution of the Continents. Journal of Petrology, 46(5), 921-944.
Polliand, M., Schaltegger, U., Frank, M. and Fontboté, L. (2005) Formation of intra-arc volcanosedimentary basins in the western flank of the central Peruvian Andes during Late Cretaceous oblique subduction: field evidence and constraints from U-Pb ages and Hf isotopes. International Journal of Earth Sciences/Geologische Rundschau, 94(2), 231-242.
Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, Central Iran: U–Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science, 303, 622–665.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, 42, 313–345. Geological Society, London, England.
Titus S. J., Fossen H., Pedersen R. B., Vigneresse J. L. and Tikoff B. (2002) Pull-apart formation and strike-slip partitioning in an obliquely divergent setting, Leka Ophiolite, Norway. Tectonophysics, 354, 101-119.
Treuil, M. and Joron, J. L. (1975) Utilisation des elements hygromagmatophiles pour la simplification de la modelisation quantitative des processus magmatiques. Exemples de l’Afar et de la Dorsale Medioatlantique. Socity Italy Mineralogy and Petrology, 31, 125–174.
Tuttle, O. F. and Bowen, N. L. (1958) Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi3O8–KAlSi3O8–SiO2–H2O. Geological Society of America Memoir, 74, 153 pp.
Verdel, C. S. (2009) I. Cenozoic geology of Iran: An integrated study of extensional tectonics and related volcanism. Ph.D. Thesis, Institute of Technology, Pasadena, California.
Verdel, C. S., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30, 1-20.
Vernon R. H. (1990) Crystallization and hybridism in microgranitoid enclave magmas microstructural evidence. Journal of Geophysical Research-Solid Earth and Planets, 951(B11), 17849–17859.
Vincent, S. J., Allen, M. B., Ismail-Zadeh, A. D., Flecker, R., Foland, K. A. and Simmons, M. D. (2005) Insights from the Talysh of Azerbaijan into the Paleogene evolution of the south Caspian region. Geological Society of America Bulletin, 117, 1513–1533.
Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95, 407–419.
Whitney D. L. and Evans B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187.
Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth Science, 50(1), 11-30.
Zolali, F. (2017) Alunitization in Takand–Haft Sandogh (west of Takestan). M.Sc. thesis, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran (in Persian).
Petrological Journal
Volume 13, Issue 2 - Serial Number 50
Petrological Journal , vol. 13, Issue 2, No. 50, Summer 2022
August 2022
Pages 65-90

Files

History

  • Receive Date: 29 August 2021
  • Revise Date: 13 December 2021
  • Accept Date: 22 January 2022

Share

How to cite

Statistics