نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

3 استادیار پژوهشی، جهاددانشگاهی واحد صنعتی اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

منطقۀ بررسی‌شده در شمال‌خاوری استان اصفهان، شمال‌باختری نایین و در بخش میانی پهنة ماگمایی ارومیه- دختر جای دارد. در این محدوده، رخنمون‏‌‌های بسیاری از گدازه‌‌های آتشفشانی ترشیری به‌همراه نهشته‏‌‌های آذرآواری متشکل از توف، برش و ایگنمبریت یافت می‌شوند. در مناطق اکتشافی چکاد، صفافولاد و مهراندو، گدازه‌‌های آتشفشانی شامل بازالت و آندزیت‌ بازالت و دایک‌های مافیک با ترکیب دیاباز و دلریت هستند. از دیدگاه زمین‏‌شناسی، در این مناطق، سنگ‌های بازالت و آندزیت‌ بازالت با سن ائوسن در حجم بسیاری یافت می‏‌شوند و نقش مهمی در سنگ میزبان کانی‏‌سازی مس دارند. کانه‏‌زایی در این واحد‏‌ها، بیشتر به شکل اکسید (مالاکیت و آزوریت) در میان دگرسانی پروپلیتیک و کمتر سیلیسی و آرژیلیک، در امتداد و در محل برخورد گسل‏‌‌ها و شکستگی‏‌‌ها رخ می‏‌دهد. بر پایة بررسی‏‌‌های میکروسکوپی، بافت اصلی سنگ‌های آتشفشانی، پورفیری با زمینۀ میکرولیتی است و از درشت ‌بلور‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن ساخته شده‏‌اند. برپایۀ نمودار‏‌‌های زمین‏‌ شیمیایی، سنگ‌های آتشفشانی در محدودۀ سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن جای دارند. این نمونه‏‌‌ها غنی‌شدگی در عنصر‌های خاکی کمیاب سبک (LREE) و عنصر‌های لیتوفیل بزرگ یون (LILE) و تهی‌شدگی در عنصر‌های با میدان پایداری بالا (HFSE) نشان می‏‌دهند که نشان‌دهندة ماگماتیسم کمان‏‌‌های آتشفشانی مرتبط با پهنۀ فرورانش است. یافته‏‌‌های به‌دست‌آمده از بررسی‏‌‌های زمین‏‌شیمیایی نشان می‏‌دهند ماگمای مادر سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین از ذوب‌بخشی 5 تا 10 درصدی یک خاستگاه گوشته‌ای گارنت لرزولیتی در یک محیط حاشیة فعال قاره‌ای پدید آمده‏‌ است. این خاستگاه گوشته‌ای تحت‌تأثیر سیال‏‌‌ها و رسوب‏‌‌های حاصل از تختة فرورانده دگرنهاد ‌شده است. 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Petrology, trace and rare earth elements geochemistry, and tectonic setting of basic- intermediate volcanic rocks from northwest of Nain, Isfahan

نویسندگان [English]

  • farzaneh khademian 1
  • Zahra Alaminia 2
  • Ali Ghasemi 3
  • Alireza Nadimi 2

1 Ph.D. Student, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran

3 Research assistant professor, Iranian Academic Center for Education Culture and Research (ACECR)

چکیده [English]

 
Received: 3 August 2022
Accepted: 2 January 2022
 
Keywords
Volcanic rocks
Calc-alkaline series
Enriched mantle
Garnet-lherzolite
Subduction zone
Central part of Urumieh- Dokhtar zone
 
 
 
 ?????????????????????????????
10.22108/ijp.2023.134625.1285


 


Introduction
The magmatic evolution of the Urumieh-Dokhtar arc is related to the Neo-Tethys subduction and the continental collision between the Arabian and Eurasian plates, which has led to the creation of diverse and different magmatism along different parts of this belt (Shahabpour, 2005; Agard et al., 2011; Richards, 2015; Karimpour et al., 2021).
Volcanic rocks, with various lithological compositions located in the central part of the Urumieh-Dokhtar belt, are part of the extensive Eocene activity, Knowing the nature of basic-intermediate volcanic rocks northwest of Nain requires more detailed investigations. For this purpose, the exploration areas of Chakad, Safafoulad, and Mehrando, located northwest of Nain, were selected for further investigations. The main goal of the present paper is to understand the origin and the tectonic of the volcanic rocks of this part of the Urumieh-Dokhtar magmatic belt using their petrography and geochemical characteristics.




 
 
Regional Geology
Many outcrops belonging to Tertiary volcanic lavas and pyroclastic deposits are widespread 50 km northwest of Nain, within the central part of the Urumieh-Dokhtar magmatic arc (UDMA). The volcanic units are basic to acidic composition ranging in age from Eocene to Oligocene (Chiu et al., 2013) and pyroclastic rocks including tuff, breccia, and ignimbrite, low in altitude, overlain by a sequence of Quaternary alluvium. In the exploration areas of Chakad, Safafoulad, and Mehrando, the Eocene basic-intermediate volcanic rocks with the combination of basalt, basaltic-andesite and pyroclastic rocks exposed and play as the host rocks for copper mineralization. The youngest igneous units observed in the region are a set of parallel diabase and dolerite dikes as swarms, intruded the volcanic rocks. Based on field observations, silica and carbonate veins with different trends are observed along with copper mineralization in basaltic- andesite and basalt units. This ore mineralization occurs mainly as an oxide (malachite and azurite) accompanies with propylitic alteration and less argillic and silicification along and at the intersection of faults and fractures.
Materials and methods
Following the preparation of thin sections and petrographic and mineralogical investigations of these units, 26 volcanic samples have been analyzed by the ICP-MS method for trace and rare earth elements.
Petrography
The basic-intermediate volcanic rocks of the region are mostly basalt and basaltic-andesite, as well as diabase and dolerite dikes. The studied basalts, mineralogically, dominated by Euhedral to subhedral phenocrysts of plagioclases (30 to 50 vol%) and clinopyroxene phenocrysts, with porphyritic texture. Small amounts of olivine occur as phenocryst and iddingsite basaltic- andesite consists of plagioclase (40 to 60 vol%), and clinopyroxene (15 to 20 vol%) phenocrysts set in a fine-grained to microlithic groundmass. Clinopyroxene and plagioclase with intergranular texture are the dominant minerals in diabase and dolerite. Chlorite, calcite, epidote, and quartz are the main altered minerals of the rocks under study.
Discussion and Conclusion
Based on the geochemical data, the basic- intermediate volcanic rocks with the combination of basalt and basaltic- andesite have a calc-alkaline nature, consistent with the features of volcanic arcs in the subduction zone of the active continental margin. In the primitive mantle-normalized multi elements diagram, the patterns of basic- intermediate volcanic rocks show enrichment of LILE (e.g., Ba, K, Rb) and depletion of HFSE (e.g., Nb, Ti, Zr) one of the remarkable features of subduction zone- related magmas (Yang and Li, 2008; Kuscu and Geneli, 2010). In the chondrite-normalized REEs diagram, these rocks exhibit LREE enrichment relative to HREEs. Rare earth elements such as La and Sm are not significantly affected by the mineralogical changes of the source rock, so they can provide information on the chemical composition of the total source rock. The volcanic rocks of the region generated by partial melting of 5 to 10% (Aldanmaz et al., 2006) of the enriched garnet- lherzolite mantle at a depth of 90 to 100 km. It seems that the parent magma has been metasomatized under the influence of fluids and sediments derived from the oceanic lithosphere. As the tectonic setting identification diagrams display the studied samples plotted in the range of magmas related to the subduction zone of the active continental margin. The magmatism under discussion, is the result of the subduction of the Neo-Tethys oceanic lithospheric beneath the central Iranian plate which have given rise to great magmatism during the Eocene and following it.
Acknowledgments
The authors are very grateful to the esteemed referees of Petrology magazine for their valuable suggestions in improving the scientific structure of the article

کلیدواژه‌ها [English]

  • Volcanic rocks Calc
  • alkaline series Enriched mantle Garnet
  • lherzolite Subduction zone Central part of Urumieh
  • Dokhtar zone

پهنة کوهزایی زاگرس بخشی از رشته‌کوه آلپ- هیمالیاست که در پی همگرایی صفحه‌‌های عربی و ایران مرکزی و ناپدیدشدن اقیانوس نئوتتیس در میان این صفحه‌ها پدید آمده است (Agard et al., 2005; Alavi, 2007; Mohajjel and Fergusson, 2014). این پهنه شامل چند پهنة موازی و در ارتباط باهم است. یکی از این پهنه‏‌ها، کمان ماگمایی ارومیه- دختر است که با روند شمال‌‌باختری- جنوب‌‌خاوری به پهنای 50 تا 150 کیلومتر، درازای 1800 کیلومتر و ستبرای 4 کیلومتر در حاشیة باختری ایران مرکزی گسترده شده است و میزبان فعالیت ماگمایی ترشیری است که از پالئوسن آغاز شده و تا پلیوستوسن پایانی ادامه داشته است (Alavi, 2007; Chiu et al., 2013; Hosseini et al., 2017; Fazeli et al., 2017; Karimpour et al., 2021). تحول و تکامل ماگمایی کمان ارومیه- دختر در ارتباط با فرورانش نئوتتیس و برخورد قاره‌ای صفحه‌های عربی و اوراسیا رخ داده است و منجر به پیدایش ماگماتیسم گوناگون و متفاوتی در راستای بخش‌های مختلف این پهنه شده است (Shahabpour, 2005; Agard et al., 2011; Richards, 2015; Karimpour et al., 2021). برای توجیه ماگماتیسم در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر، سازوکار‌های گوناگونی پیشنهاد شده است که مهم‌ترین آنها عبارتند از: ذوب گوة گوشته‌ای بالای پهنة فرورانش دگرنهادشده[1]‌ با سیال‌‌های آزادشده از پوستة اقیانوسی و ذوب پوستة قاره‌ای زیرین در پی نفوذ ماگما‌‌های گوشته‌ای (Keskin et al., 2003; Annen et al., 2006; Lustrino and Marjorie, 2007). سنگ‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط در شمال‌باختری نایین، بخشی از تکاپوی گسترده ائوسن هستند که در بخش میانی ارومیه- دختر جای گرفته‏‌اند (شکل 1- A). بررسی این واحد‏‌‌های آتشفشانی می‏‌تواند اطلاعات ارزشمندی در زمینة فرورانش صفحه نئوتتیس به زیر بلوک ایران مرکزی، سرشت تختة فرورونده و ادامه فرورانش در ائوسن فراهم کند. تا کنون پژوهشگران بسیاری از دیدگاه‌‌های گوناگون به بررسی توده‏‌‌های آذرین درونی بخش مرکزی ارومیه-دختر پرداخته‌اند (Rezaei- Kahkhaei et al., 2011; Chiu et al., 2013; Asadi et al., 2014; Babazadeh et al., 2018; Chekani Moghadam et al., 2018; Kazemi et al., 2018; Sarjoughian et al., 2018a, 2018b, 2020, 2021, 2022). از مهم‌ترین بررسی‌‌های انجام‌شده روی سنگ‌های آتشفشانی منطقة نایین، می‌توان بررسی آتشفشانی‌‌های کرتاسه در جنوب نایین (Vahabi Moghadam, 1997)، آتشفشانی‌‌های نئوژن جنوب‌باختری نایین (Kheirkhah, 2001) و آتشفشانی‌‌های بازیک- حد واسط با سن الیگو- میوسن در باختر نایین (Yeganehfar et al., 2013) را نام برد. در شمال‌باختری نایین، کانی‏‌زایی‏‌‌های مس فراوانی در واحد‌های آذرآواری و گداز‌های بازیک- حد واسط ائوسن رخ داده است که از میان آنها می‌توان سه گسترة اکتشافی چکاد، صفافولاد و مهراندو را نام برد (شکل 1- B). شدت و گسترش دگرسانی در سنگ‌های آتشفشانی این ناحیه، باعث شده است به این سنگ‌ها از دیدگاه پترولوژی کمتر پرداخته شود و گمان می‌رود شناخت سرشت سنگ‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط در محدوده شمال‌‌باختری نایین نیازمند بررسی‏‌‌های دقیق‏‌تری است. از آنجایی‌که رخداد کانه‌زایی مس، از فلززایی‌‌های ویژه در پهنة ساختاری ارومیه-دختر است، بررسی واحد‏‌‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین از دیدگاه پترولوژی دستیابی به شناخت درستی از شرایط زمین‏‌شناسی پیدایش این کانسار‌ها در راستای انجام اکتشافات نویدبخش منطقه را به‌دنبال دارد. ازاین‌رو، در این نوشتار، مناطق چکاد، صفافولاد و مهراندو (شکل 1- B)، که در شمال‌باختری نایین جای دارند برای بررسی‏‌‌های بیشتر برگزیده شدند و تلاش شد با به‌کارگیری بررسی‌ سنگ‌نگاری و ویژگی‏‌‌های زمین‌شیمیایی، خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی، این بخش از پهنة ماگمایی ارومیه- دختر بررسی شود.

 

 

 

 

شکل 1. A) واحد‏‌‌های اصلی رسوبی و ساختاری ایران (Aghanabati, 1998) و محدودة بررسی‌شده که با چهارگوش نشان داده شده است؛ B) نقشة زمین‌شناسی شمال‌باختری نایین بر پایۀ نقشة زمین‌شناسی 1:100000 شهراب (با تغییراتی پس از Bahroudi and Fonoudi (2003)).

Figure 1. A) The major sedimentary and structural units of Iran and the location of the study area shown by a quadrangle (Aghanabati, 1998); B) Geological map of the northwest of Nain based on 1:100000 geological map of Shahrab (Modified after Bahroudi and Fonoudi (2003)).

 

 

 

زمین‌شناسی منطقه

گسترۀ بررسی‌شده در 50 کیلومتری شمال‌باختری نایین و شمال‌خاوری استان اصفهان جای دارد (شکل 1- A). این منطقه با مختصات طول جغرافیایی ʹ33 °52 تا ʹ52 °52 خاوری و عرض جغرافیایی 02 °33 تا 17 °33 شمالی در حاشیۀ باختری پهنۀ ایران مرکزی جای دارد (شکل 1- A). در این منطقه توالی ضخیمی از سنگ‌های آتشفشانی سنوزوییک و سنگ‌های آذرآواری وابسته به آن دیده می‌شود که توده‏‌‌های آذرین درونی و دسته‏‌‌های دایک و سیل با ترکیب و سن متفاوت در این واحد‏‌‌های آتشفشانی نفوذ کرده‌اند (شکل 1- B).

برپایۀ برگة زمین‏‌شناسی یکصد هزار شهراب (Bahroudi and Fonoudi, 2003)، واحد‏‌‌های آتشفشانی طیف ترکیبی بازیک تا اسیدی با سن ائوسن تا الیگوسن (Chiu et al., 2013) و سنگ‌های آذرآواری با سرشت توف، برش و ایگنمبریت هستند که در بخش‌های کم‌ارتفاع با رسوب‌‌های آبرفتی کواترنری پوشیده شده‌اند (شکل 2- A). آندزیت ‌بازالت، آندزیت، تراکی‌آندزیت، داسیت و ریولیت از واحد‏‌‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین، با سن 52 میلیون سال پیش هستند که در ردة سری ماگمایی کالک‌آلکالن جای می‌گیرند (Vahabi Moghadam, 1997; Chiu et al., 2013). سنگ‌های آتشفشانی بازیک تا حد واسط الیگو- میوسن (7/18 تا 5/26 میلیون سال پیش) از دیدگاه ترکیب شیمیایی به سه دسته غنی از Nb، غنی از Th و آداکیت دسته‌بندی شده‌اند (Yeganehfar et al., 2013). در شمال‌باختری نایین، سنگ‌های آذرین درونی با سن الیگو- میوسن شامل شماری تودة کوچک و بزرگ جدا از هم با ترکیب گابرو، کوارتز دیوریت، گرانودیوریت و تونالیت هستند و گمان می‌رود محدودة گسترش آنها با گسل‌‌های منطقه کنترل می‏‌شود (Babazadeh et al., 2018). در مناطق اکتشافی چکاد، صفافولاد و مهراندو، سنگ‏‌‌های آتشفشانی بازیک تا حد واسط با ترکیب بازالت و آندزیت‌بازالت با سن ائوسن رخنمون گسترده‌ای دارند. جوان‏‌ترین واحد سنگ‌‌شناسی آذرینِ منطقه، دایک‌های مافیک با ترکیب دیاباز و دلریت هستند که بخشی از آنها به مراحل میانسالی کمان ماگمایی ارومیه-دختر مربوط هستند. این دایک‌ها به‌صورت دسته‌ای و موازی یکدیگر در سنگ‌های آتشفشانی نفوذ کرده‌اند و دگرسانی اپیدوتی و کلریتی این سنگ‌ها را به‌دنبال داشته‏‌اند (Alaminia et al., 2017). این دایک‌ها با پهنایِ 5/0 تا 4 متر، درازای 2 تا بیشتر از 100 متر و میانگین شیب 50 تا 90 درجه با دو راستای غالب شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و خاوری- باختری در کل منطقه به‌صورت برونزد‏‌‌های قهو‌ه‌ای تا خاکستری تیره پراکنده هستند که احتمالاً این تفاوت در رنگ پیامد تأثیر دگرسانی بر آنهاست (شکل 2- B). همچنین، در محدودة بررسی‌شده بیشتر دایک‌های اسیدی موازی یکدیگر و با ضخامت نزدیک به 5/1 تا 2 متر دیده می‏‌شوند. فعالیت‌‌های زمین‌ساختی حاکم بر منطقه، باعث خردشدگی سطح این دایک‌ها شده است (شکل 2- B). از دید زمین‌ساخت، منطقة بررسی‌شده ساختار پیچید‌ه‌ای دارد و گسل‌‌های فراوانی با روند‌های گوناگون ساختار عمومی واحد‌ها را به‌هم ریخته‌اند. گسل کچومثقال با راستای تقریبا خاوری- باختری، گسل کاشان با راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و گسل ظفرقند با راستای کلی خاوری- باختری از گسل‌‌های اصلی و فعال منطقه به‌شمار می‌روند و سیمای ریخت‌زمین‌ساختی منطقه را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند (Mohammadi et al., 2018). این گسل‌‌ها با سازوکار راستالغز راستگرد با مؤلفه شیبی معکوس باعث تغییر شکل‌های شکننده در مقیاس گسترده و کانی‌سازی در سطح منطقه شده ‏‌است. بر پایۀ ویژگی‌های صحرایی ِمناطق اکتشافی چکاد، صفافولاد و مهراندو، رگه‏‌‌های سیلیسی و کربنات با روند‏‌‌های متفاوت همراه با کانی‌سازی مس در سنگ‌های آتشفشانی آندزیت بازالت و بازالت دیده می‌شوند (شکل 2- C). عیار طلا در نمونه‏‌‌های سطحی برداشت‌شده از رگه‏‌‌های کوارتزی برابر با 6 تا 14 ppb اندازه‏‌گیری شده است. کانی‏‌سازی‌ مس بیشتر به‌صورت اکسید (مالاکیت و آزوریت) و کمتر سولفید (کالکوسیت) و در شکل‌های رگه‌ای و رگچه‌ای، همراه با دگرسانی‏‌‌های پروپلیتیک، کمتر سیلیسی و آرژیلیک در امتداد و محل تقاطع گسل‌‌ها و شکستگی‏‌‌ها و به میزان کمتر در نزدیکی دایک‌ها روی داده است (شکل 2- D).

 

 

شکل 2. تصویرهای صحرایی از بیرون‏‌زدگی‏‌‌های واحد‌های سنگی گوناگون در شمال‌باختری نایین؛ A) دورنمای سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری (توف) از محدودة اکتشافی مهراندو (دید رو به شمال)؛ B) دایک‌های مافیک و فلسیک رخنمون‌یافته موازی هم در واحد‏‌‌های آذرآواری با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در محدودة اکتشافی صفافولاد (دید رو به شمال‌باختری)؛ C) رگة سیلیسی در سنگ‌های آندزیت بازالت در محدودة اکتشافی چکاد (دید رو به شمال‌باختری)؛ D) کانه‏‌زایی مس در شکستگی‏‌‌ها و همراه با دگرسانی آرژیلیک در محدودة صفافولاد (دید رو به جنوب‌خاوری).

Figure 2. Field photographs of of different rock units' outcrops in the northwest of Nain; A) A far view of volcanic and pyroclastic rocks (tuff) from Mehrando exploration area (northward view); B) mafic and felsic dikes are exposed parallel to each other in pyroclastic units with the Northwest-Southeast trend in Safafoulad exploration area (northwestward view); C) vein of silica in basaltic-andesite rocks in Chakad exploration area (northwestward view); D) presence of copper mineralization in fractures and with argillic alteration in Safafoulad area (southeastward view).

 

 

 

روش انجام پژوهش

برای دست‏‌یابی به اهداف پژوهش، بررسی‌‌های زمین‏‌شناسی صحرایی و نمونه‏‌برداری از سنگ‌های آتشفشانی منطقة شمال‌باختری نایین (محدوده‌‌های چکاد، مهراندو و صفافولاد) انجام شد. مکان همة نمونه‏‌‌های برداشت‌شده در جدول 1 و شکل 1 آورده شده است. پس از تهیه مقاطع نازک و بررسی‏‌‌های سنگ‏‌نگاری و کانی‏‌شناسی این واحد‏‌ها‏‌، شمار 26 نمونة آتشفشانی با کمترین دگرسانی برای تجزیة شیمیایی عنصر‌های فرعی و خاکی کمیاب به روش محلول‌سازی ذوب قلیایی به کمک طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفت‌شدة القایی ( ICP-MS) و 7 نمونه برای تجزیة شیمیایی اکسید عنصر‌های اصلی به روش XRF برگزیده شدند و به آزمایشگاه شرکت زرآزما فرستاده شدند. بررسی و طراحی نمودار‏‌‏‌‌ها با نرم‏‌افزارهای GCDkit و Corel Draw X7 انجام شده‏‌ است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‌ها در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. در این نوشتار، نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) است.

 

 

جدول 1. داده‌های شیمیایی اکسید‌های اصلی (برپایۀ درصدوزنی) در سنگ‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط شمال‌باختری نایین.

Table 1. Chemical data of major elements' (in wt%) in the basic-intermediate volcanic rocks in the northwest of Nain.

Rock Type

Basalt

Basaltic- andesite

   

Sample No.

Mf-03

Mf11-1

Mf-19

S-08

S-12

Ch-7

Ch-19

X

Y

662772

 3666210

653074

3666079

653913

3667073

666977

3674506

666585

3674702

670797

3674330

670590

3674832

SiO2

53.37

53.22

49.79

55.33

57.63

60.69

57.93

Al2O3

16.90

15.16

14.16

13.91

15.17

15.72

15.22

BaO

0.08

0.08

<0.05

0.08

0.06

0.11

0.11

CaO

7.65

6.26

13.57

5.52

8.28

6.70

6.61

Fe2O3

8.29

8.75

6.19

9.52

8.32

6.12

9.68

K2O

0.06

1.58

0.91

1.67

1.29

3.93

2.69

MgO

5.97

6.93

3.23

4.49

4.20

0.43

2.33

MnO

0.46

0.36

0.21

0.34

0.45

0.12

0.31

Na2O

1.95

1.81

1.43

2.13

1.75

1.74

1.62

P2O5

0.23

0.25

0.33

0.30

0.22

0.22

0.46

SO3

0.06

0.09

0.08

0.07

0.11

0.13

0.09

TiO2

0.90

0.92

0.82

1.02

0.97

0.71

1.29

L.O.I.

3.47

4.59

9.29

5.17

1.55

2.51

1.66

Total

100.01

100.00

100.06

100.00

100.00

99.13

100.00

 

جدول 2. داده‌های شیمیایی عنصر‌های کمیاب و خاکی کمیاب (برپایۀ ppm) در سنگ‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط شمال‌باختری نایین.

Table 2. Chemical data of trace and rare earth elements (in ppm) in the basic-intermediate volcanic rocks in the northwest of Nain.

Rock Type

     

Basalt

         

Sample No.

Mf- 11- 1

Mf- 14

Mf-17

Ch- 06

Ch-10

Ch- 16

Ch- 18

Ch-21

Ch-23

X

Y

653074

3666079

652845

3666656

653480

3666918

670633

3674328

670433

3674335

670599

3674427

670731

3674461

670896

3674593

670896

3674593

K

13772

11138

18919

17998

14090

13247

13891

16963

15241

P

783

704

1138

1030

1009

999

712

731

979

Ti

6628

7132

7789

6023

6773

5267

3994

5484

4328

V

223

274

231

357

368

350

290

226

180

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Rock Type

     

Basalt

         

Sample No.

Mf- 11- 1

Mf- 14

Mf-17

Ch- 06

Ch-10

Ch- 16

Ch- 18

Ch-21

Ch-23

Latitude

Longitude

653074

3666079

652845

3666656

653480

3666918

670633

3674328

670433

3674335

670599

3674427

670731

3674461

670896

3674593

670896

3674593

Cr

39

45

31

99

82

74

124

71

111

Co

28.0

26.5

17.2

33.7

30.4

22.9

12.3

31.4

11.4

Ni

28

18

15

32

23

22

28

18

19

Cu

135

34

12

87

161

10429

23851

57

12108

Zn

81

96

73

226

116

96

138

61

8

As

8.7

5.5

10.7

1.7

2.1

15.0

8.4

3.5

3.3

Rb

50

29

60

57

33

<1

<1

4

<1

Sr

498.7

406.2

347.4

538.0

599.0

218.0

324.0

407.0

197.0

Y

19.4

21.8

25.6

19.5

18.6

13.8

11.5

15.2

12.8

Zr

97

85

90

67

58

51

42

49

54

Nb

6.4

5.4

7.4

4.2

6.1

2.1

2.8

6.1

6.9

Mo

0.7

<0.5

0.5

248.0

2.0

5.0

2.0

<0.1

<0.1

Ag

0.1

0.4

0.2

0.4

0.3

0.9

18.1

0.5

0.4

Sn

1.4

1.6

2.0

0.2

0.6

0.8

0.3

0.2

<0.1

Sb

<0.5

<0.5

0.9

1.6

<0.5

1.5

1.7

<0.5

<0.5

Cs

5.0

2.0

3.8

3.2

1.1

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Ba

586

442

670

492

595

522

610

605

611

La

11

11

17

20

22

28

25

26

24

Ce

28

28

41

34

37

30

32

22

21

Pr

3.56

3.52

4.86

3.72

4.07

2.61

1.56

0.28

0.64

Nd

19.5

19.1

22.5

14.3

18.6

14.9

17.2

12.6

12.7

Sm

3.60

3.30

4.50

4.61

4.17

3.40

2.71

3.05

2.49

Eu

1.21

1.13

1.47

1.54

1.59

0.93

0.82

0.65

0.36

Gd

3.76

3.56

4.80

3.08

2.96

2.03

1.18

1.86

1.83

Tb

0.60

0.70

0.90

0.46

0.53

0.44

0.33

0.32

0.29

Dy

4.10

4.40

5.50

4.41

2.62

3.04

1.73

2.40

2.20

Er

2.20

2.50

3.00

1.66

1.88

0.93

1.24

1.28

1.01

Tm

0.40

0.40

0.50

<0.10

0.31

<0.10

<0.10

0.25

0.19

Yb

2.15

2.66

2.78

3.40

3.20

3.50

3.10

2.10

1.80

Lu

0.40

0.40

0.50

0.27

0.24

0.14

0.11

0.18

0.15

Hf

2.40

2.40

3.40

2.40

2.23

2.06

1.50

1.80

1.80

Ta

0.50

1.30

0.60

1.59

1.46

1.21

0.93

0.13

0.17

Pb

14

3

45

14

14

13

67

19

13

Th

3.00

3.50

4.40

3.41

3.66

2.15

2.40

2.51

2.61

U

0.9

1.1

1.4

0.9

1.3

1.7

0.8

0.3

0.8

Zr/Ba

0.16

0.19

0.13

0.13

0.90

0.09

0.06

0.08

0.08

Zr/Nb

15.15

15.74

12.16

15.95

9.50

24.28

15.00

8.03

7.82

Nb/Th

2.13

1.54

1.68

1.23

1.66

0.97

1.16

2.43

2.64

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Rock Type

 

 

 

Basalt

 

 

 

Basaltic-andesite

Sample No.

S-04

S- 07

S- 08

S- 09

S- 13

Mf- 03

Mf- 04

S- 12

X

666649

667084

666977

666953

666900

652772

653093

666585

Y

3675111

3674898

3674506

3674479

3674884

3666210

3666113

3674702

K

13483

12738

11884

15587

14795

5845

13952

13676

P

1485

883

739

747

676

634

865

505

Ti

9672

5540

4243

5439

5569

6550

7206

2912

V

342

248

161

230

248

246

200

44

Cr

51

113

28

62

42

39

38

24

Co

26.3

28.2

19.6

28.8

27.5

29.5

29.3

26.9

Ni

11

38

6

12

9

28

30

<1

Cu

198

77

15112

15606

77

64

127

71

Zn

73

81

71

94

49

107

160

43

As

4.5

2.1

6.9

2.7

4.1

7.4

31.1

6.0

Rb

19

25

22

18

33

10

43

34

Sr

451.0

295.0

111.0

150.0

369.0

541.1

327.4

405.0

Y

29.3

17.2

17.4

24.7

17.5

18.5

21.8

18.1

Zr

138

67

49

57

43

54

68

75

Nb

6.8

5.2

3.7

3.3

5.3

4.8

5.8

7.01

Mo

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.5

<0.5

<0.1

Ag

0.5

0.5

3.3

27.5

0.3

0.3

0.1

0.2

Sn

1.2

0.6

1.1

0.8

0.6

1.3

1.4

1.3

Sb

<0.5

0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Cs

1.4

4.7

3.9

3.3

4.3

2.2

6.2

3.7

Ba

562

392

344

249

463

623

624

417

La

20

18

16

16

16

18

11

25

Ce

24

29

25

27

25

22

28

34

Pr

5.50

2.48

2.24

1.99

2.06

2.96

3.63

3.52

Nd

25.2

12.9

11.8

12.0

11.3

16.6

19.3

15.2

Sm

2.72

2.70

2.47

2.25

2.31

3.10

4.20

2.47

Eu

1.49

1.05

0.55

0.95

0.88

1.27

1.19

0.82

Gd

5.70

3.02

2.82

3.37

2.84

3.47

4.11

3.07

Tb

0.92

0.58

0.55

0.63

0.55

0.60

0.80

0.55

Dy

5.89

3.07

3.06

3.57

2.78

4.20

4.60

2.59

Er

3.51

1.84

2.04

2.52

1.65

2.00

2.70

1.59

Tm

0.56

0.33

0.33

0.35

0.29

0.40

0.50

0.27

Yb

2.90

2.70

2.20

3.40

2.50

2.38

2.59

2.70

Lu

0.50

0.28

0.26

0.33

0.25

0.40

0.50

0.27

Hf

4.48

1.81

2.29

2.08

1.62

2.00

2.60

1.74

Ta

0.83

0.60

0.53

0.50

0.60

0.50

0.50

0.66

Pb

12

19

9

15

13

11

29

9

Th

2.67

3.42

3.61

2.28

3.90

2.00

3.40

3.50

U

1.10

0.40

0.80

0.58

0.30

0.70

1.00

1.10

Zr/Ba

0.24

0.17

0.14

0.22

0.09

0.08

0.10

0.17

Zr/Nb

20.29

12.88

13.24

17.27

8.11

11.25

11.72

10.70

Nb/Th

2.54

1.52

1.02

1.44

1.35

2.40

1.70

2.00

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Rock Type

     

Basaltic- andesite

       

Sample No.

Ch- 01

Ch- 02

Ch- 03

Ch- 07

Ch- 11

Ch- 19

Mf-19

Ch-22

Ch- 20

X

Y

671062

3674031

670532

 3674193

 670268

3674328

670797

3674330

670169

3674394

670590

3674832

653913

3667073

670926

367398

670896

3674593

K

14838

11048

16310

25077

14526

39344

7917

13365

33077

P

930

337

542

858

303

645

978

802

213

Ti

4876

1946

3187

4024

1073

3303

5962

2974

1672

V

150

49

137

178

267

37

167

162

21

Cr

29

69

30

67

32

12

200

15

6

Co

16.2

14.4

19.4

39.2

13.5

13.5

13.5

14.8

19.5

Ni

9

16

10

13

5

5

65

7

4

Cu

90

61

122

46

9691

26

50

10231

37

Zn

126

47

175

195

135

55

68

7

51

As

11.9

1.9

8.0

12.1

28.1

5.6

7.8

7.4

4.0

Rb

13

57

53

93

<1

119

31

<1

85

Sr

524.0

138.0

246.0

405.0

178.0

148.0

365.2

141.0

177.0

Y

20.3

22.3

15.4

18.5

15.1

26.5

18.9

13.4

17.0

Zr

76

66

53

128

34

110

121

71

57

Nb

2.9

2.7

3.6

3.9

2.7

2.7

9.4

7.0

3.9

Mo

12

26

116

82

3

1

<0.5

2

<0.1

Ag

0.4

0.2

0.2

0.5

2.6

0.4

0.3

1.1

0.3

Sn

0.1

0.2

0.7

0.8

0.4

0.9

1.3

0.3

0.5

Sb

1.9

1.8

1.7

1.1

2.3

<0.5

0.5

<0.5

<0.5

Cs

1.6

9.4

2.6

3.2

0.6

0.6

5.5

<0.5

0.6

Ba

650

683

759

956

610

788

525

710

663

La

26

24

20

23

22

21

14

20

23

Ce

52

36

31

52

36

38

36

28

34

Pr

4.86

3.43

2.69

5.20

0.84

4.35

4.15

1.07

4.12

Nd

17.9

12.4

18.9

17.6

13.2

17.0

19.4

14.6

12.8

Sm

4.97

3.68

2.39

3.97

3.70

4.02

3.50

2.85

3.06

Eu

1.73

1.27

1.22

1.28

0.71

1.11

1.10

0.27

0.28

Gd

3.36

2.38

1.92

2.78

0.60

3.44

3.68

1.74

2.53

Tb

0.44

0.45

0.43

0.51

0.19

0.56

0.70

0.27

0.34

Dy

3.24

2.97

2.37

4.27

0.44

3.96

4.00

1.95

2.36

Er

2.12

1.22

1.36

1.54

0.27

2.10

2.20

1.05

1.21

Tm

0.13

0.25

<0.1

0.16

<0.1

0.35

0.40

0.20

0.25

Yb

3.30

2.70

2.40

2.80

2.40

2.60

2.32

1.70

1.80

Lu

0.21

0.18

0.17

0.24

<0.1

0.31

0.40

0.14

0.23

Hf

2.19

1.85

1.86

2.66

1.49

2.48

2.50

1.97

1.74

Ta

1.17

1.35

0.66

1.31

0.72

0.39

0.60

0.22

0.40

Pb

16

11

12

17

95

12

20

35

10

Th

2.57

2.90

3.76

3.87

2.21

2.60

3.70

3.37

3.60

U

0.90

1.20

1.00

1.70

1.70

2.40

0.60

1.29

2.20

Zr/Ba

0.11

0.09

0.06

0.13

0.05

0.13

0.23

0.10

0.08

Zr/Nb

26.20

24.44

14.72

32.82

12.59

40.74

12.87

10.14

14.61

Nb/Th

1.12

0.93

0.95

1.00

1.22

1.03

2.54

2.07

1.08

 

 

 

 

سنگ‌نگاری

بر پایة بررسی‏‌‌های سنگ‌نگاری، سنگ‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط منطقة شمال‌باختری نایین، به‌صورت بازالت و آندزیت بازالت، دایک‌های مافیک با ترکیب دیاباز و دلریت و سنگ‌های آذر‏‌آواری به‌صورت توف ریولیتی و آندزیتی رخنمون یافته‌اند.

بازالت

سنگ‌های بازالتی با رنگ ظاهری قهو‌ه‌ای تا سیاه و به‌صورت رخنمون‌‌های کم‌ارتفاع و با کانی‏‌سازی مس به‌صورت پراکنده در منطقه یافت می‏‌شوند. بافت اصلی این سنگ‌ها پورفیری است و از درشت‏‌ بلور‏‌‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در خمیر‌ه‌ای میکرولیتی و دانه‌ریز ساخته شده‏‌اند. همچنین، بافت‌هایی مانند پویی‏‌کیلیتیک و گلومروپورفیری نیز در بررسی‌‌های میکروسکوپی آنها دیده می‏‌شود. زمینة دانه‌ریز این سنگ‌ها، از میکرولیت‌‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، الیوین و کانی‌‌های کدر ساخته شده است (شکل 3- A).

 

 

شکل 3. تصاویر میکروسکوپی بازالت‌‌های شمال‌باختری نایین؛ A) زمینۀ دانه‌ریز با میکرولیت‌‌های پلاژیوکلاز و بلور‏‌‌های ریز پیروکسن، الیوین و اکسید آهن- تیتانیم (در XPL)؛ B) درشت بلور کلینوپیروکسن و کانی کدر در زمینه‌ای دانه‌ریز از کانی‌‌های دگرسانی و کدر (در XPL) ؛ C) کانی اپیدوت و کلریت پدیدآمده از دگرسانی ِدرشت‌بلور پیروکسن (XPL) ؛ D) کانی الیوین ایدینگزیتی‌شده که تنها قالبی از آن به‌جای مانده است (در PPL).

Figure 3. Microphotographs of basalt in the northwest of Nain. A) Fine-grained groundmass containing plagioclase microlites and microcrystals of pyroxene, olivine, and iron-titanium oxide (in XPL); B) clinopyroxene phenocryst and opaque mineral in a fine-grained groundmass of opaque and alteration minerals (in XPL); C) Epidote and chlorite minerals resulted from alteration of pyroxene phenocryst (in XPL); D) Olivine iddingsite of which only a mold remains (in PPL).

 

 

 

کانی پلاژیوکلاز به‌صورت میکرولیت‌‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و با اندازة 2/0 تا 5/1 میلیمتر و نزدیک به 30 تا 50 درصدحجمی دیده می‏‌شود. درشت ‌بلور‏‌‌های ‌شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار کلینوپیروکسن با اندازة 1 تا 2 میلیمتر از دیگر سازندگان اصلی این سنگ‌ها هستند و نزدیک به 5 تا 10 درصدحجمی سنگ‌ها را در بر گرفته‌اند (شکل 3- B). در برخی نمونه‏‌ها، کانی کلینوپیروکسن به‌طور کامل به اپیدوت و کلریت دگرسان شده است (شکل 3- C). کانی الیوین به مقدار کم در برخی نمونه‏‌‌های این سنگ‌ها به‌صورت درشت بلور و ایدینگزیتی، دیده می‏‌شود. گاهی شدت ایدینگزیتی‌شدن به انداز‌ه‌ای است که تنها قالب کانی به‌جای مانده است (شکل 3- D).

آندزیت‌ بازالت

آندزیت‌‌بازالت‌‌ها از اصلی‏‌ترین و گسترده‏‌ترین واحد آتشفشانی منطقه هستند و در نمونة دستی به رنگ هوازده قهوه‎ای تیره تا روشن و به‌صورت توده‎ای دیده ‌‌می‌شوند. این واحد، در گسترة بزرگی از محدوده با کانی‏‌سازی مس همراه است. برپایۀ بررسی‌‌های سنگ‏‌نگاری، بافت اصلی این سنگ‌ها، پورفیری با زمینۀ میکرولیتی است و گاهی بافت‌های گلومروپورفیری و جریانی دارند (شکل 4- A).

 

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از آندزیت بازالت‌‌های شمال‌باختری نایین؛ A) بافت گلومروپورفیری کانی کلینوپیروکسن (در XPL)؛ B) درشت بلور پلاژیوکلاز در یک زمینه دانه ریز از کانی‌‌های حاصل از دگرسانی و کدر (در XPL)؛ C) بافت غربالی درشت ‌بلور پلاژیوکلاز (در XPL)؛ D) درشت ‌بلور پلاژیوکلاز دگرسان شده به کانی اپیدوت (در PPL).

Figure 4. Microphotographs of basaltic-andesite in the northwest of Nain. A) Glomeroporphyritic texture of clinopyroxene mineral (XPL); B) Plagioclase phenocryst in a fine-grained groundmass of minerals resulting from alteration and opaque (XPL); C) Sieve texture of plagioclase phenocryst (XPL); D) Plagioclase phenocryst altered to epidote mineral (XPL).

 

 

 

این سنگ‌ها، نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی درشت ‌بلور (پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن)‏‌ دارند که در زمینه‌ا‏‌ی دانه‌ریز با میکرولیت‌‌های پلاژیوکلاز و بلور‏‌‌های ریز پیروکسن، الیوین و اکسید آهن- تیتانیم پراکنده هستند. کانی کلینوپیروکسن با اندازة 1/0 تا 5/1 میلیمتر به‌صورت شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار از کانی‏‌‌های اصلی سنگ هستند و نزدیک به 15 تا 20 درصد حجم سنگ را دربرگرفته‏‌اند. کانی پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با اندازة 2/0 تا 5/2 میلیمتر و نزدیک به 40 تا 60 درصدحجمی به‌صورت درشت‌ بلور و میکرولیت با بافت غربالی دیده می‏‌شود (شکل‌‌های 4- B و 4- C). بافت غربالی و گردشدگی کانی‏‌‌ها نشان‌دهندة نبود تعادل هنگام انجماد ماگماست و شاید در پی بالاآمدن سریع ماگما، افزایش بخار آب و فرایند‏‌‌های آلایش و هضم (Tsuchiyama, 1985; Pudlo and Franz, 1995) و افت پرشتاب و ناگهانی فشار (Nelson and Montana, 1992; Singer et al., 1995; Zellmer et al., 2003) پدید آمده‏‌ باشند. بر پایة زاویة خاموشی، ترکیب درشت ‌بلور‏‌‌های پلاژیوکلاز الیگوکلاز است. در بیشتر موارد، این کانی دگرسان و سوسوریتی شده است و با‌ کانی‌های اپیدوت و کلسیت جایگزین شده است (شکل 4- D).

 

 

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی از دایک‌های دیاباز و دلریتی در شمال‌باختری نایین؛ A) بافت اینترگرانولار در نمونة دیاباز؛ B) درشت بلور پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در نمونة دیاباز؛ C) کانی پیروکسن در حال جایگزینی با آمفیبول و کلریت به‌همراه کانی کدر در نمونة دیاباز؛ D) کانی پلاژیوکلاز در حال جایگزینی با کلسیت و اپیدوت در نمونة دلریتی.

Figure 5. Microphotographs of diabase and doleritic dikes in the northwest of Nain. A) Intergranular texture in the diabase sample; B) Plagioclase phenocryst and clinopyroxene in the diabase sample; C) Pyroxene mineral replacing by amphibole and chlorite along with opaque mineral in the diabase sample; D) Plagioclase mineral replacing by calcite and epidote in the doleritic sample.

 

 

 

سنگ‌شناسی دایک‌های دیابازی و دلریتی

دیاباز‌ها و دلریت‌‌های منطقه به‌صورت دایک رخنمون دارند. این سنگ‌ها در نمونة دستی به رنگ قهو‌ه‌ای تا خاکستری تیره هستند. در بررسی مقاطع میکروسکوپی، بیشتر دیاباز‌ها و دلریت‌ها کانی‌هایی با اندازة ریز تا متوسط دانه دارند و بافت‏‌ اینترگرانولار در آنها دیده می‌شود (شکل 6- A). کلینوپیروکسن و پلازیوکلاز از کانی‌‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند (شکل 6- B). افزون بر کانی‌‌های اصلی، کانی‌‌های پدیدآمده هنگام دگرسانی، مانند کلریت، کلسیت، اپیدوت وکوارتز نیز در این سنگ‌ها دیده می‏شوند. در برخی نمونه‏‌‌های دیاباز، کانی پیروکسن در حال جایگزینی با آمفیبول و کلریت است (شکل 6- C). دگرسانی سوسوریتی در برخی نمونه‏‌‌های دیاباز، پلاژیوکلاز را با مجموعه‌ای از کانی‌‌های اپیدوت و کلسیت جایگزین کرده است (شکل 6- D).

 

 

 

شکل 6. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از توف‏‌‌های شمال‌باختری نایین. B، A) قطعات لیتیک با اندازه و ترکیب‌های متفاوت در نمونه‏‌‌های توف آندزیتی؛ C) کانی پتاسیم‌فلدسپارِ کائولینیتی‌شده در نمونة توف ریولیتی؛ D) کانی کوارتز با خوردگی خلیجی به‌همراه کانی ثانویه اپیدوت در نمونة توف ریولیتی.

Figure 6. Microphotographs (in XPL) of the tuffs in the northwest of Nain. A, B) Lithic piece with different sizes and compositions in andesite tuff sample; C) Kaolinitized potassium feldspar mineral in the rhyolitic tuff sample; D) Quartz with corrosion Gulf along with secondary epidote in the rhyolite tuff sample.

 

 

در این نمونه‏‌ها، کانی‏‌ کلینوپیروکسن به‌صورت بی‏‌شکل و اندازة نزدیک به 1 تا 2 میلیمتر دیده می‌شود. در برخی نمونه‏‌‌های دلریتی نیز رگه‏‌‌های کلسیتی دیده می‌شوند.

سنگ‏‌شناسی توف‏‌ها

ترکیب سنگ‏‌شناسی این توف‏‌ها، بیشتر آندزیتی و ریولیتی است و شامل لیتیک توف و کریستال توف هستند. بافت بیشتر این توف‏‌ها، جریانی است. در کل، بلور‌ها شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار با اندازه‏‌‌های متفاوت هستند. بیشتر لیتیک‏‌‌ها زاویه‏‌دار و تا اندازه‌ای گردشدگی دارند. جنس لیتیک‏‌‌ها متفاوت است و بافت پورفیری دارند (شکل 6- A). بیشتر لیتیک‏‌‌ها زمینة‏‌ شیشه‌ای دارند و کانی‌های پلاژیوکلاز و کلریت در زمینه‌ای از شیشه دیده می‌شوند (شکل 6- B). در این توف‏‌ها، کانی پیروکسن با کلریت و کانی پلاژیوکلاز به‌طور کامل با کلسیت جایگزین شده است. پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز از کانی‏‌‌های اصلی توف ریولیتی هستند. در بیشتر موارد، کانی پتاسیم‌فلدسپار کائولینیتی شده است (شکل 6- C). کانی کوارتز به‌صورت درشت بلور با خوردگی خلیجی در توف ریولیتی دیده می‌شود (شکل 6- D). کانی‏‌‌های کدر از مهم‏‌ترین کانی‏‌‌های فرعی در مقاطع به‌شمار می‌روند. در این مقاطع، سریسیت، کلریت، اپیدوت و کوارتز ثانویه از کانی‏‌‌های ثانویه هستند.

زمین‌شیمی سنگ کل

نام‏‌گذاری و شناخت سری ماگمایی

داده‏‌‌های تجزیه شیمیایی عنصر‌های کمیاب و خاکی کمیاب (بر پایة ppm) در سنگ‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط در شمال‌باختری نایین در جدول 1 آورده شده‌اند. باتوجه به تأثیر و شدت پدیدة دگرسانی روی سنگ‌های آتشفشانی این مناطق و تغییر در ترکیب شیمیایی و پیدایش آشفتگی در رده‏‌بندی این سنگ‌ها، از فراوانی عنصر‌های کمیاب و کم تحرک Nb، Y، Zr و Ti برای نامگذاری سنگ‌های یادشده بهره گرفته شد. در رده‏‌بندی پیرس (Pearce, 1996) و وینچستر و فلوید (Winchester and Floyd, 1977) که بر پایة تغییرات Nb/Y در برابر Zr/Ti ترسیم شده است، سنگ‌های محدوده‌‌های اکتشافی مهراندو و صفافولاد بیشتر در محدودة بازالت و نمونه‌‌های چکاد بیشتر در گسترة آندزیت ‌بازالت جای می‏‌گیرند (شکل‌های 7- A و 7- B). بررسی سرشت ماگما در شناخت محیط‏‌‌های زمین‌ساختی و ژئودینامیکی اهمیت ویژ‌ه‌ای دارد. برای این ‌منظور نمودار‌های Y در برابر Zr (شکل 7- C)، و نمودار نسبت عنصر‌های کمیاب Co در برابر Th (شکل 7- D)، به‌کار برده شدند. بر پایة نمودار Y در برابر Zr، نمونه‏‌‌های بررسی‌شده در محدودة سری تحولی و کالک‏‌آلکالن هستند و در نمودار Co در برابر Th، نمونه‏‌‌ها در محدودة سری ماگمایی کالک‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل‌های 7- C و 7- D).

بررسی تغییرات عنصر‏‌‌های کمیاب و خاکی کمیاب

کاربرد عنصر‏‌‌های کمیاب و خاکی کمیاب برای بررسی ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی ماگما، شناخت خاستگاه مجموعه‌‌های سنگی و فرایند‌های مؤثر بر آن بسیار کارآمد است. الگوی تغییرات عنصر‏‌‌های کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، برای سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین در شکل 8- A نمایش داده شده است. نمونه‌‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط از عنصر‏‌‌های لیتوفیل بزرگ یون (LILE) غنی‌شدگی و از عنصر‏‌‌های با میدان پایداری بالا (HFSE) تهی‌شدگی نشان می‌دهند. این ویژگی‌ها از ویژگی‌‌های بیشتر ماگما‏‌‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند (Yang and Li, 2008; Kuscu and Geneli, 2010). بی‏‌هنجاری مثبت در عنصر‏‌‌های Ba، K و Rb و بی‏‌هنجاری منفی در عنصر‌های Nb، Ti، Ta و Zr، از ویژگی‌‌های زمین‌شیمیایی ماگماتیسم در کمان‌‌های آتشفشانی مرتبط با پهنة فرورانش و حاشیة فعال قاره‌ای هستند و نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‌ها از خاستگاه گوشتة سنگ‌کر‌ه‌ای دگرنهاد[2] باشد (Chashchin et al., 2016; Yu et al., 2016). بی‏‌هنجاری منفی Nb شاخص سنگ‌های قاره‌ای است. ازاین‌رو، بی‏‌هنجاری منفی ماگما‏‌‌های گوشته‌ای از این عنصر چه‌بسا نشان‌دهندة مشارکت پوسته در فرایند‏‌‌های ماگمایی است (Reichow et al., 2005).

در نمودار عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Anders and Grevesse, 1989)، نمونه‌‌های بررسی‌شده، همانند سری‌‌های کالک‌آلکالن، از عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‌شدگی نشان می‏‌دهند (Machado et al., 2005; Aslan et al., 2017) و بی‏‌هنجاری منفی ضعیف Eu دارند (شکل 8- B). تهی‌شدگی ضعیف Eu همراه با الگوی کم شیب عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب (REE) چه‌بسا در ارتباط با جدایش اندک کانی پلاژیوکلاز کلسیک و یا فوگاسیتة بالای اکسیژن در محیط تبلور ماگما باشد (Aslan et al., 2017). همچنین، بی‏‌هنجاری منفیِ Eu از ویژگی‌‌های گدازه‏‌‌های کالک‏‌آلکالن وابسته به پهنه‌های فرورانش است و حضور کانی پلاژیوکلاز به‌عنوان فاز بجا‌مانده در هنگام ذوب‌بخشی را نشان می‌دهد (Yang and Li, 2008).

 

 

شکل 7. رده‌بندی شیمیایی و تعیین سری ماگمایی سنگ‌های آتشفشانی در شمال‌باختری نایین. A) نمودار نسبت عنصر‌های کمیاب Nb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce, 1996)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti (Winchester and Floyed, 1977)؛ C) نمودار Y در برابر Zr (Ross and Bedrad, 2009)؛ D) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al, 2007).

Figure 7. Chemical classification and determination of magmatic series of volcanic rocks located in the northwest of Nain. A) Zr/Ti versus Nb/Y trace elements ratio diagram (Pearce, 1996); B) Zr/Ti versus Nb/Y diagram (Winchester and Floyed, 1977); C) Zr versus Y diagram (Ross and Bedrad, 2009); D) Th versus Co diagram (Hastie et al, 2007).

 

 

 

 

شکل 8. الگوهای عنصرهای کمیاب در سنگ‌های آتشفشانی در شمال‌باختری نایین. A) نمودار عنصر‏‌‌های کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (داده‏‌‌های بهنجارسازی از Sun and McDonough (1989))؛ B) نمودار عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (داده‏‌‌های بهنجارسازی شده از (Anders and Grevesse, 1989).

Figure 8. Trace elements patterns of volcanic rocks located in the northwest of Nain. A) Primitive mantle-normalized trace element diagram (normalization values from Sun and McDonough, 1989), B) Chondrite-normalized REEs elements diagram (normalization values from Anders and Grevesse, 1989).

 

 

به‌طورکلی غنی‌شدگی عنصر‌های LREE نسبت به عنصر‌های HREE همراه با غنی‌شدگی در عنصر‌های LILE و تهی‌شدگی عنصر‌های HFSE در واحد‌های آتشفشانی بازیک تا حد واسط شمال‌باختری نایین گویای وابستگی آنها به پهنه‌های فرورانش هستند (Marchev et al., 2004; Nicholson et al., 2004; Helvaci et al., 2009; Zulkarnain, 2009; Asiabanha et al., 2012). برای بررسی رفتار زمین‌شیمیایی عنصر‌ها و نشان‌دادن وابستگی زایشی سنگ‌های آتشفشانی در گسترۀ بررسی‌شده با یکدیگر، نمودار‌های دوتاییِ عنصر‌های کمیاب ناسازگار و سازگار به‌کار برده شدند. برای پی‏‌بردن به روند تحولات ماگمایی از عنصرهایی بهره گرفته شد که با فرایند‌های ثانویه مانند دگرسانی و دگرگونی درجة کم دچار تغییر نمی‌شوند و نامتحرک هستند. این عنصر‌ها شامل عنصر‌های ناسازگار (Zr, Hf, Y, Yb, Nd, Nb, Dy, Lu, Sm, Ce) و برخی عنصر‌های واسطه مانند Ni، Cr و Co هستند (Gahlan et al., 2006). ازاین‌رو، عنصر بسیار ناسازگارِ Zr که تحرک بسیار کمی دارد (Talusani, 2010; Meng et al., 2012) و در نمونه‏‌‌های سنگی دامنۀ تغییرات نشان می‌دهد برای ترسیم نمودار‌های دوتایی به‌کار برده شد (شکل 9).



 

 

 

شکل 9. ترکیب نمونه‏‌‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط شمال‌باختری نایین در نمودار‌های تغییرات عنصر‌های کمیاب و خاکی کمیاب در برابر Zr (بر پایة ppm). (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 9. Composition of the basic-intermediate volcanic rocks of northwest Nain in the varioation diagrams of trace and rare earth elements versus Zr (in ppm) (Symbols are as Figure 7).

 

 

در نمودارهای تغییرات (شکل 9)، عنصر‌های ناسازگار (Hf, Y, Yb, Nd, Nb, Dy, Lu, Sm, Ce) در برابر Zr روند مثبت و عنصر‌های سازگار (Ni, Co, Cr) در برابر Zr روند کمابیش منفی نشان می‌دهند. این ویژگی‌ها گویای نزدیکی زایشی و خویشاوندی سنگ‌های منطقه با یکدیگر است (Ghasemi et al., 2017). همچنین، با توجه به حساسیت برخی عنصر‌های کمیاب در برابر تحولات ماگمایی، پراکندگی شماری از نمونه‏‌‌ها می‏‌تواند گویای تغییر شرایط زمین‌شیمیایی در هنگام پیدایش، صعود، فوران و انجماد ماگما باشد.

بررسی نقش تبلور تفریقی و اختلاط ماگمایی در آشیانه ماگمایی

مذاب‏‌‌های نخستین جداشده از گوشته مقدار نیکل (Ni) بیشتر از ppm 400 و کروم (Cr) بیشتر از ppm 1000 دارند (Wilson, 1989). مقدار Cr (ppm 124- 28 با میانگین 56/65 برای بازالت‏‌‌ها و 200- 6 با میانگین 40/48 ppm برای آندزیت‌بازالت‏‌ها) و Ni (38- 6 با میانگین 83/19 برای بازالت‏‌‌ها و 65- 4 با میانگین 88/14 ppm برای آندزیت‌بازالت‏‌ها) در ترکیب این سنگ‌ها بسیار کم است. مقایسه ترکیب سنگ‌های آتشفشانی با مقادیر Ni و Cr در مذاب‏‌‌های اولیة گوشته نشان می‏‌دهد ماگمای سازندة این سنگ‌ها، ماگمای اولیه نبوده است و پس از پیدایش در گوشته، دچار تحول و تکامل شده است. همچنین، شاید ماگما در آشیانة ماگمایی و یا هنگام صعود به‌سوی پوستة بالایی دچار جدایش بلوری شده باشد که حضور درشت بلور‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن نیز این مسئله را تأیید می‏‌کند (Zhang et al., 2009; Shahsavari Alavijeh et al., 2019). همچنین، این روند نشان‌دهندة جدایش بیلورین کانی‏‌‌های کلینوپیروکسن و الیوین است (Tang et al., 2012; Ma et al., 2013). برای بررسی تغییرات فراوانی عنصر‌ها در سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده در هنگام جدایش بلوری، از نمودار‌های دوتاییِ اکسید اصلی SiO2 در برابر اکسید عنصر‏‌‌های اصلی بهره گرفته شد. بر پایة شکل 10، روند کاهشی TiO2، Fe2O3، MgO و CaO در برابر افزایش SiO2 به‌ترتیب پیامد تبلوربخشی کلینوپیروکسن، اکسید‌های آهن- تیتانیم و پلاژیوکلاز دانسته می‏‌شود (Ahmadian et al., 2010). اکسید‌های Na2O و K2O که با افزایش SiO2، روند خطی و افزایشی نشان می‏‌دهند شاخصی برای رخداد فرایند‌های تبلوربخشی و هضم هستند (شکل 10).

 

 

 

شکل 10. رفتار اکسید عنصر‌های اصلی در برابر SiO2 برای سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین. (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 10. Variation of main oxides of elements versus SiO2 for the volcanic rocks of the northwest Nain (Symbols are as Figure 7).

 

 

 

کاربرد نمودار‌های تغییرات عنصر‌های سازگار و ناسازگار برای بررسی نقش فرایند‌های ذوب‌بخشی و تبلوربخشی می‏‌تواند بسیار کارآمد باشد (Aldanmaz et al., 2000). بر پایة نمودار‌های شکل 11، افزایش Nb و U و کاهش Co در برابر افزایش Th، افزایش K و Ba در برابر افزایش Rb و افزایش نسبت Ba/Yb در برابر افزایش Ba نشان می‏‌دهند جدایش بلوری ماگما هنگام تبلوربخشی در پیدایش سنگ‌های آتشفشانی منطقه دخالت داشته است.

 

 

 

شکل 11. نمودار تغییرات عناصر سازگار و ناسازگار برای بررسی روند‌های زمین‌شیمیایی و فرایند‌های مؤثر در تحول ماگما (علائم مشابه شکل 7).

Figure 11. Diagram of changes in the consistent and incompatible elements to investigate geochemical trends and effective processes in magma evolution (Symbols are as Figure 7).

 

 

در هنگام پیدایش ماگما، افزون‌بر جدایش بلوری، اختلاط ماگمایی نیز در سرنوشت ماگما تأثیر بسزایی دارد. پدیدة اختلاط ماگمایی در نمودارهای Nb در برابر Nb/Zr (شکل 12- A) و Sr/Zr در برابر Ti/Zr (شکل 12- B) بررسی می‌شود. بر پایة این دو نمودار، روند صعودی و شیب‏‌دار نمونه‏‌‌های آتشفشانی بررسی‌شده با روند اختلاط ماگمایی همخوانی دارد. همچنین، در نمودار‌های Rb در برابر Rb/Sr و Rb/Sr در برابر Ti/Zr (شکل‌های 12- C و 12- D)، نمونه‏‌‌ها هم‏‌روند با منحنی‏‌‌های آمیختگی هستند که این ویژگی گویای پدیدة اختلاط ماگمایی است. پس به احتمال بالا ماگمای مادر سنگ‌های آتشفشانی منطقة بررسی‌شده از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای پدید آمده است که به‌علت آمیختگی با ماگمای بازالتی در هنگام صعود و جایگیری در آشیانة ماگمایی هنگام رخداد فرایند‌های جدایش بلوری، آلایش و هضم، انواع متفاوتی از سنگ‌های منطقه را به‌دنبال داشته است.

 

 

 

 

شکل 12. تعیین پدیده اختلاط ماگمایی در سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین؛ A) نمودار Nb در برابر Nb/Zr (Soesoo, 2000)؛ B) نمودار تغییرات Sr/Zr در برابر Ti/Zr (Karsli et al., 2007)؛ C) نمودار Rb در برابر Rb/Sr (Kaygusuz et al., 2018)؛ D) نمودار Rb/Sr در برابر Ti/Zr (Kaygusuz et al., 2018) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 12. Determination of magmatic mixing in the volcanic rocks in the Northwest of Nain; A) Nb versus Nb/Zr diagram (Soesoo, 2000); B) Sr/Z versus Ti/Zr diagram (Karsli et al., 2007); C) Rb versus Rb/Sr diagram (Kaygusuz et al., 2018); D) Rb/Sr versus Ti/Zr diagram (Kaygusuz et al., 2018) (Symbols are as Figure 7).

 

 

سرشت سنگ خاستگاه

عنصر‏‌‌های کمیاب با ناسازگاری متفاوت برای شناخت غنی‌شدگی یا تهی‌شدگی در خاستگاه ماگما به‌کار برده می‌شوند. ازآنجایی‌که عنصر‏‌‌های با میدان پایداری بالا (HFSE) و عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب سنگین (HREE) در مقایسه با دیگر عنصر‏‌‏‌‌های کمیاب، تحرک کمتری در سیال دارند برای این کار مناسب هستند (Pang et al., 2013). ازاین‌رو، نمودار Ta/Yb در برابر Nb/Yb به‌کار برده شد. بر پایة این نمودار، بیشتر داده‏‌‌های سنگ‌های منطقه در محدودة E-MORB جای می‌گیرند (شکل 13- A). این ویژگی نشان می‌دهد جدای از غنی‌شدگی وابسته به سیال، گوشتة خاستگاه ماگمای سنگ‌های بررسی‌شده نیز از عنصر‏‌‌های کمیاب ناسازگار غنی بوده است. بر پایۀ داده‏‌‌های سان و مک‌دوناف (Sun and McDough, 1989)، مقدار Zr/Y برابر با 46/2 و Nb/Y برابر با 08/0 نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده است. مقدارهای کمابیش متغیر Zr/Y (25/2-91/6) و Nb/Y (1/0-5/0) در نمونه‏‌‌های منطقه نشان‌دهندۀ جدایش آنها از خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده است. همچنین، نمودار تغییرات عنصر‌های ناسازگار Zr در برابر Y، وابستگی این نمونه‌‌ها به گوشته غنی‌شده را نشان می‌دهد (شکل 13- B).

 

 

شکل 13. تعیین سرشت خاستگاه سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین. A) نمودار Nb/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1982; Pang et al., 2013) (ترکیب N- MORB, E- MORB و OIB از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) است. خط منقطع نشانة آرایه گوشته‌ای اسـت کـه برپایة ترکیب N-MORB و OIB برون‏‌یابی شده است)؛ B) نمودار تغییرات Zr در برابر Y (Abu-Hamatte, 2005)؛ C) نمودار Nb در برابر La (Gusev and Korobeinikov, 2009)؛ D) نمودار La/Yb در برابر Nb/La (Chukwu and Obiora, 2014) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 13. Determining the origin nature of the volcanic rocks in the northwest of Nain. A) Nb/Yb versus Ta/Yb diagram (Pearce, 1982; Pang et al., 2013) (N-MORB, EMORB, and OIB values are after Sun and McDonough., 1989. Dashed lines denote mantle arrays extrapolated from N- MORB and OIB values); B) Diagram of Zr versus Y changes (Abu-Hamatte, 2005); C) Nb versus La diagram (Gusev and Korobeinikov, 2009); D) La/Yb versus Nb/La diagram (Chukwu and Obiora, 2014) (Symbols are as Figure 7).

 

 

برای شناخت خاستگاه گوشته سنگ‌کر‌ه‌ای از گوشته سست‌کر‌ه‌ای نسبت Zr/Ba به‌کار برده شده است. نسبت Zr/Ba در خاستگاه سنگ‌کر‌ه‌ای برابر با 3/0تا 5/0 و در خاستگاه سست‌کر‌ه‌ای بیشتر از 5 است (Kürkçüoğlu, 2010). بیشتر نمونه‏‌‌های بررسی‌شده Zr/Ba برابر با 06/0- 24/0 دارند (میانگین: 13/0) که نشان‌دهندة خاستگاه گوشته سنگ‌کر‌ه‌ای برای آنها است. برپایۀ نمودار تغییرات Nb در برابر La، سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین ویژگی گوشتة سنگ‌کر‌ه‌ای نشان می‏‌دهند. میانگین La/Nb در این نمونه‏‌‌ها برابر با 9/4 است (شکل 13- C). همچنین، نمودار La/Yb در برابر Nb/La نیز گویای خاستگاه سنگ‌کر‌ه‌ای این نمونه‏‌‌هاست (شکل 13- D).

تغییرات درجه و ژرفای ذوب‌بخشی

تغییرات درجة ذوب‌بخشی در گوشته و ژرفای خاستگاه گوشته‌ای ماگمای اولیه را می‏‌توان برپایة زمین‌شیمی عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب و از همه مهم‌تر، نسبت این عنصر‏‌‌ها شناسایی کرد (Furman, 2007; Zhao and Zhou, 2007). در نمودار La در برابر La/Lu که برای بررسی تغییرات درجة ذوب‌بخشی الگو‌سازی شده است؛ نمونه‏‌‌های بررسی‌شده روند منفی از خود نشان می‏‌دهند و با کاهش تدریجی نسبت La/Lu در این نمونه‏‌‌ها درجة ذوب‌بخشی افزایش می‏‌یابد (شکل 14- A).

 

 

 

شکل 14. ترکیب نمونه‏‌‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین. A) نمودار La/Lu در برابر La (Lustrino et al., 2002) برای تشخیص تغییرات درجه ذوب‌بخشی؛ B) نمودار La در برابر La/Sm (Aldanmaz et al., 2006) برای تعیین خاستگاه و درجة ذوب‌بخشی؛ C) نمودار Ce در برابر Ce/Yb (Ellam, 1992) برای تعیین ژرفای خاستگاه ماگما (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 14. Composition of the volcanic samples in the northwest of Nain. A) La/Lu versus La diagram (Lustrino et al., 2002) to detect partial melting degree changes; B) La/Sm versus La diagram (Aldanmaz et al., 2006) in order to determine the origin and degree of partial melting; C) Ce versus Ce/Yb diagram (Ellam, 1992) to determine the magma origin depth (Symbols are as Figure 7).

 

 

 

برای تعیین خاستگاه و درجه ذوب‌بخشی ناحیة خاستگاهِ سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین، نمودار La در برابر La/Sm به‌کار برده شد. این نمودار نشان‌دهندة تغییرات درجة ذوب‌بخشی در دو خاستگاه اسپینل لرزولیت و گارنت لرزولیت است. برپایۀ این نمودار، ماگمای مادر سنگ‌های منطقه پیامد ذوب‌بخشی 5 تا 10 درصدی خاستگاه گوشته‌ای گارنت لرزولیتی هستند (شکل 14- B).

بر پایة نمودار Ce/Yb در برابر Ce، ژرفای به‌دست‌آمده برای مکان ذوب ماگمای مادر نمونه‏‌‌های بررسی‌شده 90 تا 100 کیلومتری است (شکل 14- C).

بررسی محیط زمین ساختی پیدایش سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین

سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین، ویژگی‌‌های زمین‌شیمیایی مرتبط با پهنه‌های فرورانش (مانند غنی‌شدگی از عنصر‏‌‌های LILE و تهی‌شدگی از HFSE) را نشان می‏‌دهند. برای تفسیر جایگاه زمین‌ساختی پیدایش مذاب سازندة نمونه‏‌‌های بررسی‌شده نسبت Zr/Nb به‌کار برده می‌شود. به پیشنهاد سامر و همکاران (Sommer et al., 2006)، اگر این نسبت از 10 بیشتر باشد نشان‌دهندة ماگماتیسم مرتبط با فرورانش و نسبت کمتر از 10 نشان‌دهندة خاستگاه غیر کوهزایی است. در همة سنگ‌های منطقه (مگر 3 نمونه) نسبت Zr/Nb برابر با 82/7- 82/32 است (میانگین: 08/16). این مقدارها نشان‌دهندة ارتباط سنگ‌های این منطقه با فرایند‏‌‌های کوهزایی و فرورانش هستند.

همچنین، والن و همکاران (Whalen et al., 2006)، نسبت Nb/Th کوچک‌تر از 3 را یکی از ویژگی‌‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های کالک‏‌آلکالن کمان دانسته‏‌اند. نسبت یادشده در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده از 93/0 تا 64/2 در تغییر است و نشان‌دهندة ارتباط نمونه‌‌های بررسی‌شده با سنگ‌های کمانی است.

برای اثبات جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های منطقه از نمودار‏‌‌های گوناگونی بهره گرفته شد. در نمودار Zr در برابر Y، همة سنگ‌های منطقه در محدودة کمان آتشفشانی جای می‌گیرند (شکل 15-A).

برای نشان‌دادن وابستگی سنگ‌های منطقه به پهنه‌های فرورانشی نمودار Th/Zr در برابر Nb/Zr به‌کار برده شد. جایگاه نمونه‏‌‌ها در این نمودار، ارتباط آنها به محیط فرورانشی را نشان می‌دهد (شکل 15- B). در نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb، سنگ‌های آتشفشانی نسبت بالاتری از Th/Yb در مقایسه با Ta/Yb نشان می‌دهند. بالابودن این نسبت را این‌گونه می‌توان توجیه کرد که Th عنصری کم‌تحرک است؛ اما در محیط‌‌های کمانی مانند عنصر‌های متحرک رفتار می‌کند. این عنصر از مواد رسوبی تختة فرورو به‌دست می‌آید (Gorton and Schandl, 2000). دگرنهادشدن ناحیة خاستگاه که پیامد فرایند‌های فرورانش است، غنی‌شدگی Th نسبت به Ta و به‌دنبال آن، افزایش نسبت Th/Yb در مقایسه با Ta/Yb را در پی دارد. در حقیقت، مواد فرورانشی عنصر Th را با خود منتقل می‌کنند؛ اما عنصرهای Ta و Yb را با خود حمل نمی‌کنند. البته ازآنجایی‌که Th در سنگ‌های پوستة قاره‌ای فراوان است، آلودگی پوسته‌ای نیز نسبت Th/Yb را افزایش می‌دهد (Aldanmaz et al., 2000). برپایۀ این نمودار، نمونه‌‌های منطقه ویژگی سنگ‌های حاشیة فعال قاره‌ای را از خود نشان می‌دهند (شکل 15- C).

همچنین، نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf گویای وابستگی نمونه‏‌‌ها به محیط حاشیة فعال قاره‌ای است (شکل 15- D).

بررسی نقش مواد فرورانشی درگیر در ماگماتیسم

برای درک و شناخت بهتر پیدایش ماگما و سنگ‏‌زایی سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین به تشریح و بررسی نقش مواد فرورانشی درگیر در ماگماتیسم، این ناحیه پرداخته می‌شود.

 

 

 

شکل 15. شناسایی پهنۀ زمین‌ساختی سنگ‌های منطقۀ شمال‌باختری نایین؛ A) نمودار Zr در برابر Y (Mȕller and Groves, 2000)؛ B) نمودار Nb/Zr در برابر Th/Zr (Kuscu and Geneli, 2010; Asiabanha et al., 2012)؛ C) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007)؛ D) نمودار Th/Hf در برابر Ta/Hf (Schandl and Gorton, 2002) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 15. Identification of the tectonic zone of rocks in the North-Western region of Nain; A) Zr versus Y diagram (Muller and Groves, 2000); B) Nb/Zr versus Th/Zr diagram (Kuscu and Geneli, 2010; Asiabanha et al., 2012); C) Diagram of Ta/Yb versus Th/Yb (Pearce, 1983; Siddiqui et al., 2007); D) Ta/Hf versus Th/Hf diagram (Schandl and Gorton, 2002) (Symbols are as Figure 7).

 

 

برای تشخیص نقش احتمالی مذاب‌‌های حاصل از پوستة اقیانوسی فرورونده در پیدایش سنگ‌های آتشفشانی منطقه نسبت Sr/Y به‌کار برده شد. نسبت 40<Sr/Y نشان‌دهندة مذاب‌‌های جداشده از صفحۀ فرورونده است (Defant and Drummond, 1990)؛ زیرا میزان عنصر Y به‌علت تعادل با مجموعه کانی‌‌های فشار بالا در مادۀ مذاب جداشده از تحتة فرورو بسیار کم است؛ اما از عنصر Sr به‌علت ناپایداری کانی پلاژیوکلاز بسیار غنی است. نسبت Sr/Y در سنگ‌های آتشفشانی منطقه برابر با 07/6 تا 24/29 است. این مقدارها نشان‌دهندة جدایش مذاب سازندة سنگ‌ها از گوة گوشته‌ای هستند (Munker et al., 2004). همچنین، نمودار نسبت Y در برابر Sr/Y، نقش گوة گوشته‌ای به‌عنوان سازندة اصلی درگیر در تولید مذاب را نشان می‌دهد (شکل 16- A). از دیگر سازنده‌های مؤثر در تعیین خاستگاه سنگ‌های منطقه، سرشت سیال‌‌های آزادشده از تختة فرورونده و رسوب‌‌های فرورانده‌شده است. رسوب‌‌های اقیانوسی (خاستگاه پلاژیک و یا با خاستگاه آواری مشتق از محیط‌های قاره‌ای اطراف) می‏‌توانند همراه با سنگ‌کرة اقیانوسی در ناحیة دراز گودال به درون گوشته، فرورانش کنند و روی سیال‌‌ها و یا مذاب‌‌های رهاشده از تختة فرورانده تأثیر چشمگیری بگذارند. این سیال‌‌های آزادشده از تختة اقیانوسی و مذاب‌‌های حاصل از ذوب رسوب‌ها، گوة گوشته‌ای را در پهنه‌های فرورانشی دگرنهاد می‌کنند.

 

 

 

شکل 16. شناسایی نقش احتمالی مذاب‌‌های حاصل از پوستةی اقیانوسی فرورونده، تأثیر سیال جداشده از تختة فرورونده و نقش رسوب‏‌‌ها در پیدایش سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری نایین. A) نمودار Y در برابر Sr/Y (Castillo, 2012)؛ B) نمودار Th در برابر Ba/Th (Kirchenbaur et al., 2012)؛ C) نمودار Th/Nb در برابر Ba/Th (Orozco-Esquivel et al., 2007) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 16. Identifying the possible role of melts from the subducting oceanic crust, the effect of fluid separated from the subducting blade, and the role of sediments in the formation of volcanic rocks in the northwest of Nain. A) Y versus Sr/Y diagram (Castillo, 2012); B) Th versus Ba/Th diagram (Kirchenbaur et al., 2012); C) diagram of Th/Nb versus Ba/Th (Orozco-Esquivel et al., 2007). (Symbols are as Figure 7).

 

 

 

برای تعیین نقش رسوب‌‌های فرورانده، نمودار Th در برابر Ba/Th و نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb به‌کار برده شد. عنصر Ba به‌علت تحرک بالایی که دارد در سیال‌‌ها حل می‌شود و در برابر عنصر Th به‌علت نبود تحرک وارد سیال‌‌های غنی از عنصر‌های متحرک مانند LILE نمی‏‌شود؛ اما در مذاب‌‌های جداشده از رسوب‌‌های تختة اقیانوسی فرورونده تحرک بالاتری از خود نشان می‏‌دهد (Woodhead et al., 2001). از این‌رو، این عنصر‏‌‌ها نشانگر‌های ارزشمندی از مشارکت سیال‌‌ها یا دخالت رسوب‌‌ها در پیدایش ماگما‏‌‌های فرورانشی دانسته می‌شوند. بر پایة نمودار Ba/Th در برابر Th، نقش سیال‌‌های آزادشده از تختة فرورو در ویژگی‌‌های شیمیایی ماگما به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 16- B). در این نمودار بالابودن میزان Th نشان‌دهندة تأثیر رسوب‌‌های پلاژیک در خاستگاه ماگماست؛ اما میزان بالای نسبت Ba/Th نشان‌دهندة تأثیر سیال‌‌های آزادشده از تختة فرورونده در ترکیب ماگمای مادر است (Kirchenbaur et al., 2009, Kirchenbaur and Műnker, 2015; Ajalli et al., 2021).

همچنین، سنگ‌های منطقه در نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb، مقدارهای Ba/Th و Th/Nb بالایی نشان می‏‌دهند. رفتار این عنصر‌های کمیاب نشان می‌دهد نسبت بالای Th/Nb چه‌بسا پیامد مشارکت مذاب حاصل از ذوب رسوب‌‌های فرورونده یا پوستة بالایی است؛ اما نسبت بالای Ba/Th به دگرنهادشدن خاستگاه گوشته‌ای با سیال‌‌های جداشده از تخته مربوط است. بر پایة این نمودار، در خاستگاه نمونه‌‌های بررسی‌شده افزون‌بر تأثیر سیال‌‌های آزاد‌شده از تختة فرورونده، دگرنهادشدن گوشته در پی ذوب رسوب‌‌ها نیز نقش داشته است (شکل 16- C).

برداشت

مناطق اکتشافی مس چکاد، صفافولاد و مهراندو در شمال‌باختری نایین و در بخش میانی پهنة ماگمایی ارومیه- دختر جای دارند. در این مناطق، سنگ‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط ائوسن با ترکیب سنگ‏‌شناسی بازالت و آندزیت بازالت به‌طور متناوب همراه با سنگ‌های آذرآواری رخنمون دارند. سیال‏‌‌های کانه‏‌ساز مس سبب دگرسانی شدید سنگ‌های آتشفشانی و واحد‏‌‌های آذرآواری در منطقه شده‏‌اند. بر پایة بررسی‏‌‌های سنگ‏‌نگاری، نمونه‏‌‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط، بافت پورفیری با خمیرۀ میکرولیتی و دانه‏‌ریز دارند و درشت ‌بلور‏‌‌های آنها را کانی‌‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن می‌سازند. برپایۀ شواهد به‌دست‌آمده، سرشت ماگمایی سنگ‌های منطقه کالک‏‌آلکالن است. برپایۀ نمودار‏‌‌های عنکبوتی، غنی‌شدگی در عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب سبک و عنصر‏‌‌های لیتوفیل بزرگ یون و تهی‏‌شدگی در عنصر‏‌‌های با میدان پایداری بالا ( مانند: Nb, Ti و Ta)، از ویژگی‌‌های شاخص کمان‌‌های آتشفشانی در پهنه‌های فرورانش هستند. سنگ‌های آتشفشانی منطقه از ذوب‌بخشی 5 تا 10 درصدی گوشته غنی‌شده گارنت لرزولیتی در ژرفای 90 تا 100 کیلومتری پدید آمده‌اند. گمان می‏‌رود ماگمای سازندۀ این سنگ‌ها تحت‌تأثیر سیال‌‌ها و رسوب‌‌هایِ سنگ‌کره اقیانوسی دگرنهاد شده است. این یافته، حضور گاز کلر در ماگما را که از رسوب‏‌‌های اقیانوسی جدا می‌شود، قوت می‏‌بخشد. با توجه به‌همراهی گاز‌های آتشفشانی مانند کلر و گوگرد در مجموعه سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری و فراوانی عنصر‌های مس و نقره در نمونه‏‌‌های بازالت و آندزیت ‌بازالت (جدول 1) گمان می‌رود عنصر‏‌‌های کانه‏‌ساز در محدوده‏‌‌های اکتشافی چکاد، صفافولاد و مهراندو از شستشوی سنگ میزبان آتشفشانی ائوسن جدا شده‏‌اند. بر پایۀ نمودار‏‌‌های شناسایی پهنۀ زمین‌ساختی، نمونه‏‌‌ها در محدودة ماگما‏‌‌های وابسته به پهنۀ فرورانش در حاشیة فعال قاره‌ای جای می‏‌گیرند. این ماگماتیسم پیامد فرورانش سنگ‌کرۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی است که ماگماتیسم بزرگی در زمان ائوسن و پس از آن را به‌دنبال داشته است. از دیدگاه اکتشافی، پی‏‌جویی این رخساره‏‌‌های سنگی در پهنة ارومیه-دختر به شناسایی منابع جدیدی از کانسار‌های مس کمک می‌کند.

سپاس‏‌گزاری

نگارندگان مقاله از حمایت معاونت پژوهشی دانشگاه اصفهان برای انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‏‌کنند. همچنین، از داوران گرامی برای پیشنهاد‌های مفید و سازنده، سردبیر محترم و هییت تحریریه نشریة پترولوژی سپاس‏‌گزاری می‏‌شود.

 

[1] metasomatized

[2] metasomatized

Abu-Hamatteh, Z. S. H. (2005) Geochemistry and petrogenesis of mafic magmatic rocks of the Jharol Belt, India: geodynamic implication. Journal of Asian Earth Sciences, 25, 557–581.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, J., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: A subduction‐dominated process. Geological Magazine, 148, 692–725.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences, 94, 401–419.
Aghanabati, A. (1998) Major sedimentary and structural units of Iran (map). Geosciences 7, Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.
Ahmadian, J., Bahadoran, N., Torabi, G. and Morata, M. (2010) Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks in Aroosan Kabood (north-east of Anarak). Petrological Journal, 1(1), 103-120 (in Persian).
Ajalli, N., Torkian, A. and Tale Fazel, E. (2021) Geochemistry of basaltic rocks of Meshkin- Rasht Abad area (North of Zanjan). Petrological Journal, 45, 1-18 (in Persian).
Alaminia, Z., Salehi, M. and Finger, F. (2017) Discovery of the Hendou-abad copper mineral district and its association to dikes: A reconstruction scenario for exploration of Cu-porphyry, northeast Isfahan, Iran. Journal Geochem Exploration, 183, 88–101.
Alavi, M. (2007) Structures of the Zagros fold‐thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307, 1064–1095.
Aldanmaz, E., Koprubasi, N., Gurer, O. F., Kaymakci, N. and Gournaud, A. (2006) geochemical constraints on the Cenozoic, OIB-type alkaline volcanic rocks of NW Turkey implications for mantle sources and melting processes. Lithos, 86(1–2): 50–76.
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67-95.
Anders, E. and Grevesse, N. (1989) Abundances of the elements: Meteoritic and solar. Geochimica et Cosmochim Acta, 53, 197-214.
Annen, C., Blundy, J. D. and Sparks, R. S. J. (2006) The genesis of intermediate and silicic magmas in deep crustal hot zones. Journal of Petrology, 47, 505-539.
Asadi, S., Moore, F. and Zarasvandi, A. (2014) Discriminating productive and barren porphyry copper deposits in the southeastern part of the central Iranian volcano-plutonic belt, Kerman region, Iran: a review. Earth-Science Review, 138, 25–46.
Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M., Kananian, A. and Rahimi, G. (2012) Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 45, 79-94.
Aslan, Z., Erdem, D., Temizel, İ. and Arslan, M. (2017) SHRIMP U–Pb zircon ages and whole-rock geochemistry for the Şapçı volcanic rocks, Biga Peninsula, Northwest Turkey: implications for pre-eruption crystallization conditions and source characteristics. International Geology Review, 59 (14), 1764-1785.
Babazadeh, S., Ghorbani, M. R., Bröcker, M. and Cottle, J. (2018) Multistage tectonic‐magmatic evolution of the central Urmia- Dokhtar magmatic arc, south Ardestan, Iran: Insights from zircon geochronology and geochemistry. Geological Journal, 54, 1-25.
Bahroudi, A. and Fonoudi, M. (2003) Geological Map of Shahrab in the scale of 1:100,000, No. 6556. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI (in Persian).
Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos, 13, 304-316.
Chashchin, A. A., Sorokin, A. A. Lebedev, V. A. and Blokhin, M. G. (2016) Age, Main Geochemical Characteristics, and Sources of Late Cenozoic Volcanic Rocks in the Udurchukan Volcanic Area (Amur Region). Russian Journal of Pacific Geology, 10, 239-248.
Chekani Moghadam, M., Tahmasbi, Z., Ahmadi-Khalaji, A. and Santos, J. F. (2018) Petrogenesis of Rabor-Lalehzar magmatic rocks (SE Iran): Constraints from whole-rock chemistry and Sr-Nd isotopes. Chemie der Erde, 78, 58-77.
Chiu, H. Y., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Khatib, M. M. and Iizuka, Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos, 162–163, 70-87.
Chukwu, A. and Obiora, S. C. (2014) Whole-rock geochemistry of basic and intermediate intrusive rocks in the Ishiagu area: further evidence of androgenic setting of the Lower Benue rift, southeastern Nigeria. Turkish Journal of Earth Sciences, 23, 1303-116.
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by partial melting of young subducted lithosphere. Nature, 347, 662-665.
Ellam, R. M. (1992) Lithosperic thickness as a control on basalt geochemistry. Geology, 20, 153- 156.
Fazeli, B., Khalili, M., Toksoy Köksal, F., Mansouri Esfahani, M. and Beavers, R. (2017) Petrological constraints on the origin of the plutonic massif of the Ghaleh Yaghmesh area, Urmia–Dokhtar magmatic arc, Iran. Journal of African Earth Sciences, 129, 233-247.
Furman, T. (2007) Geochemistry of East African Rift basalts: An overview. Journal of African Earth Sciences, 48, 147-160.
Gahlan, H. A., Arai, S., Ahmed, A. H., Ishida, Y., Abdel-Aziz, Y. M. and Rahimi, A. (2006) Origin of magnetite veins in serpentinite from the Late Proterozoic Bou-Azzer ophiolite, Anti-Atlas, Morocco: An implication for mobility of iron during serpentinization. Journal of African Earth Sciences, 46(4), 318–330.
Ghasemi, H., Rostami, M. and Sadeghian, M. (2017) Basic magmatism in extensional back-arc basin of the Lower-Middle Jurassic at the Northern edge of Central Iran South of Eastern Alborz zones, Shahrood-Damghan. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 27, 107 (in Persian).
Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) from continents to island arcs: A geochemical index of the tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist, 38, 1065-1073.
Gusev, A. I. and Korobeinikov, A. F. (2009) Mantle–crustal interaction in the generation of different types of mineralization: geophysical and petrological aspects, Izv. Tomsk Polytechnic University, 315(1), 18-25.
Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48(12), 2341- 2357.
Helvaci, C. Ersoy, E. Y. Sozbilir, H. Erkul, F. Sumer, O. and Uzel B. (2009) Geochemistry and 40Ar/39Ar Geochronology of Miocene Volcanic rocks from the Karaburun Peninsula: Implication for amphibole– bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 158(3), 181-202.
Hosseini, M. R., Hassanzadeh, J., Alirezaei, S., Sun, W. and Li, C. Y. (2017) Age revision of the Neotethyan arc migration into the southeast Urmia‐Dokhtar belt of Iran: Geochemistry and U–Pb zircon geochronology. Lithos, 284‐585, 296–309.
Karimpour, M. H., Rezaei, M., Zarasvandi, A. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2021) Saveh-Nain-Jiroft Magmatic Belt replaces Urumieh-Dokhtar Magmatic Belt: Investigation of genetic relationship between porphyry copper deposits and adakitic and non-adakitic granitoids. Journal of Economic Geology, 13(3), 465–506 (in Persian).
Karsli, O., Chen, B., Aydin, F. and Şen, C. (2007) Geochemical and Sr–Nd–Pb isotopic compositions of the Eocene Dölek and Sariçiçek Plutons, Eastern Turkey: Implications for magma interaction in the genesis of high-K calc-alkaline granitoids in a post-collision extensional setting. Lithos, 98, 67-96.
Kaygusuz, A., Aslan, Z., AydTnçakTr, E., Yücel, C., Gücer, M. A. and Wen, C. (2018) Geochemical and Sr-NdPb isotope characteristics of the Miocene to Pliocene volcanic rocks from the Kandilli area, Eastern Anatolia (Turkey): Implications for magma evolution in extension-related origin. Lithos, 296/299, 332-351.
Kazemi, K., Kananian, A., Xiao, Y. and Sarjoughian, F. (2018) Petrogenesis of Middle-Eocene Granitoids and Their Mafic microgranular enclaves in Central Urmia-Dokhtar magmatic arc (Iran): Evidence for interaction between felsic and mafic Magmas. Geoscience Frontiers, 10 (2), 705- 723.
Keskin, M. (2003) Magma generation by slab steeping and break-off beneath a subduction accretion. complex: an alternative model for collision-related volcanism in eastern Anatolia, Turkey. Journal of Geophysical Research Letters, 30, 80-46.
Kheirkhah, M. (2001) Lithological investigation of Neogene volcanic rocks in Tudeshk region (southwest of Nain). Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 10, 37-38.
Kirchenbaur, A., Műnker, C. and Marchev, P. (2009) The HFSE budget of post- collisional high- K basalts and shoshonites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73, A660.
Kirchenbaur, M. and Műnker, C. (2015) The behavior of the extended HFSE group (Nb, Ta, Zr, Hf, W, Mo) during the petrogenesis of mafic K- rich lavas: the Eastern Mediterranean case. Geochimica et Cosmochimica Acta, 165, 178- 199.
Kirchenbaur, M., Műnker, C., Schuth, S., Garbe- Schonberg, D. and Marchev, P. (2012) Tectonomagmatic constraints on the sources of Eastern Mediterranean K- rich lavas. Journal of Petrology, 53, 27- 65.
Kürkçüoğlu, B. (2010) Geochemistry and petrogenesis of basaltic rocks from the Develidag volcanic complex, Central Anatolia, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 37(1), 42-51.
Kuscu, G. G. and Geneli, F. (2010) Review of post-collisional volcanism in the Central Anatolian volcanic province (Turkey), with special reference to the Tepekoy volcanic complex. International Journal of Earth Sciences, 99(3), 593-621.
Lustrino M. and Marjorie W. (2007) The circum -Mediterranean anorogenic Cenozoic igneous province. Earth -Science Reviews, 81, 1 -65.
Lustrino, M., Melluso, L. and Morra, V. (2002) The transition from alkaline to tholeiitic magmas: a case study from the Orosei-Dorgali Pliocene volcanic district (NE Sardinia, Italy). Lithos, 63, 83-113.
Ma, L., Wang, Q., Wyman, D. A., Jiang, Z. Q., Yang, J. H., Li, Q. L., Gou, G. N. and Guo, H. F. (2013) Late Cretaceous crustal growth in the Gangdese area, southern Tibet: Petrological and Sr–Nd–Hf–O isotopic evidence from Zhengga diorite–gabbro. Chemical Geology, 349–350, 54-70.
Machado, A. T., Chemale, Jr. F., Conceicao, R. V., Kawaskita, K., Morata, D., Oteıza, O. and Schmus, W. R. V. (2005) Modeling of subduction components in the Genesis of the Meso-Cenozoic igneous rocks from the South Shetland Arc, Antarctica. Lithos, 82(3-4), 435-453.
Marchev, P., Raicheva, R., Downes, H., Vaselli, O., Chiaradia, M. and Moritz R. (2004) Compositional diversity of Eocene-Oligocene basaltic magmatism in the Eastern Rhodopes, SE Bulgaria: implications for genesis and tectonic setting. Tectonophysics, 393(1-4), 301-328.
Meng, L., Li, Z. X., Chen, H., Li, X. H. and Wang, X. C. (2012) Geochronological and geochemical results from Mesozoic basalts in southern South China Block support the flat-slab subduction model. Lithos, 132, 127-140.
Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros orogen in northwestern Iran. International Geology Review, 56(3), 263-287.
Mohammadi, S., Nadimi, A. and Alaminia, Z. (2018) Analysis of the relationship between mineralization and alteration zones with tectonic structures using remote sensing studies in south Ardestan area (northeastern Isfahan). Tectonics Journal, 2 (7), 29-49 (in Persian).
Mȕller D. and Groves D. I. (2000) Potassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. 3rd edition Springer, Verlag, London.
Munker, C., Worner, G., Yogodzinski, G. and Churikova, T. (2004) Behaviour of high field strength elements in subduction zones: constraints from Kamchatka-Aleutian arc lavas. Earth and Planetary Science Letters, 224(3-4), 275-293.
Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) sieve –textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist, 77, 1242-1249.
Nicholson, K. N., Black, P. M., Hoskin, P. W. O. and Smith I. E. M. (2004) Silicic volcanism and back-arc extension related to the migration of the Late Cainozoic Australian- Pacific plate boundary. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 131(3-4), 295-306.
Orozco-Esquivel, T., Petrone, C. M., Ferrari, L., Tagami, T. and Manetti, P. (2007) Geochemical and isotopic variability in lavas from the eastern Trans-Mexican volcanic belt: slab detachment in a subduction zone with varying dip. Lithos, 93, 149-174.
Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C.H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180– 181, 234–251.
Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thrope, R. S.) 525-548. Wiley, Chichester.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at the active continental margin. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230–249. Shiva, Nantwich.
Pearce, J. A. (1996) A user’s guide to basalt discrimination diagrams. In: Trace element geochemistry of volcanic rocks: Applications for massive sulphide exploration (Ed. Wyman, D. A.) Short Course Notes, 12, 79-113. Geological Association of Canada.
Pudlo, D. and Franz, G. (1995) Records of deep-seated magma chamber processes from plagioclase and amphibole phenocrysts in Pan-African dyke rocks of Bir Safsaf/SW-Egypt. In: Physics and Chemistry of Dykes (Eds. Baer, G. and Heimann, A.) 251-265. Balkema, Rotterdam-Brookfield.
Reichow, M., Saunders, A. D., White, R. V., Al' Mukham edov, A. I. and Medvedev, A. Y. (2005) Geochemistry and Petrogenesis of basalts from the West Siberian basin: an extension of the Permo Triassic Siberian Traps Russia. Lithos, 79, 425-452.
Rezaei-Kahkhaei, M., Francisco, C. G., Pankhurst, R. J. and Esmaeily, D. (2011) Magmatic differentiation in the calc-alkaline Khalkhab-Neshveh pluton. Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 42, 499-514.
Richards, J. P. (2015) Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Tethyan orogen: From subduction to the collision. Ore Geology Reviews, 70, 323-345.
Ross, P. S. and Bedard, J. H. (2009) Magmatic affinity of modern and ancient sub alkaline volcanic rocks determined from trace element discrimination diagram. Canadian Journal of Earth Sciences, 46, 823–829.
Sarjoughian, F., Azizi, M., Lentz, D. and Ling W. (2018b) Geochemical and Isotopic Evidence for Magma Mixing/Mingling in the Marshenan Intrusion: implications for juvenile crust in the Urumieh- Dokhtar Magmatic Arc, Central Iran. Geological Journal, 54 (4), 2241- 2260.
Sarjoughian, F., Javadi, S., Azizi, H., Ling, W., Asahara, Y. and Lentz, D. (2020) Geochemical and Sr–Nd isotopic constraints on the genesis of the Soheyl-e PaKuh granitoid rocks (central Urumieh-Dokhtar magmatic belt, Iran). International Geology Review, 62, 1769-1795.
Sarjoughian, F., Lentz, D., Kananian, A., Ao, S. and Xiao, W. (2018a) Geochemical and isotopic constraints on the role of juvenile crust and magma mixing in the UDMA magmatism, Iran: evidence from mafic microgranular enclaves and cogenetic granitoid in the Zafarghand igneous complex. International Journal of Earth Sciences, 107, 1127–1151.
Sarjoughian, F., Lentz, D., Kazemi, K. and Yousefi, F. (2022) Comparative analysis of exploration potential within the Urumieh Dokhtar Magmatic Arc, Iran, with a detailed example from mineral chemistry of the Marshenan intrusion. Chemical Geology, 594(22), 120767.
Sarjoughian, F., Zahedi, B., Azizi, H., Ling, W., David Lentz, D. and Asaha, Y. H. (2021) Zircon U–Pb ages, geochemistry and Sr–Nd isotopes of the Golshekanan granitoid, Urumieh–Dokhtar magmatic arc, Iran: evidence for partial melting of juvenile crust. Geological Magazine, 158, 1289-1304.
Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology, 97, 629-642.
Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences, 24, 405-417.
Shahsavari Alavijeh, B., Rashidnejad-Omran, N., Toksoy-Köksal, F., Xu, W. and Ghalamghash, J. (2019) Oligocene subduction-related plutonism in the Nodoushan area, Urumieh-Dokhtar magmatic belt: Petrogenetic constraints from U-Pb zircon geochronology and isotope geochemistry. Geoscience Frontiers, 10, 725-751.
Siddiqui, R. H., Asif Khan, M. and Qasim Jan, M. (2007) Geochemistry and petrogenesis of the Miocene alkaline and sub-alkaline volcanic rocks from the Chagai arc, Baluchistan, Pakistan: Implications for porphyry Cu-Mo-Au deposits. Journal of Himalayan Earth Sciences, 40, 1-23.
Singer, S.B. A., Dungan, M. and Layne, G. (1995) Texture and Sr, Ba, Mg, Fe, K and Ti compositional profile in volcanic plagioclase, clues to the dynamics of calc alkaline magma chamber. American Mineralogist, 80, 776-798.
Soesoo, A. (2000) Fractional crystallization of mantle-derived melts as a mechanism for some I-type granite petrogenesis: an example from Lachlan Fold Belt, Australia. Journal Geology Society, 157, 135–149.
Sommer, C. A., Lima, E. F., Nardi, L. V. S., Liz, J. D. and Waichel, B. L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southernmost Brazil: shoshonitic, high- K tholeiitic and silica saturated, sodic alkaline volcanism in post-collision basins. Anais Da Academic Brasileria de Ciencias, 78, 573-589.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42, 313-345. Geological Society, London.
Talusani, V. R. (2010) Bimodal tholeiitic and mildly alkali basalts from Bhirarea, central Deccan Volcanic Province, India. Geochemistry and Petrogenesis Journal of Volcanology Geothermal Research, 189, 278-290.
Tang, G. J., Wang, Q., Wyman, D. A., Li, Z. X., Xu, Y. G. and Zhao, Z. H. (2012) Metasomatized lithosphere-asthenosphere interaction during slab roll-back: Evidence from Late Carboniferous gabbros in the Luotuogou area, Central Tianshan. Lithos, 155, 67-80.
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kenitics of plagioclase in the melt of the system diopside – albite-anorthite and origin of dusty plagioclase in andesite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 89, 1-16.
Vahabi Moghadam, B. (1997) Study of petrography and petrology of Cretaceous volcanic rocks in the south of Nain. 1st Symposium of Geological Society of Iran, Tehran, Iran.
Whalen, J. B., McNicol, V. J., van Staal, C. R., Lissenberg, C. J., Longstaffe, F. J., Jenner, G. A. and Breeman, O. (2006) Spatial, temporal, and geochemical characteristics of Silurian collision-zone magmatism, Newfoundland Appalachians: An example of a rapidly evolving magmatic system related to slab break-off. Lithos, 89, 377-404.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical classification of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20, 325-343.
Woodhead, J. D., Hergt, J.M., Davidson, J.P. and Eggins, S.M. (2001) Hafnium isotope evidence for conservative element mobility during subduction zone processes. Earth and Planetary Science Letters, 192, 331- 346.
Yang, W. and Li, S. (2008) Geochronology and geochemistry of the Mesozoic volcanic rocks in Western Liaoning: Implications for lithospheric thinning of the North China Craton. Lithos, 102(1-3), 88-117.
Yeganehfar, H., Ghorbani, M. R., Shinjo, R. and Ghaderi, M. (2013) Magmatic and geodynamic evolution of Urumieh- Dokhtar basic volcanism, central Iran: Major, trace element: Isotopic and Geochronologic Implications. International Geology Review, 55(6), 767–786.
Yu, Q., Ge, W. C., Zhang, J., Zhao, G. C., Zhang, Y. L. and Yang, H. (2016) Geochronology, Petrogenesis and Tectonic Implication of Late Paleozoic Volcanic Rocks from the Dashizhai Formation in Inner Mongolia, NE China. Gondwana Research, 47, 164-177.
Zellmer, G. F., Sparks, R. S. G., Hawksworth, C. J. and Wiedenbeck, M. (2003) Magma emplacement and remobilization timescale beneath Montserrat: Insight from Sr and Ba zonation in plagioclase phenocrysts. Journal of Petrology, 44 (8), 1413-1431.
Zhang, C. L., Li, Z. X., Li, X. H. and Ye, H. M. (2009) Neoproterozoic mafic dyke swarms at the northern margin of the Tarim Block, NW China: age, geochemistry, petrogenesis and tectonic implications. Journal of Asian Earth Science, 35, 167–179.
Zhao, J. H. and Zhou, M. F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusions in the PanzhihuaNdistrict (Sichuan Province, SW China): Implications for subduction-related metasomatism in the upper mantle. Journal of Precambrian Research, 152, 27-47.
Zulkarnain, I. (2009) Geochemical Signature of Mesozoic Volcanic and Granitic Rocks in Madina Regency Area, North Sumatra, Indonesia, and its Tectonic Implication. Journal Geologi Indonesia, 4(2), 117-131.