Petrology and geochemistry of Noraldinabad rhyolites, NW Iran

Document Type : Original Article

Authors

1 M.Sc., Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Urmia, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Urmia, Iran

Abstract

Felsic igneous rocks record crustal evolutions and provide an important tool for determining the composition and modification of the crust (Zhang et al., 2018). Up to now, several classifications have been proposed for granites and rhyolites. Alphabetic classification is the most common approach used by petrologists. In this approach, granites and rhyolites have been divided into I, S, M, and A-types according to their geochemical, mineralogical composition, and origin characteristics (Loiselle and Wones, 1979; White, 1979). A-type granites and rhyolites include a wide range of felsic rocks. Currently, the formation of A-type suites has been attributed to both with-in-plate (anorogenic) and postcolision (orogenic) settings (Eby, 1990; Bonin, 2007; El Dabe, 2015).
In this study, petrological characteristics of Noraldinabad rhyolites have been studied. These rhyolites exposed adjacent to Gushchi granitoids, which petrologically, have been studied before (e.g. Advay et al., 2010; Shafaii Moghadam et al., 2015). These studies exhibit that the Gushchi granitoides are A-type and formed in an extensional rift-related setting. Nevertheless, there is not any comprehensive study on the Noraldinabad rhyolites and the present study would be the first effort to constrain the geochemical characteristics of these rocks. 
Regional Geology
The area of study, in aspect of lithological characteristics as well as geological structures has attributed to various zones e.g., Khoy-Mahabad zone (Nabavi, 1976), Sanandaj-Sirjan Zone (Alavi, 1991), and junction of the structural zones of Sanandaj-Sirjan and Central Iran (Alavi-Naini, 1972). Nabavi (1976) believes that the lithological characteristics of Central Iran, Sanandaj-Sirjan, and Alborz-Azerbaijan zones are visible in the northwest of Iran. In this case, the observed geologic successions in the northwest Iran are similar to those of the of Central Iran zone (Shafaii Moghadam et al., 2015). The exposure of Kahar Formation (Late Neoproterozoic) is common in the northwest of Iran, Central Iran, Alborz, and Sanandaj-Sirjan zones (Shafaii Moghadam et al., 2015). However, according to Sabzehi and Mohammadiha (2003), the main characteristics of the Sanandaj-Sirjan zone are not visible in this region but could be considered as the northwest termination of the Sanandaj-Sirjan zone.
Materials and methods
Following the field observations and collecting several rhyolite samples microscopic studies were performed to determine petrographic features. Also, 10, least altered rhyolite samples, were selected for whole rock analyses, including XRF and ICP-MS, performed at the Zarazma Zanjan laboratories (Zanjan, Iran).
Petrography
The Noraldinabad rhyolites display porphyritic texture with quartz, alkali feldspar, and subordinate plagioclase phenocrysts. Opaque minerals and zircon are the main accessory minerals. Altered mafic minerals can be seen in some samples. The matrix is composed of medium- to fine-grained quartz and alkali feldspar. Secondary minerals, mostly sericite and chlorite, are ubiquitous in the matrix of some samples. Along with porphyritic texture, flow-alignment (in the matrix of some fine-grained samples), spherulitic (in the matrix of medium-grained samples), embayed, Perthitic, and subordinate granophyric textures are the main visible textures.
Whole rock chemistry
The Noraldinabad rhyolites have high SiO2 values, consistent with “high silica rhyolitic systems” (SiO2 > 70 wt%) (Gualda and Ghiorso, 2013; Arakawa et al., 2019). The Al2O3 content of the studied rhyolites is lower than of \ this oxide in calc-alkaline rhyolites (> 14 wt%) (Philpotts, 1990). Based on alkali elements content, the rhyolites under study can be divided into two groups: Na2O- and K2O-rich, in concordance with petrographic studies. The K2O-rich samples are dominated by the presence of K-feldspar whereas the Na2O-rich samples are characterized by high numbers of anorthoclase. Except for alkali elements, the contents of other major elements in these two groups are not significantly different. Except for one sample (0.54), the FeOt/(FeOt+MgO) ratio is high and varies between 0.73 to 0.94. All analyzed samples have high A/CNK ratios, indicating their peraluminous characteristics. The studied rocks show shoshonitic magmatic series affinity and are characterized by LREEs enrichment and HREEs depletion with obvious negative Eu anomaly in the chondrite-normalized diagrams. In the NMORB-normalized trace element spider diagram, the samples display enrichment in LILEs, Ba, Nb, Ta, Sr, Zr, Hf, Eu, and Ti negative anomalies, weakly Rb and Pb positive anomalies. The Eu, Sr, Ba, and Ti depletion indicates plagioclase and titano-magnetite fractionation, respectively (Shafaii Moghadam et al., 2015).
Discussion and conclusion
The remarkable geochemical features of the Noraldinabad rhyolites are high amounts of SiO2, Na2O+K2O, Fe2O3t and low abundances of CaO, MgO, and P2O5. Furthermore, the concentration of REEs (except for Eu) and LILEs are high, and the contents of Sr and Rb, and compatible elements (i.e., Co, Sc, Cr, and Ni) are low. These geochemical features disclose the A-type nature for the studied rhyolites (Loiselle and Wones, 1979; Eby, 1990; Bonin, 2007). Genetically, considering the high ratios of Y/Nb, Rb/Sr, Rb/Nb, and relatively low amounts of Nb, the investigated rocks can be attributed to the A2-subtype of the A-type rhyolites.
The low Sr concentration, negative Eu anomaly and HREEs flat- pattern indicate a garnet-absent and plagioclase-bearing, as a residue of partial melting, origin for studied rhyolites which confirmed these rocks formed by partial melting under shallow depth and low-pressure conditions (Norman et al., 1992; Petford and Atherton, 1996; Jia et al., 2019). The Y/Nb ratio is helpful to determine the characteristics of parent magma (Eby, 1990). Granitoids derived from mantle have Y/Nb<1.2, while crustal granitoids have Y/Nb > 1.2. The Y/Nb ratio in the Noraldinabad rhyolites varies from 1.30 to 4.72 compatible with crustal origin. Additionally, the trace element ratios (i.e., Th/U, Nb/U, Y/Nb) are similar to those of the continental crust composition.
Considering tectonic setting discriminant diagrams, the studied rhyolites are anorogenic and formed in within-plate related to rift-related extensional environment. The presence of bimodal magmatism in the studied region, along with the exposure of coeval A-type granites and rhyolites in northwest Iran, can confirm the formation of the studied rhyolites in a continental rift (possibly Neotethys rift) setting.
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

سنگ‌های آذرین فلسیک تحولات پوسته‌ای به‏‌ویژه پوستة بالایی متحول شده را به‌خوبی در خود ثبت کرده‌اند و از این‌رو، بررسی این سنگ‌ها در ارزیابی ترکیب پوسته و تغییراتی که‌ دچار آنها شده‌اند ابزار ارزشمندی به‌شمار می‌رود (Zhang et al., 2018). در چند دهة اخیر، بسیاری از پترولوژیست‌ها به ماگماتیسم سیلیسی پرداخته‌اند و پژوهشگران الگوهای فراوانی برای زایش و پیدایش ماگماهای سیلیسی پیشنهاد کرده‌اند (مانند Kuibida et al., 2019). سازوکار و بیشتر روش‌هایی که برای پیدایش ماگماهای ریولیتی و انتقال آنها به سطح زمین پیشنهاد شده است، با چند الگو توجیه می‌شوند. این الگوها عبارتند از: 1) ریولیت‌ها در پی ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین (با ترکیب گابرویی) پدید آمده‌اند (Ratajeski et al., 2005; Huang et al., 2015)؛

2) ریولیت‌ها در پی تحرک دوبارة ماگمای میان‌بلوری[1] پدید می‌آید که بیشتر در آشیانه‌های ماگمایی سیلیسی و تحول‌یافته در پوستة کم ژرفا جای گرفته است (Bachmann and Bergantz, 2004)؛

3) در پی تبلوربخشی ماگمای مادر مافیک (Natali et al., 2011; Cucciniello et al., 2019)؛

4) ذوب دوبارة توده‌های بازالتی که به زیر صفحه‌ها فرو رفته‌اند (Miller and Harris, 2007)؛

5) آلایش با مواد پوسته‌ای و تبلوربخشی ماگمای مافیک اولیه (AFC) (Sheth and Melluso, 2008).

تا کنون رده‌بندی‌های بسیاری برای ریولیت‌ها و گرانیت‌ها پیشنهاد شده است. رده‌بندی الفبایی یکی از روش‌هایی است که پترولوژیست‌ها به‌طور گسترده برای رده‌بندی این سنگ‌ها به‌کار برده‌اند. در این روش گرانیت‌ها و ریولیت‌ها بر پایه ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی، ترکیب کانی‌شناسی و ویژگی‏‌های سنگ خاستگاه به گروه‌های مختلفی مانند گرانیت‌ها و ریولیت‌های I، S، M و A دسته‌بندی می‌شوند (Loiselle and Wones, 1979; White, 1979). گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-Type گروه بزرگی از سنگ‌های فلسیکی را دربر می‌گیرند. از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی، گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type در دو جایگاه درون‏‌صفحه‌ای (غیر کوهزایی) و پس از برخوردی (در ارتباط با کوهزایی) پدید می‌آیند (Eby, 1990; Bonin, 2007; El Dabe, 2015; Moayyed and Hajialioghli, 2018). بیشتر گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-Type همراه با ماگماتیسم مافیک بدون حضور گونه‌های حد واسط (ماگماتیسم بایمدال) پدید می‌آیند ( مانند Shafaii Moghadam et al., 2015; Badrzadeh et al., 2020). این نوع ماگماتیسم بیشتر شاخص محیط‌های کششی مانند مناطق کافتی (Trua et al., 1999; Li et al., 2005)، جایگاه‌های پس از برخوردی (Ersoy et al., 2008; Dilek and Altunkaynak, 2009) و پهنه‌های پشت کمان (Genç and Tüysüz, 2010; Chen et al., 2013; Jia et al., 2019) است.

این پژوهش به بررسی ویژگی‏‌های سنگ‌شناسی ریولیت‌های شمال ارومیه می‌پردازد. این ریولیت‌ها در نزدیکی گرانیتوییدهای قوشچی رخنمون‏‌یافته‌اند. تا کنون چندین بررسی روی گرانیتوییدهای قوشچی انجام شده است (مانندAdvay et al., 2010; Shafaii Moghadam et al., 2015 ). بر پایة بررسی‌های انچام‌شده، بیشتر گرانیتوییدهای قوشچی از نوع A-type هستند و محیط پیدایش آنها محیط کششی وابسته به کافت قاره‌ای دانسته شده است. با وجود این، تا کنون سوای از بررسی‌های کلی که در نقشه‌های زمین‌شناسی منطقه انجام شده است، پژوهشی روی ریولیت‌های نورالدین‌آباد انجام نشده است و ارتباط این سنگ‌ها با گرانیتوییدهای قوشچی به‌خوبی روشن نشده است. در این پژوهش، برای نخستین بار، زایش ریولیت‌های نورالدین‌آباد برپایة بازدیدهای صحرایی، بررسی‌های میکروسکوپی و زمین‌شیمیایی سنگ کل، تا اندازه‌ای بررسی می‌شود.

زمین‌شناسی عمومی

منطقه نورالدین‌آباد در شمال‌باختری ایران و در استان آذربایجان غربی جای دارد. پژوهشگران بسیاری بر پایه ویژگی‌های سنگ‌شناختی سنگ‌های رخنمون‌یافته در این منطقه و همچنین، با توجه به ساختار‌های زمین‌شناسی موجود، این منطقه را به پهنه‌های مختلفی مانند پهنة خوی- مهاباد (Nabavi, 1976)، پهنةه سنندج- سیرجان (Emami et al., 1993) (شکل 1-A) و محل برخورد دو پهنة ساختاری ایران مرکزی و سنندج سیرجان (Alavi-Naini, 1972) نسبت داده‌اند. همچنین، رخنمون رسوب‌های سازند کهر با سن پایان نئوپروتروزوییک با ترکیب رسوب‌ها و سنگ‌های آذرین (سنگ‌های فلسیک) دگرگون‌شده در شمال‌باختری ایران، ایران مرکزی، البرز و سنندج- سیرجان رایج است و این رسوب‌ها بیشتر با رسوب‌های کامبرین- اردویسین پوشیده شده‌ا‌ند (Shafaii Moghadam et al., 2015). گرچه باتوجه به بررسی‌های سبزه‌ای و محمدی‌ها (Sabzehi and Mohammadiha, 2003) ویژگی‌های اصلی پهنة سنندج- سیرجان در این منطقه دیده نمی‌شود، اما می‌توان این منطقه را بخشی از کرانة شمال‌باختری پهنة سنندج- سیرجان دانست.

در محدودة نورالدین‌آباد، بررسی رسوب‌های پالئوزوییک (واحدهای باروت، زاگون، لالون و روته)، به‌همراه واحدهای سنوزوییک (رسوب‌های مارنی و ماسه‌سنگی الیگوسن به‌همراه سنگ‌آهک‌های ریفی هم‌ارز سازند قم) و رسوب‌های کواترنری رخنمون دارند (شکل 1-B). واحدهای دوران دوم در محدوده نورالدین‌آباد دیده نمی‌شوند؛ اما در بخش‌های کناری منطقة نورالدین‌آباد این واحدها به‌صورت مجموعه آمیزة رنگین رخنمون‏‌یافته‌اند (Sabzehi and Mohammadiha, 2003). بخش بزرگی از محدودة نورالدین‌آباد را سنگ‌های آذرین با سن پس از کامبرین بالایی و پیش از پرمین بالایی به دربر گرفته‌اند. سنگ‌های آذرین رخنمون‌یافته به‌ترتیب سن از قدیم به جدید شامل گابروهای لایه‌ای، هورنبلند بیوتیت- گرانیت‌ها و گرانودیوریت‌ها، ریولیت‌ها و آگماتتیت‌ها (برش‌های آذرین) هستند. سنگ‌های دگرگونی مختلفی مانند آمفیبولیت‌ها و شیست‌های سبز و گنیس‌ها نیز در محدودة نورالدین‌آباد رخنمون دارند (Sabzehi and Mohammadiha, 2003).

 

 

 

شکل 1. A) جایگاه منطقة نورالدین‌آباد در نقشة پهنه‌‌بندی ساختارهای زمین‌شناسی ایران (برگرفته از Emami et al. (1993))؛ B) نقشة ساده‌شده زمین‌شناسی منطقه شمال ارومیه (برگرفته از Khodabandeh et al. (2002)).

Figure 1. A) The location of the study area in the geological subdivisions of Iran (after Emami et al., 1993); B) Simplified geological map of the north of Urmia adopted from Khodabandeh et al. (2002).

 

 

برونزد اصلی ریولیت‌ها در نزدیکی روستای نورالدین‌آباد در شمال ارومیه جای دارد. این سنگ‌ها در نزدیکی گرانیت‌های قوشچی رخنمون دارند و به‌همراه گرانیت‌های قوشچی ارتفاعات منطقه را می‌سازند. سنگ‌های رخنمون‌یافته در منطقه دچار شکستگی‌های بسیاری شده‌اند و بیشتر آنها به‌شدت خردشده هستند. ریولیت‌های نورالدین‌آباد گاه دچار هوازدگی شده‌اند و در صحرا به رنگ‌های گوناگون مانند خاکستری، سبز، قرمز، قهوه‌ای و سفید دیده می‌شوند (شکل 2). در نمونه‌های دستی، درشت‌بلورهای کوارتز و آلکالی‌فلدسپار با رنگ‌های سفید و صورتی دیده می‌شوند (شکل‌های 2 -A تا 2-D). گاه اختلاف هوازدگی در ریولیت‌ها چهرة لایه‌ای به سنگ‌ها بخشیده است (شکل 2 -E). همچنین، رگه‌های سلیسی سفید رنگ ریولیت‌ها را گاه قطع کرده‌اند (شکل 2 -F).

 

 

 

شکل 2. تصویرهای صحرایی از ریولیت‌های نورالدین‌آباد. A) درشت‌بلورهای کوارتز در ریولیت‌های سفیدرنگ؛ B) درشت‌بلورهای کوارتز در زمینة هوازدة سبز رنگ؛ C) فنوکریست‌های سفیدرنگ فلدسپار در زمینة دانه‌ریز و تیره‌رنگ؛ D) درشت‌بلورهای صورتی‌رنگ آلکالی‌فلدسپار؛ E) اختلاف هوازدگی در زمینة ریولیت‌ها که چهره‌ای لایه‌ای در آنها پدید آورده است؛ F) رگه‌های باریک سیلیسی در زمینه‌ای از ریولیت‌های هوازدة سبز رنگ (Qz: کوارتز، Fsp: فلدسپار، Afs: آلکالی‌فلدسپار (نام اختصاری کانی‌ها از Whitney and Evans (2010))).

Figure 2. Field photos of the Noraldinabad rhyolites. A) Quartz phenocrysts in the white-colored rhyolites; B) Quartz phenocrysts in the altered green-colored matrix; C) White feldspar phenocrysts in the dark fine-grained matrix; D) Pink alkali feldspar phenocrysts; E) Layered appearance in rhyolites caused by weathering differentiation; F) Silicic veins in the altered green matrix of rhyolites (Qz: quartz, Fsp: feldspar, Afs: alkali feldspar. The mineral abbreviations are based on Whitney and Evans (2010)).

 

 

مواد و روش‌ انجام پژوهش

برای انجام این پژوهش، نخست به بررسی‌های کتابخانه‌ای و بررسی پژوهش‌های پیشین روی منطقه شمال ارومیه پرداخته‌ شد و سپس بررسی‌های صحرایی برای شناسایی واحدهای سنگی رخنمون‌یافته انجام شد. هنگام انجام این بررسی‌ها با کمک راه‌های ارتباطی موجود که روستا‌های مختلف را به یکدیگر پیوند می‌دهد، از بخش‌های مختلف منطقه بازدید شد و 40 نمونة ریولیتی برداشت شد. بررسی‌های آزمایشگاهی بلافاصله پس از بررسی‌های میدانی آغاز شد و مقاطع نازک میکروسکوپی (20 عدد) برای مطالعه سنگ‌نگاری تهیه شدند. پس از تهیه مقاطع میکروسکوپی و بررسی آنها با کمک میکروسکوپ پلاریزان، نمونه‌های مناسب و بدون آثار هوازدگی یا با هوازدگی اندک برای انجام تجزیه آزمایشگاهی برگزیده شدند و به آزمایشگاه زرآزما زنگان در شهرستان زنجان فرستاده شدند. در این آزمایشگاه، ترکیب سنگ کل 10 نمونه از ریولیت‌ها به روش‌های XRF و ICP-MS، به‌ترتیب برای به‌دست‌آوردن مقدار اکسیدهای اصلی و  به‌دست‌آوردن عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی کمیاب تجزیه و بررسی شد.

سنگ‌نگاری

سنگ‌های فلسیک رخنمون‏‌یافته در نزدیکی روستای نورالدین‌آباد با توجه به روابط بافتی را می‌توان به دو گروه نمونه‌های بیرونی با بافت پورفیری و زمینة بسیار دانه‌ریز و نمونه‌های نیمه‌بیرونی با بافت پورفیری و زمینة متوسط‌بلور دسته‌بندی کرد. هر دو گروه فنوکریست‌های کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و به مقدار کمتر پلاژیوکلاز دارند (شکل 3). کانی‌های کدر و زیرکن (شکل 3 -I) نیز به مقدار کمتر در زمینة سنگ یافت می‌شوند. در برخی نمونه‌ها، کانی‌های مافیک دگرسان‌شده دیده می‌شوند. با توجه به دگرسانی شدید این کانی‌ها، شناسایی کانی اولیه دشوار است. در نمونه‌های با زمینة متوسط‌بلور (نیمه‌بیرونی)، کوارتز به‌همراه فلدسپار به‌عنوان کانی‌های اصلی در زمینة سنگ دیده می‌شوند. زمینه در برخی نمونه‌ها به کانی‌های ثانویه دگرسان شده است. سریسیت کانی ثانویه غالب در زمینة سنگ است. به‌همراه بافت پورفیری، بافت‌های جریانی (در زمینة‌ برخی ریولیت‌های ریزبلور)، اسفرولیتی (در ریولیت‌های با زمینة متوسط‌بلور) (شکل‌های 3 -J و 3-K) به مقدار کمتر گرانوفیری (در ریولیت‌های با زمینة متوسط‌بلور، شکل 3 -L) در ریولیت‌ها دیده می‌شوند.

بیشتر فنوکریست‌های کوارتز شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار گاه بی‌شکل هستند و بیشتر آنها بافت خلیج‌خوردگی نشان می‌دهند (شکل 3-C). بافت خلیج‌خوردگی در کانی‌ها نشان‌دهندة نبود تعادل در هنگام رشد بلور است (Ruefer et al., 2021). بسیاری از پژوهشگران چندین عامل مانند چسبیدن حباب‌هایی از مایعات و سیال‌های نامیژاک با ماگما روی سطح بلور (که مانع از رشد بلور در این بخش‌ها می‌شود (Müller et al., 2000)) و آمیختگی ماگمایی (Chang and Meinert, 2004) را در پیدایش این بافت مؤثر می‌دانند. پیدایش حباب پیامد گاززدایی در پی کاهش فشار دانسته می‌شود (Ruefer et al., 2021). اندازة فنوکریست‌های کوارتز از 5/0 میلیمتر تا بیش از 3 میلیمتر در تغییر است. در برخی نمونه‌ها بلورهای ثانویه کوارتز به‌صورت پرکنندة شکستگی‌ها در ریولیت‌ها نیز دیده می‌شوند.

آلکالی‌فلدسپارها در ریولیت‌های نورالدین‌آباد در نمونة دستی صورتی و سفید رنگ‌ هستند و در زیر میکروسکوپ این کانی‌ها، به دو صورت دیده می‌شوند: 1) بلورهای آنورتوکلاز با ماکل مشبک و بافت پرتیتی (شکل‌های 3 -D و 3-E)، 2) بلورهای پتاسیم‌فلدسپارها با بافت پرتیتی و بدون ماکل (شکل 3 F). فنوکریست‌های آنورتوکلاز بیشتر به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و گاه با حاشیه‌های خورده‌شده (بافت خلیج‌خوردگی) شناخته می‌شوند (شکل 3 -E). بزرگی بیشتر این کانی‌ها از 5/0 تا 1 میلیمتر در نوسان است، اما گاه تا بیش از 2 میلیمتر نیز می‌رسد. بافت پرتیتی در این کانی‌ها رایج است. فنوکریست‌های پتاسیم فلدسپار، بیشتر به‌صورت بی‌شکل با شکستگی‌های فراوان پدیدار شده‌اند. بزرگی این کانی‌ها از 1 تا 3 میلیمتر در نوسان است.

در میان فنوکریست‌های این سنگ‌ها، پلاژیوکلاز فراوانی کمتری دارد. این کانی به‌صورت بلورهای کشیدة شکل‌دار و گاه بی‌شکل پدیدار شده‌ است (شکل‌های 3 -G و 3-H). اندازة این بلورها از 5/0 تا بیش از 4 میلیمتر در نوسان است. بیشتر پلاژیوکلازها دچار شکستگی شده‌اند. تجزیه به کانی‌های ثانویه مانند سریسیت در برخی نمونه‌ها به‌خوبی دیده می‌شود.

 

 

 

 

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از ریولیت‌های نورالدین‌آباد. A) درشت بلور شکل‌دار کوارتز در زمینة متوسط بلور؛ B) فنوکریست شکل‌دار کوارتز با حاشیة گردشده؛ C) فنوکریست کوارتز با بافت خلیج‌خوردگی در زمینة دانه‌ریز؛ D، E) آلکالی‌فلدسپارهای پرتیتی با ماکل مشبک؛ F) پتاسیم‌فلدسپارهای پرتیتی؛ G، H) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز؛ I) بلور زیرکن در زمینة ریولیت‌ها؛ J، K) بافت اسفرولیتی در ریولیت‌های با زمینة دانه متوسط؛ L) بافت هم‌رشدی گرانوفیر در ریولیت‌های با زمینة دانه متوسط (Qz: کوارتز، Pl: پلاژیوکلاز، Ano: آنورتوکلاز، Kfs: فلدسپار پتاسیم، Zrn: زیرکن، Mt: مگنتیت)

Figure 3. Microphotographs of Noraldinabad rhyolites. A) Euhedral quartz phenocryst in a medium-grained matrix; B) Euhedral quartz phenocryst with rounded rim; C) Quartz phenocryst with embayed texture in a fine-grained matrix; D, E) Perthitic alkali feldspar with tartan twinning; F) Perthitic K-feldspar; G, H) Plagioclase phenocrysts; I) Zircon crystal in the matrix of rhyolites; J, K) Spherulitic texture in rhyolites with medium-grained matrix; L) Granophyric intergrowth in rhyolites with medium- grained matrix (Qz: quartz, Pl: plagioclase, Ano: anorthoclase, Kfs: K-feldspar, Zrn: Zircon, Mt: magnetite).

 

 

 

زمین‌شیمی

ویژگی‏‌های عنصرهای اصلی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه عنصرهای اصلی در ریولیت‌های نورالدین‌آباد در جدول 1 آورده شده‌اند. مقدار LOI نمونه‌های تجزیه‌شده از 26/0 تا 99/0 درصدوزنی در نوسان است. میزان LOI در یکی از نمونه‌های تجزیه‌شده نسبتاً بالا و برابر با 75/2 است. مقدار کم LOI در سنگ‌های بررسی‌شده نشان‌دهنة کم‌بودن مقدار فازهای آبدار، ترکیبات کربناته و در کل تأثیر اندک دگرسانی بر این سنگ‌هاست.

مقدار SiO2 در ترکیب ریولیت‌های نورالدین‌آباد از 81/67 تا 82/82 درصدوزنی اکسیدها در نوسان است و با سیستم‌های ریولیتی با میزان سیلیس بالا[2] (میزان SiO2> 70 wt%) همخوانی دارد (Arakawa et al., 2019; Gualda and Ghiorso, 2013).

میزان Al2O3 در نمونه‌های تجزیه‌شده برابر با wt% 63/11 – 94/8 و در یک نمونه (نمونه با میزان LOI بالا) برابر با wt% 37/17 است. مقدار Al2O3 در نمونه‌های بررسی‌شده از مقدار این اکسید در ریولیت‌های کالک‌آلکالن (wt %14 <) (Philpotts, 1990) کمتر است. بر پایة میزان عنصرهای آلکالی در ریولیت‌های شمال ارومیه، این سنگ‌ها به دو گروه غنی از Na2O (Na2O: 98/5- 48/4 درصدوزنی؛ K2O: 41/1- 15/0 درصدوزنی) و غنی از K2O (Na2O: 59/1- 3/0 درصدوزنی؛ K2O: 65/8-1/6 درصدوزنی) دسته‌بندی می‌شوند. این واقعیت با بررسی‌های سنگ‌نگاری همخوانی دارد و نمونه‌های غنی از سدیم مقدار بیشتری از فنوکریست‌های آنورتوکلاز دارند و در نمونه‌های غنی از پتاسیم مقدار فنوکریست‌های پتاسیم‌فلدسپار بیشتر است. سوای از میزان عنصرهای آلکالی در این سنگ‌ها، دیگر عنصرها تفاوت چشمگیری در این دو گروه از خود نشان نمی‌دهند (جدول 1). مقدار CaO، Fe2O3 و MgO کم و به‌ترتیب برابربا 39/0 تا 07/0، 81/3 تا 57/0 و 70/1 تا 11/0 درصدوزنی است. مقدار TiO2 در نمونه‌های تجزیه‌شده برابر با 07/0 تا 20/0 درصدوزنی است. مقدار P2O5 در نمونه‌های یادشده کم است و در بیشتر نمونه‌ها از حد آشکارسازی دستگاه کمتر است. میزان FeOt/(FeOt+MgO) مگر یک نمونه (54/0) برای نمونه‌های دیگر بالاست و از 73/0 تا 94/0 در نوسان است.

ترکیب شیمیایی ریولیت‌های نورالدین‌آباد در نمودارهای SiO2 در برابر Zr/TiO2 و Na2O+K2O در برابر SiO2 در محدودة ریولیت جانمایی شده‌اند (شکل 4 A و B). در این نمودارها یک نمونه در محدوده داسیت جای گرفته است. نسبت A/CNK (Al2O3/CaO+ Na2O+ K2O) که در نمونه‌های تجزیه‌شده از 13/1 تا 43/2 در نوسان است نشان‌دهندة سرشت پرآلومینوس برای این سنگ‌هاست و ازاین‌رو، در نمودار Al2O3/Na2O+K2O در برابر Al2O3/CaO+Na2O+K2O، نمونه‌ها در محدودة پرآلومینوس جای گرفته‌اند (شکل 4 -C). سری ماگمایی نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار Ce/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983) در مرز میان سری‌های شوشونیتی (شکل 4 -D) و کالک‌آلکالن رسم شده‌اند.

 

 

 

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) در ریولیت‌های نورالدین‌آباد.

Table1. Major (in wt%) and minor and trace (in ppm) elements composition of the Noraldinabad rhyolites.

 

Na-rich rhyolites

  

K-rich rhyolites

Element

1A

1B

3C

9A

  

2A

2F

2I

6A

7C

11B

SiO2

82.33

82.82

80.59

80.14

  

77.99

75.34

75.26

76.82

67.81

81.85

Al2O3

9.64

9.44

10.63

11.37

  

11.18

11.41

10.6

11.63

17.36

8.94

CaO

0.18

0.19

0.07

0.39

  

0.17

0.09

0.23

0.38

0.38

0.07

Fe2O3

1.22

1.28

1.45

0.57

  

1.57

2.92

3.81

1.62

2.25

1.5

K2O

0.17

0.15

1.41

0.54

  

6.68

8.32

8.65

6.54

6.11

6.1

MgO

0.18

0.11

0.22

0.19

  

0.23

0.16

0.06

0.19

1.7

0.3

MnO

BD

BD

BD

BD

  

BD

BD

BD

BD

BD

BD

Na2O

5.57

5.42

4.48

5.97

  

1.27

0.5

0.5

1.59

0.66

0.3

P2O5

0.12

BD

0.09

0.08

  

0.11

0.06

BD

0.11

0.32

0.12

TiO2

0.12

0.11

0.07

0.14

  

0.08

0.2

0.19

0.09

0.33

0.06

LOI

0.45

0.26

0.76

0.55

  

0.73

0.64

0.54

0.99

2.75

0.76

Total

99.98

100

99.99

99.99

  

100.01

99.88

99.89

99.96

99.67

100

V

4

4

7

3

  

4

4

4

4

11

4

Cr

14

26

26

10

  

14

25

21

9

14

19

Co

BD

1

BD

BD

  

BD

1.9

2

BD

BD

1.1

Ni

18

32

28

11

  

16

32

21

11

9

19

Cu

16

11

7

6

  

4

6

4

4

9

6

Zn

37

30

7

39

  

1

7

9

14

73

16

Rb

6

6

79

26

  

247

218

240

234

334

218

Ba

96

109

40

115

  

214

1097

695

360

2377

135

Sr

62.1

60.4

11.2

62.4

  

17.6

22.1

18.3

21.1

22.6

8.4

Y

19

15.8

29

18

  

26.5

43.1

25.6

24.7

53.8

21.7

Zr

57

52

44

60

  

36

229

115

38

140

29

Nb

10.8

9.9

7

13.8

  

8.4

15.2

15.5

9.3

25.7

4.6

Cs

1.3

1.2

2.3

1.7

  

3

2.3

2.6

2.9

8.2

3.2

La

18

16

27

18

  

18

46

47

22

60

15

Ce

32

28

51

34

  

32

95

99

40

129

25

Pr

3.29

3.15

5.26

3.53

  

3.32

11.66

12.55

4.28

18.22

2.76

Nd

11.4

11.4

19

11.4

  

13

47.7

50.2

16.2

73

8

Sm

4.35

2.9

4.97

5.58

  

3.74

13.28

10.74

4.73

23.52

3

Eu

0.42

0.29

0.19

0.42

  

0.13

1.5

1.39

0.17

2.31

BD

Gd

3.3

2.9

3.92

2.85

  

2.87

7.09

7.58

3.03

12.26

2.36

Tb

0.77

0.57

1.33

0.68

  

0.85

2

1.75

1

3.94

0.79

Dy

4.75

3.2

5.22

4.84

  

4.86

9.78

6.27

4.75

14.1

4.4

Er

2.2

1.69

3.41

1.69

  

3.03

5.3

3.77

2.45

7.83

2.11

Tm

0.45

0.48

0.33

0.62

  

0.44

1.04

0.74

0.64

1.09

0.29

Yb

1.9

1.6

2.4

1.9

  

2.2

4.8

2.7

2.1

4.9

1.8

Lu

0.35

0.37

0.44

0.37

  

0.42

1.1

0.57

0.46

1.15

0.37

Hf

3.1

2.43

2.03

2.99

  

1.62

8.83

4.6

2.18

7.37

0.52

Ta

0.44

0.53

0.45

0.41

  

1.48

0.62

0.56

0.59

1.01

0.95

Pb

7

9

3

17

  

8

9

11

9

34

14

Th

7.45

7.11

16.62

8.61

  

12.33

22.29

22.12

14.01

27.88

7.96

U

2.5

2.4

2.6

3.6

  

3.71

4.8

3

2.9

5.5

3.17

BD: Below Detection limit

 

 

 

 

 

شکل 4. A) نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار SiO2 در برابر Na2O+ K2O (Le Bas et al., 1986)؛ C) نمودار Al2O3/CaO+Na2O+ K2O در برابر Al2O3/Na2O+ K2O (Maniar and Piccoli, 1989)؛ D) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1982).

Figure 4. A) Zr/TiO2 versus SiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977); B) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Le Bas et al., 1986); C) Al2O3/CaO+Na2O+ K2O versus Al2O3/Na2O+ K2O (Maniar and Piccoli, 1989); D) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1982).

 

 

ویژگی‏‌های عنصرهای فرعی

بررسی فراوانی عنصرهای کمیاب در ریولیت‌های نورالدین‌آباد نشان می‌دهد فراوانی برخی از عنصرهای کمیاب مانند Ba، Rb و Sr در نمونه‌های غنی از سدیم و غنی از پتاسیم تا اندازه‌ای با یکدیگر متفاوت است. فراوانی Ba در نمونه‌های غنی از سدیم برابر با ppm 115- 40 و در نمونه‌های غنی از پتاسیم برابر با ppm 2377 – 135 است. همچنین، فراوانی Rb به‌ترتیب در نمونه‌های غنی از سدیم برابر با ppm 79-6 و در نمونه‌های غنی از پتاسیم برابر با ppm 334-218 است. فراونی Sr در نمونه‌های غنی از سدیم نیز از ppm 2/11 تا 4/62 و در نمونه‌های غنی از پتاسیم از ppm 4/8 تا 6/22 در نوسان است. این ویژگی چه‌بسا به میزان جانشینی این عنصرها در ساختار پتاسیم‌فلدسپار وابسته است. مقدار دیگر عنصرهای کمیاب در این دو گروه سنگی تفاوت چندانی با یکدیگر نشان نمی‌دهد. Zr در نمونه‌های بررسی‌شده از ppm 36 تا 229 نوسان نشان می‌دهد.

در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (ترکیب کندریت از Sun and McDonough, 1989) نمونه‌های یادشده الگوی جدایش‌یافته با غنی‌شدگی LREEها در برابر HREEها از خود نشان می‌دهند (شکل 5 -A)؛ به‌گونه‌ای‌که نسبت (La/Yb)N در نمونه‌ها از 49/12تا 78/8 در نوسان است. در این نمودار Eu آنومالی منفی شدید نشان می‌دهد. میزان Eu/Eu* به‌صورت 47/0 تا 12/0 است. آنومالی منفی Eu در نمونه‌های نورالدین‌آباد چه‌بسا با تبلوربخشی پلاژیوکلاز در ریولیت‌ها در ارتباط است (Luchitskaya et al., 2017).

 

 

 

شکل 5. A) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت برای ریولیت‌های نورالدین‌آباد. داده‌های عنصرهای خاکی کمیاب مربوط به گرانیت‌ها و گابرو نوریت‌های قوشچی (برگرفته از Shafaii Moghadam et al. (2015)) برای مقایسه با ریولیت‌های شمال ارومیه آورده شده است؛ B) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه برای ریولیت‌های نورالدین‌آباد. روند نمونه‌ها همانند روند ریولیت‌هایِ با مقدار Nb-Ta کم در ایالت آذرین تاریم در چین (Liu et al., 2014) است؛ C)نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب N-MORB. نمونه‌ها با گرانیت‌های قوشچی (برگرفته از Shafaii Moghadam et al. (2015)) مقایسه شده‌اند. میانگین ترکیب بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و پوستة قاره‌ای نیز برای مقایسه نشان داده شده است (داده‌های مربوط به OIB، کندریت، N-MORB و گوشتة اولیه از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) و داده‌های مربوط به پوستة قاره‌ای از رودنیک و جاو (Rudnick and Gao, 2014) هستند).

Figure 5. A) Chondrite-normalized REEs for the Noraldinabad rhyolites. The REE pattern of Gushchi granites and gabbronorites (Shafaii Moghadam et al., 2015) is shown; B) Primitive mantle-normalized multi-element diagram. The observed pattern for the Noraldinabad rhyolites is similar to low Nb-Ta rhyolites of the Tarim igneous province in China (Liu et al., 2014). C) N-MORB-normalized multielement diagram. The studied samples were compared with Gushchi granites (Shafaii Moghadam et al., 2015). The average composition of oceanic island basalts (OIB) and continental crust are shown for comparison (The normalizing values of OIB, chondrite, N-MORB, and primitive mantle are from Sun and McDonough (1989) and the normalized values of continental crust are from Rudnick and Gao (2014)).

 

 

 

در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به گوشتة اولیه (داده‌ها از Sun and McDonough (1989))، نمونه‌ها با غنی‌شدگی از LILEها، آنومالی منفی برای عنصرهای Ba، Nb، Ta، Sr،Zr، Hf، Sr، Eu و Ti و آنومالی ضعیف مثبت برای عنصرهای Rb و Pb مشخص می‌شوند (شکل 5-B). تهی‌شدگی در Sr، Ba و Ti می‌تواند با جدایش و تفریق به‌ترتیب پلاژیوکلاز و تیتانومگنتیت همراه باشد (Shafaii Moghadam et al., 2015). در واقع وجود آنومالی منفی شدید Ti بدون وجود آنومالی خاصی برای Y با تبلوربخشی کانی تیتانومگنتیت همخوانی دارد (Sensarma et al., 2004). در این نمودار، میانگین OIB، پوستة قاره‌ای و ریولیت‌های A-type با محتوای کم Nb-Ta در ایالت آذرین چین نشان داده شده است. در این نمودار نمونه‌ها با روند OIB تفاوت چشمگیری دارند؛ اما همانند پوستة قاره‌ای و ریولیت‌های تاریم چین هستند. در شکل 5-C، نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب N-MORB (داده‌ها از Sun and McDonough, 1989) برای ریولیت‌های نورالدین‌آباد و برای مقایسه با ترکیب گرانیت‌های قوشچی آورده شده‌اند. در این نمودار این دو گروه سنگی شباهت چشمگیری نشان می‌دهند.

بحث

رده‌بندی زایشی ریولیت‌ها

بررسی ترکیب شیمیایی ریولیت‌های شمال ارومیه نشان‌دهندة بالابودن مقدار SiO2، Na2O+K2O، Fe2O3T و مقدار کم CaO، MgO و P2O5 است (جدول 1). همچنین، مقدار عنصرهای خاکی کمیاب (مگر Eu) بالاست و مقدار Sr و Ba در این نمونه‌ها کم است. این ویژگی‏‌ها از ویژگی‌های بارز ریولیت‌ها و گرانیت‌های A-type است (Loiselle and Wones, 1979). افزون‌بر موارد یادشده، از موارد تشابه سنگ‌های بررسی‌شده با گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type می‌توان میزان بالای عنصرهای LIL و مقدار کم عنصرهای سازگار مانند Co، Sc، Cr و Ni (Loiselle and Wones, 1979; Eby, 1990; Bonin, 2007) را نام برد. نسبت TiO2/MgO در گرانیت‌های A-type بالاست (Patiño Douce, 1997). این نسبت در ریولیت‌های شمال ارومیه از 19/0 تا 25/1 در نوسان است. همچنین، از دیدگاه سنگ‌شناسی و کانی‌شناسی نیز ریولیت‌های شمال ارومیه با در نظر گرفتن محتوای بالای آلکالی‌فلدسپار با بافت پرتیتی و وجود همرشدی میکروگرافیک کوارتز و آلکالی‌فلدسپار (Whalen et al., 1987) تشابه بسیاری با گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type دارند.

برای تعیین دقیق سرشت زایشی و خاستگاه ریولیت‌های بررسی‌شده نمودارهای مختلف در اینباره به‌کار برده شدند. در نمودار Zr+Nb+Ce+Y در برابر K2O+Na2O/CaO (Whalen et al., 1987)، بیشتر ریولیت‌های شمال ارومیه در محدوده ریولیت‌های A-type جای گرفته‌اند (شکل 6-A). همچنین، در نمودار SiO2 در برابر FeOT/FeO+MgO (Frost et al., 2001)، بیشتر نمونه‌ها در محدودة ریولیت‌های غنی از آهن و در محدودة همپوشانی ریولیت‌ها و گرانیت‌های A-type جای گرفته‌اند (شکل 6-B).

بر پایة ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type، (Eby, 1992)، این سنگ‌ها به دو زیرگروه A1 و A2 دسته‌بندی می‌شود. گرانیت‌ها و ریولیت‌های A1 در جایگاه زمین‌ساختی کافت‌های درون‌قاره‌ای و A2 در جایگاه زمین‌ساختی پس از برخوردی پدید آمده‌اند. به باور ابی (Eby, 1992)، گرانیت‌ها و ریولیت‌های A1 از خاستگاهی همانند بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و گرانیت‌ها و ریولیت‌های A2 از خاستگاهی همانند بازالت‌های جزیره‌های کمانی (IAB) خاستگاه گرفته‌اند. کاربرد نمودارهای Y/Nb در برابر Ce/Nb و Yb/Ta (Eby, 1992) برای تعیین ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی ریولیت‌ها کارآمد است. در این نمودارها، ریولیت‌های نورالدین‌آباد در حد واسط محدوده‌های OIB و IAB جای گرفته‌اند و ویژگی‏‌های هر دو محیط را از خود نشان می‌دهند (شکل 6 C و D). از این‌رو، ریولیت‌های نورالدین‌آباد با گرانیت‌های قوشچی (Shafaii Moghadam et al., 2015) مقیاسه‌شدنی هستند.

 

 

 

 

شکل 6. A) نمودار Zr+Nb+Ce+Y در برابر K2O+Na2O/CaO (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار SiO2 در برابر FeOT/FeO+MgO (Frost et al., 2001)؛ C، D) نمودارهای Y/Nb در برابر Ce/Nb و نمودار Y/Nb در برابر Yb/Ta (Eby, 1992)؛ E) نمودار Y/Nb در برابر Rb/Sr (Eby, 1992)؛ F) نمودار Y/Nb در برابر Rb/Nb (Eby, 1992)؛ G، H و J) نمودارهای سه‌تایی Nb-Y-Zr/4، Nb-Y-Ce و Nb-Y-Hf/2 (Eby, 1992). ترکیب گرانیت‌های قوشچی (Shafaii Moghadam et al., 2015) برای مقایسه نشان داده شده است.

Figure 6. A) Zr+Nb+Ce+Y versus K2O+Na2O/CaO diagram (Whalen et al., 1987); B) SiO2 versus FeOT/FeO+MgO (Frost et al., 2001); C, D) Y/Nb versus Ce/Nb and Y/Nb versus Yb/Ta diagrams (Eby, 1992); E) Y/Nb versus Rb/Sr (Eby, 1992); F) Y/Nb versus Rb/Nb diagram (Eby, 1992); G, H, J) Nb-Y-Zr/4, Nb-Y-Ce and Nb-Y-Hf/2 ternary diagrams (Eby, 1992). The composition of Gushchi granites (Shafaii Moghadam et al., 2015) is presented for comparison.

 

برای تفکیک گرانیت‌ها و ریولیت‌های A1 و A2، نسبت‌های Rb/Sr (95/25 – 10/0)، Rb/Nb (41/29 – 56/0) و Y/Nb (72/4 – 30/1) به‌کار برده شده است (البته گفتنی است مقدار این نسبت‌ها در نمونه‌های غنی از Na2O بسیار کمتر از نمونه‌های غنی از K2O است). این نسبت‌ها همانند ریولیت‌ها و گرانیت‌های نوع A2 هستند (شکل 6-E و F). اگرچه در نمودارهای Y/Nb در برابر Rb/Sr و Y/Nb در برابر Rb/Nb (Eby, 1992)، برخی نمونه‌ها در محدودة A1 نیز جای گرفته‌‌اند. در نمودارهای سه‌تایی Nb- Y- Zr/4 (شکل 6-G)، Nb- Y- Ce (شکل 6-H) و Nb-Y-Hf/2 (شکل 6-J) (برگرفته از (Eby, 1992)، نمونه‌ها در مرز محدوده‌های A1 و A2 جانمایی شده‌اند و ترکیبی همانند گرانیت‌های قوشچی (Shafaii Moghadam et al., 2015) نشان می‌دهند؛ هرچند بررسی ترکیب شیمیایی ریولیت‌های نورالدین‌آباد نشان‌دهندة همانندی این سنگ‌ها با گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type آلومینوس" (aluminous A-type granites) (King et al., 1997) است. از دیدگاه زمین‌شیمیایی، گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type آلومینوس در بسیاری موارد همانند گرانیت‌های نوع A2 هستند. این سنگ‌ها مقدار SiO2، FeOt/(FeOt+MgO)، Ba و Al بالا و Sr، Ca و Zr کمی دارند و فوگاسیتة اکسیژن و دمای پیدایش آنها بالاست (King et al., 1997; Li et al., 2018; Ma et al., 2018). محتوای Zr در ترکیب ریولیت‌های نورالدین‌آباد کم است (ppm 229- 29) و در نمودار ACNK در محدوده پرآلومینوس جای گرفته‌اند. از این‌رو، با توجه به ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی ریولیت‌های نورالدین‌آباد شاید بتوان آنها را از نوع ریولیت‌های A2-type آلومینوس برشمرد.

خاستگاه و روند تکاملی ریولیت‌ها

نمونه‌های تجزیه‌شده از ریولیت‌های نورالدین‌آباد مقدار اندکی LOI دارند. این ویژگی به‌همراه رفتار یکنواخت برای عنصرهای سازگار و ناسازگار در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و N-MORB می‌تواند نشان‌دهندة این حقیقت باشد که دگرسانی و هوازدگی تأثیر ناچیزی روی ترکیب شیمیایی نخستین سنگ‌های بررسی‌شده داشته است (Ji et al., 2018).

با توجه به زمین‌شیمی ریولیت‌های نورالدین‌آباد، مانند مقدار بالای SiO2، K2O+Na2O، مقدار اندک MgO، Al2O3، CaO و P2O5، تهی‌شدگی HFSEها و آنومالی منفی Rb، Nb، Ta، Sr، Ti و Zr به‌همراه آنومالی منفی Eu، گمان می‌رود این سنگ‌ها در هنگام روند تکاملی خود دچار تحولات شدیدی شده‌اند (Zhang et al., 2018). ویژگی‏‌های ترکیبی یادشده به‏‌ویژه مقدار کم Sr، آنومالی منفی Eu و الگوی مسطح برای عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) نشان‌ می‌دهند ریولیت‌های یادشده از خاستگاهی بدون گارنت و دارای پلاژیوکلاز به‌عنوان فاز بجامانده از ذوب‏‌بخشی در شرایط فشار کم و در ژرفای کم پدیدآمده‌اند (Norman et al., 1992; Petford and Atherton, 1996; Jia et al., 2019). گفتنی است خاستگاه گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type گوناگون است و این سنگ‌ها از خاستگاه‌ها و فرایندهای گوناگونی پدید می‌آیند (Karsli et al., 2018). در اینباره می‌توان به پیدایش این سنگ‌ها از جدایش مستقیم از ماگماهای جدایش‌یافته از گوشته با یا بی دخالت پوستة قاره‌ای (Eby, 1990; Turner et al., 1992)، ذوب‏‌بخشی درجة پایین پوستة قاره‌ای پایینی با ترکیب گرانولیتی (Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)، ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‌ای کم ژرفا با ترکیب تونالیت تا گرانودیوریت (Sylvester, 1989; Creaser et al., 1991) و آمیختگی مذاب‌های پوسته‌ای با ماگماهای مافیک جداشده از گوشته (Wickham et al., 1996) را نام برد. به باور ابی (Eby, 1992) خاستگاه ماگمای پدیدآورنده سنگ‌های A-type نوع A2 ذوب‏‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای است. به باور ایشان کاربرد نسبت Y/Nb در بررسی خاستگاه گوشته‌ای و پوسته‌ای گرانیتوییدها سودمند است. گرانیتوییدهای با خاستگاه گوشته‌ای مقدار 2/1 > Y/Nb و گرانیتوییدهای با خاستگاه پوسته‌ای مقدار 2/1 < Y/Nb دارند. این نسبت در ریولیت‌های نورالدین‌آباد از 30/1 تا 72/4 در نوسان است و با خاستگاه پوسته‌ای سازگار است.

برای تفکیک و تمایز خاستگاه پوسته‌ای و گوشته‌ای مذاب‌های گرانیتوییدی، کاربرد شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم (A/NK) بسیار کارآمد است (Barbarin, 1999). گرانیتوییدهای متاآلومینوس و پرآلومینوس گویای دخالت سازنده‌های پوسته‌ای و گرانیتوییدهای پرآلکالن نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای برای این سنگ‌ها هستند. ترکیب ریولیت‌های نورالدین‌آباد از نوع ریولیت‌های پرآلومینوس است و با خاستگاه پوسته‌ای برای این سنگ‌ها همخوانی دارد. در نمودار SiO2 در برابر Nb (Pearce and Gale, 1977)، بیشتر نمونه‌ها در نزدیکی مذاب‌های پوسته‌ای جانمایی شده‌اند (شکل 7-A).

 

 

شکل 7. A) نمودار SiO2 در برابر Nb (برگرفته از Pearce and Gale, 1977)؛ B) نمودار Nb در برابر Nb/U (برگرفته از Shafaii Moghadam et al., 2015)؛ C) نمودار SiO2در برابر Th/U؛ D) نمودار Th/La در برابر Nb/La (برگرفته از Liu et al., 2014). داده‌های مربوط به پوستة قاره‌ای بالایی (UCC, UC)، میانی (MC) و زیرین (LCC, LC) از رادنیک و گاو (Rudnick and Gao, 2003)، داده‌های بازالت‌های جزایر اقیانوسی (OIB) و گوشتة اولیه (PM) از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989).

Figure 7. A) SiO2 versus Nb diagram (Pearce and Gale, 1977); B) Nb versus Nb/U diagram (Shafaii Moghadam et al., 2015); C) SiO2 versus Th/U diagram; D) Th/La versus Nb/La diagram (Liu et al., 2014). Values of upper continental crust (UC, UCC), middle crust (MC) and lower continental crust (LC, LCC) are from Rudnick and Gao (2003), values of oceanic island basalt (OIB) and primitive mantle (PM) are from Sun and McDonough (1989).

 

 

برای بررسی خاستگاه پوسته‌ای ریولیت‌های شمال ارومیه کاربرد نسبت‌های عنصرهای کمیاب مانند Th/U، Nb/U و Y/Nb می‌تواند کارآمد باشد. نسبت Nb/U (17/5- 45/1) در ریولیت‌های شمال ارومیه همانند مقدار آن در ترکیب پوستة قاره‌ای است (شکل 7-B). از آنجایی‌که U و Th عنصرهایی به‌شدت ناسازگار هستند، غلظت بالای این عنصرها در سنگ‌های گرانیتی شاخصی برای نسبت بالای تحول‌یافتگی در این سنگ‌ها به‌شمار می‌رود (Shafaii Moghadam et al., 2015). در گرانیت‌های قوشچی، یکی از عوامل احتمالی تهی‌شدگی Nb، تبلوربخشی فازهای غنی از Nb مانند آمفیبول، تیتانیت و روتیل دانسته شده است (Shafaii Moghadam et al., 2015). نسبت Th/U در نمونه‌های بررسی‌شده از 39/2 تا 37/7 در تغییر است. مقدار این نسبت در بسیاری از نمونه‌ها همانند مقدار پوسته‌ای (4 ~) آن است (شکل 7-C). در نمودار Th/La در برابر Nb/La نیز ریولیت‌های نورالدین‌آباد در نزدیکی پوستة میانی و پوستة بالایی جای گرفته‌اند (شکل 7-D). در این نمودار نمونه‌ها روندی همانند با آلایش پوستة زیرین از خود نشان می‌دهند.

کاربرد نمودارهای تغییرات دوتایی در تعیین روند تحولات ماگمایی بسیار کمک می‌کند. روند خطی میان SiO2 و بیشتر اکسیدهای اصلی و عنصرهای فرعی در نمودارهای تغییرات دوتایی (نشان داده نشده است) به‌همراه آنومالی منفی Eu، Sr و Nb در نمودارهای چند عنصری (شکل 5) چه‌بسا نشان‌دهندة نقش بنیادی تبلوربخشی در تغییرات ترکیبی ماگمای پدیدآورنده ریولیت‌های شمال ارومیه است. در نمودارهای تغییرات دوتایی برای ریولیت‌های شمال ارومیه، Al2O3، TiO2، Fe2O3، K2O و CaO با SiO2 همخوانی منفی نشان می‌دهند. همخوانی منفی میان این اکسیدها و سیلیس نشان‌دهندة تبلوربخشی به‏‌ویژه جدایش بلورهای پلاژیوکلاز، اکسیدهای Fe- Ti و پتاسیم‌فلدسپار است (Oliveira et al., 2015; Hei et al., 2018). در نمودارهای دوتایی، Na2O همخوانی مثبتی با سیلیس دارد و با افزایش مقدار SiO2 بر مقدار آن افزوده می‌شود (نشان داده نشده است). تغییرات MgO در برابر SiO2 کمابیش ثابت است.

نمودارهای تغییرات دوتایی عنصرهای فرعی در برابر SiO2، عنصرهای Rb، Ba، Th، Ta، Nb، Sr و Zr همراه با افزایش SiO2 روند کاهشی نشان می‌دهند. کاهش Sr و Ba همراه با افزایش SiO2 نشان‌دهندة تبلوربخشی پلاژیوکلاز است.

تعیین محیط زمین‌ساختی ریولیت‌ها

برای بررسی محیط زمین‌ساختی پیدایش ریولیت‌های نورالدین‌آباد از نمودارهای متمایز‌کنندة بسیاری بهره گرفته شد. با توجه به نمودارهای متمایزکنندة محیط زمین‌ساختی (Abdel-Rahman and El-Kibbi, 2001)، ریولیت‌های نورالدین‌آباد در محیط غیر کوهزایی پدید آمده‌اند (شکل 8-A)؛ هر چند در نمودار K/Sr در برابر Rb/Sr (Abdel-Rahman and El-Kibbi, 2001)، برخی نمونه‌ها در محدودة گرانیت‌ها و ریولیت‌های کوهزایی نیز جای گرفته‌اند. در اینباره نسبت‌های Nb/Ta (66/33- 84/4) و Zr/Hf (77/55- 43/17) در ریولیت‌های شمال ارومیه همانند گرانیت‌های غیرکوهزایی (مانند (Capaldi et al., 1987; Abdel-Rahman and El-Kibbi, 2001) هستند. در نمودار Zr در برابر Y (Muller and Groves, 1994) همة نمونه‌ها در محدودة گرانیت‌های درون‏‌صفحه‌ای جای گرفته‌اند (شکل 8-B). در نمودارهای پیشنهادی پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984)، شامل نمودارهای Nb+Y در برابر Rb (شکل 8-C)، Y در برابر Nb (شکل 8-D) و Yb در برابر Ta (شکل 8-E)، ترکیب ریولیت‌های شمال ارومیه در مرز میان محدوده‌های گرانیت‌های درون‏‌صفحه‌ای و گرانیت‌های کمان‌های آتشفشانی جانمای شده است. گفتنی است در نمودارهای Nb+Y در برابر Rb و Y در برابر Nb، نمونه‌ها به‌ترتیب در محدوده‌های پیشنهادیِ پیرس (Pearce, 1996) برای گرانیت‌های پس از برخوردی و گرانیت‌های A-type نیز جای گرفته‌اند. گرچه در نمودار SiO2 در برابر Al2O3 (Maniar and Piccoli, 1989)، ریولیت‌های شمال ارومیه در محدوده گرانیت‌های وابسته به کافت + گرانیت‌های وابسته به حرکت‌های خشکی‌زایی جای گرفته‌اند (شکل 8-F).

توجه به روابط صحرایی در تعیین محیط زمین‌ساختی سنگ‌های مختلف می‌تواند بسیار مفید باشد. در منطقة نورالدین‌آباد در زمان پالئوزوییک پسین مجموعه توده گرانیتوییدهای قوشچی به‌همراه ریولیت‌ها و سنگ‌های مافیک رخنمون‏‌یافته‌اند. بررسی داده‌های سن‌سنجی روی مجموعه گرانیت قوشچی و سنگ‌های گابرونوریتی نشان‌دهندة پیدایش همزمان این سنگ‌ها با یکدیگر است (نزدیک به 320 میلیون سال پیش جایگزین شده‌اند) (Shafaii Moghadam et al., 2015). همچنین، بررسی ترکیب زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی این سنگ‌ها (Shafaii Moghadam et al., 2015) نشان‌دهندة خاستگاه یکسان برای گرانیت‌ها و گابرونوریت‌های قوشچی است. بر پایة یافته‌های ایشان، مقدار εNd(t) در گرانیت‌ها و گابرونوریت‌های قوشچی همانند هم است و به‌ترتیب از 3/1 + تا 4/3+ و 1/0- تا 4/4+ در تغییر است. رخنمون سنگ‌های فلسیک و مافیک بدون حضور گونه‌های حد واسط به نام ماگماتیسم بایمدال نامیده می‌شود. این نوع ماگماتیسم بیشتر شاخص محیط‌های کششی مانند مناطق کافتی (Trua et al., 1999; Li et al., 2005)، جایگاه‌های پس از برخوردی (Ersoy et al., 2008; Dilek and Altunkaynak, 2009) و پهنه‌های پشت کمانس (Genç and Tüysüz, 2010; Chen et al., 2013; Jia et al., 2019) است.

بر پایة بررسی‌های لیو و همکاران (Liu et al., 2016)، بیشتر سنگ‌های مافیک موجود در مناطق کافتی ترکیب بازالت‌های آلکالن یا توله‌ایتی، تراکی‌بازالت و تراکی‌آندزیت‌های بازالتی با مقدار کمی تراکی‌آندزیت دارند. این سنگ‌ها معمولاً آنومالی مشخص Eu ندارند و الگوی جدایش‌یافتة شدیدی بین LREE و HREE نشان می‌دهند. همچنین، مقدار εNd(t) در آنها اندکی مثبت است و آنومالی Nb و Ta در مقایسه با دیگر HFSEها مشخص‌تری دارد. سنگ‌های فلسیک در این جایگاه‌ها بیشتر ترکیب تراکیت و ریولیت کالک‌آلکالن با مقدار بالای K دارند. مقدار مجموع REEها در این سنگ‌ها بالاست و الگوی جدایش‌یافته‌ای بین LREE و HREEها نشان می‌دهند. در سنگ‌های فلسیک جداشده از مناطق کافتی نیز آنومالی منفی Nb و Ta دیده نمی‌شود و مقدار εNd(t) آ‌نها همانند سنگ‌های مافیک در این جایگاه‌ها مثبت است.

مقایسة ترکیب ریولیت‌های شمال ارومیه با ریولیت‌های A-type با محتوای Nb-Ta کم منطقة تاریم چین (Liu et al., 2014) نشان‌دهندة روندی همانند پوستة قاره‌ای و همچنین، ریولیت‌های تاریم است (شکل 5 B). پیدایش ریولیت‌های A-type با محتوای Nb-Ta کم در منطقة تاریم چین پیامد ذوب‏‌بخشی و آناتکسی پوستة قاره‌ای در پی صعود و جایگیری مذاب‌های مافیک زیر پوستة قاره‌ای[3] در پی صعود و همرفتی تنورة گوشته‌ای دانسته شده است. با درنظرگرفتن ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و نیز روابط صحرایی ریولیت‌های نورالدین‌آباد، به احتمال بالا این سنگ‌ها در ارتباط با تنوره‌های ماگمایی گوشته‌ای پدید آمده‌اند و صعود مذاب‌های مافیک گوشته‌ای، ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‌ای و پیدایش ریولیت‌های نورالدین‌آباد را در پی داشته است. این الگو برای بسیاری از توده‌های A-type رخنمون‏‌یافته در شمال‌باختری ایران به سن پالئوزوییک پسین مانند توده‌های گرانیتوییدی امند و مورد (Mohammadi et al., 2019) نیز پیشنهاد شده است.

 

 

 

شکل 8. A) نمودار Rb/Sr در برابر K/Rb (برگرفته از Abdel-Rahman and El-Kibbi, 2001)؛ B) نمودار Y در برابر Zr (برگرفته از Muller and Groves, 1994)؛ C، D و E) نمودارهای Rb در برابر Nb+Y، Nb در برابر Y و Ta در برابر Yb (نمودارها برگرفته از Pearce et al., 1984)؛ F) نمودار Al2O3 در برابر SiO2 (برگرفته از Maniar and Piccoli, 1989).

Figure 8. A) Rb/Sr vs. K/Rb diagram (Abdel-Rahman and El-Kibbi, 2001); B) Y vs. Zr diagram (Muller and Groves, 1994); C, D, E) Rb vs. Nb+Y, Nb vs. Y and Ta vs. Yb diagrams (Pearce et al., 1984); F) Al2O3 vs. SiO2 diagram (Maniar and Piccoli, 1989).

 

 

دربارة تعیین ژئودینامیسم منطقه و درک بهتر چگونگی پیدایش و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های مورد مطالعه، توجه به توده‌هایی با سرگذشت مشابه با ریولیت‌های شمال ارومیه کمک چشمگیری می‌کند. سنگ‌های پالئوزوییک پسین در منطقه شمال‌باختری ایران گسترش کمابیش بالایی دارند؛ مانند گرانیت‌ها و گابرونوریت‌های قوشچی (Advay et al., 2010; Shafaii Moghadam et al., 2015)، گرانیت حسن‌سالاران (Azizi et al., 2017)، گرانیت‌های امند و مورو (Mohammadi et al., 2019)، ریولیت‌های پیرعشاق (Jamei et al., 2020)، گرانیت‌های حسن‌رباط (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012)، گرانیت‌های خلیفان (Bea et al., 2011) و هریس (Advay and Ghalamghash, 2011). سنگ‌های فلسیک پالئوزوییک پسین در شمال‌باختری ایران بیشتر از نوع A-type هستند و از دیدگاه زمین‌شیمیایی، با جایگاه‌های کششی همخوانی دارند. از دیدگاه سنی این سنگ‌ها را می‌توان به دو گروهِ دونین پسین- کربونیفر پیشین و کربونیفر پسین- پرمین پیشین دسته‌بندی کرد (Mohammadi et al., 2019). بررسی‌ها نشان‌دهندة ارتباط سنی این گرانیت‌ها با ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی آنها هستند؛ به‌گونه‌ای‌که گرانیت‌های دونین پسین بیشتر از نوع A1، گرانیت‌های کربونیفر پیشین هم از نوع A1 و هم از نوع A2 و گرانیت‌های کربونیفر پسین بیشتر از نوع A2 هستند (Mohammadi et al., 2019).

جایگاه زمین‌ساختی همة این توده‌ها محیط‌های کششی و کافتی (اقیانوس تتیس) دانسته شده است. در اینباره با توجه به داده‌های سن‌سنجی و همچنین، زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده، معمولاً کافت اقیانوس تتیس در شمال‌باختری ایران را به‌صورت پدیده‌ای دو مرحله‌ای در نظر می‌گیرند: در مرحله نخست گرانیت‌ها و ریولیت‌های وابسته به کافت آمند- مورو (Mohammadi et al., 2019)، داممنا (در شمال‌خاوری عراق) (Abdulzahra et al., 2016) و گابروی میشو با سن دونین پسین- کربونیفر پیشین (Saccani et al., 2013) پدید آمده‌اند. سازوکار پیدایش این توده‌ها به بازشدگی کافت پالئوتتیس با فعالیت تنوره‌های ماگمایی نسبت داده شده‌اند (Mohammadi et al., 2019). در مرحلة دوم، توده‌هایی با سن کربونیفر پسین- پرمین پیشین (توده‌های قوشچی، خلیفان، هریس و حسن‌رباط) در پی بازشدن اقیانوس نئوتتیس و بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس پدید آمده‌اند (Mohammadi et al., 2019).

در پایان، با توجه به بررسی‌های میدانی، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده برای ریولیت‌های نورالدین‌آباد و نیز مقایسة این سنگ‌های با توده‌های گرانیتی و ریولیتی به سن پالئوزوییک پسین در شمال‌باختری ایران به‏‌ویژه گرانیت قوشچی، می‌توان دریافت نمونه‌ها در یک محیط کششی وابسته به کافت قاره‌ای (به احتمال زیاد کافت نئوتتیس) در زمان کربونیفر پسین پدید آمده‌اند.

برداشت

ترکیب کانی‌شناسی ریولیت‌های شمال ارومیه از کوارتز، آلکالی‌فلدسپارها و به مقدار کمتر پلاژیوکلاز تشکیل شده است که در زمینه‌ای متوسط تا ریز دانه از کانی‌های کوارتز و فلدسپار جای گرفته‌اند. با توجه به روابط بافتی گمان می‌رود نمونه‌های با زمینة متوسط بلور، به‌صورت نیمه‌ژرف هستند. با توجه به نوع آلکالی‌فلدسپار، این سنگ‌ها را می‌توان به دو گروهِ غنی از آنورتوکلاز (غنی از Na) و غنی از پتاسیم‌فلدسپار (غنی از K) دسته‌بندی کرد. بافت‌های پورفیری، خلیج‌خوردگی، پرتیتی، اسفرولیتی (در نمونه‌های با زمینة متوسط بلور)، جریانی و میکروگرافیکی (در نمونه‌های با زمینه متوسط بلور)، از بافت‌های رایج در این سنگ‌ها هستند. از دیدگاه زمین‌شیمیایی، ریولیت‌های نورالدین‌آباد از نوع ریولیت‌های پرآلومینوس با میزان SiO2 بالا به‌شمار می‌روند. همچنین، مقدار Na2O+K2O، Fe2O3T و عنصرهای خاکی کمیاب (مگر Eu) در ترکیب این سنگ‌ها بالا و در برابر آن، میزان CaO، MgO، P2O5، Sr و Ba کم است و ازاین‌رو، این سنگ‌ها همانندِ گرانیت‌ها و ریولیت‌های A-type هستند. نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت، LREEها در مقایسه با HREEها غنی‌شدگی نشان می‌‌دهند و Eu آنومالی منفی بارزی از خود نشان می‌دهد. در نمودارهای چندعنصری نیز غنی‌شدگی LILEها، آنومالی منفی عنصرهای Ba، Nb، Ta، Sr، Zr، Hf، Sr، Eu و Ti و آنومالی ضعیف مثبت برای عنصرهای Rb و Pb مشهود است. از دیدگاه رده‌بندی زایشی با درنظرگرفتن مقدار بالای نسبت‌های Y/Nb، Rb/Sr، Rb/Nb و مقدار کمابیش کمِ Nb، ریولیت‌های نورالدین‌آباد را می‌توان ریولیت‌های A-type از نوع A2 دانست. با توجه به ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی، خاستگاه ریولیت‌های یادشده پوستة قاره‌ای بوده است و احتمالاً در پی ذوب‏‌بخشی این پوسته پدید آمده‌اند. تبلوربخشی کانی‌هایی مانند پلاژیوکلاز و اکسیدهای Fe-Ti نقش روشنی در روند تحولات ماگمایی این سنگ‌ها داشته است. کاربرد نمودارهای متمایزکنندة محیط زمین‌ساختی نشان‌ می‌دهد ریولیت‌های نورالدین‌آباد از نوع ریولیت‌های غیرکوهزایی هستند و پیدایش آنها در محیط درون‏‌صفحه‌ای و وابسته به کافت رخ داده است. این نکته با درنظرگرفتن روابط صحرایی مانند وجود ماگماتیسم بایمدال در منطقه و نیز مقایسه با توده‌های ریولیتی و گرانیتی که سنی همانند ریولیت‌های شمال ارومیه (پالئوزوییک پسین) دارند (مانند گرانیت‌های قوشچی) نیز تأیید می‌شود.

سپاس‌گزاری

این مقاله برگرفته از پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد نویسندة نخست و با حمایت مالی دانشگاه ارومیه تهیه و ارائه شده است. ازاین‌رو، از حمایت‌ها و کمک‌های آن دانشگاه سپاس‌گزاری می‌شود. همچنین، از سردبیر گرامی مجلة پترولوژی، جناب آقای دکتر ترابی و داوران گرامی که مقاله را با سعة صدر داوری کردند و باعث ارتقای مقاله شدند، سپاس‌گزاری می‌شود.

 

[1] interstitial

[2] High silica rhyolitic systems

[3] underplated magmas

References

Abdel-Rahman, A.-F.M., and El-Kibbi, M.M. (2001) Anorogenic magmatism: chemical evolution of the Mount El-Sibai A-type complex (Egypt), and implications for the origin of within-plate felsic magmas. Geological Magazine, 138 (1), 67-85, 10.1017/S0016756801005052.
Abdulzahra, I.K., Hadi, A., Asahara, Y., Azizi, H., and Yamamoto, K. (2016) Zircon U–Pb ages and geochemistry of Devonian A-type granites in the Iraqi Zagros Suture Zone (Damamna area): New evidence for magmatic activity related to the Hercynian orogeny. Lithos, 264, 360-374, 10.1016/j.lithos.2016.09.006.
Advay, M., and Ghalamghash, J. (2011) Petrogenesis and Zircon U-Pb radiometric dating in Herris granite (NW Shabestar) East Azarbaijan Province. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 18 (4), 633-646 (In Persian).
Advay, M., Jahangiri, A., Mojtahedi, M., and Ghalamghash, J. (2010) Petrology and geochemistry of Ghoshchi batholith, NW Iran: Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 17 (4), 716-733 (In Persian).
Alavi-Naini, M. (1972) Etude geologique de la region de Djam. Geological Survey of Iran, Reports, 23, 1-288.
Alirezaei, S., and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj–Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos, 151, 122-134, 10.1016/j.lithos.2011.11.015
Arakawa, Y., Endo, D., Oshika, J., Shinmura, T., and Ikehata, K. (2019) High-silica rhyolites of Niijima volcano in the northern Izu–Bonin arc, Japan: Petrological and geochemical constraints on magma generation and supply. Lithos, 330-331, 223-237, 10.1016/j.lithos.2019.02.014
Azizi, H., Kazemi, T., and Asahara, Y. (2017) A-type granitoid in Hasansalaran complex, northwestern Iran: Evidence for extensional tectonic regime in northern Gondwana in the Late Paleozoic. Journal of Geodynamics, 108, 56-72, 1565-1582, 10.1016/j.jog.2017.05.003
Bachmann, O., and Bergantz, G. W. (2004) On the Origin of Crystal-poor Rhyolites: Extracted from Batholithic Crystal Mushes. Journal of Petrology, 45 (8), 10.1093/petrology/egh019.
Badrzadeh, Z., Aghazadeh, M. and Fathi, S, (2020) Geochemistry and Petrogenesis of Carboniferous volcanic rocks, NW Marand: Evidence for interacontinental rift Magmatism). Petrological Journal, 11, 21-40, 10.22108/IJP.2020.122485.1173.
Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46 (3), 605-626, 10.1016/S0024-4937(98)00085-1.
Bea, F., Mazhari, A., Montero, P., Amini, S., and Ghalamghash, J. (2011) Zircon dating, Sr and Nd isotopes, and element geochemistry of the Khalifan pluton, NW Iran: Evidence for Variscan magmatism in a supposedly Cimmerian superterrane. Journal of Asian Earth Sciences, 40 (1), 172-179, 10.1016/j.jseaes.2010.08.005.
Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: Evolution of a concept, problems and prospects. Lithos, 97, (1), 1-29, 10.1016/j.lithos.2006.12.007.
Capaldi, G., Chiesa, S., Manetti, , Orsi, G., and Poli, G. (1987) Tertiary anorogenic granites of the western border of the Yemen Plateau. Lithos, 20 (6), 433-444, 10.1016/0024-4937(87)90028-4.
Chang, Z., and Meinert, L.D. (2004) The magmatic–hydrothermal transition—evidence from quartz phenocryst textures and endoskarn abundance in Cu–Zn skarns at the Empire Mine, Idaho, USA. Chemical Geology, 210 (1), 149-171, 10.1016/j.chemgeo.2004.06.018.
Chen, X., Shu, L., Santosh, M., and Zhao, X. (2013) Island arc-type bimodal magmatism in the eastern Tianshan Belt, Northwest China: Geochemistry, zircon U–Pb geochronology and implications for the Paleozoic crustal evolution in Central Asia. Lithos, 168-169, 48-66, 10.1016/j.lithos.2012.10.006.
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 southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 80 (2), 189-200, 10.1007/BF00374895.
Creaser, R.A., Price, R.C., and Wormald, R.J. (1991) A-type granites revisited: Assessment of a residual-source model. Geology, 19 (2), 163-166, 10.1130/0091-7613(1991)019<0163:ATGRAO>2.3.CO;2
Cucciniello, C., Choudhary, A.K., Pande, K., and Sheth, H. (2019) Mineralogy, geochemistry and 40Ar–39Ar geochronology of the Barda and Alech complexes, Saurashtra, northwestern Deccan Traps: early silicic magmas derived by flood basalt fractionation. Geological Magazine, 156, (10), 1668-1690, 10.1017/S0016756818000924.
Dilek, Y., and Altunkaynak, Ş. (2009) Geochemical and temporal evolution of Cenozoic magmatism in western Turkey: mantle response to collision, slab break-off, and lithospheric tearing in an orogenic belt. Geological Society, London, Special Publications, 311 (1), 213, 10.1144/SP311.8.
Eby, G.N. (1990) The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos, 26 (1), 115-134, 10.1016/0024-4937(90)90043-Z.
Eby, G.N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids:Petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20 (7), 641-644, 10.1130/0091-7613(1992)020<0641:CSOTAT>2.3.CO;2.
El Dabe, M.M. (2015) A geochemical tectonomagmatic classification of the A-type granitoids based on their magma types and tectonic regimes. Arabian Journal of Geosciences, 8 (1), 187-193, 10.1007/s12517-013-1195-8.
Emami, M.H., Sadeghi, M.M., and Omrani, S.J. (1993) Magmatic map of Iran, 1/1000000. Geological Survey of Iran.
Ersoy, Y., Helvacı, C., Sözbilir, H., Erkül, F., and Bozkurt, E. (2008) A geochemical approach to Neogene–Quaternary volcanic activity of western Anatolia: An example of episodic bimodal volcanism within the Selendi Basin, Turkey. Chemical Geology, 255 (1), 265-282, 10.1016/j.chemgeo.2008.06.044.
Frost, B.R., Barnes, C.G., Collins, W.J., Arculus, R.J., Ellis, D.J., and Frost, C.D. (2001), A geochemical cassification for granitic rocks. Journal of Petrology, 42 (11), 2033-2048, 10.1093/petrology/42.11.2033.
Genç, Ş.C., and Tüysüz, O. (2010) Tectonic setting of the Jurassic bimodal magmatism in the Sakarya Zone (Central and Western Pontides), Northern Turkey: A geochemical and isotopic approach. Lithos, 118 (1), 95-111, 10.1016/j.lithos.2010.03.017.
Gualda, G.A.R., and Ghiorso, M.S. (2013) Low-Pressure Origin of High-Silica Rhyolites and Granites. The Journal of Geology, 121 (5), 537-545, 10.1086/671395.
Hei, H.-X., Su, S.-G., Wang, Y., Mo, X.-X., Luo, Z.-H., and Liu, W.-G. (2018) Rhyolites in the Emeishan large igneous province (SW China) with implications for plume-related felsic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences, 164, 344-365, 10.1016/j.jseaes.2018.05.032.
Huang, H., Zhang, Z., Santosh, M., Zhang, D., and Wang, T. (2015) Petrogenesis of the Early Permian volcanic rocks in the Chinese South Tianshan: Implications for crustal growth in the Central Asian Orogenic Belt. Lithos, 228-229, 23-42, 10.1016/j.lithos.2015.04.017.
Jamei, S., Ghorbani, M., Williams, I. S., and Moayyed, M. (2021) Tethyan oceans reconstructions with emphasis on the ‎Early ‎‎Carboniferous Pir-Eshagh A-‎‎type rhyolite and the ‎Late Palaeozoic magmatism in Iran. International Geology Review, 63 (11), 1389-1405, 10.1080/00206814.2020.1768443.
Ji, Z., Ge, W.-C., Yang, H., Wang, Q.-h., Zhang, Y.-l., Wang, Z.-h., and Bi, J.-H. (2018) Late Jurassic rhyolites from the Wuchagou region in the central Great Xing’an Range, NE China: Petrogenesis and tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 158, 381-397, 10.1016/j.jseaes.2018.03.011.
Jia, W.-B., Yan, G.-S., Yu, X.-F., Li, Y.-S., Conticelli, S., and Du, Z.-Z. (2019) Geochronology and Geochemistry of the Karadaban Bimodal Volcanic Rocks in the Altyn Area, Xinjiang: Implications for the Tectonic Evolution of the Altyn Ocean. Geofluids, 2019, 6256398, 10.1155/2019/6256398.
Karsli, O., Aydin, F., Uysal, I., Dokuz, A., Kumral, M., Kandemir, R., Budakoglu, M., and Ketenci, M. (2018) Latest Cretaceous “A2-type” granites in the Sakarya Zone, NE Turkey: Partial melting of mafic lower crust in response to roll-back of Neo-Tethyan oceanic lithosphere. Lithos, 302-303, 312-328, 10.1016/j.lithos.2017.12.025.
Khodabandeh, A.A., Soltanni, G.A., Sartipi, A.H., and Emami, M.H. (2002) Geological map of Iran, 1:100,000 series sheet Salmas. Geological Survey of Iran, Tehran.
King, P.L., White, A.J.R., Chappell, B.W., and Allen, C.M. (1997) Characterization and Origin of Aluminous A-type Granites from the Lachlan Fold Belt, Southeastern Australia. Journal of Petrology, 38 (3), 371-391, 10.1093/petroj/38.3.371.
Kuibida, M.L., Murzin, O. , Kruk, N.N., Safonova, I.Y., Sun, M., Komiya, T., Wong, J., Aoki, S., Murzina, N.M., Nikolaeva, I., Semenova, D. , Khlestov, M., Shelepaev, R.A., Kotler, P.D., Yakovlev, A., and Naryzhnova, A. (2020) Whole-rock geochemistry and U-Pb ages of Devonian bimodal-type rhyolites from the Rudny Altai, Russia: Petrogenesis and tectonic settings. Gondwana Research, 81, 312-338, 10.1016/j.gr.2019.12.002.
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, 445-450, 10.1093/petrology/27.3.745.
Li, H., Myint, A.Z., Yonezu, K., Watanabe, K., Algeo, T.J., and Wu, J.-H. (2018) Geochemistry and U–Pb geochronology of the Wagone and Hermyingyi A-type granites, southern Myanmar: Implications for tectonic setting, magma evolution and Sn–W mineralization. Ore Geology Reviews, 95, 575-592, 10.1016/j.oregeorev.2018.03.015
Li, W.-X., Li, X.-H., and Li, Z.-X. (2005) Neoproterozoic bimodal magmatism in the Cathaysia Block of South China and its tectonic significance. Precambrian Research, 136 (1), 51-66, 10.1016/j.precamres.2004.09.008.
Liu, H.-Q., Xu, Y.-G., Tian, W., Zhong, Y.-T., Mundil, R., Li, X.-H., Yang, Y.-H., Luo, Z.-Y., and Shang-Guan, S.-M. (2014) Origin of two types of rhyolites in the Tarim Large Igneous Province: Consequences of incubation and melting of a mantle plume. Lithos, 204, 59-72, 10.1016/j.lithos.2014.02.007.
Liu, J., Li, J., Chi, X., Qu, J., Chen, J., Hu, Z., and Feng, Q. (2016) The tectonic setting of early Permian bimodal volcanism in central Inner Mongolia: continental rift, post-collisional extension, or active continental margin?. International Geology Review, 58 (6), 737-755, 10.1080/00206814.2015.1108249.
Loiselle, M.C., and Wones, D.R. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Abstracts of papers to be presented at the Annual Meetings of the Geological Society of America and Associated Societies, San Diego, California, 11, 468.
Luchitskaya, M.V., Moiseev, A.V., Sokolov, S.D., Tuchkova, M.I., Sergeev, S.A., O'Sullivan, B., Verzhbitsky, V.E., and Malyshev, N.A. (2017) Neoproterozoic granitoids and rhyolites of Wrangel Island: Geochemical affinity and geodynamic setting in the Eastern Arctic region. Lithos, 292-293, 15-33, 10.1016/j.lithos.2017.08.022.
Maniar, P.D., and Piccoli, P.M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. GSA Bulletin, 101 (5), 635-643, 10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2.
Miller, J.A., and Harris, C. (2007) Petrogenesis of the Swaziland and Northern Natal Rhyolites of the Lebombo Rifted Volcanic Margin, South East Africa. Journal of Petrology, 48 (1), 185-218, 10.1093/petrology/egl061.
Moayyed, M., and Hajialioghli, R. (2018) Geochemistry and petrogenesis of Alamdar rhyolites from East of Tasouj town (Northwest of Iran). Petrological Journal, 9, 21-38, 10.22108/IJP.2018.81989.0.
Mohammadi, A., Moazzen, M., Lechmann, A., and Laurent, O. (2020) Zircon U-Pb geochronology and geochemistry of Late Devonian–Carboniferous granitoids in NW Iran: implications for the opening of Paleo-Tethys. International Geology Review, 62, 1931-1948, 10.1080/00206814.2019.1675540.
Müller, A., Seltmann, R., and Behr, H.J. (2000) Application of cathodoluminescence to magmatic quartz in a tin granite – case study from the Schellerhau Granite Complex, Eastern Erzgebirge, Germany. Mineralium Deposita, 35 (2), 169-189, 10.1007/s001260050014.
Muller, D., and Groves, D.I. (1994) Potassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. Lecture Notes in Earth Sciences, 56, 252.
Nabavi, M.H. (1976) An introduction to the geology of Iran., Geological survey of Iran (in Persian).
Natali, C., Beccaluva, L., Bianchini, G., and Siena, F. (2011) Rhyolites associated to Ethiopian CFB: Clues for initial rifting at the Afar plume axis. Earth and Planetary Science Letters, 312 (1), 59-68, 10.1016/j.epsl.2011.09.059.
Norman, M.D., Leeman, W.P., and Mertzman, S.A. (1992) Granites and rhyolites from the northwestern U.S.A.: temporal variation in magmatic processes and relations to tectonic setting. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 83 (1-2), 71-81, 10.1017/S0263593300007768.
Oliveira, D.S.D., Sommer, C.A., Philipp, R. ., Lima, E.F.D., and Basei, M.Â.S. (2015) Post-collisional subvolcanic rhyolites associated with the Neoproterozoic Pelotas Batholith, southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 63, 84-100, 10.1016/j.jsames.2015.05.009.
Patiño Douce, A.E. (1997) Generation of metaluminous A-type granites by low-pressure melting of calc-alkaline granitoids. Geology, 25, 743-746, 10.1130/0091-7613(1997)025<0743:GOMATG>2.3.CO;2
Pearce, J.A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. Thorpe RS (ed) Andesites, New York, John Wiley and sons.
Pearce, J.A. (1983) Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active continental margines.In: Continental basalts and mantle xenoliths (eds), Nantwich UK Shiva.
Pearce, J.A. (1996) Sources and Settings of Granitic Rocks. Episodes, 19, 120-125, 10.18814/epiiugs/1996/v19i4/005.
Pearce, J.A., and Gale, G.H. (1977) Identification of ore deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society Special Publications, 7, 14-24, 10.1144/GSL.SP.1977.007.01.
Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G. (1984) Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks. Journal of Petrology, 25 (4), 956-983, 10.1093/petrology/25.4.956.
Petford, N., and Atherton, M. (1996) Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: the Cordillera Blanca batholith, Peru. Journal of Petrology, 37, 1491-1521, 10.1093/petrology/37.6.1491.
Philpotts, A.R. (1990) Principles of Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice-Hall of India Pvt. Ltd. .
Ratajeski, K., Sisson, T.W., and Glazner, A.F. (2005) Experimental and geochemical evidence for derivation of the El Capitan Granite, California, by partial melting of hydrous gabbroic lower crust. Contributions to Mineralogy and Petrology, 149, 713-734, 10.1007/s00410-005-0677-4.
Rudnick, R.L., and Gao, S. (2003) Composition of the Continental Crust, in Turekian, H. D. H. K., ed., Treatise on Geochemistry. Oxford, Pergamon, 1-64, 10.1016/B0-08-043751-6/03016-4
Rudnick, R.L., and Gao, S. (2014) 4.1 - Composition of the Continental Crust, in Holland, H. D., and Turekian, K. K., eds., Treatise on Geochemistry (Second Edition): Oxford, Elsevier, 1-51.
Ruefer, A.C., Befus, K.S., Thompson, J.O., and Andrews, B.J. (2021) Implications of Multiple Disequilibrium Textures in Quartz-Hosted Embayments. Frontiers in Earth Science, 9, 742895, 10.3389/feart.2021.742895.
Sabzehi, M., and Mohammadiha, K. (2003) Geological map of Gangejin (Serow), Scale 1:100000. Geological Survey of Iran.
Saccani, E., Azimzadeh, Z., Dilek, Y., and Jahangiri, A. (2013) Geochronology and petrology of the Early Carboniferous Misho Mafic Complex (NW Iran), and implications for the melt evolution of Paleo-Tethyan rifting in Western Cimmeria. Lithos, 162-163, 264-278, 10.1016/j.lithos.2013.01.008.
Sensarma, S., Hoernes, S., and Mukhopadhyay, D. (2004) Relative contributions of crust and mantle to the origin of the Bijli Rhyolite in a palaeoproterozoic bimodal volcanic sequence (Dongargarh Group), central India. Journal of Earth System Science, 113 (4), 619-648, 10.1007/BF02704026.
Shafaii Moghadam, H., Li, X.-H., Ling, X.-X., Stern, R. J., Santos, J.F., Meinhold, G., Ghorbani, G., and Shahabi, S. (2015) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A-type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos, 212-215, 266-279, 10.1016/j.lithos.2014.11.009.
Sheth, H.C., and Melluso, L. (2008) The Mount Pavagadh volcanic suite, Deccan Traps: Geochemical stratigraphy and magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 32 (1), 5-21, 10.1016/j.jseaes.2007.10.001.
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D. Norry, M.J.(eds), Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications, 142, 313-345, 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Sylvester, P.J. (1989) Post-Collisional Alkaline Granites. The Journal of Geology, 97, 261-280.
Trua, T., Deniel, C., and Mazzuoli, R. (1999) Crustal control in the genesis of Plio-Quaternary bimodal magmatism of the Main Ethiopian Rift (MER): geochemical and isotopic (Sr, Nd, Pb) evidence. Chemical Geology, 155 (3), 201-231, 10.1016/S0009-2541(98)00174-0.
Turner, S.P., Foden, J.D., and Morrison, R.S. (1992) Derivation of some A-type magmas by fractionation of basaltic magma: An example from the Padthaway Ridge, South Australia. Lithos, 28 (2), 151-179, 10.1016/0024-4937(92)90029-X.
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 (4), 407-419, 10.1007/BF00402202.
White, A.J.R. (1979) Sources of Granitic Magma. Abstracts of Papers to be Presented at the Annual Meetings of the Geological Society of America and Associated Societies, San Diego, California, 11, 539.
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals: American Mineralogist, 95 (1), 185-187, 10.2138/am.2010.3371
Wickham, S.M., Alberts, A.D., Zanvilevich, A.N., Litvinovsky, B.A., Bindeman, I.N., and Schauble, E.A. (1996) A Stable Isotope Study of Anorogenic Magmatism in East Central Asia. Journal of Petrology, 37, 1063-1095, 10.1093/petrology/37.5.1063.
Winchester, J.A., and Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20, 325-343, 10.1016/0009-2541(77)90057-2.
Zhang, J.-H., Yang, J.-H., Chen, J.-Y., Wu, F.-Y., and Wilde, S.A. (2018) Genesis of late Early Cretaceous high-silica rhyolites in eastern Zhejiang Province, southeast China: A crystal mush origin with mantle input. Lithos, 296-299, 482-495, 10.1016/j.lithos.2017.11.026.
 
 

Files

History

  • Receive Date: 21 December 2022
  • Revise Date: 20 July 2023
  • Accept Date: 07 August 2023

Share

How to cite

Statistics