Lithological sequence, geochemistry and Sr, Nd and Pb isotopic data of Marshoun volcanic rocks, North Abhar (Tarom-Hashtjin subzone)

Document Type : Original Article

Authors

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

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Zanjan, Iran

Abstract

Marshoun area located 120Km Southeast of Zanjan, is a part of the Tarom-Hashtjin metallogenic-magmatic subzone within the Alborz-Azarbaijan zone. Similar to most parts of the Alborz-Azarbaijan zone, the Eocene-Oligocene volcanic and the intrusive rocks of this subzone were formed as a result of the Alpine orogenic phase, which has a close spatial and temporal relationship with metallic mineralization (Kouhestani et al., 2019). Several studies have been conducted on metallic mineralizations in different parts of the Tarom-Hashtjin subzone. The petrological studies carried out in this subzone are mainly focused on intrusive rocks (e.g., Seyed Qaraeini et al., 2020) and volcanic rocks' geochemical and petrological characteristics have been less considered. Marshoun area is composed of volcanic-sedimentary sequences which are hosts for Pb-Zn-Cu mineralization (Kouhestani et al., 2019). A detailed scientific study has not been done on the lithological sequence and their geochemical and petrological characteristics in the Marshoun area so far. In the present study, the lithological and geochemical characteristics including Sr, Nd, and Pb isotopic data, as well as the tectonomagmatic environment of the volcanic rocks of the area have been investigated.
Materials and methods
During fieldwork, a 1:25000 geological map prepared from different lithological units of the area and over 30 samples were taken. Also, 17 thin sections for petrographical studies, 10 samples for chemical and 4 samples (2 andesites and 2 dacites) for iaoopic analyses. Chemical analyses (XRF and ICP–MS methods) were carried out at Zarazma Laboratory, Tehran, Iran., and isotopic studies (i.e. Nd, Sr, and Pb isotope studies at Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Geosciences, Beijing, China.
Results
The predominant rock units in the Marshoun area are Eocene acidic tuffs, dacitic-rhyodacitic lava, and occasionally ignimbrite at the base and alternation of intermediate tuff with minor andesite and basaltic andesite intercalation in the top, along with some intrusive rocks with (Zajkan intrusion), and some gabbroic dykes.
Zajkan intrusion including pyroxene quartz monzodiorite, quartz monzodiorite, and granodiorite composition intruded acidic volcano-sedimentary rocks with a total thickness of 930 meters can be divided into 9 parts.
Volcanic rocks of the Marshoun area are classified as rhyolite, rhyodacite, dacite, andesite, basaltic andesite, and trachy-andesite with high-K calc-alkaline affinity. Dacitic-rhyodacitic rocks have porphyritic, flow, and spherolitic textures, composed of plagioclase, quartz, alkali feldspar, and mafic minerals (amphibole and biotite) set in a quartz-felspathic groundmass whereas, andesitic rocks show porphyritic, glomeroporphyritic, and amygdaloidal textures, composed of plagioclase and mafic minerals (amphibole and some pyroxene) set in a fine-grained and occasionally microlithic groundmass.
All samples under study on primitive mantle normalized spider diagrams, have similar patterns indicative of their genetic relations. LILEs and HFSEs. negative anomalies are remarkable features of these rocks. Chondrite-normalized REE patterns demonstrate a relatively steep to low slope pattern with LREE enrichment and a high ratio of LREE/HREE, (La/Yb)N, and (La/Sm)N ratio between 3.8-30.1 and 1.2-8.25, respectively. On tectonomagmatic setting discrimination diagrams, volcanic rocks of the Marshoun area have been formed in an active continental margin tectonic setting. Isotopic data of Sr (0.70485-0.70622), Nd (0.512695-0.712733), and Pb (206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, and 208Pb/204Pb between 18.743-18.803, 15.5938-15.6112 and 38.8138-18.0721, respectively) point to dominant role of mantle in the formation of the investigated rocks. According to the Pb isotopes, the area's acidic rocks originated either from a more enriched mantle or were contaminated by crustal materials during ascending magma.
Discussion and Conclusion
As the geochemical data indicate the primary magma of Marshoun volcanic rocks is generated by the partial melting of subcontinental metasomatized mantle lithosphere as a result of the subduction process within the continental margin environment. According to data obtained from the present study as well as the previous research, it can be concluded that the result of the subduction of the active continental margin and the shortening of the crust in Alborz during the Eocene gave rise to the thickening of continental crust and further led to the separation and subsidence of the lower part of the subcontinental lithospheric mantle (delamination).
As a result of this event, the ascending of asthenosphere currents has led to an increase in the thermal gradient and partial melting of the subcontinental lithosphere and generation of basic magma which during ascending contaminated by crustal materials. Finally, the differentiation process led to the formation of intermediate and acidic rocks.
Acknowledgment
This research study was made possible by a grant from the office of the vice-chancellor of research and technology, University of Zanjan. We hereby acknowledge their generous support. The Journal of Petrology reviewers and editor are also thanked for their constructive comments
 
 
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

منطقة مرشون در فاصلة نزدیک به 25 کیلومتری شمال ابهر و 120 کیلومتری جنوب‏‌خاوری زنجان جای دارد و بخشی از پهنه البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) در زیر‏‌پهنة ماگمایی- فلززایی طارم- هشتجین (Ghorbani, 2013) به‌شمار می‌رود. همانند بسیاری از بخش‏‌های پهنه البرز- آذربایجان، در این منطقه نیز در پی فرایند کوهزایی آلپی، سنگ‏‌های آذرین بیرونی، نیمه‏‌درونی و درونی فراوانی از ائوسن تا الیگوسن پدید آمده‏‌اند که ارتباط فضایی و مکانی نزدیکی با کانه‏‌زایی‏‌های فلزی آهن، مس، سرب- روی و طلا نشان می‌دهند (Kouhestani et al., 2019a, 2019b, 2020; Ghasemi Siani et al., 2020). تا کنون بررسی‌های بسیاری روی کانه‏‌زایی‏‌های فلزی در بخش‏‌های مختلف زیر‏‌پهنه طارم- هشتجین انجام شده‌اند (Ghasemi Siani, 2014; Nabatian et al., 2014a; Hosseinzadeh et al., 2015; Esmaeli et al., 2015; Mokhtari et al., 2016; Hosseinzadeh et al., 2016; Mehrabi et al., 2016; Kouhestani et al., 2018, 2019a, 2019b, 2020; ). بیشتر بررسی‌های سنگ‌شناسی انجام‏‌شده در این زیرپهنه روی توده‏‌های آذرین درونی متمرکز شده‌اند (Naderi, 2011; Rashidnejhad Omran et al., 2014; Nabatian et al., 2014a, 2014b; Aghazadeh et al., 2015; Nabatian et al., 2016a, 2016b; Saiedi et al., 2018; Yasami et al., 2018; Seyedqaraeini et al., 2020; Ghasemi Siani et al., 2020) و ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و سنگ‌شناسی سنگ‏‌های آتشفشانی کمتر مد نظر قرار گرفته‌اند. در برخی بررسی‌های مربوط به سنگ‌شناسی توده‏‌های آذرین درونی، از نقش این توده‏‌ها در پیدایش کانی‏‌سازی‏‌های منطقه یاد شده است. برای نمونه، به باور قاسمی‌سیانی و همکاران (Ghasemi Siani et al. 2020)، توده‏‌های آذرین درونیِ طارم در فراهم‌کردن گرمای لازم برای گرم‌شدن سیال‌ها و ترکیب شیمیایی سیال‌های گرمابی پدیدآورندة کانه‏‌زایی‏‌های اپی‏‌ترمال نقش داشته‏‌اند.

منطقة مرشون در بخش انتهای جنوب‏‌خاوری پهنة طارم- هشتجین (شکل 1- A)، متشکل از توالی آتشفشانی- رسوبی ائوسن (معادل سازند کرج) است که توده‏‌های آذرین درونی به سن ائوسن بالایی (Castro et al., 2013; Nabatian et al., 2014a; Hosseiny et al., 2016; Nabatian et al., 2016a) آنها را قطع کرده‌اند. برپایة نقشة 1:100000 زمین‏‌شناسی ابهر (Hosseiny et al., 2016)، توالی آتشفشانی- رسوبی ‏‌یادشده شامل تناوب گدازه‏‌ها و توف‏‌های ریوداسیتی، آندزیت‌داسیتی، ایگنیمبریت‏‌، کریستال‏‌توف‏‌های اسیدی همراه با مقادیر کم آندزیت، بازالت و تراکی‌آندزیت، میکروکنگلومرای نومولیت‏‌دار و توف‏‌ ماسه‏‌ای (واحد E2dig)، تناوب ماسه‏‌سنگ‏‌های توفی، توف ماسه‏‌ای، لاپیلی‌توف، کنگلومرا و برش توفی به‌همراه گدازه‏‌های آندزیتی، تراکی‌آندزیتی و بازالت‏‌های آندزیتی و الیوین‌بازالت (واحد E2- 3tsi) هستند. توالی آتشفشانی- رسوبی یادشده، میزبان کانه‏‌زایی‏‌های سرب- روی- مس منطقه (Kouhestani et al., 2019a, 2019b, 2020) است. تا کنون بررسی علمی دقیقی روی توالی سنگ‏‌شناسی، ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و سنگ‌شناسی آنها انجام نشده است. ازاین‌رو، در این نوشتار ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمیایی، داده‏‌های ایزوتوپی Sr، Nd و Pb و محیط تکتونوماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون بررسی شده‌اند.

روش انجام پژوهش

این پژوهش شامل دو بخش بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی است. بررسی‌های صحرایی شامل شناسایی واحدهای آتشفشانی- رسوبی گوناگون منطقه و نمونه‏‌گیری از آنها برای بررسی‌های آزمایشگاهی بوده‌اند. در این راستا، افزون‌بر انجام بررسی‌های صحرایی، ستون سنگ‏‌شناسی منطقه رسم و نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:25000 از منطقه تهیه شد. در این راستا بیش از 30 نمونه برداشت شد که از میان آنها شمار 17 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‏‌شناختی تهیه شد. انتخاب نمونه‏‌های صحرایی برپایة تغییرات رنگ، بافت و ترکیب سنگ‏‌شناسی واحدهای مختلف بوده و تا جایی که شدنی بود تلاش شد نمونه‏‌های با کمترین نشانه‌های دگرسانی برگزیده شوند. پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 10 نمونه از سالم‏‌ترین نمونه‏‌های واحدهای سنگی منطقه برگزیده و برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به روش‏‌های XRF و ICP-MS در شرکت زرآزما در تهران تجزیه شدند. برای این کار، نخست نمونه‏‌ها با خردکنندة فولادی تا اندازة نزدیک به 5 میلیمتر خردایش شدند و سپس با آسیاب تنگستن کاربید به مدت 2 دقیقه تا اندازة نزدیک به 200 مش پودر شدند. پس از پودر کردن هر نمونه، ماسه‏‌های کوارتزی آسیاب شدند تا انتقال آلودگی نمونه پیشین به نمونه بعدی به کمترین اندازه برسد. سپس، میزان 20 گرم از پودر نمونه‏‌ها برای بررسی میزان عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به آزمایشگاه‏‌های مربوطه فرستاده و تجزیه شد. مقدار LOI نمونه‏‌ها با نگهداری پودر سنگ‏‌ها در دمای 1000 درجة سانتیگراد به مدت 2 ساعت به‏‌دست آمد.

 

 

شکل 1. A) جایگاه منطقة مرشون روی نقشة ساختاری ساده‏‌شدة ایران (Ramezani and Tucker, 2003)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی منطقة مرشون با مقیاس 1:25000

Figure 1. A) Location of the Marshoun area on the simplified structural map of Iran (Ramezani and Tucker, 2003); B) Geological map of the Marshoun area in 1:25000 scale.

 

 

 

 

 

 

 

 

برای تجزیه به روش XRF برای عنصرهای اصلی، قرصی از نمونه‏‌های پودرشده تهیه شد. برای بررسی میزان عنصرهای خاکی کمیاب نزدیک به 2/0 گرم از هر نمونه در لیتیم‌متابورات/تترابورات ذوب و سپس در اسید نیتریک حل شد. میزان دقت برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب برابربا 3 تا 5 درصد بوده است. افزون‌بر این، شمار 4 نمونه از واحدهای گدازه‏‌ای منطقه (2 نمونه از آندزیت‏‌ها و 2 نمونه از داسیت‏‌ها) برای بررسی‌های ایزوتوپی Nd، Sr و Pb برگزیده و در انستیتوی زمین‏‌شناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم‌زمین چین تجزیه شد.

در این نوشتار، نام اختصاری کانی‏‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

زمین‏‌شناسی

برپایة نقشة زمین‏‌شناسی 1:25000 تهیه‏‌شده از منطقة مرشون (شکل 1- B)، واحدهای سنگی موجود در این منطقه شامل واحدهای آتشفشانی- رسوبی (Etv1، Etv2 و Ad) به‏‌همراه چندین رخنمون توده‏‌ نفوذی با ترکیب کلی پیروکسن کوارتز مونزودیوریت و کوارتز مونزودیوریت و گرانودیوریت (qmz) و دایک‏‌های گابرویی (gb) و گنبد داسیتی (da) است.

واحد Etv1: این واحد شامل تناوب لایه‏‌های توفی اسیدی (کریستال‌توف، لیتیک‌کریستال‌توف و لیتیک‌توف) و گدازه‏‌های داسیتی- ریوداسیتی و گاه ایگنیمبریت است که بخش‏‌های شمالی و مرکزی محدودة‏‌ بررسی‌شده را دربر گرفته است (شکل 2). روند کلی این واحد، باختری- خاوری و شیب آن به‌سوی جنوب است. تودة گرانیتوییدی (qmz) درون این واحد نفوذ کرده و در مرز همبری با آن، دگرسانی گستردة‏‌ گرمابی به‏‌صورت آرژیلیکی‏‌شدن رخ داده است (شکل 2- A). این دگرسانی در بخش‏‌های باختری شدیدتر است و پهنة‏‌ دگرسانی ‏‌یادشده به‏‌عنوان خاک صنعتی (کائولن) در حال بهره‏‌برداری است (شکل 2- B). این واحد سنگی به سمت بالا با واحد Etv2 به‏‌صورت هم‏‌شیب پوشیده شده است (شکل 2- B). در بخش‏‌های جنوبی این واحد و در مجاورت با واحد Etv2، رگة سیلیسی با کانی‏‌زایی سرب- روی مرشون با امتداد N60E/70-80SE دیده می‌شود (شکل 1- B). گدازه‏‌های داسیتی بافت پورفیری و گاه بافت جریانی مشخصی دارند.

 

 

 

شکل 2. A) دورنمایی از نفوذ تودة‏‌ گرانیتوییدی (qmz) درون واحد Etv1 و پیدایش پهنة‏‌ دگرسانی آرژیلیکی در واحد Etv1 (دید رو به شمال‏‌باختری)؛ B) دورنمایی از توالی واحدهای Etv1 و Etv2 در منطقة مرشون (دید رو به شمال‏‌باختری) (در هر دو تصویر، معدن خاک صنعتی مرشون دیده می‌شود).

Figure 2. A) A view of the granitoid (qmz) intrusion in the Etv1 unit and formation of argillic alteration within the Etv1 unit (view to northwest); B) A view from the alternation of Etv1 and Etv2 units in the study area (view to northwest) (The Marshoun industrial soil mine is visible in both figures).

 

 

 

واحد Etv2: این واحد متشکل از تناوب ماسه‏‌سنگ ‏‌توفی، توف ماسه‏‌ای، لاپیلی توف، لیتیک‌توف و توف برش با میان‏‌لایه‏‌های محدودی از گدازه‏‌های ‏‌آندزیتی و بازالت‌آندزیتی است و بخش‏‌های جنوبی منطقه را دربر گرفته است (شکل 1- B). این واحد روند عمومی باختری- خاوری با شیب حدود 50- 35 درجه به‌سوی جنوب دارد و به‏‌صورت هم‏‌شیب روی واحد Etv1 جای گرفته است (شکل‏‌های 2- B و 3). رگه‏‌های سیلیسی مس‏‌دار در دو نقطه با روند شمال‏‌خاوری- جنوب‏‌باختری درون این واحد پدید آمده‌اند (شکل‏‌ 1- B). لایه‏‌بندی مشخص در لایه‏‌های لیتیک‌توف، لیتیک‌کریستال توف و توف ماسه‏‌ای از بخش‏‌های با قطعات سنگی درشت به سمت ریز و برعکس دیده می‌شود.

واحد Ad: بخش‏‌های گدازه‏‌ای واحد Etv2 در برخی نقاط ضخامت بالایی دارند و می‏‌توان آنها را واحد جداگانه‌ای دانست (شکل 4). بیشتر این سنگ‏‌ها ترکیب آندزیت، پورفیریتیک آندزیت و بازالت‌آندزیتی دارند. ضخامت این واحدها گاهی تا نزدیک به 20 متر نیز می‏‌رسد.

گنبد داسیتی (da): در بخش خاوری منطقة مرشون، یک گنبد داسیتی در مرز میان واحدهای Etv1 و Etv2 دیده می‌شود (شکل‏‌های 1- B و 5). گنبد داسیتی بیضوی‌شکل است و محور طولی آن روند خاوری- باختری دارد.

 

 

 

شکل 3. نمایی از واحد Etv2 که به‏‌صورت هم‏‌شیب روی واحد Etv1 جای گرفته است. A) دید رو به شمال؛ B) دید رو به باختر.

Figure 3. Field views of the Etv2 unit, which is located on Etv1 unit with concordant conformity. A) northward view; B) westward view.

 

 

شکل 4. نمایی از واحد Ad که درون توالی واحد Etv2 جای گرفته است (دید رو به جنوب).

Figure 4. View from the Ad unit which is located within the Etv2 unit (view to south).

 

 

شکل 5. نمایی از گنبد داسیتی (da) در مرز میان واحد‏‌های Etv1 و Etv2 (دید رو به خاور) (تصویر از سید قراعینی و همکاران (Seyedqaraeini et al., 2020) برگرفته شده است).

Figure 5. View from the dacitic dome (da) between Etv1 and Etv2 units (view to east) (Figure is from Seyedqaraeini et al. (2020)).

 

 

تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz): در شمال محدودة ‏مرشون، تودة‏‌ گرانیتوییدی درون توالی آتشفشانی- رسوبی واحد Etv1 رخنمون دارد (شکل‏‌های 1- B، 2- A، 3- A و 5). این تودة گرانیتوییدی به‏‌شکل چندین رخنمون جداگانه در منطقه دیده می‏‌شود (شکل 1- B)؛ اما در نقشة 1:100000 ابهر (Hosseiny et al., 2016)، به شکل یک تودة واحد نشان داده شده ‏‌است. بررسی‏‌های صحرایی نشان می‌دهند این توده ترکیب سنگ‏‌شناسی متنوع دارد؛ به‌گونه‌ای‌که از باختر به خاور ترکیب کوارتز مونزودیوریت تا کوارتز مونزونیت و گرانودیوریت آن را می‏‌توان شناسایی کرد (Seyedqaraeini et al., 2020).

دایک‏‌های گابرویی: در منطقة مرشون، دایک‏‌های گابرویی در چند نقطه درون واحدهای Etv1 و Etv2 دیده می‌شوند (شکل 1- B). روند بیشتر دایک‏‌های ‏‌یادشده شمال‏‌خاوری- جنوب‏‌باختری (N40- 50E) با شیب به سمت شمال‏‌باختر است و ضخامت آنها تا 5 متر می‏‌رسد.

برپایة ستون سنگ‏‌چینه‏‌ای تهیه‏‌شده از منطقة مرشون (شکل 6)، توالی آتشفشانی- رسوبی بررسی‌شده در مجموع ۹۳۰ متر ضخامت دارد و به 9 بخش تقسیم می‌شود که از پایین به بالا به‏‌ترتیب عبارتند از:

1- گدازة داسیتی با ضخامت ۷۵ متر؛

2- لیتیک‌توف اسیدی با ضخامت ۱۵۰ متر؛

3- گدازه داسیتی با ساخت جریانی با ضخامت ۹۰ متر؛

4- لیتیک‌توف و لیتیک‌کریستال توف اسیدی با ضخامت ۴۵ متر؛

5- گدازة داسیتی با ضخامت ۷۵ متر؛

6- گدازة داسیتی با ساختار جریانی و ایگنمبریت با ضخامت ۱۱۰ متر؛

7- لیتیک‌توف، لیتیک‌کریستال توف و توف ماسه‏‌ای حد واسط با ضخامت ۳۴۰ متر؛

8- گدازة آندزیتی با ضخامت ۲۵ متر؛

9- لیتیک‌کریستال توف حد واسط با ضخامت ۲۰ متر.

گفتنی است که بخش‏‌های 1 تا 6 به واحد Etv1، بخش‏‌های 7 و 9 به واحد Etv2 و بخش 8 به واحد Ad مربوط هستند. همچنین، همة بخش‏‌ها به‏‌صورت هم‏‌شیب و پیوسته روی یکدیگر جای گرفته‌اند و تودة آذرین درونی زاجکان با ترکیب پیروکسن کوارتز مونزودیوریت درون بخش‏‌های زیرین توالی ‏‌یادشده نفوذ کرده است.

 

 

 

شکل 6. ستون سنگ‏‌چینه‏‌ای توالی آتشفشانی- رسوبی منطقة مرشون و مقایسه آن با نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 ابهر.

Figure 6. Lithostratigraphic column of the volcano-sedimentary succession in the study area and its comparison with Abhar 1:100000 geological map.

 

 

سنگ‏‌شناسی

گدازه‏‌های داسیتی- ریوداسیتی: این سنگ‏‌ها در مقیاس میکروسکوپی بافت‏‌ پورفیری (شکل 7- A)، جریانی (شکل 7- B)، گلومروفیری (شکل 7- C) و اسفرولیتی (شکل 7- D) دارند و متشکل از درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و کانی‏‌های مافیک (آمفیبول و بیوتیت) در زمینه‌ای دانه‏‌ریز از کوارتز و فلدسپار هستند. کانی‏‌های رسی، رگه‏‌های کوارتزی، کلریت، کلسیت و کانی‏‌های کدر به‏‌صورت ثانویه در این سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند. درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند و ابعاد آنها تا ۳ میلیمتر می‏‌رسد. بلورهای پلاژیوکلاز گاه منطقه‏‌بندی دارند و برخی بلورها ماکل ناقص و نیزه‏‌ای نشان می‌دهند (شکل 7- E). ماکل نیزه‏‌ای نشان‏‌دهندة این است که بلور‏‌های پلاژیوکلاز هنگام تبلور دچار تنش زمین‌ساختی بوده‏‌اند (Shelley, 1993). پلاژیوکلازها با درجات مختلفی به کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌اند. کوارتز هم به‏‌صورت اولیه و هم به‏‌صورت ثانویه در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود. کوارتز‏‌های اولیه به‏‌صورت بلورهای گِرد تا بی‏‌شکل و گاه با حاشیه‏‌های خلیجی در ابعاد تا ۲ میلیمتر دیده می‏‌شوند. کوارتز‏‌های ثانویه یا به‏‌صورت رگچه‏‌های کوارتزی هستند که گاه به همراه کلسیت این سنگ‏‌ها را قطع می‏‌کنند و یا در محل حفره‌ها سنگ پدید آمده‏‌اند. در گدازه‏‌های داسیتی با ساختار جریانی، باندهای ساخته‌شده از بلورهای کوارتز ریزبلور در مسیر جریان دیده می‏‌شوند (شکل 7- B). شمار اندکی از آلکالی‌فلدسپارها به‏‌صورت بلورهای گِردشده و گاه با حاشیه‏‌های خلیجی هستند. ابعاد بلورهای آلکالی‌فلدسپار از ۱ میلیمتر کمتر است. کانی‏‌های مافیک با ابعاد ۱ تا ۲ میلیمتر در این سنگ‏‌ها یافت می‏‌شوند و بیشتر آنها حاشیه‏‌های اوپاسیته‏‌شده دارند. کانی‏‌های مافیک با شکل ظاهری منشوری و صفحه‏‌ای به کانی‏‌های کلریت، کلسیت و کوارتز دگرسان شده‏‌اند. کانی‏‌های مافیک منشوری از نوع آمفیبول (شکل 7- F) ‏‌و کانی‏‌های مافیک صفحه‏‌ای از نوع بیوتیت‏‌ هستند.

 

 

 

شکل 7. تصویرهای میکروسکوپی (نور عبوری پلاریزة متقاطع، XPL[1]) از سنگ‏‌های داسیتی- ریوداسیتی منطقة مرشون. A) بافت پورفیری متشکل از تجمع درشت‏‌بلورها در یک زمینه دانه‏‌ریز کوارتز- فلدسپار؛ B) بافت جریانی در مقیاس میکروسکوپی و لامینه کوارتزی؛ C) بافت گلومروفیری و دگرسانی پلاژیوکلازها به کانی رسی؛ D) بافت اسفرولیتی؛ E) پلاژیوکلاز‏‌های دارای ماکل نیزه‌ای؛ F) آمفیبول اوپاسیته‏‌شده و دگرسان‏‌شده به کلریت و کلسیت (Sph: بافت اسفرولیتی).

Figure 7. Microphotographs from dacitic-rhyodacitic rocks of Marshoun area (in the XPL). A) Porphyritic texture composed of phenocrysts in a fine-grained quartz- feldspar matrix; B) Flow texture in microscopic scale and quartz laminate; C) Glomerophyric texture and alteration of plagioclases to clay minerals; D) Spherolitic texture; E) Plagioclase with spear twining; F) Opacitic amphibole and alteration to chlorite and calcite (Sph: spherolitic texture).

 

 

گدازه‏‌های آندزیتی: این سنگ‏‌ها در مقیاس میکروسکوپی بافت پورفیری (شکل 8) و گاه بافت‏‌ گلومروفیری و بادامکی دارند. بافت پورفیری متشکل از بلورهای درشت پلاژیوکلاز و کانی‏‌های مافیک (آمفیبول و پیروکسن) در زمینه‌ای دانه‏‌ریز و در برخی نمونه‏‌ها زمینة میکرولیتی است. بافت بادامکی حاصل پُرشدن حفره‌ها با کوارتز، کلریت و کلسیت است. پلاژیوکلاز‏‌ها فراوان‏‌ترین درشت‏‌بلور این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند که به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‏‌شوند (شکل‌های 8- A و 8- C). پلاژیوکلاز‏‌ها با درجات مختلفی به کانی‏‌های رسی و سریسیت دگرسان شده‏‌اند. پلاژیوکلاز‏‌ها از نظر ابعاد به دو دسته تقسیم می‌شوند. بلورهای دانه‏‌درشت که ابعاد آنها تا ۳ میلیمتر می‏‌رسد و بلورهای دانه‏‌ریز زمینه که ابعاد کمتر از 5/0 میلیمتر دارند. کانی‏‌های مافیک شامل آمفیبول و پیروکسن هستند. آمفیبول‏‌ها به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار و نیمه‏‌شکل‏‌دار حضور داشته و ابعاد آنها تا ۱ میلیمتر می‏‌رسد. این کانی‏‌ها عموماً حاشیه‏‌های اوپاسیته نشان می‏‌دهند (شکل 8- B). پیروکسن‏‌ها به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار و نیمه‏‌شکل‏‌دار با ابعاد تا ۲ میلیمتر هستند و معمولاً به‏‌طور کامل با کلریت جانشین‏‌ شده‏‌اند (شکل 8- C). کانی‏‌های کدر هم به‏‌صورت اولیه از تبلور ماگما و هم به‏‌صورت ثانویه از دگرسانی کانی‏‌های مافیک پدید آمده‏‌اند. در برخی بخش‌ها، رگچه‏‌هایی از کوارتز و کلسیت این سنگ‏‌ها را قطع کرده‌اند.

 

 

 

شکل 8. تصویرهای میکروسکوپی (تصویر B در نور عبوری پلاریزة صفحه‏‌ای (PPL[2]) و دیگر تصویرها در نور عبوری پلاریزة متقاطع (XPL) از سنگ‏‌های آندزیتی منطقة مرشون. A) بافت پورفیری متشکل از بلورهای پلاژیوکلاز و کانی‏‌های جانشین‏‌شده با کلریت در زمینة دانه‏‌ریز سنگ؛ B) اوپاسیته‌شدن کامل آمفیبول و دگرسانی بلورهای پلاژیوکلاز به کانی‏‌های رسی؛ C) بلور خودشکل پیروکسن جانشین‏‌شده با کلریت به‌همراه پلاژیوکلاز در زمینة دانه‏‌ریز سنگ.

Figure 8. Microphotographs from andesitic rocks of the Marshoun area (Fig. B in PPL and others in the XPL). A) Porphyritic texture composed of plagioclase and minerals replaced with chlorite in a fine-grained matrix; B) Totally opacitic amphibole and alteration of plagioclase crystals to clay minerals; C) Euhedral pyroxene crystal replaced by chlorite along with plagioclase in a fine-grained matrix.

 

 

لیتیک‌توف حد واسط: این سنگ‏‌ها در مقیاس میکروسکوپی لایه‏‌بندی ظریفی دارند و متشکل از باندهای ریزدانه و درشت‏‌دانه هستند. همچنین، بخش‏‌های غنی از کانی‏‌های کدر و هیدروکسید آهن نیز باعث ایجاد لایه‏‌بندی شده‏‌اند (شکل 9- A). این سنگ‏‌ها بافت پورفیروکلاستیک دارند (شکل 9) و سازندة اصلی آنها قطعات سنگی به‌همراه بلورهای ریز پلاژیوکلاز است. کانی‏‌های رسی، کلریت، کلسیت، کوارتز و کانی‏‌های کدر به‏‌صورت ثانویه در این سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند. قطعات سنگی سازندة اصلی این سنگ‏‌ها هستند و به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل دیده می‏‌شوند (شکل‌های 9- A و 9- B). ابعاد آنها در بیشتر موارد کمتر از 1 میلیمتر است و گاه تا 2 میلیمتر نیز می‏‌رسد. بیشتر قطعات سنگی ‏‌یادشده بافت پورفیری دارند و از بلورهای درشت‏‌ پلاژیوکلاز در زمینه‌ای‏‌ دانه‏‌ریز ساخته شده‌اند. پلاژیوکلازهای این سنگ‏‌ها به‏‌صورت بلورهای ریز شکسته‏‌شده و زاویه‏‌دار بیشتر با ابعاد کمتر از 5/0 میلیمتر هستند (شکل 9- C) که این ویژگی نشان‌دهندة تنش انفجاری است. در مواردی ابعاد بلورهای پلاژیوکلاز تا نزدیک به 5/1 میلیمتر نیز می‏‌رسد. بلورهای پلاژیوکلاز معمولاً به کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌اند. حفره‌های فراوانی در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود که با کلسیت و کلریت و گاه کوارتز پُر شده‏‌اند. کلسیت و کلریت در این سنگ‏‌ها در پی دگرسانی کانی‏‌های مافیک اولیه نیز پدید آمده‏‌اند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 9. تصویرهای میکروسکوپی (تصویر A در نور عبوری پلاریزة صفحه‏‌ای (PPL) و تصویرهای B و C در نور عبوری پلاریزة متقاطع (XPL) از لیتیک‌توف‏‌های حد واسط منطقة مرشون. A) لایه‏‌بندی لیتیک‌توف در مقیاس میکروسکوپی (باندهای غنی از هیدروکسید آهن در نمونه دیده می‌شوند)؛ B) بافت پورفیروکلاستیک؛ C) بلورهای شکسته‏‌شده و زاویه‏‌دار پلاژیوکلاز که نشان‌دهندة شدت انفجار هستند (Lithic: خُرده‏‌سنگ).

Figure 9. Microphotographs from intermediate lithic tuffs of Marshoun area (Fig. A in PPL and others in the XPL). A) Layering of lithic tuff in microscopic scale. Layers enrichef from Fe hydroxides present in sample; B) Porphyroclastic texture; C) Broken and angled plagioclase crystals indicating intensity of the explosion (Lithic: rock fragment).

 

 

لیتیک‌توف تا کریستال‌لیتیک‌توف اسیدی: این سنگ‏‌ها در مقیاس میکروسکوپی از درشت‏‌بلورهای شکسته‏‌شدة کوارتز، آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و مقدار کمی بیوتیت همراه با قطعات خُرده‏‌سنگی در زمینه‌ای ریزبلور ساخته شده‏‌اند (شکل 10). بلورهای پلاژیوکلاز عموماً سریسیتی (شکل 10- A) و بیوتیت‏‌ها اوپاسیته شده‏‌اند و در بیشتر موارد، رگچه‏‌های کوارتزی این سنگ‏‌ها را قطع کرده است. قطعات ‏‌سنگیِ توف‏‌های اسیدی بیشتر از جنس داسیت با بافت پورفیری درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز (شکل 10- B) و یا بافت میکروگرانولار در زمینه‏‌ای دانه‏‌ریز از جنس کوارتز و فلدسپار‏‌ هستند. در برخی بخش‌ها، درشت‏‌بلورهای آلکالی‌فلدسپار نیز دیده می‏‌شود (شکل 10- C). تجمعات اسفرولیتی در برخی نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل 10- C).

 

 

 

شکل 10. تصویرهای میکروسکوپی (نور عبوری پلاریزة متقاطع، XPL) از توف‏‌های اسیدی منطقة مرشون. A) درشت‏‌بلور پلاژیوکلاز با دگرسانی سریسیتی؛ B) قطعه‏‌سنگ داسیتی با بافت پورفیری و دارای پلاژیوکلازهای درشت؛ C) بافت اسفرولیتی در کنار درشت‏‌بلور آلکالی‌فلدسپار (Lith: قطعات خُرده‏‌سنگی، Sph: بافت اسفرولیتی).

Figure 10. Microphotographs from acidic tuffs of Marshoun area (in the XPL). A) Plagioclase phenocrysts with sericitic alteration; B) Dacitic rock fragment with porphyritic texture containing plagioclase phenocryst; C) Spherolitic texture long with alkali feldspar phenocryst (Lithic: rock fragment, Sph: spherolitic texture).

 

 

زمین‏‌شیمی

برای بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی واحدهای گدازه‏‌ای منطقة مرشون، شمار 10 نمونه شامل 5 نمونه از واحدهای آندزیتی و 5 نمونه از واحدهای داسیتی- ریوداسیتی به روش‏‌های XRF و ICP–MS در آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران تجزیه شدند (جدول 1).

 

 

جدول 1. نتایج تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون. عنصرهای اصلی بر حسب درصد وزنی (wt.%) و عنصرهای کمیاب بر پایة گرم در تن (ppm) هستند.

Table 1. Analytical results for the volcanic rocks in the Marshoun area. Major elements are in weight percent (wt.%) and trace elements in ppm.

Sample No.

Ma-06

Ma-10

Ma-04

Ma-05

Ma-01

Ma-07

Ma-03

Ma-09

Ma-08

Ma-02

Rock Type

andesite

dacite

rhyodacite

dacite

SiO2

52.42

52.97

54.14

55.26

56.54

66.83

69.47

69.77

72.15

74.73

TiO2

1.11

0.92

0.76

0.73

0.92

0.59

0.4

0.4

0.33

0.36

Al2O3

15.43

15.21

15.6

15.1

15.72

16.73

15.43

15.58

14.12

14.49

Fe2O3

8.05

12.33

7.89

7.66

8.68

3.33

3.02

3.12

1.52

0.67

MnO

0.2

0.16

0.17

0.18

0.16

<0.05

<0.05

<0.05

0.05

<0.05

MgO

7.18

8.18

5.71

5.63

7.27

1.12

0.99

0.99

0.54

1.19

CaO

6.51

0.68

2.82

3.35

1.74

1.53

0.33

0.33

2.77

0.81

Na2O

2.42

3.6

4.73

4.5

3.6

7.36

4.48

4.45

6.37

6.07

K2O

2.67

1.3

2.29

2.27

1.3

0.24

4.54

4.35

0.26

0.53

P2O5

0.58

0.37

0.31

0.31

0.37

0.28

0.14

0.14

0.34

0.12

LOI

3.23

4.25

5.62

5.02

3.63

1.9

0.97

0.77

1.55

1.03

Total

99.80

99.97

100.04

100.01

99.93

99.91

99.77

99.9

100

100

As

7.1

3.6

4.21

4.74

3.8

3.7

0.9

3.5

2.8

4.3

Ba

502

123

303

423

324

308

764

750

342

103

Ce

28

42

26

30

38

40

109

53

54

123

Co

16.6

2.3

22.15

20.65

12.3

31.2

21.02

1.8

1.2

1

Cr

101

2

114

101

82

52

88

3

3

3

Cs

1

0.5

0.35

0.3

0.5

0.5

0.6

0.5

0.5

0.5

Cu

8

1

6

9

4

6

27

2

6

6

Dy

3.38

4.38

3.01

3.05

4.22

3.81

3.85

3.3

3.58

3.27

Er

2.19

2.78

1.87

1.87

2.56

2.33

1.85

2.24

2.16

2.17

Eu

0.97

1.12

1.11

1.09

1.12

1.25

2.15

1.05

1.1

1.45

Gd

3.12

3.61

3.5

3.62

3.41

3.85

6.98

3.22

3.62

4.45

Hf

3.96

4.88

3.49

3.41

4.22

4.34

2.05

4.88

3.86

1.83

La

12

19

12

14

17

18

54

27

25

71

Lu

0.35

0.43

0.27

0.28

0.33

0.36

0.2

0.4

0.32

0.36

 

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.

Ma-06

Ma-10

Ma-04

Ma-05

Ma-01

Ma-07

Ma-03

Ma-09

Ma-08

Ma-02

Rock Type

andesite

dacite

rhyodacite

dacite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Nb

14.1

16.6

11.7

11.7

12.6

15.2

10.9

15.6

13.1

16.4

Nd

14.6

15.9

15.9

16.2

14.9

22.3

47.2

21.5

21.3

41

Pb

12

4

11

14

8

12

15

6

14

10

Pr

3.3

3.96

3.65

3.76

3.24

5.05

11.78

5.91

5.21

13.03

Rb

55

7

16

12

11

21

46

62

26

5

Sc

18

4.5

12.9

12.5

6.5

18.6

14

1.4

0.5

1.1

Sm

3.64

3.66

3.57

3.6

3.48

5.03

8.48

4.04

4.92

5.37

Sr

74.5

105.4

102.8

105

112.4

92.9

454.8

113.9

84.2

263.4

Ta

0.86

1.23

0.7

0.76

0.81

1.07

0.87

1.15

0.92

0.96

Tb

0.58

0.64

0.49

0.5

0.53

0.62

0.76

0.56

0.58

0.61

Th

8.65

15.25

4.6

7.98

11.34

8.84

8.67

17.26

12.71

20

Tm

0.3

0.4

0.25

0.26

0.32

0.32

0.23

0.32

0.29

0.31

U

3.6

3.7

1.5

2.45

2.7

2.6

2.92

4.2

3.7

3.11

V

144

60

174

161

87

203

157

35

25

39

Y

16.7

26

17.7

17.1

18.3

17.8

18.6

17.2

16.7

17.2

Yb

2.1

2.6

1.8

1.9

2.2

2.6

1.5

1.8

2.4

1.6

Zn

123

15

257

258

85

116

93

52

8

9

Zr

111

187

162

151

145

117

79

136

98

75

Eu/Eu*

0.88

0.94

0.95

0.92

0.99

0.86

0.85

0.89

0.79

0.90

(La/Sm)N

2.06

3.24

2.10

2.43

3.05

2.23

3.97

4.17

3.17

8.25

(La/Yb)N

3.88

4.96

4.53

5.00

5.25

4.70

24.45

10.19

7.07

30.14

 

 

برپایة نمودار Na2O+K2O دربرابر SiO2 (Le Bas et al., 1986)، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون در محدودة ریولیت، داسیت، تراکی‏‌آندزیت بازالت و آندزیت‌بازالتی واقع می‏‌شوند (شکل 11- A). از سوی دیگر، این نمودار نشان می‏‌دهد همة نمونه‏‌های برداشت‏‌شده از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون، در قلمرو ساب‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند. از آنجایی‌که فرایند دگرسانی روی عنصرهای کم‌تحرک (مانند: Zr و Ti) تأثیر کمتری دارد، پس کاربرد داده‏‌های این عنصرها برای نام‏‌گذاری سنگ‏‌ها قابل اعتمادتر است (Winchester and Floyd, 1977; Rollinson, 1993; Hastie et al., 2007). برپایة نمودار ‏پیشنهادیِ وینچستر و فلوید (Winchester and Floyd, 1977)، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون در محدودة ریولیت، داسیت-ریوداسیت، آندزیت و تراکی آندزیت جای می‏‌گیرند (شکل 11- B). برپایة نمودار AFM (A=Na2O+K2O، F=FeOt و M=MgO)، همة نمونه‏‌های بررسی‌شدة در قلمروی کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 11- C). همچنین، برپایة نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007)، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند (شکل 11- D).

در الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب بهنجارشده به گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) برای سنگ‏‌های آتشفشانی، تقریباً همة گروه‏‌های سنگی الگوی مشابهی دارند (شکل 12- A). در این نمودار، غنی‏‌شدگی عنصرهای LILE[3] (Th، Pb و U)، همراه با آنومالی منفی عنصرهای HFSE[4] (Ta، Ti و Nb) و Sr دیده می‏‌شود (شکل 12- A).

 

 

شکل 11. ترکیب نمونه‏‌های مربوط به واحدهای آتشفشانی منطقة مرشون روی: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ D) نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007).

Figure 11. Composition of the samples from volcanic units of Marshoun area on the: A) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Le Bas et al., 1986); B) Zr/TiO2 versus SiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971); D) Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007).

 

شکل 12. سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون در: A) الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995).

Figure 12. Volcanic rocks of the Marshoun area in: A) Primitive mantle- normalized (McDonough and Sun, 1995) trace element pattern; B) Chondrite- normalized (McDonough and Sun, 1995) rare earth element pattern.

 

 

در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)، سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده الگوی غنی از عنصرهای LREE[5] نسبت به HREE[6] را با نسبت متوسط تا بالای LREE/HREE، نسبت (La/Yb)n برابربا 1/30- 8/3، (La/Sm)n برابربا 25/8- 1/2 و الگوی مسطح در عنصرهای HREE نشان می‏‌دهند (شکل 12- B). همچنین، این نمونه‏‌ها آنومالی منفی بسیار ضعیف Eu دارند (شکل 12- B).

برای تفکیک محیط تکتونوماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده نمودارهای گورتن و شاندل (Gorton and Schandle, 2002) به‌کار برده شد. در نمودارهای Ta دربرابر Th، Ta/Yb در برابر Th/Yb، Yb دربرابر Th/Ta و Ta/Hf دربرابر Th/Hf، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده محدودة حاشیة فعال قاره‏‌ای را نشان می‏‌دهند (شکل 13).

 

 

 

شکل 13. ترکیب نمونه‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون در: A) نمودار Ta دربرابر Th (Gorton and Schandle, 2002)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Gorton and Schandle, 2002)؛ C) نمودار Yb دربرابر Th/Ta (Gorton and Schandle, 2002)؛ D) نمودار Th/Hf دربرابر Ta/Hf (Gorton and Schandle, 2002)

Figure 13. Composition of the volcanic rocks of Marshoun area on the: A) Ta versus Th diagram (Gorton and Schandle, 2002); B) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Gorton and Schandle, 2002); C) Yb versus Th/Ta diagram (Gorton and Schandle, 2002); D) Th/Hf versus Ta/Hf diagram (Gorton and Schandle, 2002).

 

 

ایزوتوپ‏‌های Sr، Nd و Pb: شمار 4 نمونه از گدازه‏‌های منطقة مرشون (2 نمونة آندزیتی و 2 نمونة داسیتی) با کمترین دگرسانی و محتوای LOI[7] برای اندازه‏‌گیری ایزوتوپ‏‌های Sr، Nd و Pb برگزیده و در آزمایشگاه‏‌های انستیتوی زمین‏‌شناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم زمین چین تجزیه شدند (جدول 2).

 

 

جدول 2. داده‏‌های ایزوتوپی Sr، Nd و Pb برای سنگ‏‌های داسیتی (da) و آندزیتی (an) منطقة مرشون.

Table 2. Isotopic data of Sr, Nd, and Pb for dacitic (da) and andesitic (an) rocks of the Marshoun area.

208Pb/204Pb

207Pb/204Pb

206Pb/204Pb

ɛNd

143Nd/144Nd

87Sr/86Sr

Sample type

39.0680

15.6046

18.8030

1.5215415

0.512716

0.706177

da (Ma- 03)

39.0721

15.6112

18.8007

1.1118957

0.512695

0.706221

da (Ma- 09)

38.8138

15.5938

18.7435

1.5800623

0.512719

0.705290

an (Ma- 06)

38.8193

15.5976

18.7678

1.8531595

0.512733

0.704851

an (Ma- 10)

 

 

نسبت ایزوتوپی 87Sr/86Sr برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون نشان‌دهندة اینست که نسبت ایزوتوپی ‏‌یادشده از گدازه‏‌های آندزیتی (705290/0- 704851/0) به‌سوی گدازه‏‌های داسیتی (706221/0- 706177/0) افزایش نشان می‏‌دهد (جدول 2). مقادیر εNd در سنگ‏‌های ‏‌یادشده از 85/1 تا 11/1 متغیر است و از سنگ‏‌های آندزیتی (85/58- 1/1) به‌سوی سنگ‏‌های داسیتی (52/1- 11/1) کاهش نشان می‏‌دهد (جدول 2). روی نمودار εNd دربرابر 87Sr/86Sr نمونه‏‌های آندزیتی در مسیر گوشته‏‌ای و در محدودة گرانیتوییدهای طارم‌علیا (Nabatian et al., 2016a) جای می‏‌گیرند در حالی‌که نمونه‏‌های داسیتی، گرایش به سمت گوشته غنی‏‌شده (EMII) نشان می‏‌دهند (شکل 14- A). نتایج آنالیز ایزوتوپ‏‌های سرب نشان می‏‌دهند نسبت‏‌های ایزوتوپی 206Pb/204Pb، 207Pb/204Pb و 208Pb/204Pb از نمونه‏‌های آندزیتی به سمت نمونه‏‌های داسیتی افزایش نشان می‏‌دهد (به‏‌ترتیب از 7435/18 تا 8030/18، 5938/15 تا 6112/15 و 8138/38 تا 0721/39؛ جدول 2). برپایة نمودار 206Pb/204Pb دربرابر 207Pb/204Pb، نمونه‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در زیر منحنی تحول ایزوتوپ‏‌های سرب کوهزایی و تا اندازه‌ای در مجاورت با محدوده سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن البرز و ارومیه- دختر جای گرفته‏‌اند؛ هرچند در مقایسه با آنها مقدار 206Pb/204Pb بیشتری نشان می‏‌دهند (شکل 14- B). افزون‌بر این، در نمودار 206Pb/204Pb دربرابر 208Pb/204Pb نیز نمونه‏‌های بررسی‌شده در بالای منحنی تحول ایزوتوپ‏‌های سرب کوهزایی و در مجاورت و ادامة محدودة سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن و الیگوسن ارومیه- دختر و سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن البرز جای می‏‌گیرند؛ هرچند نمونه‏‌های داسیتی در مقایسه با آنها مقادیر 206Pb/204Pb و 208Pb/204Pb بیشتری نشان می‏‌دهند (شکل 14- C). ویژگی بارز هر دو نمودار، محتوای بیشتر 206Pb/204Pb در سنگ‏‌های بررسی‌شده (به‏‌ویژه نمونه‏‌های اسیدی) در مقایسه با داده‏‌های منتشرشده برای سنگ‏‌های آتشفشانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر و البرز است. محتوای بالاتر 206Pb/204Pb در سنگ‏‌های منطقة مرشون چه‌بسا نشان‌دهندة نقش بیشتر پوستة قاره‏‌ای در پیدایش این سنگ‏‌‏‌هاست. به‏‌طور کلی، این نمودارها نشان‌دهندة نقش غالب گوشته (مشابه با ایزوتوپ‏‌های Sr و Nd) در پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون است؛ اما برپایة ایزوتوپ‏‌های Pb گمان می‌رود سنگ‏‌های اسیدی یا از گوشته‌ای غنی‏‌شده‏‌تر خاستگاه گرفته‏‌اند و یا در مسیر صعود، با مواد پوسته‏‌ای آلایش بیشتری پیدا کرده‏‌اند.

 

 

 

شکل 14. A) نسبت‏‌های ایزوتوپی Nd- Sr در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون (داده‏‌های مربوط به گرانیتوییدهای طارم‌علیا از نباتیان و همکاران (Nabatian et al., 2016a) ، داده‏‌های گرانیتوییدهای طارم از نباتیان و همکاران (Nabatian et al., 2014b) و داده‏‌های گرانیتوییدهای ساوه از نوری و همکاران (Nouri et al., 2018) برگرفته شده‌اند)؛ B) نمودار تغییرات ایزوتوپی 206Pb/204Pb دربرابر 207Pb/204Pb در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون؛ C) نمودار تغییرات ایزوتوپی 206Pb/204Pb دربرابر 208Pb/204Pb در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون (داده‏‌های مربوط به سنگ‏‌های آذرین ائوسن البرز و ارومیه- دختر از هنرمند و همکاران (Honarmand et al., 2014) و نباتیان و همکاران (Nabatian et al., 2014a, 2014b) و داده‏‌های مربوط به سنگ‏‌های آذرین الیگوسن و میوسن ارومیه- دختر از یگانه‌فر و همکاران (Yeganehfar et al., 2013) برگرفته شده‌اند).

Figure 14. A) Nd- Sr isotopic ratios in volcanic rocks of the Marshoun area (Data for Tarom Olya granitoids from Nabatian et la. (2016a), Tarom granitoids from Nabatian et al. (2014b) and Saveh granitoids from Nouri et al. (2018)); B) 206Pb/204Pb versus 207Pb/204Pb diagram for volcanic rocks of the Marshoun area; C) 206Pb/204Pb versus 208Pb/204Pb diagram for volcanic rocks of the Marshoun are (Data for Eocene igneous rocks of the Alborz and Urumieh- Dokhtar from Honarmand et al. (2014) and Nabatian et al. (2014a, 2014b) and data for Oligocene and Miocene igneous rocks of the Urumieh- Dokhtar from Yeganefar et al. (2013)).

 

 

بحث

در بخش‌های پیشین گفته شد سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون از نوع آندزیت، بازالت‌آندزیتی، داسیت، ریوداسیت و ریولیت با سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا هستند. باور بر اینست که بیشتر سنگ‏‌های ماگمایی کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا در کمان‏‌های ماگمایی و محیط‏‌های زمین‌ساختی پسابرخوردی پدید آمده‌اند (Foley and Peccerillo, 1992; Turner et al., 1996) و به‏‌ندرت در محیط‏‌های درون‌صفحه‏‌ای دیده می‏‌شوند (Muller and Groves, 1997; Bonin, 2004). غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE در نمودارهای عنصرهای کمیاب به‏‌هنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه با ذوب‌بخشی ‏‌گوة گوشته‏‌ای و ترکیب‌های برخاسته از تختة فرورونده توجیه‌شدنی است (Green, 2006; Pang et al., 2013). تهی‏‌شدگی از Nb، Ta و Ti نیز از ویژگی‏‌های ماگماهای محیط‏‌های مرتبط با فروانش است که می‏‌تواند پیامد ذوب‌بخشی درجه بالای خاستگاه گوشته‏‌ای (Saccani, 2015)، پایداری فازهای حاوی این عنصرها (مانند روتیل و اسفن) در ناحیة خاستگاه گوشته‏‌ای (Wallin and Metcalf, 1998) و ذوب دوبارة گوشتة تهی‏‌شدة پیشین (Koepke et al., 2009) باشد. غنی‏‌شدگی در LILE و LREE به همراه بی‏‌هنجاری منفی Nb، Ta و Ti، شاخص ماگماهای مرتبط با فرورانش هستند (Wilson, 1989; Foley and Wheler, 1990; Cameron et al., 2003; Wang and Chung, 2004; Vetrin and Rodionov, 2008).

عنصرهایی مانند K، Rb و Ba در محیط‏‌های دگرسانی به‌سادگی از زمینة سنگ رها می‌شوند و تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (Wilson, 1989). بر این اساس، تهی‏‌شدگی عنصرهای یادشده در برخی نمونه‏‌های داسیتی- ریوداسیتی را می‏‌توان در ارتباط با تأثیر دگرسانی گرمابی در منطقة مرشون و خروج این عنصرها دانست. در شدت‏‌های بالای دگرسانی، عنصرهای خاکی کمیاب سبک مانند La و Ce نیز ممکن است دچار جابه‏‌جایی و خروج از محیط سنگ شوند. از سوی دیگر، در پی دگرسانی آرژیلیک که در منطقه نیز دیده می‌شود، شاید عنصرهای LREE جذب سطحی کانی‏‌های رسی شوند و محتوای آنها در سنگ ‏‌یادشده افزایش یابد. بر این اساس، تغییرات در الگوی عنصرهایی مانند La و Ce را می‏‌توان به دگرسانی آرژیلیکِ منطقه مرتبط دانست. آنومالی مثبت Pb به متاسوماتیسم ‏‌گوة گوشته‏‌ای با سیال‌های ناشی از پوستة اقیانوسی فرورو و یا آلایش ماگما با پوستة قاره‏‌ای اشاره دارد (Kamber et al., 2002; Wayer et al., 2003; Varekamp et al., 2010). از سوی دیگر، الگوهای با غنی‏‌شدگی LREE نسبت به HREE همراه با الگوی مسطح عنصرهای خاکی کمیاب سنگین در سنگ‏‌های بررسی‌شده نشان‏‌دهندة‏‌ ماگماهای با سرشت کالک‏‌آلکالن (Machado et al., 2005) هستند. به باور جیانگ و همکاران (Jiang et al., 2012)، سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی از ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‏‌شده درپی فرایند فرورانش و با رگه‏‌های آمفیبول و فلوگوپیت پدید می‏‌آیند. ازآنجایی‌که سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در مجموع از عنصرهای LILE، Th، U، Pb و LREE غنی‏‌شدگی دارند و آنومالی منفیِ HFSE نشان می‏‌دهند (شکل 12)، پس ماگمای اولیه سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه از ذوب‌بخشی ‏‌گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‏‌شده در پی فرورانش پدید آمده‏‌ و در مسیر صعود به‌سوی بالا، دچار تفریق و آلایش با پوستة قاره‏‌ای شده است. ‏‌

به باور موراتا و همکاران (Morata et al., 2005) نسبت‏‌های پایین Zr/Nb (7/6- 6/3)، Th/Nb (15/0- 9/0)، La/Nb (03/1- 76/0) و Th/La (15/0- 11/0) نشان‏‌دهندة فعالیت‏‌های ماگمایی مرتبط با گوشتة غنی‌شده هستند؛ اما این نسبت‏‌ها در ماگماهای ‏‌جداشده از پوسته به‏‌صورت Zr/Nb (2/16)،Th/Nb (44/0)، La/Nb (2/2) و Th/La (27/0) گزارش شده‌اند (Weaver and Tarney, 1984; Plank, 2005). مقایسه این نسبت‏‌‏‏‌ها برای سنگ‏‌های آتشفشانیِ بررسی‌شده (Zr/Nb برابربا 8/13- 5/4؛ Th/Nb برابربا 1/1- 39/0؛ La/Nb برابربا 9/4- 85/0 و Th/La برابربا 72/0- 28/0) نشان‌دهندة تمایل آنها به ترکیب حد واسط مذاب‏‌های ‏‌جداشده از گوشته غنی‏‌شده و پوسته است. به باور دی‌پائولو و دالی (DePaolo and Daley, 2000)، نسبت La/Nb در ماگماهای ‏‌جداشده از گوشتة سنگ‌کره‌ای از یک بیشتر است؛ ام این نسبت در ماگماهای ‏‌جداشده از سست‌کره عموماً نزدیک به 7/0 است. در نمونه‏‌های بررسی‌شده، این نسبت از 95/4 تا 85/0 در تغییر است و نشان‏ می‌دهد ماگمای اولیه از ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای پدید آمده است. برپایة آنچه گفته شد، ماگمای اولیه سنگ‏‌های آندزیتی بررسی‌شدة مرشون از ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‏‌شده پدید آمده و در مسیر صعود دچار جدایش بلورین ماگمایی و آلایش با پوستة قاره‏‌ای شده است.

در محیط‏‌های فرورانشی، میزان Th افزایش می‏‌یابد و نسبت Th/Ta در سنگ‏‌های مرتبط با فرورانش در حاشیة فعال قاره‏‌ها بین 6- 20 متغیر است (Gorton and Schandle, 2002). این نسبت برای سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده برابربا 83/20- 5/6 است. این نکته چه‌بسا نشان‌دهندة پیدایش سنگ‏‌های منطقة مرشون در محیط فرورانشی حاشیة فعال قاره‏‌ای است. نسبت‏‌های Nb/Y (72/1- 32/0) از ویژگی سنگ‏‌هایی است که در کمان‏‌های ماگمایی مرتبط با فرورانش پدید می‏‌آیند (Temel et al., 1998). سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده از عنصرهای HFSE تهی هستند و نسبت Nb/Y در آنها برابربا 95/0- 58/0 (میانگین: 76/0) است. بررسی‌های ایزوتوپی Sr، Nd و Pb سنگ‏‌های آتشفشانی مرشون نشان‌دهندة یک خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای غنی‏‌شده برای این سنگ‏‌هاست. گدازه‏‌های آندزیتی منطقة مرشون با نسبت (La/Sm)N بیشتر از 52/2 و نسبت (Tb/Yb)N کمتر از 23/1 شناخته می‏‌شوند که نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر آنها از خاستگاهی گوشته‏‌ای با ترکیب اسپینل پریدوتیت است (شکل 15).

در بررسی‌های انجام‏‌شده روی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه آق‏‌داغ در شمال‏‌خاور ابهر و مجاور با منطقة مرشون (Khalatbari Jafari et al., 2016) نیز سنگ‏‌های آتشفشانی بازیک- حد واسط منطقه به ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای زیرقاره‏‌ای[8] نسبت داده شده‌اند که با مواد پوسته آلودگی یافته‏‌اند.

 

شکل 15. ترکیب نمونه‏‌های آندزیتی منطقة مرشون در نمودار (La/Sm)N دربرابر (Tb/Yb)N (Wang et al., 2002). داده‏‌ها نسبت به ترکیب کندریت بهنجار شده‏‌اند (داده‏‌های بهنجارسازی از مک‏‌دوناف و سان (McDonough and Sun, 1995) برگرفته شده‌اند).

Figure 15. Composition of the andesitic samples in the Marshoun area on the (La/Sm)N versus (Tb/Yb)N diagram (Wang et al., 2002). Data normalized to chondrite values (Normalizing values are from McDonough and Sun (1995)).

برداشت

یافته‌های این پژوهش نشان می‌دهند سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة مرشون متشکل از آندزیت بازالت‌آندزیتی، آندزیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت با سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم ‏‌بالا هستند. ماگمای اولیه سنگ‏‌های آتشفشانی یادشده از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة گوشته‏‌ایِ متاسوماتیسم‏‌شدة زیرقاره‏‌ای و در پی فرایند فرورانش در محیط حاشیه قاره‏‌ای پدید آمده است. با توجه به یافته‌های این بررسی و پژوهش‏‌های پیشین (مانند Khalatbari Jafari et al., 2016) می‏‌توان گفت در پی فرورانش حاشیة فعال قاره‏‌ای و کوتاه‏‌شدگی پوسته در البرز در ائوسن ضخیم‏‌شدگی پوسته روی داده است و در ادامه بخش زیرین گوشتة سنگ‌کره‌ای زیرقاره‏‌ای دچار جدایش و فرورفتن[9] شده‌اند. به‌دنبال این رخداد، افزایش گرادیان گرمایی ناشی از صعود جریان‏‌های سست‌کره‌ای ذوب‌بخشی سنگ‌کره‌ زیرقاره‏‌ای را در پی داشته است. ماگمای بازیک پدیدآمده از ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم‏‌شده سنگ‌کره‌ای زیرقاره‏‌ای به سمت ترازهای بالاتر و پوستة قاره‏‌ای صعود کرده و در مسیر با مواد پوسته‏‌ای نیز آغشته شده است. در پایان، جدایش بلورین ماگمای یادشده سنگ‏‌های حد واسط و اسیدی منطقة مرشون را پدید آورده است.

سپاس‏‌گزاری

نگارندگان از پشتیبانی‏‌های مالی دانشگاه زنجان برای انجام این پژوهش سپاس‌گزارند. همچنین، از راهنمایی‏‌های علمی ارزندة داوران گرامی مقاله که منجر به غنای بیشتر این مقاله شد، بسیار سپاس‌گزارند.

 

[1] Cross Polarized Light

 

[2] Plane Polarized Light

 

[3] Large-Ion Lithophile Elements

[4] High Field Strength Elements

[5] Light Rare Earth Elements

[6] Heavy Rare Earth Elements

[7] Loss on Ignition

[8] SCLM = Sub-continental lithospheric mantle

[9] delamination

References

Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Castro, A. (2015) Petrogenesis and U- Pb dating (SHRIMP) of Tarom intrusions. Geosciences, Scientific Quarterly Journal, 95(1), 3-20 (in Persian).
Bonin, B. (2004) Do coeval mafic and felsic magmas in post- collisional to within plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal, sources? A review. Lithos, 78(1-2), 1- 24.
Cameron, B.I., Walker, J.A., Carr, M.J., Patino, L.C., Matias, O., and Feigenson, M.D. (2003) Flux versus decompression melting at stratovolcanoes in southeastern Guatemala. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 119(1-4), 21-50.
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Chichorro, M. (2013) Late Eocene- Oligocene post- collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180-181, 109-127.
DePaolo, D.J., and Daley, E.E. (2000) Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension. Chemical Geology, 169(1-2), 157- 185.
Esmaeli, M., Lotfi, M., and Nezafati, N. (2015) Fluid inclusion and stable isotope study of the Khalyfehlou copper deposit, Southeast Zanjan, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 8(11), 9625- 9633.
Foley, S., and Peccerillo, A. (1992) Potassic and ultrapotassic magmas and their origin. Lithos, 28(3- 6), 181–185.
Foley, S.F., and Wheler, G.E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks: The role of titanites. Chemical Geology, 85(1- 2), 1- 18.
Ghasemi Siani, M., Lentz, D.R., and Nazarian, M. (2020) Geochemistry of igneous rocks associated with mineral deposits in the Tarom- Hashtjin metallogenic province, NW Iran: An analysis of the controls on epithermal and related porphyry- style mineralization. Ore Geology Reviews, 126, 103753.
Ghasemi Syani, M. (2014) Timing and origin of the epithermal veins and geochemical zoning in the Glojeh district, Iran. Ph.D. thesis, Geosciences Department, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).
Ghorbani, M. (2013) The economic geology of Iran: Mineral deposits and natural resources. Springer Dordrecht Heidelberg.
Gorton, M.P., and Schandle, E.S. (2002) From continental to island arc: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and within plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist, 38(5), 1065- 1073.
Green, N.L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos, 87(1- 2), 23-49.
Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A., and Mitchell, S.F. (2007) Classification of Altered Volcanic Island Arc Rocks using Immobile Trace Elements: Development of the Th-Co Discrimination Diagram. Journal of Petrology, 48(12), 2341- 2357.
Honarmand, M., Rashidnejhad Omran, N., Neubauer, N., Emami, M.H., Nabatian, G., Liu, X., Donge, Y., Von Quadt, A., and Chen, B. (2014) Laser-ICP-MS U-Pb zircon ages and geochemical and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the Niyasar plutonic complex, Iran: constraints on petrogenesis and tectonic evolution. International Geology Review, 56(1), 104-132.
Hosseiny, M., Mousavi, E., and Rasouli Jomadi, F. (2016) Explanatory text of Abhar. Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran.
Hosseinzadeh, M.R., Maghfouri, S., Moayyed, M. Lotfehnia, M., and Hajalilou, B. (2015) Petrology, geochemistry and alteration at the polymetallic (Cu- Pb- Zn) vein and veinlet mineralization in the Luin- Zardeh area, NE Zanjan. Geosciences, Scientific Quarterly Journal, 96, 41-52 (in Persian).
Hosseinzadeh, M.R., Maghfouri, S., Moayyed, M., and Rahmani, A. (2016) Khalifehlou deposit: high sulfidation epithermal Cu- Au mineralization in the Tarom magmatic zone, north Khoram Dareh. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 99(1), 179-194 (in Persian).
Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science, 8(5), 523-276.
Jiang, Y.H., Liu, Z., Jia, R.Y., Liao, S.Y., Zhou, Q., and Zhao, P. (2012) Miocene potassic granite- syenite association in western Tibetan Plateau: Implications for shoshonitic and high Ba- Sr granite genesis. Lithos, 134-135, 146- 162.
Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C., and McDonald, G.D. (2002) Fluid- mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144, 38- 56.
Khalatbari Jafari, M., Akbari, M., and Ghalamgash, J. (2016) Geology, Petrology and magmatic evolution of the Eocene volcanic rocks in Aqdagh area, NE Abhar. Kharazmi Journal of Geosciences, 2(1), 33- 60 (in Persian).
Koepke, J., Schoenborn, S., Oelze, M., Wittmann, H., Feig, S.T., Hellebrand, E., Boudier, F., and Schoenberg, R. (2009) Petrogenesis of crustal wehrlites in the Oman ophiolite: Experiments and natural rocks. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 10(10).
Kouhestani, H., Mokhtari, M.A.A., Chang, Z., and Johnson, C.A. (2018) Intermediate sulfidation type base metal mineralization at Aliabad- Khanchy, Tarom- Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reviews, 93, 1- 18.
Kouhestani, H., Mokhtari, M.A.A., Qin, K., and Zhao, J. (2019a) Fluid inclusion and stable isotope constraints on ore genesis of the Zajkan epithermal base metal deposit, Tarom–Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reviews, 109, 564-584.
Kouhestani, H., Mokhtari, M.A.A., Qin, K., and Zhao, J. (2019b) Origin and evolution of hydrothermal fluids in the Marshoun epithermal Pb–Zn–Cu (Ag) deposit, Tarom-Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reviews, 113, 87-103.
Kouhestani, H., Mokhtari, M.A.A., Qin, K., and Zhao, J. (2020) Genesis of the Abbasabad epithermal base metal deposit, NW Iran: Evidences from ore geology, fluid inclusion and O–S isotopes. Ore Geology Reviews, 126, 1-21.
Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Strecheisen A., and Zanttin B. (1986) A chemical of volcanic rocks classification based on the total alkali- silica diagram. Journal of Petrology, 27(3), 745-750.
Machado, A.T., Chemale, J.F., Conceicao, R.V., Kawaskita, K., Morata, D., Oteiza, 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.
McDonough, W.F., and Sun, S.S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology, 120(3-4), 223- 253.
Mehrabi, B., Ghasemi Siani, M., Goldfarb, R., Azizi, H., Ganerod, M and Marsh, E.E. (2016) Mineral assemblages, fluid evolution and genesis of polymetallic epithermal veins, Glojeh district, NW Iran. Ore Geology Reviews, 78, 41- 56.
Mokhtari, M.A.A., Kouhestani, H., and Saiedi, A. (2016) Investigation on type and origin of copper mineralization at Aliabad Mousavi- Khanchy occurrence, east of Zanjan, using petrological, mineralogical and geochemical data. Geosciences, Scientific Quarterly Journal, 100(2), 259-270 (in Persian).
Morata, D., Oliva, C., Cruz, R., and Suarz, M. (2005) The Bandurrias Gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian Cordillera. Journal of South American Earth Sciences, 18(2), 147-162.
Muller, D., and Groves, D.I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold copper mineralization. 2nd edition, Springer, Verlag, Berlin.
Nabatian, G., Ghaderi, M., and Honarmand, M. (2016b) Petrography and mineral chemistry of Tarom plutonic complex, NE Zanjan. Petrological Journal, 26(2), 99-116 (in Persian with English Abstract).
Nabatian, G., Ghaderi, M., Corfu, F., Neubauer, F., Bernroider, M., Prokofiev, V., and Honarmand, M. (2014a) Geology, alteration, age and origin of iron oxide–apatite deposits in Upper Eocene quartz monzonite, Zanjan district, NW Iran. Mineralium Deposita, 49, 217-234.
Nabatian, G., Ghaderi, M., Neubauer, F., Honarmand, M., Xiaoming, L., Dong, Y, Jiang, S.H., Quadt, A., and Bernroider, M. (2014b) Petrogenesis of Tarom high- potassic granitoids in the Alborz–Azarbaijan belt, Iran: Geochemical, U–Pb zircon and Sr–Nd–Pb isotopic constraints. Lithos, 184–187, 324- 345.
Nabatian, G., Jiang, S.Y., Honarmand, M., Neubauer, F. (2016a) Zircon U–Pb ages, geochemical and Sr–Nd–Pb–Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Tarom-Olya pluton, Alborz magmatic belt, NW Iran. Lithos, 244, 43-58.
Nabavi, M.H. (1976) Introduction to geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran.
Naderi, M. (2011) Petrology of quartz monzonitic intrusion at the southern range of Tarom sub-zone, east of Zanjan. MSc. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).
Nouri, F., Azizi, H., Stern, R.J., Asahara, Y., Khodaparast, S., Madanipour, S., and Yamamoto, K. (2018) Zircon U-Pb dating, geochemistry and evolution of the Late Eocene Saveh magmatic complex, central Iran: Partial melts of sub- continental lithospheric mantle and magmatic differentiation. Lithos, 314, 274-292.
Pang K.N., Chung S.L., Zarrinkoub M.H., Khatib M.M., Mohammadi S.S., Chiu H. Y., Chu C.H., Lee H.Y., 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.
Plank, T. (2005) Constraints from Thorium/Lanthanum on Sediment Recycling at Subduction Zones and the Evolution of the Continents. Journal of Petrology, 46(5), 921-944.
Ramezani, J., and Tucker, R.D. (2003) The Saghand region, Central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science, 303(7), 622- 665.
Rashidnejhad Omran, N., Aghazadeh, M., Arvin, M., and Nazari Nia, A. (2014) Petrology and geochemistry of quartz monzonite intrusion at the Tarom sub-zone, NE Zanjan. Petrological Journal, 20(4), 91-106 (in Persian with English Abstract).
Rollinson, H.R. (1993) Using Geochemical Data: Evolution, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical, England.
Saccani, E. (2015) A new method of discriminating different types of post- Archean ophiolitic basalts and their tectonic significance using Th- Nb and Ce- Dy- Yb systematics. Geoscience Frontiers, 6(4), 481- 501.
Saiedi, A., Mokhtari, M.A.A., and Kouhestani, H. (2018) Petrology and geochemistry of intrusive rocks at Khanchay- Aliabad region (Tarom sub- zone, East of Zanjan). Petrological Journal, 33(1), 207- 229 (in Persian with English Abstract).
Seyedqaraeini, A., Mokhtari, M.A.A., and Kouhestani, H. (2020) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Zajkan granitoid (Tarom-Hashtjin sub- zone, West of Qazvin). Petrological Journal, 39(3), 79-100 (in Persian with English Abstract).
Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.
Temel, A., Gondogdu, M.N., and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high K- calk alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 85(1), 327-357.
Turner, S., Arnaud, N., Liu, J., Rogers, N., Hawkesworth, C., Harris, N., Kelley, S., Van Calsteren, P., and Deng, W. (1996) Post- collision, shoshonitic volcanism on the Tibetan, Plateau: implications for convective thinning of the lithosphere and source of ocean island basalts. Journal of Petrology, 37(1), 45- 71.
Varekamp, J.C., Hesse, A., and Mandeville, C.W. (2010) Back-arc basalts from the Loncopuegraben (province of Neuquen, Argentina). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 197(1), 313- 328.
Vetrin, V.R., and Rodionov, N.V. (2008) Sm- Nd Systematics and petrology of post- orogenic Granitoids in the Northern Baltic Shield. Geochemistry International, 46(11), 1090-1106.
Wallin, E.T., and Metcalf, R.V. (1998) Supra- subduction zone ophiolite formed in an extensional forearc: Trinity Terrane, Klamath Mountains, California. The Journal of Geology, 106(5), 591- 608.
Wang, K., Plank, T., Walker, J.D., and Smith, E.I. (2002) A mantle melting profile across the basin and range, SWUSA. Journal of Geophysical Research, 107(B1), 1–21.
Wang, K.L., and Chung, S.L. (2004) Geochemical constraints for the genesis of post- collisional magmatism and the geodynamic evolution of the northern Taiwan region. Journal of Petrology, 45(5), 975- 1011.
Wayer, S., Munker, C., and Mezgar, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: implications for the differentiation history of the crust- mantle system. Earth and Planetary Science Letters, 205(3-4), 306-324.
Weaver B.L., and Tarney J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature, 310, 575- 577.
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviation for names of rock- forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185- 187.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Chapman and Hall, 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.
Yasami, N., Ghaderi, M., Mokhtari, M.A.A., and Mousavi Motlagh, S.H. (2018) Petrogenesis of the two phases of intrusive rocks at Chodarchay, NW Iran: using trace and rare earth elements. Arabian Journal of Geosciences, 11, 605.
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), 67-786.

Files

History

  • Receive Date: 13 May 2021
  • Revise Date: 01 November 2021
  • Accept Date: 23 November 2021

Share

How to cite

Statistics