Geochemistry, petrogenesis, and tectonic setting of volcanic rocks in the SW of Torud (Shahrood)

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

3 Associate Professor, Faculty of Geosciences, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran, sadeghian

4 Associate Professor, School of Earth Sciences, Damghan University, Damghan, Iran

10.22108/ijp.2023.139278.1308

Abstract

The study area is located in the south of Damghan, 160 km south of Shahrood, and 17 to 30 km south of Torud village. The area geologically, lies in the Cenozoic magmatic belt, a part of the Alpine-Himalayan belt, in the north of the structural zone of Central Iran (Aghanabati, 2004). The Cenozoic magmatic belt has been studied by many researchers (e.g., Ghorbani, 2005; Khajehzadeh, 2009; Mardani-Beldaji, 2011; Tayefi, 2014; Yousefi, 2017). The volcanic rocks in the southern part of the Torud area have not been comprehensively studied. Therefore, it requires a detailed study. So, for the purpose of this study attempt has been made to investigate and to study the nature of magma, tectonic setting, and the petrogenesis of the volcanic rocks using the geochemical data of the whole rock. Also, the results of this study have been compared with some areas belonging to the Cenozoic Era located in the north of the structural zone of Central Iran.
Regional Geology
The area under study in the Torud-Moalleman magmatic belt belongs to the Chah-Shirin-Sabzevar-Khaf magmatic complex, located in the western part of this magmatic complex. In this magmatic belt, the Eocene volcanic rocks, including the main volume of igneous rocks are basic to acidic in composition. The predominant rocks are basaltic to intermediate rocks. The Torud-Moalleman magmatic belt is mainly composed of volcanic rocks with a lithological composition consisting of olivine-basalt, basalt, andesite, and dacite rocks and their pyroclastic equivalents, as well as plastic and limestone interlayers.
Analytical methods
During field surveying, 50 samples of the volcanic rocks with the least alteration were collected. From these samples, 30 thin sections were prepared for microscopic studies and 11 samples were selected for ICP-MS geochemical analyses for minor elements and XRF for major elements and were sent to ACME Laboratory in Vancouver (Canada). GCDkit, Excel, and Corel Draw software were used to check the results obtained from the whole rock chemistry analyses and drawing diagrams.
Petrography
The study rocks include volcanic rocks ranging from andesite to basalt. The basalts are dark gray to black in color with glomeroporphyritic, microlithic, sieve, and trachytic textures containing plagioclase and clinopyroxene as the main minerals. These minerals along with olivine and magnetite can also be seen in the form of microcrystals in the background of the rock, and their accumulation have created the glomeroporphyritic texture in these rocks. Secondary minerals are chlorite, iron oxide, zeolite (natrolite and analcime), calcite, and gypsum, filling the holes.
The andesites are light gray to slightly dark with porphyritic and glomeroporphyritic textures and are dominated by amphibole (green and brown hornblende), plagioclase, and clinopyroxene as the main, biotite, iron oxide, sphene, and zircon. as the minor, as well as sericite, chlorite, calcite, and epidote as the secondary minerals.
Whole Rocks Chemistry
The data obtained from the whole rock geochemical analyses display that the volcanic samples of the Torud area are classified as the andesite and basalt, placed mostly in the range of calc-alkaline series (medium potassium). LREE and LILE enrichment, HREE and HFSE depletion and Nb, Ta, and Ti negative anomalies of these rocks point to their formation in subduction zones. Also, as the tectonic diagrams display the rocks belong to the active continental margin. The rocks under study have mostly mantle origin and are derived from an enriched lithospheric mantle. The flat HREE patterns also show that melting occurred in the mantle, above the stability field of garnet. Therefore, the parent magmas were formed by the melting of spinel lherzolite at a depth of 80 to 100 km and evolved due to fractional crystallization as well as contamination caused by subducted sediments and the continental crust.
Discussion
The rare elements pattern of the study rocks in spider diagrams show the cogenesis of these rocks and the role of differential crystallization as the main mechanism of their formation. Based on geochemical data, the study samples and compared volcanic rocks share similar characteristics. Therefore, the normalized REE patterns with chondrite (Nakamura, 1974) NMORB (Sun and McDonough, 1989) and MORB (Pearce, 1983), indicate the enrichment of LREEs (such as La, Ce) and LILEs (e.g., Ba, K, U, Pb, Cs) compared to HREEs and HFSEs (i.e. Nb, Ta, Ti, P) indicating that the rocks under study were formed in the active continental arc margin. The samples have no negative anomaly of Eu. Volcanic rocks with the age of late Eocene and Oligo-Miocene and basaltic to trachy-basaltic composition range from alkaline to sub-alkaline rocks and volcanic rocks with the age of middle Eocene with andesite to trachy-andesite composition have the nature of calc-alkaline.
Conclusions
The volcanic rocks in the south of Torud, with calc-alkaline and medium potassium nature, are mainly composed of basalt and andesite characterized by LREE enrichment, negative Nb-Ta-Ti anomaly, and the high ratio of LILE/HFSE. These characteristics point to the formation of these rocks in the subduction zones.
The rocks under investigation have low SiO2 content, high amounts of Sr, no significant Eu anomaly, and Mg# content greater than 40. These geochemical features indicate a mantle source for the studied volcanic rocks. The changes of Rb/Y versus Nb/Y show the enrichment by subduction components or crustal contamination in the magmatic evolution of these rocks. Based on the geochemical investigations, the productive magma originated from a spinel lherzolitic source at a depth of about 80 to 100 km; during the ascent of magma, as a result of fractional crystallization and contamination, the magma derived from the mantle has been enriched and gave rise to lithological diversity.
 

Keywords

Main Subjects


فعالیت‏‌های ماگمایی سنوزوییک در ایران از پالئوسن آغاز شده است و تا‏‌ کنون ادامه دارد. این فعالیت‏‌های ماگمایی به‌صورت طیف گسترده‌ای از سنگ‏‌های آذرین بیرونی و درونی با تنوع ترکیبی گسترده‏‌ای از سنگ‏‌های بازیک، حد واسط و فلسیک، در بخش‏‌های مختلفی از ایران پدیدار شده است؛ به‌گونه‌ای که چهار پهنة ماگمایی شاخص به سن سنوزوییک عبارتند از: ارومیه-دختر (Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1981; Amidi et al., 1984; Alavi 1994 and 2004; Chiu et al., 2013)، البرز-آذربایجان (Stöcklin, 1968; Asiabanha et al., 2012; Castro et al., 2013)، شمال ایران مرکزی از سمنان تا خواف (Stöcklin, 1968; Alavi, 1996; Golonka, 2004) و خاور و جنوب‏خاوری ایران (Tirrul et al., 1983; Aghanabati, 1994; Agard et al., 2011; Pang et al., 2013) (شکل 1).

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شدة ایران (اصلاح شده از Aghanabati (1998)). منطقة بررسی‌شده در شمال پهنة ساختاری ایران مرکزی جای دارد و با مربع سرخ‌رنگ نشان داده شده است. مناطق دیگری که با منطقة بررسی‌شده مقایسه شده‏‌اند شامل: 1. گدازه‏‌های بازالتی الیگوسن خاور و جنوب‌خاوری شاهرود (Ghasemi et al., 2011)؛ 2. بازالت‏‌های آلکالن الیگوسن در منطقة سبزوار (Rostami-Hossouri et al., 2020)؛ 3. سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی - رسوبی منطقة پهنواز به سن ائوسن پایانی (Mardani-Beldaji, 2011)؛ 4. سنگ‏‌های آندزیتی کالک‌آلکالن ائوسن میانی در باختر تربت‌حیدریه (Saki, 2023)؛ 5. گنبدهای نیمه‌آتشفشانی ائوسن منطقه احمدآباد-خارتوران (Semiari, 2015)؛ 6. سنگ‌های آتشفشانی ائوسن داورزن-عباس‌آباد (Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2015).

Figure 1. The simplified geological map of Iran (modified from Aghanabati, 1998). The studied area is located in the north of the structural zone of Central Iran and is indicated by a red square. Other regions that have been compared with the study area include: 1. Oligocene basaltic lavas in the east and southeast of Shahrood (Ghasemi et al., 2011); 2. Oligocene alkaline basalts in the Sabzevar area (Rostami-Hossouri et al., 2020); 3. Upper Eocene volcanic and volcano-sedimentary rocks of the Pahnavaz area (Mardani-Beldaji, 2011); 4. Middle Eocene calc-alkaline andesitic rocks in the west of Torbat-e Heydarieh (Saki, 2023); 5. Eocene semi-volcanic domes of the Ahmadabad-Khartoran area (Semiari, 2015); 6. Eocene volcanic rocks of the Davarzen-Abbasabad (Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2015).

 

 

 

مناطق شاهرود تا سبزوار، شمال پهنة ساختاری ایران مرکزی و جنوب پهنة البرز خاوری توالی‏‌های گسترده‏‌ای از سنگ‏‌های زمان‏‌های نئوپروتروزوییک پسین تا عهدحاضر را در بر می‌گیرند که رویدادهای زمین‏‌ساختی- ماگمایی گوناگونی مانند دگرگونی، ماگماتیسم، کافت و ‌پیدایش کمان‏‌های جزیره‌های کمانی و حاشیة فعال قاره‏‌ای، پهنه‏‌های پشت کمانی هنگام این زمان‏‌ها را به‏‌خوبی در خود ثبت کرده‏‌اند (Derakhshi and Ghasemi, 2013; Hosseini et al., 2015). پیامد بسته‏‌شدن حوضة اقیانوسی نئوتتیس در کرتاسة پسین- پالئوسن، پیدایش کمان ماگمایی سبزوار در گستره‌ای وسیع در زمان سنوزوییک است. بازشدن حوضه اقیانوسی نئوتتیس سبزوار به‌صورت یک حوضة کششی پشت کمانی فرافرورانش روی ورقة قاره‏‌ای ایران مرکزی و در پی فرورانش ورقة اقیانوسی نئوتتیس زیر ایران مرکزی در تریاس میانی- بالایی (Chiu et al., 2013; Ghasemi et al., 2018; Jafari and Ghasemi, 2023) رخ داده است. گسترش این حوضه اقیانوسی هنگام ژوراسیک بالایی-کرتاسة پیشین روی داده است و در کرتاسة پسین- پالئوسن بسته شده است. رویدادهای یادشده ‌پیدایش کمان افیولیتی، دگرگونی و ماگمایی سبزوار را به‌دنبال داشته‌اند (Rossetti et al., 2010; Jamshidi et al., 2015; Shafaii Moghadam et al., 2015; Maghfouri et al., 2016; Jafari and Ghasemi, 2023). اوج فعالیت ماگمایی در این حوضه به‌صورت نواری از سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی با ترکیب سنگ‏‌شناختی بازالتی- آندزیتی و با سرشت کالک‏‌آلکالن و متعلق به حاشیة فعال قاره‏‌ای همراه‏‌با آذرآواری‏‌های وابسته و سنگ‏‌های رسوبی ائوسن است که در ائوسن میانی- بالایی رخ داده است (Taheri et al., 2013; Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2015; Ghasemi et al., 2021).

منطقة بررسی‌شده در نوار ماگمایی طرود- معلمان بخشی از مجموعة ماگمایی چاه‏‌شیرین-سبزوار- خواف است که در بخش باختری این مجموعه ماگمایی جای دارد. سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در جنوب دامغان و در 160 کیلومتری جنوب شاهرود و 17 تا 30 کیلومتری جنوب روستای طرود جای گرفته‌‏‌اند و مساحتی نزدیک به 800 کیلومتر مربع دارند. از دیدگاه پهنه‌بندی ساختاری ایران، این منطقه در جنوب طرود جای دارد که بخشی از پهنة ماگمایی سنوزوییک در شمال پهنة ساختاری ایران مرکزی به‌شمار می‏رود (شکل 1) (Aghanabati, 2004). این پهنة ماگمایی در خاور تا مرز افغانستان و در باختر تا مرزهای ترکیه، ارمنستان، نخجوان و آذربایجان ادامه پیدا می‏‌کند و در واقع، بخشی از پهنة کوهزایی آلپ- هیمالیا به‌شمار می‏رود. پهنة ماگمایی طرود- معلمان بیشتر از سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب سنگ‏‌شناختی متشکل از مجموعه سنگ‏‌های الیوین‏‌بازالت، بازالت، آندزیت و داسیت و معادل‏‌های آذرآواری آن‌ها و همچنین، میان‏‌لایه‌های اپی‌کلاستی و آهکی تا آهکی مارنی فسیل دار ساخته شده است. پژوهشگران بسیاری این نوار ماگمایی را از جنبه‏‌های سنگ‏‌شناسی و اقتصادی بررسی‌ کرده‌اند (e.g., Ghorbani, 2005; Khajehzadeh, 2009; Mardani-Beldaji, 2011; Tayefi, 2014; yousefi, 2017)؛ اما به سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در بخش جنوبی منطقة طرود به‌علت جای‌گرفتن در لبة شمالی کویر جندق یا دشت کویر، نبود راه‏‌های دسترسی مناسب، سخت‌گذربودن، آب و هوای گرم و خشک کویری و نبود مراکز جمعیتی، کمتر توجه شده است. ازاین‌رو، در این پژوهش با بهره‌گیری از داده‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌کل به بررسی سرشت ماگمایی، شرایط زمین‌ساختی و خاستگاه سنگ‏‌های آتشفشانی یادشده پرداخته می‌شود. همچنین، یافته‌های این پژوهش با برخی مناطق متعلق به دوران سنوزوییک در شمال پهنة ساختاری ایران مرکزی که پیشتر منتشر شده اند، مقایسه می‌شود (شکل 1).

زمین‌شناسی عمومی

سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در جنوب طرود، بخشی از ورقه‏‌های زمین‏‌شناسی 250000/1 طرود و 100000/1 معلمان را در بر گرفته‌اند. این سنگ‏‌ها با روند کلی شمال‏‌خاوری- جنوب‏‌باختری در میان طول‏‌های جغرافیایی 48°54 تا 00°55 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی 13°35 تا 20°35 شمالی جای گرفته‌اند (شکل 2).

 

 

 

 

شکل 2. نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شدة منطقة جنوب‌باختری طرود از نقشه 1:100000 معلمان (Eshraghi and Jalili, 2006).

Figure 2. The simplified geological map of the southwest of Torud area from the 1:100,000 map of Moalleman (Eshraghi and Jalili, 2006).

 

 

از مهم‏‌ترین گسل‏‌های منطقة طرود، گسل‏‌های انجیلو و طرود هستند. روند کلی گسل‏‌ها و چین‏‌ها در این منطقه شمال‏‌خاوری- جنوب‏‌باختری است. محدودة طرود- معلمان که منطقة بررسی‌شده را نیز شامل می‏‌شود در بخشی از این نوار به نام پهنة ماگمایی طرود- چاه شیرین جای می گیرد. در این پهنه، ساختارهای زمین‌شناسی و روند کلی لایه‏‌ها نزدیک به خاوری - باختری است و همسویی نسبی با راستای گسل طرود دارند. جابجایی قائم و افقی این گسل در ماگماتیسم این منطقه مؤثر بوده است (Houshmandzadeh et al., 1978) و روند نفوذ دایک‌ها، بر شکستگی‌ها و گسل‌های فرعی منطقه منطبق است. این پهنه ماگمایی بیشتر دربردارندة سنگ‏‌های آذرین درونی و بیرونی است که با امتداد خاوری-باختری تا شمال‏‌خاوری- جنوب‏‌باختری، در جنوب شهرستان‏‌های شاهرود و دامغان و در مرز شمال‏‌خاوری کویر بزرگ رخنمون دارند. سنگ‏‌های آذرین طرود - چاه‏‌شیرین در فاصلة گسل طرود در جنوب و گسل انجیلو در شمال رخنمون دارند (Ghorbani, 2005). در این پهنة ماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن با ترکیب بازیک تا اسیدی هستند که حجم اصلی سنگ‏‌های آذرین را شامل می‏‌شوند. از این میان سنگ‏‌های آذرین، سنگ‏‌های بازالتی و حد واسط آندزیتی فراوان‌ترین هستند. البته چندین تودة آذرین درونی با سن الیگوسن- میوسن، با ترکیب حد واسط تا اسیدی و به اندازة متوسط تا کمابیش کوچک در سنگ‏‌های آتشفشانی نفوذ کرده‏‌اند.

در منطقة بررسی‌شده، مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی (بیشتر بازالتی تا آندزیتی)، آذرآواری‏‌ها همراه با میان‌لایه‌های رسوبی (آهک‏‌ها و آهک‏‌های‏‌مارنی فسیل‏‌دار) و همچنین، شمار فراوانی دایک بازالتی تا آندزیتی رخنمون دارند. این دایک‏‌ها را می‏‌توان در قالب چند نسل دسته‌بندی کرد و برخی از آنها آشکارا دایک‏‌های تغذیه‌کنندة روانه‏‌های آتشفشانی هستند. میان‏‌لایه‏‌های آذرآواری، اپی‏‌کلاست‏‌ها و گاه توفیت‏‌هایی به رنگ‏‌های سبز، سفید و کرم آنها را همراهی می‏‌کند. برخی از روانه‏‌های گدازه، ساخت منشوری نشان می‏‌دهند. ارتفاع ستون‏‌ها به چندین متر می‌رسد و در چندین نوبت تکرار شده‏‌اند.

روش انجام پژوهش

پس از بازدیدهای صحرایی و بررسی‌های سنگ‌نگاری، 5 نمونة بازالتی و 6 نمونة ‌آندزیتی دگرسان‌نشده برگزیده و برای تجزیة شیمیایی به آزمایشگاه ACME ونکور کانادا فرستاده شدند. درصد اکسید عنصرهای اصلی با دستگاه XRF و مقدار عنصرهای کمیاب با دستگاه ICP-MS اندازه‌گیری شد. در این آزمایشگاه، نخست مقدار لازم از نمونه‌ها به‌صورت پودر در اسید‌های HCLO4، HF و HCl حل شد و سپس با ضریب رقیق‌شدگی 2500 به دستگاه Perkin – Elmer – Sciex Elan مدل ICP-MS 500 تزریق شد. انحراف استاندارد نسبی برای عنصرهای اصلی 2 ± درصدوزنی و برای عنصرهای کمیاب 5 ± درصدوزنی است. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند و با کمک نرم‏‌افزارهای پترولوژیک و گرافیکی همانند Igpet، GCDKit و Corel Draw در نمودارهای مختلف ترسیم و سپس نتایج‏‌ به‌دست‌آمده از آنها تفسیر شدند.

سنگ‌نگاری

در منطقة بررسی‌شده، بیشتر سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده بازالت و آندزیت هستند. بازالت‏‌ها به رنگ خاکستری تیره تا سیاه‏‌رنگ با بافت گلومروپورفیریتیک، میکرولیتی، غربالی و تا اندازه‌ای بافت تراکیتی دیده می‌شوند و درشت‌بلورهایی از پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن به‏‌عنوان کانی‏‌های اصلی دارند (شکل‌های 3-A و 3-B). البته این کانی‏‌ها به همراه الیوین و کانی‏‌های کدر به‏‌صورت ریز بلور در زمینه سنگ نیز دیده می‌شوند و تجمع آنها بافت گلومروپورفیریتیک در این سنگ‏‌ها را پدید آورده است. کانی‏‌های ثانویه شامل کلریت، اکسید‏‌آهن، زئولیت، کلسیت و ژیپس هستند که به‏‌سبب پرکردن حفره‌های سنگ‏‌ها، ساخت بادامکی را در این سنگ‏‌ها پدید آورده‏‌اند (شکل 3-C).

 

 

 

 

جدول1. داده‌های XRF و ICP-MS به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود.

Table 1. The XRF and ICP-MS analytical data of the volcanic rocks in the south of Torud.

 

Andesite

Sample No.

89730-TG-1

89748-Kah-22-1

89736-TG-10

89737-TG-12-1

89740-TG-15-2

89741-TG-17

SiO2

57.45

59.4

60.67

57.83

60.17

64.03

TiO2

0.68

0.64

0.56

0.71

0.64

0.61

Al2O3

16.63

16.95

15.95

17.25

17.1

14.22

Fe2O3T

6.79

5.73

5.46

6.54

5.72

5.23

MgO

4.16

2.7

2.67

3.37

2.53

2.31

MnO

0.13

0.14

0.12

0.13

0.12

0.09

CaO

7.08

5.74

5.49

6.49

5.69

4.53

Na2O

3.9

4.43

4.12

4.19

4.56

2.9

K2O

1.06

1.07

1.75

1.49

1.06

1.93

P2O5

0.23

0.27

0.24

0.3

0.27

0.28

LOI

1.7

2.7

2.8

1.5

1.9

3.6

Total

99.81

99.77

99.83

99.8

99.76

99.73

Ce

35.4

44.9

43.2

43.6

43.9

37.8

Nb

5.1

5.5

5.9

6.1

6

5.5

Ni

8.4

5.8

6.2

7.8

5.3

9.3

Ba

304

376

397

360

385

270

Sr

598.1

622.1

514.1

638.6

596.4

638.4

Rb

72.1

47.4

80.9

46.3

36.6

45.6

Cs

1.6

1.9

4.1

1.9

1.8

9.7

Dy

3

3.05

2.81

3.14

2.97

2.83

Er

2

1.88

1.69

2.05

1.84

1.83

Eu

1.05

1.11

0.94

1.2

1.01

1.04

Ga

15.9

14.4

14.5

15.5

14.9

12.9

Gd

3.38

3.46

3.43

3.97

3.55

3.41

Hf

3.1

3.4

3.5

3.3

3.7

3.1

Ho

0.63

0.66

0.63

0.67

0.61

0.61

La

19

23.1

24

22.8

23.7

18.6

Lu

0.28

0.28

0.29

0.32

0.3

0.28

Th

3.9

5

5.7

4

5

3.3

Nd

16.6

20

18.6

20.1

20.5

18.7

Pr

4.26

4.93

4.89

4.97

5.1

4.51

Sm

3.56

3.77

3.68

4.02

3.59

3.59

Y

17.1

17.7

17.5

18.9

18.2

16.3

Ta

0.3

0.4

0.4

0.3

0.4

0.3

Tb

0.52

0.52

0.52

0.55

0.52

0.48

Yb

1.79

1.88

1.9

2.02

1.94

1.65

Tm

0.28

0.27

0.29

0.31

0.25

0.28

U

1.3

1.5

1.7

1.2

1.5

1

V

175

120

114

141

125

115

Zr

120.9

143.1

148.4

142.8

148.2

130.1

Co

21/7

15/1

15

18/2

15/1

12/7

Pb

3.1

6.2

20.8

3.3

4

58

Eu/Eu*

0.93

0.94

0.81

0.92

0.87

0.91

Mg#

0.55

0.48

0.49

0.51

0.47

0.47

(Dy/Yb)n

1.12

1.09

0.99

1.04

1.02

1.15

(La/Sm)n

3.45

3.96

4.21

3.67

4.27

3.35

Zr/Y

7.07

8.08

8.48

7.56

8.14

7.98

Nb/Ta

17

13.75

14.75

20.33

15

18.33

Zr/Hf

39

42.09

42.40

43.27

40.05

41.97

Pb/Rb

0.04

0.13

0.26

0.07

0.11

1.27

Pb/K2O

2.92

5.79

11.89

2.21

3.77

30.05

La/Nb

3.73

4.20

4.07

3.74

3.95

3.38

Sm/Hf

1.15

1.11

1.05

1.22

0.97

1.16

Th/La

0.21

0.22

0.24

0.18

0.21

0.18

Nb/U

3.92

3.67

3.47

5.08

4

5.5

Ta/U

0.23

0.27

0.24

0.25

0.27

0.3

Ce/Pb

11.42

7.24

2.08

13.21

10.98

0.65

Nb/Th

1.31

1.10

1.04

1.53

1.20

1.67

Nb/La

0.27

0.24

0.25

0.27

0.25

0.30

La/Nb

3.73

4.20

4.07

3.74

3.95

3.38

La/Ta

63.33

57.75

60

76

59.25

62

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

 

Basalt

Sample

89742-TG-18

89744-TG-19-2

89745-TG-20-1

89749-Kah-22-8

84802-YTRG-04

SiO2

47.34

47.18

46.89

46.77

47.03

TiO2

0.96

1.18

1.17

1.17

0.73

Al2O3

17.81

16.71

16.58

16.53

14.86

Fe2O3T

10.43

8.84

8.97

8.89

9.38

MgO

6.02

6.95

7.19

7.62

8.48

MnO

0.22

0.22

0.16

0.23

0.17

CaO

9.06

8.65

9.45

8.87

9.35

Na2O

3.26

4.23

4.37

3.88

3.45

K2O

1

0.67

0.6

0.64

1.11

P2O5

0.22

0.28

0.27

0.27

0.21

LOI

3.4

4.8

4

4.8

4.9

Total

99.72

99.71

99.65

99.67

99.67

Ce

24.2

24.3

24.3

24.5

19.3

Nb

2.6

4.7

4.4

4.1

1.6

Ni

28.4

55.8

56.9

55.9

44

Ba

422

134

115

124

166

Sr

596.4

435.8

659.1

453.1

563.5

Rb

19.1

10

9.8

9

22

Cs

3.5

33.5

27.7

33.7

0.6

Dy

3.6

3.65

3.39

3.7

2.53

Er

2.15

2.38

2.18

2.01

1.53

Eu

1.2

1.24

1.3

1.21

0.97

Ga

16.9

14.3

15

13.7

11.8

Gd

3.83

3.89

3.92

3.75

2.95

Hf

1.8

2.2

2.3

2.3

1.2

Ho

0.73

0.73

0.74

0.7

0.52

La

11.4

10.6

10.7

10.8

8.2

Lu

0.3

0.31

0.28

0.29

0.21

Th

1.1

0.8

0.8

0.9

1.4

Nd

14.7

15

15.8

14.8

12.9

Pr

3.33

3.29

3.27

3.25

2.63

Sm

3.45

3.66

3.53

3.49

2.92

Y

19.7

19.6

19.7

19.2

14.3

Ta

0.09

0.3

0.4

0.3

0.1

Tb

0.58

0.6

0.59

0.58

0.44

Yb

1.96

1.88

1.75

1.9

1.26

Tm

0.3

0.32

0.3

0.27

0.21

U

0.4

0.2

0.2

0.2

0.3

V

282

212

210

210

298

Zr

66.1

101.1

99.3

95.8

42.7

Co

35/7

31/8

32/7

32/5

33/7

Pb

16.9

5.6

3.2

2.6

3.3

Eu/Eu*

1.01

1.01

1.07

1.02

1.01

Mg#

0.53

0.61

0.61

0.63

0.64

)Dy/Yb)n

1.23

1.30

1.30

1.30

1.34

)La/Sm)n

2.14

1.87

1.96

2.00

1.81

Zr/Y

3.36

5.16

5.04

4.99

2.99

Nb/Ta

28.89

15.67

11

13.67

16

Zr/Hf

36.72

45.95

43.17

41.65

35.58

Pb/Rb

0.88

0.56

0.33

0.29

0.15

Pb/K2O

16.9

8.36

5.33

4.06

2.97

La/Nb

4.38

2.26

2.43

2.63

5.13

Sm/Hf

1.92

1.66

1.53

1.52

2.43

Th/La

0.10

0.08

0.07

0.08

0.17

Nb/U

6.5

23.5

22

20.5

5.33

Ta/U

0.225

1.5

2

1.5

0.33

Ce/Pb

1.43

4.34

7.59

9.42

5.85

Nb/Th

2.36

5.88

5.50

4.56

1.14

Nb/La

0.23

0.44

0.41

0.38

0.20

La/Nb

4.38

2.26

2.43

2.63

5.13

La/Ta

126.67

35.33

26.75

36

82

 

 

پلاژیوکلازها به‌صورت درشت‏‌بلور شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‌دار و میکرولیت در زمینة سنگ یافت می‌شوند (شکل 3D-). این کانی بافت غربالی و منطقه‏‌بندی ترکیبی دارد که می‏‌تواند گواهی بر سردشدن سریع مذاب باشد. منطقه‏‌بندی نیز پیامد نبود ‏‌تعادل و یکسان‏‌نبودن شرایط فیزیکی و شیمیایی در زمان تبلور ماگمای این سنگ‌هاست. کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و به‌صورت درشت‏‌بلور تا بلورهای کوچک در زمینة سنگ دیده می‏‌شوند. این کانی‌ها نیز دارای بافت غربالی و منطقه‏‌بندی هستند و از تجمع آنها بافت گلومروپورفیریتیک پدید آمده است (شکل 3B -).

آندزیت‏‌ها با رنگ خاکستری روشن تا کمی‏‌تیره با بافت‏‌های پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک دیده می‌شوند (شکل 3 -E). کانی‏‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های آندزیتی شامل آمفیبول (هورنبلند سبز و قهوه‏‌ای)، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن هستند. کانی‏‌های فرعی نیز شامل بیوتیت، اسفن، زیرکن و اپک هستند. سریسیت، کلریت، کلسیت و اپیدوت به‏‌عنوان کانی‏‌های ثانوی در سنگ‏‌های آندزیتی دیده می‌شوند (شکل 3E -).

مقدار درشت‌بلورها در این سنگ کم است و نزدیک به 5 تا 10 درصد سنگ را در بر گرفته‌اند. زمینة سنگ سرشار از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز است. تجمع‏‌های موضعی بلورها به مقدار کم دیده می‏‌شود. برخی از این تجمع‏‌ها شامل پلاژیوکلاز و هورنبلند سبز- قهوه‏‌ای (اکسی هورنبلند) هستند. برخی از آنها نیز تنها از پلاژیوکلاز ساخته شده‌اند. هورنبلند سبز و یا قهوه-ای به‌صورت درشت‌بلور و ریزبلور دیده می‏‌شود. بیشتر درشت‌بلورها شکل‌‏‌دار هستند و در مقاطع عرضی با رخ کامل و حاشیة اوپاسیتی‏‌شده دیده می‌شوند (شکل 3 - F). به‌ندرت اکسی‏‌بیوتیت نیز در این سنگ دیده می‏‌شود. برخی بلورهای پلاژیوکلاز منطقه‌بندی ترکیبی نشان می‏‌دهند. اندازه تجمع‏‌ها نزدیک به 1تا 2 میلیمتر است. اندازة درشت‌بلورها نیز از بیشتر از 1/0 تا 2 میلیمتر در نوسان است. بافت جریانی از آرایش میکرولیت‏‌ها دیده می‏‌شود.

 

 

شکل 3. A) نمایی از سنگ‏‌های بازالتی و آندزیتی؛ B) بازالت با بافت گلومروپورفیریتیک با تجمعاتی از پیروکسن و پلاژیوکلاز؛ C) نمایی از بازالت‏‌ها با حفره‏‌های پرشده توسط زئولیت؛ D) بازالت‏‌ها با پلاژیوکلازهای با بافت غربالی؛ E) بافت گلومروپورفیریتیک شامل تجمعاتی از پلاژیوکلاز و آمفیبول در آندزیت‏‌ها؛ F) آندزیت دارای پلاژیوکلازهای با بافت غربالی و آمفیبول شکل‌دار با حاشیة اپاسیتی‌شده (شکل‌های B، D، E و F تصویرهای میکروسکوپی در XPL هستند).

Figure 3. A) A field view of the basaltic and andesite rocks; B) Basalt with glomeroporphyric texture made of accumulations of pyroxene and plagioclase; C) Basalts with cavities filled by zeolite; D) Basalts with sieve textured plagioclase; E) Glomeroporphyry texture including accumulations of plagioclase and amphibole in andesites; F) Andesite with sieve-textured plagioclase and euhedral amphibole with opacitized rim (Figures B, D, E, and F are XPL photomicrographs).

 

 

شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

 

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ‏‌کل سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود برای بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آنها در جدول 1 آورده ‌شده‌اند. برپایة بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری سنگ‏‌های آتشفشانی و برپایة نمودارهای رده‏‌بندی SiO2 در برابر Na2O+K2O (شکل‌ 4-A) و نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (شکل‌ 4-B) شمار 5 نمونه در محدودة ترکیبی بازالت با مقدار SiO2 برابر با 34/47- 77/46 درصدوزنی و شمار 6 نمونه دیگر با ترکیب آندزیت و مقدار SiO2 برابر با 03/64-45/57 درصدوزنی جای دارند.

این سنگ‏‌ها سرشت ماگمایی ساب‏‌آلکالن دارند (شکل 5A-) و از سری کالک‏‌آلکالن به‌شمار می‌روند (شکل 5B-). برپایة میزان K2O (93/1-6/0 درصدوزنی)، سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط دارند (شکل‌های 5- C و 5-D).

در نمودارهای هارکر، مقادیر اکسید عنصرهای اصلی FeOt، P2O، MgO، CaO، MnO و TiO2 با افزایش SiO2 در هر گروه سنگی روند کاهشی نشان می‌دهند که پیامد تبلور کانی‏‌های آهن و منیزیم‏‌دار (مانند پیروکسن و هورنبلند)، پلاژیوکلاز کلسیم‌دار، اسفن، مگنتیت و آپاتیت است. همبستگی مثبت میان اکسیدهای K2O و Na2O با SiO2 پیامد تبلور کانی‌هایی مانند پتاسیم‌فلدسپار و پلاژیوکلاز در مراحل پایانی انجماد ماگماست (شکل 6).

 

 

 

 

 

شکل 4. نمودارهای رده‏‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی، A) نمودار سیلیس در برابر مجموع آلکالی (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) (1. گدازه‏‌های بازالتی الیگوسن خاور و جنوب‌خاوری شاهرود (Ghasemi et al., 2011)؛ 2. بازالت‏‌های آلکالن الیگوسن در منطقة سبزوار (Rostami-Hossouri et al., 2020)؛ 3. سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی - رسوبی منطقة پهنواز به سن ائوسن پایانی (Mardani-Beldaji, 2011)؛ 4. سنگ‏‌های آندزیتی کالک‌آلکالن ائوسن میانی در باختر تربت حیدریه (Saki, 2023)؛ 5. گنبدهای نیمه‌آتشفشانی ائوسن منطقة احمدآباد- خارتوران (Semiari, 2015)؛ 6. سنگ‌های آتشفشانی ائوسن داورزن-عباس‌آباد (Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2015)).

Figure 4. The classification diagrams of volcanic rocks A) The silica versus total alkali diagram (Middlemost, 1994); B) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977) (1. Oligocene basaltic lavas in the east and southeast of Shahrood (Ghasemi et al., 2011); 2. Oligocene alkaline basalts in the Sabzevar area (Rostami-Hossouri et al., 2020); 3. Upper Eocene volcanic and volcano-sedimentary rocks of the Pahnavaz area (Mardani-Beldaji, 2011); 4. Middle Eocene calc-alkaline andesitic rocks in the west of Torbat-e Heydarieh (Saki, 2023); 5. Eocene semi-volcanic domes of the Ahmadabad-Khartoran area (Semiari, 2015); 6. Eocene volcanic rocks of the Davarzen-Abbasabad (Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2015)).

 

از آنجایی‏‌که عنصرهای خاکی کمیاب به نسبت دیگر عنصرها، کمتر نحت‌تأثیر عواملی مانند هوازدگی و دگرسانی‌های گرمابی قرار می‏‌گیرند، از الگوی فراوانی آنها برای تعیین خاستگاه سنگ‏‌های آذرین می‏‌توان بهره گرفت (Boynton, 1984; Rollinson, 1993). همانگونه‏‌که در نمودار عنکبوتی چند عنصری بهنجارشده به ترکیب NMORB (Sun and McDonough, 1989) و MORB (Pearce, 1983) برای سنگ‏‌های بررسی‌شده دیده می‌شود (شکل‌های 7-A، 7-B، 7-C و 7-D)، سنگ‌ها غنی‏‌شدگی نسبی از LILE و LREE نسبت به HREE و HFSE همراه با آنومالی منفی Ti، Ta و Nb و آنومالی مثبت Pb و Sr نشان می‌دهند.

در نمودار بهنجارشدة عنصرهای خاکی کمیاب به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)، هر دو گروه سنگ‏‌های بازالتی و آندزیتی بررسی‌شده الگوی کمابیش مشابهی از غنی‏‌شدگی عنصرهای LREE نسبت به MREE و HREE نشان می‏‌دهند (شکل‌های 7-E و 7-F). همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در نمونه‌های بررسی‌شده الگویی کمابیش مسطح نشان می‏‌دهند. میانگین مقدار Eu/Eu* برای سنگ‏‌های بازالتی و آندزیتی بررسی‌شده به‌ترتیب 02/1 و 90/0 به‌دست آمده است (جدول 1). ناهنجاری منفی Eu در سنگ‏‌های بازیک دیده نمی‌شود و سنگ‌های آندزیتی نیز آنومالی منفی ضعیف از Eu را نشان می‌دهند (شکل‌های 7-E و 7-F).

 

 

 

شکل 5. سری ماگمایی سنگ‏‌های بررسی‌شده A) نمودار SiO2 در برابر Nb/Y (Pearce and Cann, 1973)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار K2O در برابر SiO2 (Rickwood, 1989)؛ D) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 5. The magmatic series of the study rocks A) Nb/Y versus SiO2 diagram (Pearce and Cann, 1973); B) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971); C) SiO2 versus K2O diagram (Rickwood, 1989); D) Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

شکل 6. نمودار تغییرات عنصرهای اصلی در برابر SiO2 برای سنگ‌های آتشفشانی طرود (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 6. The variation diagrams of major elements versus SiO2 for the volcanic rocks in Torud area (Symbols are as in Figure 4).

 

بحث

جایگاه زمین‌ساختی

همان‌گونه‌که گفته شد سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود سرشت کالک‏‌آلکالن دارند که نشان‌دهندة ‌پیدایش آنها در محیط‌های زمین‌ساختی مربوط‏‌به مرزهای ورقه‌های همگراست (Harangi et al., 2007). غنی‏‌شدگی نسبی از LILE و LREE نسبت به HREE و HFSE همراه با آنومالی منفی Ti، Ta و Nb و آنومالی مثبت Pb و Sr در این سنگ‌ها نیز از شواهد پیدایش ماگمای آنها در پهنه‌های فرورانش هستند (Pearce, 1983; Wilson, 1989; Winter, 2001; Sommer et al., 2006; Gill, 2010). البته در پهنه‌های فرورانش، رسوب‌ها و سیال‌های موجود در پوستة اقیانوسی فرورو می‏‌توانند سبب غنی‏‌شدگی گوة گوشته‏‌ای از عنصرهای ناسازگار و کمیاب شوند. افزون‌‏‌براین، نقش آلایش با مواد پوسته‏‌ای در تغییر فراوانی این عنصرها را نمی‏‌توان نادیده گرفت (Wilson, 1989; Rollinson, 1993). برای بررسی و شناخت دقیق جایگاه زمین ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود، از نمودارهای مختلفی بهره گرفته شد (شکل 8). برپایة تغییرات Zr در برابر Nb/Zr، نمونه‏‌های بررسی‌شده محیط زمین‌ساختی فرورانشی را نشان می‏‌دهند (شکل 8-A). برپایة مقادیر نسبت Zr/Y (5/8-3)، سنگ‏‌های بررسی‌شده در محیط زمین‌ساختی کمان آتشفشانی حاشیة قاره‌‏‌ای پدید آمده‏‌اند. این نسبت برای کمان آتشفشانی قاره‏‌ای ‏‌از 3 بیشتر و برای کمان آتشفشانی اقیانوسی ‏‌از 3 کمتر است (Pearce, 1983). نسبت کم Nb/Y (11/0 تا 34/0) نیز نشان‏‌دهندة پیدایش این سنگ‏‌ها در کمان ماگمایی مرتبط با فرورانش (حاشیة فعال قاره‏‌ای) است؛ به‏گونه‌ای‌که در حاشیة فعال قاره‏‌ای این نسبت از 72/1 کمتر است (Pearce, 1983; Temel et al., 1998; Koralay et al., 2011). برپایة نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb، سنگ‏‌های بررسی‌شده طرود در محدودة کمان ماگمایی وابسته‏‌به قاره (حاشیة فعال قاره‏‌ای) جای گرفته‏‌اند (شکل 8-B). در نمودار Th-Hf/3-Nb/16، این سنگ‏‌های آتشفشانی در محدودة بازالت‏‌های کمان قاره‏‌ای جای گرفته‏‌اند (شکل 8-C). همچنین، برپایة نمودار Y در برابر Rb/Zr، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محیط کمان قاره‌ای عادی فوران کرده‏‌اند (شکل 8-D).

 

 

شکل 7. A، B) نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب MORB (Pearce, 1983)؛ C، D) نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب NMORB (Sun and McDonough, 1989)؛ E، F) نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 7. A, B) MORB-normalized multi-element diagrams (Pearce, 1983); C, D) NMORB-normalized multi-element diagrams (Sun and McDonough, 1989); E, F) Chondrite-normalized rare earth element (REE) diagrams (Nakamura, 1974) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

 

شکل 8. تمایز محیط زمین‌ساختی سنگ‏‌های بررسی‌شده A) نمودار Zr در برابر Nb/Zr (Thieblemont and Tegyey, 1994)؛ B) نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983)؛ C) نمودار سه‌تایی Th-Hf/3-Nb/16 (Wood, 1980)؛ D) نمودار Rb/Zr در برابر Y (Brown et al., 1984) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 8. The tectonic setting of the study rocks A) Zr versus Nb/Zr diagram (Thieblemont and Tegyey, 1994); B) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1983); C) Th-Hf/3-Nb/16 ternary diagram (Wood, 1980); D) Y versus Rb/Zr diagram (Brown et al., 1984) (Symbols are as in Figure 4)

 

 

فرایندهای ماگمایی

ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین مافیک و تبلوربخشی (تبلور تفریقی) ماگمای بازالتی آبدار از عوامل اصلی در ‌پیدایش انواع ماگماها هستند (Bissig et al., 2003; Hollings et al., 2005). همچنین، فرایندهای اختلاط ماگمایی و هضم سنگ‌های مجرا سبب تغییر در ترکیب ماگما می‏‌شوند (Davidson and Teply, 1997). بر پایة نمودارهای Dy در برابر Dy/Yb (شکل 9-A) و Zr در برابر Y (شکل 9-B)، تبلوربخشی سبب تنوع سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود شده است که تا اندازه‌ای نیز هضم و آلایش پوسته‏‌ای در این تنوع ترکیبی نقش داشته‌اند.

 

 

 

شکل 9. بررسی روند پیدایش سنگ‏‌های بررسی‌شده هنگام فرایندهای ماگمایی A) نمودار Dy در برابر Dy/Yb (Gao et al., 2007)؛ B) نمودار Zr در برابر Y (Abdollah et al, 1998) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 9. The study of the formation process of the study rocks during magmatic processes A) Dy versus Dy/Yb diagram (Gao et al., 2007); B) Zr versus Y diagram (Abdollah et al., 1998) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل‌های 7-E و 7-F)، بالابودن مقادیر LREE نسبت ‏‌به دیگر عنصرهای خاکی کمیاب (MREE, HREE) را نشان می‏‌دهد. جهانگیری (Jahangiri, 2007) نشان داد غنی‏‌شدگی MREE نسبت‏‌به HREE می‏‌تواند گویای تبلوربخشی کانی هورنبلند یا گارنت‏‌دار بودن خاستگاه باشد؛ به‌گونه‌ای‌که افزایش نسبت LREE/MREE و نسبت MREE/HREE به‏‌صورت ثابت یا کاهشی، احتمالاً نشان‏‌دهندة‏‌ نقش جدایش بلوری هورنبلند در خاستگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده است؛ زیرا هورنبلند گرایش ترکیبی به عنصرهای خاکی کمیاب متوسط (MREE; Kd Dy>Yb) دارد. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، نسبت (Dy/Yb)n نمونه‏‌های بررسی‌شده یک روند ثابت و کمابیش کاهشی اندک را نشان می‏‌دهد که این روند ‏‌با تبلور آمفیبول همخوانی دارد (نسبت (Dy/Yb)n ‏‌از یک کمتر یا نزدیک به یک است). نسبت (Dy/Yb)n بالاتر از 6/1 نشان‏‌دهندة حضور گارنت در ناحیة خاستگاه است (Bourdon et al., 2002; Bachmann et al., 2005; Prowatke and Klemme, 2006; Coban, 2007; Kaygusuz et al., 2008).

نسبت‌های‏‌ (La/Sm)n و (Dy/Yb)n برای سنگ‏‌های آتشفشانی بازالتی جنوب طرود به‏‌ترتیب برابر با 81/1 تا 14/2 و 23/1 تا 34/1 و در سنگ‏‌های آتشفشانی آندزیتی این منطقه به‏‌‌ترتیب برابر با 35/3 تا 27/4 و 99/0 تا 15/1 هستند که با جدایش بلوری هورنبلند همخوانی دارند. افزون‏‌براین، نبود یا دست‌کم ناهنجاری Eu (1Eu/Eu* ≈) و روند افزایشی نسبت‏‌های Eu/Eu* و Sr/Y با افزایش (Gd/Yb)n نیز می‏‌تواند پیامد تبلوربخشی پلاژیوکلاز و چه‌بسا هورنبلند و کلینوپیروکسن باشد (Richards et al., 2012; Lahtinen et al., 2016) (شکل‌های 10-A و 10-B).

برای مشخص‌کردن این که جدایش بلوری کدام کانی در سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود‏‌ عامل تحول ماگمایی به‏‌شمار می‏‌آید، می‏‌توان نمودارهای Rb در برابر Ba (شکل 11-A)، Rb در‏‌برابر Sr (شکل 11-B) و MgO در برابر CaO/Al2O3 (شکل 11-C).و SiO2 در برابر Al2O3/CaO (شکل 11-D) را به‌کار برد. برپایة این نمودارها، تبلوربخشی کلینوپیروکسن، هورنبلند و پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های بررسی‌شده نقش مهمی در تحول ماگماهای سازندة آنها بازی کرده است.

 

 

شکل 10. نقش تبلوربخشی کانی‏‌های فلدسپار، هورنبلند و کلینوپیروکسن در تنوع سنگ‏‌های بررسی‌شده در نمودارهای (Dy/Yb)n در برابر A) Eu/Eu*؛ B) Sr/Y (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 10. The role of fractional crystallization of feldspar, hornblende, and clinopyroxene in the diversity of the studied rocks based on (Dy/Yb)n versus A) Eu/Eu*; B) Sr/Y diagrams (Symbols are as in Figure 4).

 

تعیین خاستگاه

برپایة آنچه گفته شد، سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در یک محیط زمین‌ساختی کمان آتشفشانی مرتبط با حاشیة قاره‌‏‌ا‏ی پدید آمده‏‌اند. ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش در پی عواملی مانند 1) ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده؛ 2) ذوب پوستة قاره‏‌ای و 3) ذوب گوشته (سست‌کره‌ای یا سنگ‌کره‌ای) پدید می‌آیند (Wilson, 1989; Vigneresse, 2004). در این پهنه‌ها، سیال‌های حاصل از آب‏‌زدایی تختة اقیانوسی فرورونده با ورود به گوة گوشته‏‌ای، سبب متاسوماتیسم، غنی‏‌شدگی از عنصرهای ناسازگار، ذوب‏‌بخشی و در نهایت پیدایش ماگما می‏شوند. ازاین‌رو، در این موارد، بخشی از پوستة اقیانوسی نیز ذوب می‏‌شود و در پیدایش ماگماهای تولید شده از این مناطق، مشارکت می‏‌کنند. برای تمایز خاستگاه گوشته‏‌ای و پوسته‏‌ای سنگ‏‌های بررسی‌شده، می‏‌توان از نمودارهای گوناگونی مانند نمودارهای δEu در برابر (La/Yb)n (شکل 12-A) و Rb/Sr در برابر Nb/U (شکل 12-B) بهره گرفت. برپایة این نمودارها (شکل 12) سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود بیشتر خاستگاه گوشته‌ای دارند که هضم و آلایش پوسته‏‌ای در تحول و تنوع ترکیبی آنها نقش داشته است.

از دیدگاه ترکیب زمین‌شیمیایی، بیشتر سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده مقدار کمی SiO2 و محتوای بالای Sr دارند و ناهنجاری چشمگیر Eu نشان نمی‌دهند (جدول 1). با توجه به بررسی‌های پژوهشگران (e.g., Rapp et al., 1991; Rapp and Watson, 1995; Patiño Douce, 1999) همگی می‏‌توانند نشان‏‌دهندة یک خاستگاه گوشته‏‌ای برای سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده باشند. میزان Mg# بیشتر‏‌از 40 برای نمونه‏‌های آتشفشانی بازالتی و آندزیتی بررسی‌شده (میانگین Mg# به‌ترتیب 57/60 و 39/49)، نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای برای این نمونه‏‌هاست؛ زیرا میزان Mg# از مهم‏‌ترین فاکتورها برای تمایز میان خاستگاه گوشته‏‌ای یا پوسته‏‌ای ماگماست؛ به‏گونه‌ای‌که میزان Mg# کمتر از 40 نشان‌دهندة اینست‏‌که مذاب بازالتی از خاستگاه پوستة زیرین مافیک جدا ‏‌شده است و اگر میزان Mg# از 40 بیشتر باشد، مذاب از خاستگاه گوشته‏‌ای جدا ‏‌شده است (Rapp and Watson, 1995; Patiño, 1999). همان‌گونه‌که در نمودار MgO در برابر Ni (شکل 13-A) نشان داده شده است، مذاب‌های سازندة سنگ‌های بررسی‌شده، مذاب اولیه نبوده‌اند، بلکه پس از پیدایش در گوشته، تحت‌تأثیر فرایندهای ماگمایی مانند تبلوربخشی و هضم و آلایش پوسته‏‌ای (فرایند AFC) تکامل یافته‏‌اند. در نمودارهای Dy در برابر Dy/Yb (شکل 9-A) و Zr در برابر Y (شکل 9-B) و نمودار SiO2  در برابر Th/Nb (شکل 13-B) می‏‌توان به‌خوبی نشان داد تبلوربخشی و آلایش پوسته‏‌ای در تنوع و تحول سنگ‏‌های بررسی‌شده نقش دارند.

 

 

 

شکل 11. A) نمودار Ba در برابر Rb (Zhang et al., 2015)؛ B) نمودار Rb در برابر Sr (Rollinson, 1993)؛ C) نمودار MgO در برابر CaO/Al2O3 (Elburg et al., 2006)؛ D) نمودار SiO2 در برابر Al2O3/CaO (Dicheng et al., 2007) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 11. A) Rb versus Ba diagram (Zhang et al., 2015); B) Rb versus Sr diagram (Rollinson, 1993); C) MgO versus CaO/Al2O3 diagram (Elburg et al., 2006); D) SiO2 versus Al2O3/CaO diagram (Dicheng et al., 2007) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

شکل 12. خاستگاه سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود A) نمودار δEu در برابر (La/Yb)n (Zhang et al., 2014) (δEu= Eun/(Smn+Gdn)0.5B) نمودار Rb/Sr در برابر Nb/U (Hou et al., 2004) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 12. The origin of volcanic rocks in the south of Torud A) δEu versus (La/Yb)n diagram (Zhang et al., 2014) (δEu= Eun/ (Smn+Gdn)0.5); B) Rb/Sr versus Nb/U diagram (Hou et al., 2004) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

شکل 13. A) تعیین اولیه و غیر اولیه‌بودن ماگمای سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود در نمودار Ni در برابر MgO (George and Rogers, 2002; Varekamp et al., 2010)؛ B) بررسی نقش آلایش پوسته‏‌ای در نمونه‌های بررسی‌شده در نمودار SiO2 در برابر Th/Nb (He et al., 2010) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 13. A) Determination of the primary and non-primary nature of the magma that formed the volcanic rocks in the south of Torud in MgO versus Ni diagram (George and Rogers, 2002; Varekamp et al., 2010); B) The role of crust contamination on the studied samples using the SiO2 versus Th/Nb diagram (He et al., 2010) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

 

میانگین نسبت‏‌های Nb/Ta و Zr/Hf برای ماگماهای جدا‏‌شده از پوسته به‌ترتیب برابر با 4/11 و 33 (Weaver and Tarney, 1984) و در ماگماهای جدا‏‌شده از گوشته به‌ترتیب برابر با 18 و 37 (McDonough and Sun, 1995) هستند. میانگین این نسبت‏‌ها در نمونه‏‌های آتشفشانی بازالتی به‌ترتیب برابر با 04/17 و 62/40 و آندزیتی بررسی‌شده به‌ترتیب برابر با 53/16 و 46/41 هستند که کمابیش همانند ماگماهای جدا‏‌شده از گوشته هستند؛ اما نمی‏‌توان نقش پوسته را نادیده گرفت.

غنی‏‌شدگی از LILE و LREE و آنومالی منفی Nb-Ti-Ta در نمونه‏‌های بررسی‌شده همانند ویژگی‌های ماگماهای جدا‏‌شده از گوشتة سنگ‌کره‌ای هستند (Zhao and Zhou, 2007; Zhao et al., 2010)، این در حالیست ‏‌که ماگماهای جدا‏‌شده از گوشته سست‌کره‌ای الگویی همانند MORB (یعنی تهی‏‌شدگی از LILE و LREE، بدون تهی‏‌شدگی از Nb و Ta (Sun and McDonough, 1989) یا OIB با آنومالی مثبت Nb-Ta نشان می‌دهند. افزون‏‌براین، ماگماهای جدا‏‌شده از گوشته در محیط‏‌های فرورانش حاشیة قاره‌ معمولاً تا اندازه‌ای با پوسته هنگام صعود و یا اقامت در آشیانه‏‌های ماگما پوسته در تعامل هستند (Ashwal et al., 1986; Hildreth and Moorbath, 1988). نمودار La/Yb در برابر Nb/La نشان می‌دهد نمونه‏‌ها از خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای با مشارکت پوستة قاره‏‌ای پدید آمده‏‌اند (شکل 14-A). برپایة نمودارهای Nb در برابر Nb/U و Ce در برابر Ce/Pb (شکل‌های 14-B و 14-C) سنگ‏‌های بررسی‌شده روندی از گوشته به‌سوی پوسته را نشان می‏‌دهند که گواهی ‏‌بر جدا‏‌شدن سنگ‏‌های بررسی‌شده از دو خاستگاه گوشته‏‌‏‌ای و پوسته‏‌ای هستند (البته با سهم مشارکت متفاوت).

همچنین، غنی‏‌شدگی از LREE و LILE (K، Rb، U، Th، Cs)، آنومالی مثبت Pb و آنومالی منفی Nb و Ta در نمونه‏‌های بررسی‌شده می‏‌تواند با مایعات/مذاب آزادشده از یک صفحة فرورو یا آلودگی پوسته‏‌ای ماگما در محیطی قاره‏‌ای پدید آید (Taylor and McLennan, 1985; Zhao and Zhou, 2007).

برای تفکیک نقش رسوب‌های بالای صفحة فرورونده از آلودگی پوسته‏‌ای در ماگماهای خاستگاه می‏‌توان از شاخص‏‌های زمین‌شیمیایی مانند نسبت‏‌های Pb/Rb، Pb/K2O، La/Nb و Sm/Hf بهره گرفت. رسوب‌های پلاژیک بالای ورقة فرورونده نسبت‌های Pb/Rb (37/0-3/0)، Pb/K2O (14-12)، La/Nb (نزدیک به 5/3) و میانگین نسبت Sm/Hf برابر با 3 دارند؛ اما پوستة قاره‏‌ای نسبت‏‌های Pb/Rb (2/0-15/0)، Pb/K2O (8-0)، La/Nb (3-1) و Sm/Hf (میانگین برابر 1) کمتری نشان می‌دهد (Plank, 2005; Çoban et al., 2012). سنگ‏‌های‏‌بازالتی دارای نسبت‏‌های Pb/Rb (88/0-‏‌15/0)، Pb/K2O (90/16-‏‌97/2)، La/Nb (13/5-‏‌26/2، میانگین 37/3) و Sm/Hf (میانگین 81/1) و در آندزیت‏‌های بررسی‌شده دارای نسبت‏‌های Pb/Rb (27/1-04/0)، Pb/K2O (05/30-21/2)، La/Nb (20/4-38/3، میانگین 84/3) و Sm/Hf (میانگین 11/1) است که نشان‌دهندة نقش مشترک هر دو مؤلفه بیان شده در آلودگی ماگمای جدا‏‌شده از گوشته است.

درنمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (شکل 15-A)، نمونه‏‌های بررسی‌شده به‌صورت کمابیش عمودی قرار گرفته‌اند که نشان‏‌دهندة غنی‏‌شدگی در پی مؤلفه‏‌های فرورانش و یا آلایش پوسته‏‌ای در تحولات ماگمایی این سنگ‏‌هاست.

نسبت Th/La در بازالت‏‌های اقیانوسی کم است (کمتر‏‌از 2/0)، در قاره‏‌ها بالا (بیشتر از 25/0) و در بازالت‏‌های کمانی و رسوب‌های دریایی از 09/0 تا 34/0 در نوسان است. این نسبت در سنگ‌های آتشفشانی بازالتی و آندزیت‏‌ها به‏‌ترتیب برابر با 07/0 تا 17/0 و 18/0 تا 24/0 است که می‏‌تواند نشان‌دهندة نقش رسوب‌های دریایی در خاستگاه این سنگ‏‌ها باشد (Kessel et al., 2005). در نمودارهای Sm/La در برابر Th/La (شکل 15-B) و Ba/Rb در برابر Nb/La (شکل 15-C) نقش مؤلفه‏‌های پوسته‏‌ای در نمونه‏‌های بررسی‌شده را نشان می‌دهد.

 

 

 

 

شکل 14. A: نمودار La/Yb در برابر Nb/La (Abdel-Rahman and Nassar, 2004)؛ B: نمودار Nb در برابر Nb/U؛ C: نمودار Ce در برابر Ce/Pb (MORB و OIB (Hofmann et al., 1986)؛ PM (Sun and McDonough, 1989)؛ Continental crust (Rudnick and Gao, 2003). نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 14. A) La/Yb versus Nb/La diagram (Abdel-Rahman and Nassar, 2004); B) Nb versus Nb/U diagram; C) Ce versus Ce/Pb diagram (MORB and OIB (Hofmann et al., 1986); PM (Sun and McDonough, 1989); Continental crust (Rudnick and Gao, 2003). Symbols are as in Figure 4).

 

 

مقدار نسبت‏‌های Nb/U، Ta/U و Ce/Pb که نسبت‏‌به آلایش پوسته‏‌ای حساس هستند، شاخصی برای نشان‏‌دادن آلودگی پوستة قاره‏‌ای به‌شمار می‌رود (Hofmann, 1988). مقدار این نسبت‏‌ها در پوستة قاره‏‌ای به‌صورت 1/12Nb/U=، 1/1Ta/U= و 1/4Ce/Pb= (Taylor and McLennan, 1985) و در MORB به‌صورت 47Nb/U=، 7/2Ta/U= و 25Ce/Pb= (Hofmann, 1988) است. مقایسة این نسبت‏‌ها در نمونه‏‌های بررسی‌شده (میانگین نسبت‌های Nb/U، Ta/U و Ce/Pb (به‏‌ترتیب برای سنگ‏‌های آتشفشانی بازالتی برابر با 57/15، 11/1 و 73/5 و در آندزیتی برابر با 27/4، 26/0 و 60/7) با پوستة قاره‏‌ای و MORB نشان می‏‌دهد آلودگی پوستة قاره‏‌ای در تغییر ترکیب مذاب جدا‏‌شده از گوشته نقش‏‌داشته است. نمودار MgO در برابر Ce/Pb (شکل 16-A) نیز نشان می‌دهد نمونه‏‌های بررسی‌شده تحت‌تأثیر آلایش پوسته‏‌ای بوده‏‌اند. برپایة نمودار Pb در برابر Ce/Pb (شکل 16-B) نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة میان دو بخش OIB (با 7/25Ce/Pb= و 7/0Pb=) و پوستة بالایی (با 2/3Ce/Pb= و 20Pb=) (Norman and Garcia, 1999) جای می‏‌گیرند که نشان‌دهندة نقش پوستة قاره‌ای بالایی در تحول ماگمای سازندة نمونه‏‌های بررسی‌شده است. در نمودار Nb/La در برابر Nb/Th (شکل 16 C) آلایش ماگمای سازندة نمونه‏‌های بررسی‌شده با ترکیب پوستة قاره‏‌ای بالایی هنگام صعود به بالا را نشان می‏‌دهد. کم‌بودن میانگین نسبت‏‌های Nb/U، Nb/Th و Nb/La در سنگ‏‌های بررسی‌شده (بازالت‏‌ها: 57/15Nb/U=، 89/3Nb/Th=، 33/0Nb/La=؛ آندزیت‏‌ها: 27/4Nb/U=، 31/1Nb/Th=، 26/0Nb/La=) نسبت به این مقدارها در ترکیب گوشتة اولیه (34Nb/U=، 4/8Nb/Th= و 04/1Nb/La=، Sun and McDonough, 1989) نشان‌دهندة نقش آلایش پوسته‏‌ای در این سنگ‏‌هاست.

 

 

 

شکل 15. آلایش مذاب جدا‏‌شده از گوشته با مواد پوسته‏‌ای برای سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود A) نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Temel et al., 1998)؛ B) نمودار Sm/La در برابر Th/La (Plank, 2005)؛ C) Ba/Rb در برابر Nb/La (Marchev et al., 2004) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 15. Mantle-derived melt contamination with crustal materials for volcanic rocks in the south of Torud A) Nb/Y versus Rb/Y diagram (Temel et al., 1998); B) Sm/La versus Th/La diagram (Plank, 2005); C) Ba/Rb versus Nb/La diagram (Marchev et al., 2004) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

 

نسبت‌های La/Nb بیشتر از 5/1 و La/Ta بیشتر از 22 نیز نشان‏‌دهندة آلایش ماگما با ترکیب پوستة قاره‏‌ای هستند (Hart et al., 1989). میانگین نسبت‏ La/Nb در نمونه‏‌های بازالتی و آندزیتی بررسی‌شده برابر با 37/3 و 35/61 و میانگین نسبت La/Ta برابر با 84/3 و 06/63 است که آغشتگی این سنگ‏‌ها با پوستة قاره‏‌ای را نشان می‏‌دهد. ازاین‌رو، می‏‌توان دریافت این سنگ‏‌ها از گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای جدا ‏‌شده‏‌اند که هنگام صعود ماگما دچار تبلوربخشی و همچنین، آلودگی با ترکیب پوستهو مواد جدا‏‌شده از ورقه فرورونده شده است.

 

 

شکل 16. نقش پوستة قاره‏‌ای در تحول ماگمای سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود A) نمودار MgO در برابر Ce/Pb (Furman, 2007)؛ B) نمودار Pb در برابر Ce/Pb (Alici et al., 2002)؛ C) نمودار Nb/La در برابر Nb/Th (Xu et al., 2015) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 16. The role of the continental crust in the formation of volcanic rocks in the south of Torud A) MgO versus Ce/Pb diagram (Furman, 2007); B) Pb versus Ce/Pb diagram (Alici et al., 2002); C) Nb/La versus Nb/Th Diagram (Xu et al., 2015) (Symbols are as in Figure 4).

 

 

 

تعیین عمق و ذوب بخشی

وجود گارنت به‏‌عنوان پسماند در خاستگاه سبب تهی‏‌شدگی شدید HREE (ppm15Y<؛ ppm4/1Yb<) در مذاب‏‌های پدیدآمده می‏‌شود (Defant and Drummond, 1990). در سنگ‏‌های بازالتی بررسی‌شده مقدار Y برابر با ppm7/19-3/14 و Yb برابر با ppm96/1-26/1 است که گویای نبود گارنت در سنگ‏‌های خاستگاه به‏‌عنوان پسماند است. الگوی مسطح HREE در نمونه‏‌های بررسی‌شده نشان می‏‌دهد پریدوتیت گارنت‏‌دار منبع اصلی ماگما نبوده است. برای بررسی بود و نبود گارنت در خاستگاه گوشته‏‌ای از نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Sm نیز می‏‌توان بهره برد. در این نمودار سنگ‏‌های بازالتی منطقة بررسی‌شده در محدوده نبود گارنت جای گرفته‏‌اند (شکل 17-A).

برای نشان‌دادن درصد ذوب‌بخشی یک خاستگاه گوشته‏‌ای می‏‌توان از نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb بهره گرفت (شکل 17-B). در این نمودار روند تغییر ترکیب مذاب با درجات متفاوت ذوب‏‌بخشی از گوشته اسپینل‌لرزولیتی به‌سوی اسپینل‏‌گارنت‌لرزولیتی گرایش دارد. فراوانی عنصرهای La و Sm در نمونه‏‌های بازالتی بررسی‌شده همانند مذاب‏‌های جدا‏‌شده از گوشته غنی‏‌شده است. در نمودار (La/Sm)n در برابر (Tb/Yb)n (شکل 17-C) که جداکنندة محدودة پریدوتیت گارنت‏‌دار از اسپینل‏‌دار است، نمونه‏‌های بررسی‌شده خاستگاه گوشته‏‌ای اسپینلی را نشان‏‌ می‏‌دهند. مقدار (Tb/Yb)n کمتر از 8/1 شاخصی برای شناسایی خاستگاه گوشته‏‌ای اسپینلی به‌شمار می‌رود (Wang et al., 2002).

برای تعیین ژرفای پیدایش و جدایش ماگما نیز نمودار Ce در برابر Ce/Yb به‌کار برده می‌شود (شکل 17-D). برپایة این نمودار، ژرفای رخداد ذوب‏‌بخشی و پیدایش ماگمای سازنده نمونه‏‌های بررسی‌شده 80 تا 100 کیلومتری از سطح زمین است.

مقایسه منطقة بررسی‌شده با دیگر مناطق واقع در لبة شمالی ایران مرکزی

در این بخش به مقایسة سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در جنوب طرود با دیگر سنگ‏‌های آتشفشانی سنوزوییک در شمال پهنة ساختاری ایران مرکزی، پرداخته می‌شود. برای بررسی بهتر شباهت‌ها یا تفاوت‌ها دربارة ماگماتیسم و تحولات ماگمایی منطقة بررسی‌شده با دیگر مناطق مورد مقایسه، از داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل بهره گرفته شده است (جدول 2). جایگاه جغرافیایی منطقة بررسی‌شده و دیگر مناطق مقایسه‏‌ای در شکل 1 نشان داده شده است. سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده با سنگ‏‌های آتشفشانی زیر مقایسه شده‌اند:

  1. گدازه‏‌های بازالتی الیگوسن خاور و جنوب‌خاوری شاهرود (Ghasemi et al., 2011)؛
  2. بازالت‏‌های آلکالن الیگوسن در منطقة سبزوار (Rostami-Hossouri et al., 2020)؛
  3. سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی - رسوبی منطقه پهنواز به سن ائوسن پایانی (Mardani-Beldaji, 2011)؛
  4. سنگ‏‌های آندزیتی کالک‌آلکالن ائوسن میانی در باختر تربت‌حیدریه (Saki, 2023)؛
  5. گنبدهای نیمه‌آتشفشانی ائوسن منطقة احمدآباد- خارتوران (Semiari, 2015)؛
  6. سنگ‌های آتشفشانی ائوسن داورزن-عباس‌آباد (Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2014).

سنگ‌های آتشفشانی واقع در مناطق شمارة 1، 2 و 3 با سن نزدیک به ائوسن پایانی و الیگومیوسن با ترکیب سنگ‌شناسی بازالتی تا تراکی‏‌بازالتی در بازة ترکیبی سنگ‏‌های آلکالن تا ساب‏‌آلکالن جای گرفته‏‌اند (شکل‌‏‌های 4 و 5). سنگ‌های آتشفشانی در مناطق شمارة 4، 5 و 6 با سن ائوسن میانی با ترکیب آندزیتی تا تراکی‏‌آندزیتی سرشت کالک‏‌آلکالن دارند (شکل‌‏‌های 4 و 5).

 

 

 

 

شکل 17. الگو‏‌سازی ذوب‏‌بخشی برای سنگ‏‌های آتشفشانی بازالتی جنوب طرود A) نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Sm (Coban, 2007)؛ B) نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ C: نمودار (La/Sm)n در برابر (Tb/Yb)n (Wang et al., 2002)؛ D) نمودار Ce در برابر Ce/Yb (Ellam, 1992) (نمادها همانند شکل 4 هستند).

Figure 17. Partial melting modeling for the basaltic volcanic rocks in the south of Torud A) Sm/Yb versus Ce/Sm diagram (Coban, 2007); B) La/Sm versus Sm/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000); C) (La/Sm)n versus (Tb/Yb)n diagram (Wang et al., 2002); D) Ce versus Ce/Yb diagram (Ellam, 1992) (Symbols are as in Figure 4).

 

موازی‌بودن الگوی عنصرهای کمیاب این سنگ‏‌ها در نمودارهای عنکبوتی چه‌بسا گواهی بر خاستگاه مشترک این سنگ‏‌ها و نقش تبلوربخشی به‏‌عنوان سازوکار اصلی پیدایش آنهاست. برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی، نمونه‌های بررسی‌شده و سنگ‏‌های آتشفشانی مقایسه‌شده ویژگی‏‌های مشابهی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که الگوهای REE بهنجارشده به ترکیب‌های کندریت (Nakamura, 1974) و NMORB (Sun and McDonough 1989) و MORB (Pearce, 1983) (شکل 7)، نشان‏‌دهنده غنی‏‌شدگی LREEs (مانند La، Ce) و LILEs (مانند Ba، K، U، Pb، Cs) نسبت به HREEs و HFSEs (مانند Nb، Ta، Ti، P) است. این ویژگی‏‌ها نشان‏‌دهندة اینست که این سنگ‏‌ها در یک محیط زمین‌ساختی کمان ماگمایی حاشیة قاره‌‏‌ای پدید آمده‏‌اند. این نمونه‏‌ها ناهنجاری منفی Eu ندارند. در مناطق شمارة 1، 2 و 3، غنی‌شدگی LREEs و LILEs نسبت به HREEs و HFSEs، همچنین، سرشت آلکالن ماگما، خاستگاهِ گوشتة غنی‏‌شده زیر سنگ‌کرة قاره‏‌ای را نشان می‌دهد. همچنین، در مناطق 1، 2 و 3 نسبت به دیگر مناطق HREE کمتری دارند که چه‌بسا نشان‌دهندة جدایش بلوری گارنت است.

 

 

جدول 2. گزیده‌‏‌ای از داده‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی سنوزوییک شمال پهنة ساختاری ایران مرکزی و سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در جنوب طرود.

Table 2. A summary of the geochemical data of the Cenozoic volcanic rocks in the north of the structural zone of Central Iran and the studied volcanic rocks in the south of Torud.

UDMA areas

Regions 1, 2, and 3

Regions 4, 5, and 6

Study area

Rock types

Basalt and Trachy-Basalt

Andesite and Trachy-Andesite

Basalt and Andesite

SiO2

43.93-51.30

48.04-63.41

46.77-64.04

Al2O3

12.86-17.12

10.37-22.33

14.22-17.81

MgO

4.44-10.6

0.86-10.76

2.31-8.48

Fe2O3

1.63-5.38

1.21-3.50

1.82-3.21

Na2O+K2O

2.94-7.39

3.65-8.57

4.26-5.87

#Mg

46-67

33-69

47-64

A/CNK

0.43-0.70

0.36-1.18

0.97-1.30

Eu/Eu*

0.89-1.05

0.69-1.14

0.81-1.07

(La/Yb)n

1.85-33.09

4.57-30.19

4.05-9.06

(Gd/Yb)n

1.41-5.27

1.41-4.71

1.49-1.94

(La/Sm)n

1.24-4.19

2.04-5.29

1.81-4.27

(Dy/Yb)n

1.21-2.16

1.10-1.63

0.99-1.34

 

 

همان‌گونه‌که در نمودارهای تفکیک محیط زمین‌ساختی نشان داده شده است (شکل 8)، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در ارتباط با محیط زمین‌ساختی فرورانش (کمان ماگمایی حاشیة فعال قاره‏‌ای) هستند. در مناطق شماره 1، 2 و 3 نمونه‏‌ها به‏سوی مناطق درون‌صفحه‏‌ای گرایش دارند که با توجه به بررسی‌های پژوهشگران (Rostami-Hossouri et al., 2020; Ghasemi et al., 2011; Mardani-Beldaji, 2011,)، سنگ‌های این مناطق به پهنة پشت کمانی تعلق دارند.

همان‌گونه‌که در شکل‌های 9، 10، 11 دیده می‌شود، تبلوربخشی و هضم (فرایند AFC) از مهم‏‌ترین فرایندهای ماگمایی در ‌پیدایش این سنگ‏‌ها هستند. برپایة نسبت‏‌های‏‌ (La/Sm)n و (Dy/Yb)n برای سنگ‏‌های آتشفشانی در مناطق 1، 2 و 3 به‏‌ترتیب برابر با 24/1 تا 19/4 و 21/1 تا 16/2 و برای سنگ‏‌های آتشفشانی در مناطق 4، 5 و 6 به‏‌ترتیب برابر با 04/2 تا 29/5 و 10/1 تا 63/1 است (جدول 2). برای مناطق 1، 2 و 3 جدایش گارنت و برای مناطق 4، 5 و 6 جدایش هورنبلند از مذاب را نشان می‏‌دهند. در شکل 10 جدایش گارنت برای سنگ‏‌های آتشفشانی مناطق 1، 2 و 3 دیده می‏‌شود.

همة سنگ‏‌ها خاستگاه مشترک گوشته‌ای و پوسته‌ای دارند (شکل‌های 12 تا 16). هر دو گروه سنگی از یک خاستگاه مذاب اولیه جدا نشده‏‌اند و همان‌گونه‌که نشان داده شده است آلایش پوسته‏‌ای در تنوع و تحول این سنگ‏‌ها به‌ویژه سنگ‌های مناطق 4، 5 و 6 نقش دارد. برپایة شکل 17، مذاب سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی در مناطق شماره 1، 2 و 3 از یک خاستگاه گارنت پریدوتیتی در ژرفای بیشتر از 100 کیلومتر جدا شده است؛ اما مذاب سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی در مناطق شماره 4، 5 و 6 از یک خاستگاه با کمبود گارنت جدا شده‏‌ است. روند تغییر ترکیب مذاب با درجات متفاوت ذوب‏‌بخشی از گوشته اسپینل‌لرزولیتی به‌سوی اسپینل‏‌گارنت‌لرزولیتی گرایش دارد.

برپایة بررسی‌های انجام شده برای مناطق 1، 2 و 3 (Rostami-Hossouri et al., 2020; Ghasemi et al., 2011; Mardani-Beldaji, 2011) و مناطق 4، 5 و 6 (Saki, 2023; Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2014, Semiari, 2015)، از ائوسن به الیگو-میوسن سرشت سنگ‏‌ها از کالک‏‌آلکالن به سمت آلکالن، محیط زمین‌ساختی از حاشیة فعال قاره‏‌ای به‌سوی پهنة پشت کمانی و خاستگاه از اسپینل‌لرزولیت به گارنت‌لرزولیت گرایش دارد و نمونه‌های بررسی‌شده در جنوب طرود، ویژگی‏‌هایی همانند سنگ‏‌های مناطق 4، 5 و 6 را نشان می‏‌دهند (شکل 18).

 

 

 

شکل 18. الگوی تکتونوماگماتیسم منطقة بررسی‌شده در جنوب طرود و مقایسةآن با: 1. گدازه‏‌های بازالتی الیگوسن خاور و جنوب‌خاوری شاهرود (Ghasemi et al., 2011)؛ 2. بازالت‏‌های آلکالن الیگوسن در منطقة سبزوار (Rostami-Hossouri et al., 2020)؛ 3. سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی - رسوبی منطقة پهنواز به سن ائوسن پایانی (Mardani-Beldaji, 2011)؛ 4. سنگ‌های آندزیتی کالک‌آلکالن ائوسن میانی در باختر تربت‌حیدریه (Saki, 2023)؛ 5. گنبدهای نیمه‌آتشفشانی ائوسن منطقة احمدآباد-خارتوران (Semiari, 2015)؛ 6. سنگ‌های آتشفشانی ائوسن داورزن-عباس‌آباد (Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2015).

Figure 18. Tectonomagmatism pattern of the study area (south of Torud) and its comparison with 1. Oligocene basaltic lavas in the east and southeast of Shahrood (Ghasemi et al., 2011); 2. Oligocene alkaline basalts in the Sabzevar area (Rostami-Hossouri et al., 2020); 3. Upper Eocene volcanic and volcano-sedimentary rocks of the Pahnavaz area (Mardani-Beldaji, 2011); 4. Middle Eocene calc-alkaline andesitic rocks in the west of Torbat-e Heydarieh (Saki, 2023); 5. Eocene semi-volcanic domes of the Ahmadabad-Khartoran area (Semiari, 2015); 6. Eocene volcanic rocks of the Davarzen-Abbasabad (Ghasemi and Rezaei-Kahkhaei, 2015).

 

برداشت

سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده با ترکیب بیشتر بازالت و آندزیت در جنوب روستای طرود در جنوب دامغان و شاهرود با روند کلی شمال‏‌خاوری-جنوب‏‌باختری، در نوار ماگمایی طرود- معلمان متعلق به مجموعة ماگمایی چاه‏‌شیرین-سبزوار- خواف رخنمون دارند. این سنگ‏‌های آتشفشانی سرشت کالک‏‌آلکالن با میزان پتاسیم متوسط دارند. غنی‏‌شدگی از LREE و LILE و تهی‌شدگی از HREE و HFSE و آنومالی منفی Nb، Ta و Ti در این سنگ‌ها نشان‌دهندة پیدایش آنها در پهنه‌های فرورانش است. همچنین، برپایة نمودارهای شناسایی محیط زمین‌ساختی پیدایش ماگما، این سنگ‏‌ها به حاشیة قاره‌‏‌ای فعال تعلق دارند. سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب طرود خاستگاه بیشتر گوشته‏‌ای دارند و از گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای غنی‏‌شده جدا شده‏‌اند. الگوهای مسطح HREE نیز نشان می‏‌دهد ذوب در گوشتة کم‏ژرفا، بالاتر از میدان پایداری گارنت رخ داده است. از‏‌این‏‌رو، ماگماهای مادر با ذوب‏‌بخشی اسپینل‌لرزولیت و در ژرفای 80 تا 100 کیلومتر رخ داده است و در اثر تبلوربخشی و همچنین، آلودگی به‌علت رسوب‌های فرورانده و پوستة قاره‏‌ای دچار تحول شده است.

Abdel-Rahman, A.F.M., and Nassar, P.E. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: petrogenesis of alkali basalts from northern Lebanon. Geological Magazine, 141, 545-563. https://doi.org/10.1017/S0016756804009604

Abdollah, S.A., Said, A.A., and Visona, D. (1998) New geochemical and petrographic data on the gabbro-syenite suite between Hargeysa and Bberbera Shiikh (north Somalia). Journal of Aferican Earth sciences, 23 (3), 303-373. https://doi.org/10.1016/S0899-5362(97)00007-9

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B., and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine, 148(5-6), 692-725. https://doi.org/10.1017/S001675681100046X

Aghanabati, A. (1994) Geological map of Khash, scale: 1:250,000. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran.

Aghanabati, A. (1998) Major sedimentary and structural units of Iran (map). Geosciences 7, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran.

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, 606p.

Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211-238. https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphy synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of geodynamics, 21, 125-134. https://doi.org/10.1016/0264-3707(95)00009-7

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304, 1-20. https://doi.org/10.2475/AJS.304.1.1

Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F., and Mitchell, J.G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology Geothermal Research, 102, 67-95. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7

Alici, P., Temel, A., and Gourgaud, A. (2002) Pb–Nd–Sr isotope and trace element geochemistry of Quaternary extension-related alkaline volcanism: a case study of Kula region (western Anatolia, Turkey). Journal of volcanology and geothermal research, 115(3), 487-510. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(01)00328-6

Amidi, S.M., Emami, M.H., and Michel, R. (1984) Alkaline character of Eocene volcanism in the middle part of central Iran and its geodynamic situation. Geologische Rundschau, 73, 917-932. https://doi.org/10.1007/BF01820882

Ashwal, L.D., Wooden, J.L., and Emslie, R.F. (1986) Sr, Nd, and Pb isotopes in Proterozoic intrusives astride the Grenville front in Labrador: implications for crustal contamination and basement mapping. Geochimica et Cosmochimica Acta, 50, 2571–2585. https://doi.org/10.1016/0016-7037(86)90211-5

Asiabanha, A., Bardintzeff, J.M., Kananian, A., and Rahimi, G. (2012) Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence. Journal of Asian Earth Sciences, 45, 79-94. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2011.09.020

Bachmann, O., Dungan, M.A., and Bussy, F. (2005) Insights into shallow magmatic processes in large silicic magma bodies: the trace element record in the Fish Canyon magma body, Colorado. Contributions to Mineralogy and Petrology, 149, 338-349. https://doi.org/10.1007/s00410-005-0653-z

Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210-265. https://doi.org/10.1139/e81-019

Bissig, T., Clark, A.H., Lee, J., and von Quadt, A. (2003) Petrogenetic and metallogenetic responses to Miocene slab flattening: New constraints from the El Indio-Pascua Au-Ag-Cu belt, Chile/Argentina. Mineralium Deposita, 38, 844-862. https://doi.org/10.1007/s00126-003-0375-y

Bourdon, E., Eisse, J.P., Gutscher, M.A., Monzier, M., Samaniego, P., Robin, C., Bollinger, C., and Cotten, J. (2002) Slab melting and melt metasomatism in the Northern Andean Volcanic Zone: adakites and high Mg andesites from Pichincha volcano (Ecuador). Bulletin de la Société Géologique de France, 173 (3), 195-206. https://doi.org/10.2113/173.3.195

Boynton, W.V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. Developments in Geochemistry, 2, 63-114. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3

Brown, C.G., Thorpe, R.S., and Webb, P.C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of the Geological Society, 141(3), 413-426. https://doi.org/10.1144/gsjgs.141.3.0413

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, 109-127. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.08.003

Chiu, H.Y., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Mohammadi, S.S., Khatib, M.M., and Iizuka, Y. (2013) Zircon U- Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos, 162-163, 70-87. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.01.006

Çoban, H., Karacık, Z., and Ece, Ö.I. (2012) Source contamination and tectonomagmatic signals of overlapping Early to Middle Miocene orogenic magmas associated with shallow continental subduction and asthenospheric mantle flows in Western Anatolia: A record from Simav (Kütahya) region. Lithos, 140-141, 119-141. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.12.006

Coban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision-and extension-related provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia. Earth Science Reviews, 80, 219-238. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2006.08.006

Davidson, J.P., and Tepley, F.J. (1997) Recharge in Volcanic Systems: Evidence from Isotope Profiles of Phenocrysts. Science, 275 (5301), 826-829. https://doi.org/10.1126/science.275.5301.826

Defant, M.J., and Drummond, M.S. (1990). Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347, 662–665. https://doi.org/10.1038/347662a0

Derakhshi, M., and Ghasemi, H. (2013) Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: Magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geoscience, 8, 849-866. https://doi.org/10.1007/s12517-013-1180-2

Dicheng, Z., Guitang, P., Xuanxue, M., Zhongli, L., Xinshenng, J., Liquan, W., and Zhidan, Z. (2007) Petrogenesis of volcanic rocks in the sangxiu formation, central segment of Tethyan Himalaya: a probable example of Plume-Litospher interaction. Journal of Asian Earth Sciences, 29, 320-335. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.12.004

Elburg, M., Kamenetzky, V.S., Nikogosian, I., Foden, J.D., and Sobolev, A.V. (2006) Coexisting high- and low-calcium melts identified by mineral and melt inclusion studies of a subduction-influenced syncollisional magma from South Sulawesi, Indonesia. Journal of Petrology, 47, 2433-2462. https://doi.org/10.1093/petrology/egl050

Ellam, R.M. (1992) Lithosperic thickness as a control on basalt geochemistry. Geology, 20, 153- 156. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1992)020<0153:LTAACO>2.3.CO;2

Eshraghi, S.A., and Jalali, A. (2006) Geological Map of Moalleman, 1: 100000. Geological Survey of Iran (GSI).

Furman, T. (2007) Geochemistry of East African Rift basalts: An overview. Journal of African Earth Sciences, 48, 147-160. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2006.06.009

Gao, Y., Hou, Z., Kamber, BS., Wei, R., Meng, X., and Zhao, R. (2007) Adakitelike porphyries from the southern Tibetan continental collision zones: evidence for slab melt metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology, 153, 105–120. https://doi.org/10.1007/s00410-006-0137-9

George, R.M., and Rogers, N.W. (2002) Plume dynamics beneath the African plate inferred from the geochemistry of the Tertiary basalts of southern Ethiopia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144, 286–304. https://doi.org/10.1007/s00410-002-0396-z

Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381, 235- 273. https://doi.org/10.1007/s00410-002-0396-z

Ghasemi, H., Barahmand, M., and Sadeghian, M. (2011) The Oligocene basaltic lavas of east and southeast of Shahroud: Implication for back-arc basin setting of Central Iran Oligo-Miocene basin. Petrological Journal, 2(7), 77-94. (In Persian with English abstract)

Ghasemi, H., and Rezaei-Kahkhaei, M. (2015) Petrochemistry and Tectonic Setting of the Davarzan- Abbasabad Eocene Volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Mineralogy and Petrology, 109(2), 235-252. https://doi.org/10.1007/s00710-014-0353-3

Ghasemi, H., Rostami Hossuri, M., and Sadeghian, M. (2018). Basic magmatism in the extentional back-arc basin of the Lower-Middle Jurassic on the Northern edge of Central Iran-South of Eastern Alborz zones, Shahrood-Damghan. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 27(107), 123-136. (In Persian with English abstract) https://doi.org/10.22071/gsj.2018.63800

Ghasemi, H., Arabzadeh Baniasadi, M., and Rostami hosuri, M. (2021). Mineral Chemistry and Whole Rock Isotope Chemistry: an aperture to petrogenesis of the Abbasabad basaltic- andesitic rocks, east of Shahrood. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 30(118), 135-144. (In Persian with English abstract) http://dx.doi.org/10.22071/gsj.2020.215769.1741

Ghorbani, A. (2005) petrology of igneous rocks of south Damghan. Ph.D thesis, Shahid Beheshti University, 350p.

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: a practical guide. Wily-Blackwell, Oxford, 428p.

Harangi, S., Downes, H., Thirlwall, M., and Gmeling, K. (2007) Geochemistry, petrogenesis and geodynamic relationships of Miocene calc-alkaline volcanic rocks in the western Carpathian arc, eastern Central Europe. Journal of Petrology, 48(12), 2261- 2287. https://doi.org/10.1093/petrology/egm059

Hart, W.K., Woldegabriel, G., Walter, R.C., and Mertzman, S.A. (1989) Basaltic volcanism in Ethiopia: constraints on continental rifting and mantle interactions. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 94(B6), 7731-7748. https://doi.org/10.1029/JB094iB06p07731

Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A., and Mitchell, S. (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. https://doi.org/10.1093/petrology/egm062

He, Q., Xiao, L., Balta, B., Gao, R., and Chen, J. (2010) Variety and complexity of the Late Permian Emeishan basalts: Reappraisal of plumelithosphere interaction processes. Lithos, 119, 91-107. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2010.07.020

Hildreth, W., and Moorbath, S. (1988) Crustal contribution to arc magmatism in the Andes of southern Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 98, 455-489. https://doi.org/10.1007/BF00372365

Hofmann, A.W. (1988) Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90(3), 297-314. https://doi.org/10.1016/0012-821X(88)90132-X

Hofmann, A.W., Jochum, K.P., Seufert, M., and White, W.M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts; new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters, 79(1-2), 33-45. https://doi.org/10.1016/0012-821X(86)90038-5

Hollings, P., Cooke, D.R., and Clark, A. (2005) Regional geochemistry of Tertiary volcanic rocks in Central Chile: Implications for tectonic setting and ore deposit genesis. Economic Geology, 100, 887-904. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.100.5.887

Houshmandzadeh, A.R., Alavi Naini, M., and Haghipour, A.A. (1978) Evolution of geological phenomenon in Torud area. Geological Survey of Iran, Tehran, Report 5H, 138p.

Hosseini, S.H., Sadeghian, M., Zhai, M., and Ghasemi, H. (2015) Petrology, geochemistry and zircon U–Pb dating of Band-e-Hezarchah metabasites (NE Iran): An evidence for back-arc magmatism along the northern active margin of Gondwana. Journal of Chemie der Erde, 75, 207-218. https://doi.org/10.1016/j.chemer.2015.02.002

Hou, Z.Q., Gao, Y.F., Qu, X.M., Rui, Z.Y., and Mo, X.X. (2004) Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east-west extension in southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 220 (1-2), 139-155. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(04)00007-X

Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A. (1972) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523- 548. https://doi.org/10.1139/e71-055

Jafari, A., and Ghasemi, H. (2023) Geologic history of the Sabzevar oceanic Basin, NE Iran: An overview from continental rifting to obduction in the NeoTethys oceanic system. Journal of Asian Earth Sciences, 245, 105559. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2023.105559

Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: Geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 30, 433–447. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.11.008

Jamshidi, K., Ghasemi H., Troll, V.R., Sadeghian, M., and Dahren, B. (2015) Magma storage and plumbing of adakite- type post- ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, NE Iran. Journal of Solid Earth, 6, 49-72. https://doi.org/10.5194/sed-6-2321-2014

Kaygusuz, A., Siebel, W., Şen, C., and Satir, M. (2008) Petrochemistry and petrology of I type granitoids in an arc setting: the composite Torul pluton, Eastern Pontides, NE Turkey. International Journal Earth Sciences, 97, 739-764. https://doi.org/10.1007/s00531-007-0188-9

Kessel, R., Schmidt, M.W., Ulmer, P., and Pettke, T. (2005) Trace element signature of subduction-zone fluids, melts and supercritical liquids at 120-180 km depth. Nature, 437, 724-727. https://doi.org/10.1038/nature03971

Khajehzadeh, M.H. (2009) Petrology and Geochemistry of North of Moalleman Igneous. M. Sc. thesis, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, 146p.

Koralay, T., Kadioglu, Y.K., and Davis, P. (2011) Weak compositional zonation in a silicic magmatic system: Incesu ignimbrite, Central Anatolian Volcanic Province (Kayseri-Turkey). Journal of Asian Earth Sciences, 40, 371-393. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2010.05.018

Lahtinen, R., Huhma, H., Lahaye, Y., Lode, S., Heinonen, S., Sayab, M., and Whitehouse, M.J. (2016) Paleoproterozoic magmatism across the Archean-Proterozoic boundary in central Fennoscandia: Geochronology, geochemistry and isotopic data (Sm–Nd, Lu–Hf, O). Lithos, 262, 507–525. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.07.014

Maghfouri, S., Rastad, E., Mousivand, F., Lin, Y., and Zaw, K. (2016) Geology, ore facies and sulfur isotopes geochemistry of the Nudeh Besshi- type volcanogenic massive sulfide deposit, southwest Sabzevar basin, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 125, 1-21. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2016.04.022

Marchev, P., Raicheva, R., Downes, H., Vaselli, O., Chiaradia, M., and Moritz, R. (2004) Compositional diversity of Eocene-Oligocene basaltic magmatism in the Eastern Rhodopes, SE Bulgaria: implications for genesis and tectonic setting. Tectonophysics, 393, 301-328. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2004.07.045

Mardani-Beldaji, M. (2011) petrology, geochemistry and analysis of volcanic and volcanio sedimentary rocks facies of Pahnawaz area (south of Biyarajmand-Shahrood). M. Sc thesis, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, 161p.

Mcdonough, W.F., and Sun, S.S. (1995) The composition of the earth. Chemical Geology, 120, 223-253. https://doi.org/10.1016/0009-2541(94)00140-4

Middlemost, E.A.K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37, 215-224. https://doi.org/10.1016/0012-8252(94)90029-9

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimical et Cosmochimica Acta, 38, 757-775. https://doi.org/10.1016/0016-7037(74)90149-5

Norman, M.D., and Garcia, M.O. (1999) Primitive magmas and source characteristics of the Hawaiian plume: petrology and geochemistry of shield picrites. Earth and Planetary Science Letters, 168(1), 27-44. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(99)00043-6

Pang, K.N., Chung, S.l., Zarrinkoub, M.H., Khatib, M.M., Mohammadi, SS., Chiu, H.Y., Chu, C.H., Lee, H.Y., and Lo, C.H. (2013) Eocene-Oligocene ost-collisional magmatism in the Lut-Sistan region, eastern Iran: agma genesis and tectonic implications. Lithos, 180-181, 234-251. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.05.009

Patiño Douce, A.E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? Geological Society of London, Special Publication, 168, 55-75. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1999.168.01.05

Pearce, J.A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins”, In: Hawkesworth CJ, Norry MJ, editors. Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Nantwich, Cheshire: Shiva Publisher, pp. 230-249. https://orca.cardiff.ac.uk/id/eprint/8626

Pearce, J.A., and Cann, J.R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science letters, 12, 339-349. https://doi.org/10.1016/0012-821X(73)90129-5

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. https://doi.org/10.1093/petrology/egi005

Prowatke, S., and Klemme, S. (2006) Rare earth element partitioning between titanite and silicate melts: Henry’s law revisited. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70, 4997 -5012. https://doi.org/10.1016/j.gca.2006.07.016

Rapp, R.P., and Watson, E.B. (1995) Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology, 36, 891-931. https://doi.org/10.1093/petrology/36.4.891

Rapp, R.P., Watson, E.B., and Miller, C.F. (1991) Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities. Precambrian Research, 51, 1-25. https://doi.org/10.1016/0301-9268(91)90092-O

Richards, J.P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A., and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y magmas reflect arc maturity, high magmatic water content, and porphyry Cu ± Mo ± Au potential: examples from the Tethyan arcs of central and eastern Iran and western Pakistan. Economic Geology, 107, 295-332. https://doi.org/10.2113/econgeo.107.2.295

Rickwood, P.C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22, 247-263. https://doi.org/10.1016/0024-4937(89)90028-5

Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation, Longman Scientific and technical, 352p.

Rossetti, F., Nasrabady, M., Vignaroli, G., Theye, T., Gerdes, A., Razavi, M., and Moin Vazir, H. (2010) Early Cretaceous migmatitic mafic granulites from the Sabzevar range (NE Iran): implications for the closure of the Mesozoic peri -Tethyan oceans in central Iran. Terra Nova, 22, 26-34. https://doi.org/10.1111/j.1365-3121.2009.00912.x 

Rostami-Hossouri, M., Ghasemi, H., Pang, K.N., Shellnutt, J.G., Rezaei-Kahkhaei, M., Miao, L., Mobasheri, M., Iizuka, Y., Lee, H.Y., and Lin, T.H. (2023) Geochemistry of continental alkali basalts in the Sabzevar region, northern Iran: implications for the role of pyroxenite in magma genesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 175, 50. https://doi.org/10.1007/s00410-020-01687-z

Rudnick, R.L., and Gao, S. (2003) Composition of the continental crust. Treatise on Geochemistry, 3, 1-64. https://doi.org/10.1016/B0-08-043751-6/03016-4

Saki, S. (2023) petrology, isotopic geochemistry and geodynamic model for generation of Oligo-Miocene volcanic rocks, west of Torbat-e-Heydaryeh. Ph.D thesis, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, 208p.

Semiari, S. (2015) petrology and geochemistry of sub-volcanic domes after Eocene of Ahmadabad-Khartoran area (southeast of Shahrood). M.Sc. thesis, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, 141p.

Shafaii Moghadam, H., Kheder, M., Arai, S., Stern, R., Ghorbani, G., Tamura, A., and Ottley, C.H. (2015) Arc-related harzburgite- dunite- chromitite complexes in the mantle section of the Sabzevar ophiolite, Iran: A model for formation of podiform chromitites. Gondwana Research, 27(2), 575–593. https://doi.org/10.1016/j.gr.2013.09.007

Sommer, C. A., Lima, E. F., Nardi, L. V. S., Liz, J. D., and Waichel, B. L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southernmost Brazil: shoshonitic, high-K tholeiitic and silica-saturated, sodic alkaline volcanism in post-collisional basins. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 78(3), 573-589. https://doi.org/10.1590/S0001-37652006000300015

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran1: A review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52(7), 1229-1258. https://doi.org/10.1306/5D25C4A5-16C1-11D7-8645000102C1865D

Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In Magmatism in the ocean basins (eds. A.D. Saunders and M.J. Norry). Geological Society, London, Special Publications, 42, 313-345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

Taheri, A., Allahyari, S., Ghasemi, H., and Sadeghian, M. (2013) Stratigraphic Position and Textural Analysis of Volcanic Rocks of Abbas Abad Volcano-Sedimentary Belt, NE Shahrood. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 29 (1), 25-42. (In Persian with English abstract)

Tayefi, N. (2014) The study of copper cogeneration along with Eocene volcanic and volcano-sedimentary rocks, north of Central Iran, east and southeast of Shahrood. M.Sc thesis, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, 180p.

Taylor, S.R., and McLennan, S.M. (1985) The continental crust: its compositions and evolution. Blackwell Scientific, Oxford. Cambridge, MA, USA, 211p.

Temel, A., Gündoğdu, M.N., and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high-K calc-alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 85, 327-354. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(98)00062-6

Thieblemont, D., and Tegyey, M. (1994) Une discrimination ge´ochimique des roches diffe´rencie´es te´moin de la diversite´ d’origine et de la situation tectonique des magmas. Comptes Rendus de l’Acade´mie des sciences, Paris, 319, 87-94.

Tirrul, R., Johns, J.W., Willoughby, N.O., Camp, V.E., Griffis, R.J., Bell, I.R., and Meixner, H.M. (1989) Geological map of Nehbandan, Scale 1/100000. Geological Survey of Iran.

Varekamp, J., Hesse, A., and Mandeville, C. (2010) Back-arc basalts from the Loncopue graben (Province of Neuquen, Argentina). Journal of volcanology and geothermal research, 197(1), 313-328. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2010.04.003

Vigneresse, J.L. (2004) A new paradigm for granite generation. Earth and Environmental Science Transactions of The Royal Society of Edinburgh, 95, 11-22. https://doi.org/10.1017/S0263593300000882

Wang, K., Plank, T., Walker, J.D., and Smith, E.I. (2002) A mantle melting profile across the Basin and Range, SW USA. Journal of Geophysical Research, 107, 1-21. https://doi.org/10.1029/2001JB000209

Weaver, B.L., and Tarney, J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature, 310, 575-577. https://doi.org/10.1038/310575a0

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis, A global tectonic approach. Unwin Hyman, London, 466p.

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. https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2

Winter, J.D. (2001) Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Upper Saddle River, NJ, USA: Prentice Hall, 697p.

Wood, D.A. (1980) The application of a Th–Hf–Ta diagramto problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters, 50, 11–30. https://doi.org/10.1016/0012-821X(80)90116-8

Xu, X., Song, S., Su, L., Li, Z., Niu, Y., and Allen, M.B. (2015) The 600- 580 Ma continental rift basalts in North Qilian Shan, northwest China: Links between the Qilian - Qaidam block and SE Australia, and the reconstruction of East Gondwana. Precambrian Research, 257, 47-64. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2014.11.017

Yousefi, F. (2017) Petrogenesis and Isotope Geology of Post-Eocene Intrusive Rocks of Torud–Ahmad Abad Magmatic Belt (SE of Shahrood, Central Iran). Ph.D thesis, Faculty of Earth Sciences,, Shahrood University of Technology, 243p.

Zhang, D., Wei, J., Fu, L., Chen, H., Tan, J., Li, Y., Shi, W., and Tian, N. (2015) Formation of the Jurassic changboshan-xieniqishan highly fractionated I-type granites, northeastern China: Implication for the partial melting of juvenile crust induced by asthenospheric mantle upwelling. Geological Journal, 50, 122-138.  https://doi.org/10.1002/gj.2531

Zhang, Zh.Y., Du, Y.S., Teng, C.Y., Zhang, J., and Pang, Z. S. (2014) Petrogenesis, geochronology, and tectonic significance of granitoids in the Tongshan intrusion, Anhui Province, Middle-Lower Yangtze River Valley, eastern china. Journal of Asian Earth Sciences, 79(PartB), 792-809. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2013.04.007

Zhao, J.H., and Zhou, M.F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusions in the Panzhihua district (Sichuan Province, SW China): implications for subduction related metasomatism in the upper mantle. Precambrian Research, 152, 27-47. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2006.09.002

Zhao, J.H., Zhou, M.F., and Zheng, J.P. (2010) Metasomatic mantle source and crustal contamination for the formation of the Neoproterozoic mafic dike swarm in the northern Yangtze block, South China. Lithos, 115, 177-189. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.12.001