Petrogenesis of Neogene subvolcanic rocks in Kamu, North of Isfahan

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Payame Noor University, Tehran, Iran,

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

Abstract

Introduction
Neogene igneous domes, formed by the Eurasian and Arabian subduction, exposed in the north of Kamu in the Urumia-Dokhtar magmatic arc. The study area is located 120 km north of Isfahan, between 31° 05° to 31° 10° north latitude and 51° 10° to 51° 20° east longitude. The purpose of the present paper is to investigate the tectonic setting, petrogenesis, and magmatic evolution processes involved in the formation of studied igneous rocks.
Analytical methods
After analyzing satellite images, maps and the previous studies, outcrops were selected for sampling. Following field studies, samples were collected and observed under a polarizing microscope as thin sections. 11 samples with the lowest amount of alteration were selected and analyzed by inductively coupled plasma spectrometry at ACME Canada laboratory. The article was written after analyzing and combining data from field studies, petrography, geochemistry, and chemical analyses results using GCDkit and CorelDRAW software.
Petrography and Whole Rocks Chemistry
The studied rocks are mainly dacite and andesite. Andesites are porphyritic with phenocrysts of plagioclase, amphibole, biotite and rarely pyroxene. Dacites have fine-grained or porphyry textures with aphanitic or trachytic groundmass and phenocrysts of plagioclase, quartz, amphibole and biotite. The mineralogy of dacites is similar to that of the andesitic rocks and are distinguished from andesites by the absence of pyroxene and the presence of quartz microcrystals. Sericite, kaolinite, chlorite, calcite, opaque and sphene as secondary minerals are obtained from the alteration of plagioclase, amphibole, biotite and pyroxene
The SiO2 content varies from 61.58 to 68.64% wt. The amounts of Na2O and K2O range from 3.49-4.95% and 2.33-3.07%wt respectively. The rocks under study are classified as high potassium calc-alkaline and meta-aluminous dacite and andesite in the classification diagram.
Discussion
The multi-element pattern normalized to the primary mantle as well as to mid-ocean basalt show the enrichment of large ion lithophile elements (LILE) such as Ba, Sr, and Rb and the depletion of Ti, Nb, Ta, and P elements. These features are indicators of arc magmatism and are seen in magmas associated with the subducted crust and the mantle wedge. The chondrite normalized pattern shows a steep trend from light rare earth elements LREE to heavy rare earth elements HREE without a distinct anomaly of europium. The enrichment of LREE compared to HREE is due to low-grade partial melting or magmatic contamination with crustal materials. The lack of negative anomalies of europium, strontium, and barium indicates that the continental crust did not affect the melting process. Also, the lack of europium anomaly is usually attributed to the absence of plagioclase in the origin and its non-involvement in the melting process or the oxidant conditions of the origin. Additionally, the presence of garnet or amphibole in the origin is suggested by the small amounts of HREEs. The changes of REE in the normalized diagrams with chondrite and primary mantle can also be explained by the metasomatized mantle source.
The rocks are classified into a magmatic arc and continental margin arc based on the ternary diagram of Nb/8, La/10, Y/15, the Ta/Hf versus Th/Hf, and also Zr versus Y diagrams. The magmatism of the subduction zones can be caused by the melting of the slab or mantle. In the Th/Yb versus Nb/Yb diagram which is used to detect the origin of magma, the samples also follow the trend of the volcanic arc array. The increase in thorium values and the positive slope of the graphs show the participation of the crustal contamination processes in the evolution of magma.
The rocks have higher SiO2, Sr, Sr/Y, La/Yb and lower MgO, Yb, Y, and HREEs than normal calc-alkaline rocks. The studied samples show adakitic characteristics in the diagrams presented for the separation of adakitic rocks from common magmas of subduction zones. Adakitic magmas are produced from the partial melting of metamorphic basaltic compounds in the eclogite-amphibolite facies and slab in subduction zones. According to some researchers, the partial melting of the lower part of the thickened crust or the melting of the metasomatized mantle are other options for the production of adakitic magmas. The Rb versus K2O/Na2O and CaO/Al2O3 versus K2O/Na2O diagrams indicate that slab melting is more significant in magma formation than lower crust melting. The high values of Sr/Ce and Nb/Zr also indicate the role of the slab in magma production. The high and positive correlation of the Ba/Nb ratio versus niobium is a sign of the direct involvement of the slab in the source melt because in the process of subduction, Nb is less mobile and when Ba is removed into the mantle. However, the dispersion and negative correlation of the samples observed in the diagrams suggest that the melt was not formed directly from the slab and that the geochemical changes cannot be solely attributed to the differentiation of the oceanic crust. Due to the low values of MgO and Ni, it does not match with the mantle melts, but it is believed that this magma originated from the mantle, which was metasomatized with slab melts and fluids. Metasomatism of the mantle wedge with slab-derived fluids increases the amount of LILEs (K, Rb, Ba, Sr, Th, U) and decreases the amount of HFSEs (Nb, Ti, Ta). Geochemical diagrams show that melts from sediments along with slabs have played a more effective role in mantle deformation. Figure 10 represents magma derived from amphibolite origin. At depths greater than 45-50 km, garnet is stable while at depths less than 35 km, pyroxene is stable and at depths less than 30-45 km, amphibole is stable. As a result, magma can be generated from depths of about 45 km. Amphibolite is located in the mantle wedge and undergoes metasomatism through slab melts and fluids. Melting occurs at the depth of garnet stability originating from an amphibolite source.

Keywords

Main Subjects

Full Text

گنبدهای آذرین نئوژن شمال کامو در حاشیة باختری پهنة ساختاری ایران مرکزی رخنمون یافته‌اند‏‌ و بخشی از کمان ماگمایی ارومیه-دختر در پهنة برخوردی ابرورقه‏‌های اوراسیا و عربی به‌شمار می‌روند. کمان ماگمایی ارومیه-دختر، با رخنمون‌ گسترده‌ای از سنگ‏‌های آذرین دوران دوم تا زمان کنونی شناخته می‌شود. ماگماتیسم این کمان پیامد فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی است و از ژوراسیک آغاز (Maghdour Mashhour et al., 2021) و در میانه ائوسن به اوج خود رسیده است. دربارة زمان بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس اتفاق‌نظر وجود ندارد و برخی آن را ادامة فرورانش تا الیگوسن پسین- میوسن (Mohajjel et al., 2003; Shahabpour, 2007) و برخی آن را جوان‌تر می‌دانند (Alavi, 2004; Ghasemi and Talbot, 2006).

بررسی‏‌ها‏ روی ماگماتیسم بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه-دختر گویای تفاوت ترکیب و زایش مذاب‌های ماگمایی (خاستگاه گوشته‌ای یا پوسته‌ای) در زمان‏‌های گوناگون است (Davarpanah, 2009; Khodami, 2019; Ahmadian and Ghadirpour, 2020; Sherafat and Asadollahinezad, 2021; Delavari and Damghani, 2022). پژوهشگران بسیاری از دیدگاه‏‌های متفاوتی محدودة کامو را بررسی کرده‌اند. بدر و همکاران (Badr et al., 2013) پیدایش تودة گرانودیوریتی قهرود را از یک ماگمای کالک‌آلکالن در محیط مرتبط با کمان قاره‏‌ای دانسته‏‌اند. بررسی بیوتیت‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی خاور کامو (Sayari et al., 2014) نشان‌دهندة تعلق این سنگ‏‌ها به سری کالک‌آلکالن است. طباطبایی‌منش و همکاران (Tabatabai Manesh et al., 2014) با دمـافشارسنجی فنوکریست‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز سنگ‏‌های داسیتی- آندزیتی خاور کامو، ژرفای تبلور این فنوکریست‏‌ها را 17 کیلومتری پوستة قاره‏‌ای برآورد کردند. شرافت و مکی‏‌زاده (Sherafat and Mackizadeh, 2017) پیدایش اسکارن آهن جوینان را در پی دو گامة اصلی دگرگونی و دگرنهادی دانسته‏‌اند. اسماعیلی و همکاران (Esmiaili et al., 2019) با توجه به شواهد کانی‏‌شناسی، کانسار آهن کامو را اپی‏‌ژنتیک هیدروترمال دانسته‌اند. با وجود پژوهش‏‌های فراوان، تا کنون پژوهش مستقلی دربارة خاستگاه و سنگ‌زایی گنبدهای شمال کامو انجام نشده است. ازاین‌رو، این پژوهش با هدف بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی، سنگ‌زایی و مدل‏‌سازی فرایندهای آذرین مؤثر در پیدایش سنگ‏‌های آذرین منطقه با ارزیابی میدانی، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی سنگ‌کل انجام شده است. نتایج این پژوهش در درک چگونگی پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی نئوژن پهنة ارومیه-دختر، به‌ویژه منطقة کامو و پیامدهای فرورانش در پهنة برخوردی صفحة ایران و عربی کمک به‌سزایی می‌‏‌‏کند.

زمین‏‌شناسی منطقه

گنبدهای نیمه‌ژرف شمال کامو در 120 کیلومتری شمال اصفهان رخنمون دارند و بخشی از چهارگوش 1:100000 کاشان در عرض‌های شمالی '05 °31 تا '10 °31 و طول‌های خاوری '10 °51 تا '20 °51 را در بر گرفته‌اند. از دیدگاه منطقه‌بندی ساختاری ایران، محدودة یادشده در حاشیة باختری پهنة ایران مرکزی و بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر جای گرفته‏‌ است (Alavi, 2004; Aghanabati, 2006). در این ناحیه، واحدهای سنگ چینه‏‌ای مزوزوییک تا کواترنر برونزد دارند (شکل 1). نواحی پست منطقه بیشتر مارنی و کنگلومرایی هستند و بلندی‏‌ها را آهک‏‌های ضخیم‏‌لایة سازند قم، توده‌های آذرین درونی و سنگ‌های نیمه‌ژرف و آتشفشانی پدید آورده‌اند. بلندی‌های شمال و شمال‌خاوری منطقه با سازندهای دوران دوم و سوم پوشیده شده‌اند و بلندی‌های بخش جنوبی منطقه بیشتر از سنگ‏‌های آواری و کربناتة نئوژن ساخته شده‏‌اند (Radfar and Alai Mahabadi, 1993). سنگ‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش به شکل گنبدهای اسیدی نئوژن با ریخت‌شناسی خشن و ستیغ‏‌ساز در بخش میانی و شمال‌خاوری نقشه برونزد دارند و درون سنگ‏‌های آتشفشانی قدیمی‏‌تر جایگزین شده‌اند.

واحدهای سنگی مزوزوییک، شامل شیل و ماسه‏‌سنگ‏‌ سازند شمشک (ژوراسیک پیشین) و آهک اربیتولین‏‌دار کرتاسه پیشین، کهن‏‌ترین رخنمون‏‌های سنگی برونزد‌یافته در بخش شمالی منطقه به‌شمار می‌روند. واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن با دگرشیبی مشخص، واحدهای مزوزوییک را پوشانده‌اند و رخنمون‏‌های پراکنده‏‌ای از آن با سنگ‌های آذرآواری و نهشته‏‌های رسوبی شیل، مارن و آهک نومولیتی در بخش‏‌های خاوری منطقه دیده می‏‌شوند. ترادف‏‌های رسوبی سازند قم به سن الیگومیوسن (شامل شیل- مارن، آهک ریفی و آهک‌های کرم تا زرد) در بخش جنوبی منطقه رخنمون یافته‏‌اند. سنگ‏‌های کنگلومرایی پلیوسن با خمیرة رسی بیشتر در دامنة رشته‏‌کوه‌های شمال‌خاوری جوشقان قالی برونزد دارند. تودة باتولیتی گرانیتی قهرود نهشته‏‌های میوسن زیرین را قطع کرده‌ است و سنگ‌های دربرگیرنده را دچار دگرگونی همبری کرده است. پیرامون شهر کامو و در میان واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن، برونزدهای فراوانی از سنگ‏‌های آذرین نئوژن به شکل توده‏‌های نیمه‏ژرف و گنبدی‌شکل با روند خطی در راستای چندین گسل با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دیده می‏‌شود که موضوع این پژوهش هستند. بیشتر ساختارهای گنبدی یادشده در پی تفاوت کم گرانروی ماگمای بالارونده با سنگ‏‌های دربرگیرنده و ژرفای کم جایگزینی تودة ماگمایی پدید آمده‏‌اند. آبرفت‌ها و رسوب‌های معادل کواترنری جوان‌ترین نهشته‏‌های منطقه به‌شمار می‌روند.

 

 

 

شکل 1. A) موقعیت منطقه در نقشة زمین‌شناسی ساختاری ایران (با تغییرات Alavi 2004; Shabanian et al., 2018)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقه برگرفته از نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 کاشان (Radfar and Alai Mahabadi, 1993).

Figure 1. A) Location of the study area in the structural geology map of Iran (Modified from Alavi 2004; Shabanian et al., 2018); B) Simplified geological map of the area derived from the 1:100,000 Kashan geological map (Radfar and Alai Mahabadi, 1993).

 

 

 

روش انجام پژوهش

در راستای دستیابی به اهداف پژوهش و پس از بررسی تصویرهای ماهواره‏‌ای، مسیرهای دسترسی به برونزدهای سنگی تعیین و پس از بازدیدهای میدانی، نمونه‏‌برداری میدانی انجام شد. از نمونه‏‌های برداشت‌شده، 65 برش نازک میکروسکوپی تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی سنگ‏‌نگاری شدند و شمار 11 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برگزیده و به روش طیف‌سنجی پلاسمای جفت‌شده القایی در آزمایشگاه ACME کانادا تجزیه شدند. آستانة آشکارسازی این روش برای عنصرهای اصلی 01/0 درصد و برای عنصرهای کمیاب ppm5- 5/0 است. داده‌‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی و نمودارهای زمین‌شیمیایی مورد نیاز با نرم‌افزارهای GCDkit و CorelDRAW رسم شدند و پس از بررسی، تحلیل و تلفیق داده‏‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های میدانی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، این مقاله به نگارش درآمد.

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های بررسی‌شده بیشتر به شکل گنبدهای نیمه‌ژرف رخنمون یافته‌اند (شکل 2) و بر پایةٔ بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، به طیف ترکیبی داسیت و آندزیت تعلق دارند. آندزیت‏‌ها در صحرا به‌رنگ صورتی تیره دیده می شوند و از دیدگاه سنگ‌نگاری، بافت نیمه‌بلورین، پورفیری و زمینه‏‌ آفانیتیک، شیشه‏‌ای یا تراکیتی دارند (شکل 3-A). این سنگ‏‌ها پورفیریتیک هستند و درشت بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و به‌ندرت پیروکسن دارند. اندکی تغییر در شیمی سنگ و در پی آن، فراوانی کانی‏‌های یادشده، سبب تغییر سنگ‏‌شناسی از آندزیت به داسیت می‏‌شود. داسیت‏‌ها در نمونة دستی به‌رنگ خاکستری هستند و به‌ندرت انکلاوهای تیره و گردشده از جنس ماگمای پیش‏‌رس دارند. از دیدگاه سنگ‌نگاری، بافت‌های نیمه‌ژرف تمام بلورین با زمینة ریزدانه و یا نیمه‏‌بلورین با زمینة آفانتیک یا تراکیتی (شکل 3-B) و درشت بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت دارند.

 

 

شکل 2. تصویر صحرایی از A) رخننمون سنگ‏‌های نیمه‌ژرف کامو؛ B) برونزد گنبدی شکل توده‏‌ها (دید رو به شمال)؛ C) رنگ سنگ‌ها در نمونة دستی؛ D) انکلاو تیره رنگ گردشده در سنگ‏‌های نیمه‌ژرف.

Figure 2. Field photos of A) Subvolcanic rocks' outcrop in Kamu; B) Dome-like outcrop of igneous bodies (northward view); C) Rocks' color in hand specimen; D) Rounded dark color enclave in the sub-volcanic rocks.

 

 

 

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های نیمه‌ژرف منطقة کامو در A) بافت پورفیری با زمینة تراکیتی در آندزیت؛ B) بافت پورفیروییدی در سنگ‏‌های داسیتی؛ C) درشت بلورهای منطقه‌بندی‌شدة پلاژیوکلاز در آندزیت؛ D) پلاژیوکلاز غربالی در آندزیت؛ E) کائولینیتی و سریسیتی‌شدن پلاژیوکلاز؛ F) درشت بلورهای شکل‌دار آمفیبول؛ G) واپاشی آمفیبول به کلریت، کلسیت، اسفن و کانی‌های کدر؛ H) بلور کلینوپیروکسن در آندزیت؛ I) بلورهای ریز و نیمه‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل کوارتز در سنگ‏‌های داسیتی (نام اختصاری کانی‏‌ها: Cpx: کلینوپیروکسن؛ Am: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Qz: کوارتز؛ Cc: کلسیت؛ Chl: کلریت؛ از Whitney and Evans (2010)).

Figure 3. Photomicrographs of the Kamu subvolcanic rocks in A) Porphyritic texture with trachitic groundmass in andesite; B) porphyroid texture in dacitic rocks; C) Phenocrsyt of zoned plagioclase in andesite; D) Sieved plagioclase in andesite; E) Kaolinitization and sericitization of plagioclase; F) Euhedral amphibole pheoncrystals; G) Decomposition of amphibole into chlorite, calcite, sphene, and opaque minerals; H) Clinopyroxene mineral in the andesite; I) Subhedral to unhedral quartz in dacitic rocks (Abbreviations: Cpx: clinopyroxene; Am: amphibole; Pl: plagioclase; Qz: quartz; Cc: calcite; Chl: chlorite; Whitney and Evans, 2010).

 

فراوان‌ترین کانی سنگ‏‌های آندزیتی، بلور‌های لوحه‏‌ای شکل‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز با طول 5/0 تا 3 میلیمتر و ساختار منطقه‏‌ای یا ماکل تکراری هستند (شکل 3-C). وجود بافت غربالی و حاشیة غبارآلود در شماری از پلاژیوکلازها، نشان‌دهندة نبود تعادل ماگما در پی تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر ماگمای در حال تبلور است (شکل 3-D). این بافت‏‌ها بیشتر پیامد کاهش ناگهانی فشار حاکم بر ماگما هنگام صعود، افزایش فشار بخار آب هنگام صعود ماگما یا ورود مقدار فراوانی سیال به درون آشیانة ماگمایی، افزایش دما به سبب ورود ماگمایی داغ‏‌تر و آلایش ماگمایی و یا انحلال دوباره هستند (Tsuchiyama, 1985; Stewart and Pearce, 2004; Humphreys et al., 2006). با توجه به نبود شواهد آلایش ماگمایی، بافت غربالی پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها را می‏‌توان پیامد کاهش فشار ماگما هنگام صعود به ترازهای بالاتر پوسته‏‌ای دانست. بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز به‌طور کامل یا بخشی به سریسیت یا کائولینیت تجزیه شده‏‌اند (شکل 3-E).

درشت‏‌بلورهای شکل‌دار تا نیمه‏‌شکل‌دار آمفیبول به رنگ سبز تا قهوه‏‌ای هستند و گاه در بخش‏‌های حاشیه‏‌ای اوپاسیتی شده‏‌اند (شکل 3-F). وجود میانبار‏‌های آمفیبول در پلاژیوکلاز، گویای تبلور آن پیش از پلاژیوکلاز است. بلورهای آمفیبول بیشتر به سبب کاهش ناگهانی فشار در دمای ثابت که پیامد راهیابی سریع ماگما به افق‏‌های بالاتر است، دچار ناپایداری و فروپاشی می‌شوند (Buckley et al., 2006) و با کانی‏‌های ریز کلریت، کلسیت، اسفن و کانی‌های کدر جانشین شده‏‌اند (شکل 3-G).

بیوتیت‏‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار با چندرنگی زرد- قهوه‏‌ای، فراوانی بسیار کمتری نسبت به آمفیبول دارند. همراهی آمفیبول و بیوتیت در سنگ نشان‌دهندة بالابودن فشار مواد فرار در ماگماست (Papoutsa and Pe-Piper, 2014). در شمار اندکی از مقاطع نازک سنگ‏‌های آندزیتی، پیروکسن به شکل بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل و در همراهی با آمفیبول دیده می‏‌شود (شکل 3-H). کانی‏‌های سریسیت، کلریت، کلسیت و اپیدوت از کانی‏‌های ثانوی هستند که از دگرسانی کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول در سنگ‏‌های آندزیتی پدید آمده‏‌اند.

سنگ‏‌های داسیتی ترکیب کانی‏‌شناسی داسیت‏‌ها‏‌ همانند سنگ‏‌های آندزیتی است و از آندزیت‏‌ها با نبود حضور پیروکسن و وجود ریزبلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل کوارتز شناخته می‏‌شوند. کانی کوارتز در سنگ‏‌های داسیتی بیشتر فضای خالی میان دیگر کانی‏‌ها را پر می‏‌کند (شکل 3-I). سریسیت، کائولینیت، کلریت، کلسیت، کانی‌های کدر و اسفن کانی‏‌های ثانویه سنگ هستند که از تجزیة کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و پیروکسن پدید آمده‏‌اند.

زمین شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب نمونه‏‌های شمال کامو در جدول 1 آورده شده‌اند. بازة تغییرات SiO2 سنگ‏‌ها نه‌چندان گسترده و از 58/61 تا 64/68 درصدوزنی متغیر است. مقدار اکسید سدیم سنگ از 95/4- 49/3 و K2O از 07/3- 33/2 درصدوزنی متغیر است.

 

 

جدول 1. داده‏‌های به‌دست آمده از تجزیه سنگ‏‌های نیمه‌ژرف کامو به روش طیف سنجی پلاسمای جفت شده القایی

Table 1. Data obtained from chemical analysis of the Kamu subvolcanic rocks by ICP-MS

Lithology

Dacite

Andesite

Sample No.

S1-1

S2-1

S6-6

S1-3

S1-7

S3-6-3

S5-3

S7-3

S4-4

S4-5-3

S7-5

SiO2

68.59

64.36

68.71

63.58

63.89

63.37

63.13

68.51

62.62

61.73

61.58

TiO2

0.36

0.47

0.35

0.44

0.47

0.49

0.56

0.33

0.32

0.6

0.35

Al2O3

15.72

16.36

15.31

16.12

16.73

16.36

17.13

15.55

16.59

17.19

17.02

Fe2O3*

3.88

4.23

4.88

3.85

4.22

4.26

2.99

4.35

6.01

4.84

6.39

MnO

0.06

0.1

0.04

0.09

0.1

0.11

0.09

0.05

0.08

0.08

0.17

MgO

1.15

1.8

0.67

1.72

1.8

1.82

2.07

0.84

2.39

2.18

2.11

CaO

3.63

3.92

3.61

3.18

3.2

3.89

4.67

4.56

5.08

4.97

4.8

Na2O

4.13

4.36

3.49

4.74

4.74

4.64

4.45

3.53

3.79

4.55

4.41

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Lithology

Dacite

Andesite

Sample No.

S1-1

S2-1

S6-6

S1-3

S1-7

S3-6-3

S5-3

S7-3

S4-4

S4-5-3

S7-5

K2O

2.49

2.72

3.08

2.82

2.8

2.68

2.91

2.66

2.77

2.33

2.65

P2O5

0.15

0.26

0.16

0.25

0.26

0.27

0.37

0.17

0.19

0.3

0.2

L.O.I

1.4

1.1

3.2

2.7

1.3

1.6

1.1

3.4

1.6

0.8

3.4

Sc

4

6

2

6

6

6

8

4

10

8

9

Co

7

11

5

10

11

11

6

6

14

13

13

Ni

7

<20

9

<20

<20

<20

<20

8

15

<20

20

Rb

80

73

84

80

79

73

53

78

83

58

79

Sr

512

795

494

717

867

774

950

484

924

831

720

Y

7

10

10

9

9

10

12

12

16

11

14

Zr

137

177

175

163

167

177

194

167

162

171

139

Nb

6

14

10

12

12

13

12

10

9

11

7

Cs

2

1

3

2

2

1

1

3

1

3

1

Ba

869

2090

1107

2209

2358

2131

1976

1201

1284

1638

1055

La

28

63

46

59

59

65

70

43

45

56

34

Ce

51

103

82

98

93

106

121

77

82

98

63

Pr

5

10

8

9

9

10

12

7

8

9

6

Nd

20

34

26

32

30

33

39

25

28

33

24

Sm

3

5

3

5

4

5

6

4

4

5

4

Eu

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Gd

2

4

2

3

3

4

4

2

3

4

3

Dy

1

2

2

2

2

2

3

2

3

2

3

Er

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Yb

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Hf

4

4

5

4

4

5

5

4

4

4

4

Ta

1

1

1

1

1

1

1

2

1

1

1

Th

34

37

24

35

33

34

31

16

12

24

27

 

 

در نمودار رده‏‌بندی مجموع آلکالی در برابر سیلیس و نسبت‌ Nb/Y در برابر Zr/Ti، این سنگ‏‌ها در گسترة ترکیبی داسیت و آندزیت ساب‌آلکالن قرار گرفته‌اند و در نمودار نسبت سیلیس به اکسید پتاسیم سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا نشان می‌دهند. همچنین، از دیدگاه شاخص اشباع‌شدگی، متاآلومینوس هستند (شکل 4).

نمودار تغییرات چندعنصری بهنجارشده سنگ‏‌های نیمه‌ژرف کامو نسبت به گوشتة اولیه (شکل 5- A) و همچنین، بازالت میان‌اقیانوسی (شکل 5-B) گویای غنی‏‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون متحرک مانند Ba، Sr و Rb و تهی‏‌شدگی واضح عنصرهای Ti، Nb، Ta و P است. این ویژگی‏‌ها، شاخص ماگماتیسم کمان هستند و در ماگماهای مرتبط با پوستة فرورانده و گوشتة دگرنهاد روی آن که تحت‌تأثیر فرایندهای تبلور بخشی و آلایش با مواد پوسته‏‌ای بوده‏‌اند، دیده می‌شود.

الگوی بهنجارشده عنصرهلی کمیاب این سنگ‏‌ها به ترکیب کندریت، روندی شیب‏‌دار از ‌عنصرهای خاکی کمیاب سبک LREE به‌سوی ‌عنصرهای خاکی کمیاب سنگین HREE بدون بی‏‌هنجاری مشخص از یوروپیم نشان می‏‌دهد (شکل 5-C). غنی‌شدگی ‌عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به ‌عنصرهای خاکی کمیاب سنگین ناشی از ذوب‌بخشی درجه کم یا آلایش ماگمایی با مواد پوسته‏‌ای است. مقدار HREE و HFSE در نمودارهای چندعنصری، ویژگی‌های خاستگاه ماگما را نشان می‌دهند. نبود ناهنجاری منفی یوروپیم، استرانسیم و باریم نشان‌دهندة نبود دخالت پوستة قاره‏‌ای در فرایند ذوب (Pe-piper et al., 2002) و مقدارهای کم ‌عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، نشان‌دهندة حضور گارنت یا آمفیبول در خاستگاه است (MacDonald et al., 2000). نبود بی‏‌هنجاری عنصر یوروپیم معمولاً به نبود حضور پلاژیوکلاز در خاستگاه و درگیر نشدن آن در فرایند ذوب یا شرایط اکسیدان خاستگاه پیامد نقش سیال‌های رهاشده از تختة فرورو دانسته می‏‌شود (Arsalan and Aslan, 2006; MacDonald et al., 2000).

 

 

شکل 4. رده‏‌بندی زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های نیمه‌ژرف منطقة شمال کامو در A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار نسبت SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C) سرشت متاآلومین سنگ‌های بررسی‌شده (Shand, 1943)؛ D) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971).

Figure 4. Geochemical classification of subvolcanic rock in the north of Kamu area in A) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Cox t al, 1979); B) SiO2 versus K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); C) Metaluminous nature of studied rocks (Shand, 1943); D) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971).

 

 

شکل 5. نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده نمونه‌های منطقة کامو به ترکیب A) گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) بازالت پشتة میان‌اقیانوسی (Pearce, 1983)؛ C) کندریت (Nakamura, 1974).

Figure 5. Spider diagram of Kamu sample normalized to the composition of A) Primitive mantle (Sun and McDonough 1989); B) mid- ocean ridge basalts (Pearce, 1983); C) Chondrite (Nakamura, 1974).

 

بحث

سنگ‌های داسیتی و آندزیتی مورد مطالعه در نمودارهای تکتونوماگمایی مختلف مانند نمودار سه‌تایی Nb/8، La/10 و Y/15 (Cabanis and Lecolle, 1989)، نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandle and Gorton, 2002) و همچنین، در نمودار Zr در برابر Y (Muller et al., 1992) از نظر توزیع عنصرهای کمیاب در محیط زمین‌ساختی کمان ماگمایی و کمان حاشیة قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل‌های 6-A، 6-B و 6-C).

ماگماتیسم پهنه‏‌های فرورانش می‏‌تواند ‌پیامد ذوب پوستة اقیانوسی فرورو، ذوب پوستة قاره‏‌ای و یا ذوب گوشته (سست‌کره‏‌ای یا سنگ‌‏‌کره‏‌ای) باشد (Wilson, 1989). پیدایش ماگما در این پهنه‏‌ها، به‌سبب ورود سیال‏‌های ناشی از آبزدایی پوسته اقیانوسی فرورو به درون گوة گوشته‏‌ای است که متاسوماتیسم، غنی‌شدگی از عنصرهای ناسازگار و در نهایت ذوب‌بخشی را به‌دنبال دارد. در این مناطق، ذوب‌بخشی پوستةاقیانوسی فرورانده نیز می‌تواند در پیدایش ماگما مشارکت ‏کند.

در نمودار Th/Ybدر برابر Nb/Yb که برای شناخت خاستگاه ماگما به‌کار برده می‌شود نیز نمونه‌ها از روند آرایة کمان ماگمایی پیروی می‌کنند (شکل 6- D). افزایش مقدار توریم و شیب مثبت نمودارها، مشارکت فرایند آلایش پوسته‌ای را در تحول ماگما نشان می‌دهد. تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در ‌نمودارهای بهنجارشده با کندریت و گوشتة اولیه (شکل 5) نیز با منبع گوشته دگرنهادشده توجیه‌پذیر است.

 

 

 

 

شکل 6. ترکیب نمونه‏‌های منطقة شمال کامو در A) نمودار سه‏‌تایی Nb/8، La/10 و Y/15 (Cabanis and Lecolle, 1989)؛ B) نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandle and Gorton, 2002)؛ C) نمودار Zr در برابر Y (Muller et al., 1992)؛ D) نمودار Nb/Yb در برابر Pearce, 1983) Th/Yb).

Figure 6. Composition of samples from notth Kamu in A) Nb/8, La/10, Y/15 ternary diagram (Cabanis and Lecolle, 1989), B) Ta/Hf versus Th/Hf diagram (Schandle and Gorton, 2002); C) Zr versus Y diagram (Muller et al., 1992); D) Nb/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1983).

 

سنگ‏‌های نیمه‌ژرف شمال کامو نسبت به سنگ‏‌های کالک‌آلکالن معمولی SiO2، Sr، Sr/Y و La/Yb بالاتر و MgO، Yb و Y و عنصرهای کمیاب سنگین کمتری دارند. هوچنین، در نمودارهای پیشنهادی برای جدایش سنگ‏‌های آداکیتی از ماگماهای متداول پهنه‏‌های فرورانش (Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999; Martin et al., 2005)، نمونه‌ها ویژگی‌های آداکیتی نشان می‌دهند (شکل‌های 7-A و 7-B). همچنین، نمودار نسبت YbN در برابر (La/Yb)N گویای ذوب‌بخشی نزدیک به ده درصدی (10%) یک سنگ خاستگاه گارنت آمفیبولیتی است (شکل 7-B).

ماگماهای آداکیتی از ذوب‌بخشی ترکیبات بازالتی دگرگون در رخسارة اکلوژیت- آمفیبولیت تولید ‏‌شده‌اند (Castillo, 2006) و پوستة اقیانوسی فرورو در پهنه‏‌های فرورانش، مهم‌ترین خاستگاه این ماگماها به‌شمار می‏‌رود. به باور برخی پژوهشگران (Tsuchiya et al., 2007; Lechmann et al., 2018)، ذوب‌بخشی بخش زیرین پوستة ضخیم‌شده و یا ذوب گوشتة دگرنهادشده از دیگر گزینه‏‌های مطرح در پیدایش ماگماهای آداکیتی هستند. برای شناخت خاستگاه سنگ‏‌های آداکیتی از دیدگاه ذوب تختة فرورو و یا ذوب پوستة زیرین می‏‌توان از نمودار Rb در برابر K2O/Na2O و نمودار CaO/Al2O3 در برابر K2O/Na2O بهره گرفت (شکل‌‌های 7-C و 7-D). این نمودارها با اندکی پراکندگی و همپوشانی نشان می‏‌دهند که در پیدایش سنگ‌های شمال کامو، ذوب تختة فرورو نقش مهم‏‌تری نسبت به ذوب پوستة زیرین داشته است. مقدار بالای Sr/Ce و Nb/Zr در این سنگ‏‌ها نشان‌دهندة نقش تختة فرورو در پیدایش ماگماست. مقدار بالای Ce/Yb در سنگ‏‌های شمال کامو تأثیر آلایش بر ماگمای سازندة آنها را نشان می‏‌دهد (Elburg et al., 2002).

 

 

شکل 7. نمودارهای شناسایی آداکیت‏‌ها A) نمودار Y دربرابر Sr (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار نسبت YbN در برابر (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990)؛ C) نمودار Rb در برابر K2O/Na2O (Sisson and Grove, 1993)؛ D) نمودار CaO/Al2O3 در برابر K2O/Na2O (Delavari et al., 2014).

Figure 7. Adakite discrimination diagrams A) Y versus Sr diagram (Defant and Drummond, 1990); B) YbN versus (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990); C) Rb versus K2O/Na2O diagram (Sisson and Grove, 1993); D) CaO/Al2O3 versus K2O/Na2O diagram (Delavari et al., 2014).

 

 

مقدار بالا و همبستگی مثبت نسبت Ba/Nb با نیوبیم، نشانه دخالت مستقیم ترکیب تختة فرورو در مذاب خاستگاه است؛ زیرا در فرایند فرورانش، نیوبیم تحرک کمتری دارد و وقتی باریم و نیوبیم به درون گوشته منتقل شوند نسبت Ba/Nb افزایش می‏‌یابد (Bourdon et al., 2002). پراکندگی (و تا اندازه‌ای همبستگی منفی) در نمودار شکل 8-A، چه‌بسا نشان‌دهندة اینست که مذاب مادر این سنگ‌ها مستقیماً از تختة فرورو پدید نیامده است و جدایش بلورین مستقیمِ پوستة اقیانوسی برای توضیح تغییرات زمین‌شیمیایی این سنگ‌ها کافی نیست. از سوی دیگر، تغییر مقدار La در برابر La/Sm ، نشان می‏‌دهد فرایند اصلی مؤثر در تغییرات زمین‌شیمیایی دیده‌شده در سنگ‏‌های شمال کامو، فرایند ذوب‌بخشی بوده است (شکل 8-B). هرچند ویژگی‏‌های ماگمای مادر به‌ویژه با توجه به مقدارهای کم MgO و Ni با مذاب‏‌های شاخص گوشته نیز همخوانی ندارد؛ اما می‏‌توان گمان برد این ماگما از گوشته‏‌ای سرچشمه گرفته است که با مذاب‌ها و سیال‌های رهاشده از تختة فرورو دگرنهاد شده است (Bourdon et al., 2002). دگرنهادشدن گوۀ گوشته‏‌ای با سیال‌های رهاشده از تختة فرورو افزایش مقدار عنصرهای لیتوفیل درشت یون (LILE: K, Rb, Ba, Sr, Th, U) و کاهش مقدار عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE: Nb, Ti, Ta) را به‌دنبال دارد. بر پایة نمودار Th/Nd در برابر Ba/La (شکل 8- C) عامل اصلی دگرنهادکننده، مذاب‌های برخاسته از ذوب رسوب‌های فرورانده و در درجة بعدی سیال‌های رهاشده از تختة فرورو هستند. نمودارهای زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند مذاب‏‌های پدیدآمدهداز ذوب رسوب‌های همراه با تختة فرورو در دگرنهادشدن گوشته نقش مؤثرتری داشته‏‌اند (شکل‌های 8-D، 8-E و 8-F).

 

 

شکل 8. A) نمودار Nb در برابر Ba/Nb (Bourdon et al., 2002)؛ B) نمودار La در برابر La/Sm (Blein et al., 2001)؛ C) نمودار Th/Nd در برابر Ba/La (Shaw, 1970)؛ E) نمودار Th در برابر Ba/Th (Nurlu et al., 2023)؛ D) نمودار Th/Rb در برابر Ba/Th (Defant and Drummond, 1990)؛ E) نمودار Th/Rb در برابر Ba/La (Zeng et al., 2022).

Figure 8. A) Nb versus Ba/Nb (Bourdon et al., 2002); B) La versus La/Sm (Blein et al., 2001); C) Th/Nd versus Ba/La diagram (Shaw, 1970); D) Th versus Ba/Th (Nurlu et al., 2023); E) Th/Rb versus Ba/Th (Defant and Drummond, 1990); F) Th/Rb versus Ba/La (Zeng et al., 2022).

 

درجة کم ذوب‌بخشی گوشته‌ با مقدارهای ثابت HREE-HFSE، پیدایش مذابی با فراوانی قلیایی‌ها، Ba، LILE و عنصرهای بسیار ناسازگار را در پی داشته است و در نتیجه نسبت این عنصرها به عنصرهای با سازگاری بیشتر مانند Y و Nb (که ممکن است در کانی‏‌های اتفاقی حفظ شوند) در مذاب‌های با درجة ذوب کم، افزایش یافته است (Bourdon et al., 2002). رفتار متفاوت Nb در برابر LILE و HREE گواهی بر سرچشمه‌گرفتن آن از گوشته است. نیوبیم در فازهای آمفیبول و ایلمنیت متمرکز شده‌اند و آنومالی منفی آنها بیشتر به حضور این کانی‏‌ها به‌عنوان فاز به‌جامانده در خاستگاه دانشته شده است.

ارتباط مستقیم TiO2 و Nb می‏‌تواند نشانة حضور فاز غنی از آن مانند روتیل، وجود HRRE و Y گویای حضور گارنت و آمفیبول در فاز به‌جامانده و مقدار کم Yb نشان‌دهندة به‌جا‏‌ماندن گارنت در خاستگاه باشد (Kampunzu et al., 2003). نمودارهای Sm/Yb در برابر Ce/Sm و La/Sm (شکل‌های 9-A و 9-B) نیز به‌خوبی نشان می‌دهند گارنت و آمفیبول از فازهای کانیایی به‌جامانده در خاستگاه هستند (Nadermezerji et al., 2018).

 

 

 

شکل 9. A) نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm (Çoban, 2007)؛ B) نمودار نسبتCe/Sm  در برابر La/Sm و حضور گارنت در خاستگاه (Kay and Mpodozis, 2001; Nadermezerji et al., 2018).

Figure 9. A) Sm/Yb versus La/Sm (Çoban, 2007); B) Ce/Sm versus La/Sm and garnet presence in the source (Kay and Mpodozis, 2001; Nadermezerji et al., 2018).

 

شکل 10 نشان‌دهندة مذاب‌های جداشده از ذوب آمفیبولیت هستند. گارنت در ژرفای بیش از 50-45 کیلومتر، پیروکسن در ژرفای کمتر از 35 کیلومتر و آمفیبول در ژرفای کمتر از 45-30 کیلومتر پایدار است (Perkins and Anthony, 2011) و بدین ترتیب، مذاب می‏‌تواند از ژرفای نزدیک به 45 کیلومتری خاستگاه گرفته باشد. گارنت در درجة ذوب‌بخشی 8% دچار فرایند ذوب می‌شود و درجات ذوب بالاتر و پایداری آمفیبول، افزایش مقدار نیوبیم و کاهش غلظت عنصرهای ناسازگار در ماگما را در پی خواهد داشت. انتقال رخسارة آمفیبولیت به اکلوژیت در 22-25 کیلوبار و ژرفای نزدیک به 100 کیلومتری و با شکست آمفیبول در بالای تختة فرورو رخ می‏‌دهد که با کمان‏‌های آتشفشانی در پهنة فرورانش همخوانی دارد. در حقیقت، می‌توان خاستگاه آمفیبولیتی در گوشتة بالای تختة فرورو که هنگام واکنش مذاب‏‌ها و سیال‌های رهاشده از تخت فرورو دگرنهاد شده‌اند را در پیدایش مذاب دخیل دانست. این پدیده در شکل 7- B به‌خوبی نمایان است. بر پایة این شکل، پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های شمال کامو پیامد ذوب‌بخشی ده درصدی گوشتة گارنت آمفیبولیتی دگرنهادشده بوده است.

 

 

 

 

 شکل10. ارزیابی ترکیب خاستگاه مذاب در A) نمودار (Al2O3/ (FeO+MgO+TiO2 در برابر Al2O3+FeO+MgO+TiO2 (Patiño Douce, 1999)؛ B) نمودار CaO/(FeO+MgO+TiO2) در برابر (CaO+FeO+MgO+TiO2) (Patiño Douce, 1999).

Figure 10. Determination of source melt composition in A) Al2O3/(FeO+MgO+TiO2) versus Al2O3+FeO+MgO+TiO2 diagram (Patiño Douce, 1999); B) CaO/(FeO+MgO+TiO2) versus (CaO+FeO+MgO+TiO2) diagram (Patiño Douce, 1999).

 

برداشت

سنگ‌های نیمه‌ژرف شمال کامو با ترکیب داسیتی و آندزیتی به شکل گنبدهای پراکنده در منطقة کامو در شمال اصفهان رخنمون یافته‏‌اند. این سنگ‏‌ها دربردارندة کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت در خمیره‏‌ای میکروکریستالین هستند و بافت‌های‌ پورفیروییدی تا پورفیری را به نمایش می‌گذارند. بررسی شیمی سنگ‏‌ها گویای ترکیب داسیت تا آندزیتی و سرشت متاآلومینه و کالک‌آلکالن سنگ‏‌های یادشده است. نمودارهای تکتونوماگمایی و شواهد زمین‌شیمیایی مانند غنی‌شدگی از LILE و LREE و تهی‌شدگی از HFSE و HREE به‌همراه نبود بی‏‌هنجاری یوروپیم نشان‌دهندۀ رخداد ماگماتیسم در حاشیة قاره هستند. ویژگی‏‌های بینابینی آداکیت‏‌ و مذاب‌های کالک‌آلکالن جداشده از گوشتة کمان ماگمایی گواه این باور هستند که ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها از ذوب‌بخشی درجه کم گوشته‏‌ای پدید آمده است که هنگام فرورانش، سیال‌ها و مذاب‌های جداشده از تختة فروروی دگرنهادشده و نیز تبلوربخشی و آلایش با مواد پوسته‏‌ای آن را دچار تحول ماگمایی کرده‌اند. ذوب از یک خاستگاه آمفیبولیتی در ژرفای پایداری گارنت رخ داده است.

سپاس‌گزاری

پژوهشگران مراتب سپاس و قدردانی خود از آقای محمدهادی بحرینی به سبب همراهی در برداشت‏‌های میدانی را اعلام می‏‌دارند.

References

Aghanabati, A. (2006) Geology of Iran. 606 p. Geological survey of Iran (in Persian).
Ahmadian, J., and Ghadirpour, M. (2020) Geochemistry and petrology of volcanic rocks in the south of Natanz (The middle part of Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc). Petrological Journal, 11(2), 65-80 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2020.116077.1126
Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American journal of Science, 304(1), 1-20. http://dx.doi.org/10.2475/ajs.304.1.1.
Arsalan, M., and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrography and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 27, 177-193. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.03.002
Badr, A., Tabatabai Manesh, M., Mackizadeh, M.A, and Taghipour, B. (2013) Mineralogical and geochemical studies of intrusive body of Ghohroud. Petrological Journal, 4(15), 97-104 (in Persian).
Buckley, V.J.E., Sparks R.S.J., and Wood B.J., (2006) Hornblende dehydration reactions during magma ascent at Soufrière Hills Volcano, Montserra. Contributions to Mineralogy and Petrology, 151, 121–140. https://doi.org/10.1007/s00410-005-0060-5
Blein, O., Lapierre, H., and Schweickert, R.A. (2001) A Permian island-arc with a continental basement: the Black dyke formation (Nevada), North American Cordillera. Chemical Geology, 175(3-4), 543-566. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(00)00357-0
Bourdon. E., Eissen, J.P., Monzier, M., Robin, C., Martin, H., Cotten, J., and Hall, M.L. (2002) Adakite-like Lavas from Antisana Volcano (Ecuador): Evidence for Slab Melt Metasomatism Beneath Andean Northern Volcanic Zone. Journal of Petrology, 43(2), 199–217. https://doi.org/10.1093/petrology/43.2.199
Cabanis, B., and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10 – Y/15 – Nb/8: Un outil pour la discrimination des series volcaniques et en evidence des mélange et/ot de contamination crustale. Comptes Rendus de l'Académie des Sciences, Série II, 309, 2023-2029.
Castillo, P.R. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, 51, 257-268.
Çoban, 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(3-4), 219-238. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2006.08.006
Cox, K.G., Bell, J.D., and Pankhurst, R.J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London.
Davarpanah, A. (2009) Magmatic evolution of Eocene volcanic rocks of the Bijgerd-Kuh-e Kharchin area, Urumieh- Dokhtar Zone, Iran. 138 p. M.Sc. thesis, Georgia State University.
Defant, M.J., and Drummond, M.S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 374 (6294), 662-665. https://doi.org/10.1038/347662a0
Delavari, M., Amini, S., Schmitt, A.K., McKeegan K., and Harrison, M. (2014) U–Pb geochronology and geochemistry of Bibi-Maryam pluton, eastern Iran: Implication for the late stage of the tectonic evolution of the Sistan Ocean. Lithos, 200–201, 197–211. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.04.015
Delavari, M., and Damghani, A.R. (2022) Geochemical variations of the Eocene volcanic rocks from Kahak area (south of Qom): Evidence for different conditions of mantle melting in the Urumieh-Dokhtar magmatic arc. Petrological Journal, 13(2), 91-120 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2022.132106.1261
Elburg, M.A., Bergen, M., Hoogewerff, J., Vroon, P., Zulkarnain, I., and Nasution, A. (2002) Geochemical trends across an arc-continent collision zone: magma sources and slab-wedge transfer processes below the Pantar Strait volcanoes, Indonesia. Geochima et Comochima Acta 66 (15), 2771–2789. https://doi.org/10.1016/S0016-7037(02)00868-2
Esmiaili, J., Khakzad, A., Behzadi, M., and Vosoghi Abedi, M. (2019) Investigation on the genesis and type of iron mineralization in the Kamoo (Mimeh-Esfahan). Research in Earth Sciences, 10(37), 244-255. https://doi.org/10.52547/esrj.10.1.244
Ghasemi, A., and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683-693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003
Humphreys, M.C., Blundy, J.D., and Sparks, R.S.J. (2006) Magma evolution and open-system processes at Shiveluch Volcano: Insights from phenocryst zoning. Journal of Petrology, 47(12). 2303-2334. https://doi.org/10.1093/petrology/egl045
Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8(5), 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Kampunzu, A.B., Tombale A.R., Zhai, M., Bagai, Z., Majaule, T., and Modisi, M.P. (2003) Major and trace element geochemistry of plutonic rocks from Francistown, NE Botswana: evidence for a Neoarchaean continental active margin in the Zimbabwe craton. Lithos, 71(2–4), https://doi.org/10.1016/S0024-4937(03)00125-7
Kay, S.M., and Mpodozis, C. (2001) Central Andean ore deposits linked to evolving shallow subduction systems and thickening crust. GSA today, 11(3), 4-9. https://doi.org/10.1130/1052-5173(2001)011
Khodami, M. (2019) Pb isotope geochemistry of the late Miocene–Pliocene volcanic rocks from Todeshk, the central part of the Urumieh–Dokhtar magmatic arc, Iran: Evidence of an enriched mantle source. Journal of Earth System Science, 128, 167. https://doi.org/10.1007/s12040-019-1185-7
Lechmann, A., Burg, J., Ulmera, P., Guillong, M., and Faridi, M. (2018) Metasomatized mantle as the source of Mid-Miocene-Quaternary volcanism in NW-Iranian Azerbaijan: Geochronological and geochemical evidence. Lithos, 304, 311–328. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2018.01.030
MacDonald, R., Hawakesworth, C.J., and Heath, E. (2000) The lesser Antilles volcanic chain: a study of arc magmatism. Earth Science Reviews, 49(1-4), 17- 26. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(99)00069-0
Maghdour-Mashhour, R., Hayes, B., Pang, K.N., Bolhar, R., Tabbakh Shabani, A.A., and Elahi-Janatmakan, F. (2021) Episodic subduction initiation triggered Jurassic magmatism in the Sanandaj–Sirjan zone, Iran. Lithos, 396-397 (106189). https://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.106189
Martin, H. (1999) The adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos, 46(3), 411-429. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00076-0
Martin, H., Smithies, R.H., Rapp, R., Moyen, J.F., and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: re-lationships and some implications for crustal evolutio. Lithos, 79(1-2), 1–24. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.04.048
Mohajjel, M., Fergusson, C.L., and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous – Tertiary Convergence and Continental Collision Sanandaj-sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21, 397-412. https://doi.org/10.1016/S1367-9120(02)00035-4
Muller, D., Rock, N.M.S., and Groves, D.L. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks from different tectonic settings: a pilot study. Contributions to Mineralogy and Petrology, 46. 259-289. http://dx.doi.org/10.1007/bf01173568
Nadermezerji, S., Karimpour, M.H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Santos, J.F., Mathur, R., and Ribeiro, S. (2018) U–Pb geochronology, Sr–Nd isotopic compositions, geochemistry and petrogenesis of Shah Soltan Ali granitoids, Birjand, Eastern Iran. Geochemistry, 78(3), 299–313. https://doi.org/10.1016/j.chemer.2018.08.003
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta. 38(5), 757-775. https://doi.org/10.1016/0016-7037(74)90149-5
Nurlu, N., Akinci, A., and Kohút, M. (2023) Geochemistry and geochronology of Middle Eocene subduction-related felsic volcanics in the Misis-Andirin Complex of the Southeast Anatolian Orogenic Belt. Geosciences Journal, 27(6), 689-710. https://doi.org/10.1007/s12303-023-0027-4
Papoutsa, A., and Pe-Piper, G. (2014) Geochemical variation of amphiboles in A-type granites as an indicator of complex magmatic systems: Wentworth pluton, Nova Scotia, Canada. Chemical Geology, 384, 120–134. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2014.07.001
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, London, Special Publications, 168(1), 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 C.J. Hawkesworth, and M.J., Norry, Eds., Continental Basalts and Mantle Xenoliths. 230–249. Shiva, Nantwich.
Peccerillo, A., and Taylor, S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58, 63-81.
Pe-Piper, G., Piper, D.J.W., and Matarangas, D. (2002) Regional implications of geochemistry and style of emplacement of Miocene I-type diorite and granite Delos, Cyclades, Greece. Lithos. 60, 47–66. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(01)00068-8
Perkins, D., and Anthony, E.Y. (2011) The evolution of spinel lherzolite xenoliths and the nature of the mantle at Kilbourne Hole, New Mexico. Contributions to Mineralogy and Petrology, 162(6), 1139-1157. https://doi.org/10.1007/s00410-011-0644-1
Radfar, J., and Alai Mahabadi, S. (1993) Geology map of Kashan, Scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Sayari, M., Sharifi, M., and Ahmadian, J. (2014) Determining magmatic series and oxygen fugacity of volcanic rocks in the east of Kamu, north of Isfahan, based on biotite chemistry. Journal of Economic Geology, 6(1), 149-161 (in Persian). https://doi.org/10.22067/econg.v6i1.21362
Shabanian, N., Davoudian, A.R., Dong, Y.P., and Liu, X.M. (2018) U-Pb zircon dating, geochemistry, and Sr-Nd-Pb isotopic ratios from Azna-Dorud Cadomian metagranites, Sanandaj-Sirjan Zone of western Iran. Precambrian Research, 306, 41-60. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2017.12.037
Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian volcanic belt. Journal of Asian Earth Sciences, 30(5-6), 652-665. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2007.02.004
Shand, S.J. (1943) Eruptive Rocks. Their Genesis, Composition, Classification, and Their Relation to Ore-Deposits with a Chapter on Meteorite, 488 pp. Thomas Murby, London.
Shaw, D.M. (1970) Trace element fractionation during anataxis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 34(2), 237–243. https://doi.org/10.1016/0016-7037(70)90009-8
Schandle, E.S., and Gorton, M.P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology, 97(3), 629–642. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.97.3.629
Sherafat, S., and Mackizadeh, M.A. (2017) Mineralogy and Genesis of Joveinan Iron Skarn (Cenozoic Magmatic Arc, North of Isfahan). Petrological Journal, 8(29), 89-108 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2017.21541
Sherafat, S., and Asadollahinezhad Anari. M.R. (2021) Petrology and source of Plio-Quaternary volcanic rocks in southwest of Nir, South of Yazd. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 29 (2), 441-454 (in Persian).
Sisson, T.W., and Grove, T.L. (1993) Experimental investigations of the role of H2O in calc-alkaline differentiation and subduction zone magmatism. Contributions to mineralogy and petrology, 113, 143-166. https://doi.org/10.1007/BF00283225
Stewart, M.L., and Pearce, T.H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist, 89(2-3), 348-351. https://doi.org/10.2138/am-2004-2-313
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In Saunders, A.D. and M.J., Norry, Eds., Magmatism in the Ocean Basins. 41(1), 313-345. Geological Society, London, Special Publication. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Tabatabai Manesh, S.M., Sayari, M., and Sharifi, M. (2014) Thermo-barometry of amphibole-plagioclase phenocrysts in volcanic rocks in the east of Kamu, north of Isfahan province (middle part of the Central Iranian volcanic belt). Petrological Journal, 5(18), 93-104 (in Persian).
Tsuchiya, N., Kimura, J.I., and Kagami, H. (2007) Petrogenesis of Early Cretaceous adakitic granites from the Kitakami Mountains, Japan. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 167(1), 134-159. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2007.07.002
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system diopside- albite- anorthite, and origin of dusty plagioclase in andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 89(1), 1-16. https://doi.org/10.1007/BF01177585
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis, a Global Tectonic Approach, 466 p. 2nd Edition, Unwin Hyman, London. https://doi.org/10.1007/978-1-4020-6788-4
Whitney, D. L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for Names of Rock-Forming Minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Zeng, Z., Li, X., Zhang, Y., and Qi, H. (2022) Lithium, Oxygen and Magnesium Isotope Systematics of Volcanic Rocks in the Okinawa Trough: Implications for Plate Subduction Studies. Journal of Marine Science and Engineering, 10(1), 40. https://doi.org/10.3390/jmse10010040
 
 
 
Petrological Journal
Volume 14, Issue 4 - Serial Number 56
February 2024
Pages 101-120

Files

History

  • Receive Date: 03 March 2024
  • Revise Date: 13 April 2024
  • Accept Date: 28 April 2024

Share

How to cite

Statistics