Study of Sari-Tappeh adakitic magmatism, NW Marand, with emphasis on tectono-magmatic setting

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant Professor, Faculty of Mining Engineering, Sahand University of Technology, Sahand New Town, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University, P.O. Box 19395-3697 Tehran, I.R. of Iran

3 Industry, Mining and Trade Organization of East Azerbaijan Province, Tabriz, Iran

Abstract

Introduction
The Cenozoic magmas in Urmia-Dokhtar Magmatic Belt (UDMB) show a wide range of composition. Among them, study of adakitic type magmatism of this belt (or arc) has gained momentum among the researchers on petrological studies. The origin of most adakitic magmas in Iran is attributed to the subducting oceanic lithosphere melting (Jahangiri, 2007; Sahfaii Moghadam et al., 2016; Jamshidi et al., 2018; Omrani, 2018). Identifying the spatial and temporal location and a more detailed description of the characteristics of adakitic magmatism in northwest Iran, as an important section of the UDMB, can lead to a better understanding of the history of late Cenozoic magmatism, where a wide range of normal calc-alkaline, alkaline and shoshonitic magmas are formed extensively. In this regard, the present study examines the petrology, geochemistry and tectonic environment of the adakitic volcanic rocks between Sari-Teppeh and Zonouz (north of Marand city, located in East Azarbaijan province). 
Geological Background
The subduction of the Neotethys under the central Iranian plate during the Late Cretaceous to the Paleogene, followed by the collision of the Iranian and the Arabian plates (continental-continental collision), developed four structural zones in Iran. These structural zones with northwest-southeast trend are the Zagros Fold-Thrust belt, Sanandaj-Sirjan metamorphic and magmatic zone and Urmia-Dokhtar magmatic belt (Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003). Omrani et al. (2008) have divided the volcanic rocks of Urmia-Dokhtar magmatic belt (including the study area) into two categories: Eocene and Miocene to Plio-Quaternary. Regionally, the Miocene-Pliocene volcanic rocks are outcrops in the form of composite volcanoes and of large and small domes with the composition of andesite, latite, trachyte, dacite and rhyolite. Volcanic rocks of the studied area include andesite and dacite in gray to light gray color. Field studies of the sub-volcanic domes show their penetration into the Miocene marl, shale and sandstone sediments. Therefore, the age of Upper Miocene to Pliocene can be considered for the volcanic rocks.
Analytical Methods
Following the sampling, about 40 thin sections were prepared for petrographic studies. Fifteen samples with the least alteration are selected and analyzed for major oxides and minor elements by XRF method in the laboratory of the Geological Survey of Iran. The major elements of 6 samples out of the 15 are analyzed by ICP-OES (lithium metaborate-nitric acid dissolution method) and trace elements, including rare-earth elements (REEs), are analyzed by the ICP-MS (Four-acid digestion method) at the Zar-Azma lab (Iran).
Discussion
The studied volcanic rocks have a dominant texture of porphyry with phenocrysts of plagioclase, hornblende and occasionally biotite and quartz that make up about 50% of the rock volume. Plagioclase phenocrysts have a variety of disequilibrium textures of sieve texture, state of corrosion, and chemical zoning, as well as alteration with different intensity to sericite, calcite and chlorite is observed in them. Hornblende phenocrysts are usually euhedral to subhedral with simple twinning and opacity rims. Based on the chemical classification by Le Bas et al. (1986), the studied rocks are andesite and dacite in composition. In addition, in the K2O versus silica diagram of Peccerillo and Taylor (1976), the samples show calc-alkaline characteristics. The rare earth elements (REEs) chondrite-normalized patterns for the samples indicate a large negative slope for the light and medium rare earth elements (LREE and MREE), while a relatively lower slope is observed for the heavy rare earth elements (HREE). Unlike andesite, dacite, and rhyolite sodic series (ADRs) of normal arc, the studied rocks have high Sr/Y and LaN/YbN ratios (respectively 31.21 to 115.96 and 7.49 to 29.66). Also these rocks have low values of Y (5.2 to 10.2 ppm) and YbN (2.39 to 4.78 ppm) and in the graphs of Y versus Sr/Y and (La/Yb)N versus YbN, are all plotted within the adakite field. Sari-Tappeh adakite samples have relatively low MgO values (<4.04 wt%) and show most of the characteristics of high-silica adakite (HSA). According to the Sr versus CaO+Na2O diagram by Martin et al. (2005), all samples are plotted within the HSA field. Also, the samples have high Sr and low Y values and medium to high Sr/Y ratios, which are typical features of HSA. The studied rocks show slightly more negative Nb and Ti anomalies compared to common arc andesites and dacites. They also show higher Sr/Y and (La/Yb)N ratios and lower Y and YbN values compared to normal arc rocks. All these geochemical features can be consistent with the characteristics of adakitic rocks resulting from partial melting of the subducting oceanic lithosphere or the lower continental crust (Martin et al., 2005; Castillo, 2006). The studied rocks have high Ba/Rb (38.3-71.28) and low Rb/Sr (0.22-0.02) ratios, which are compatible with an amphibole-containing origin rather than a phlogopite-containing origin. Combining the existing geochemical characteristics shows that the melting of an amphibolite source containing garnet can form the magma that formed the studied rocks.
Conclusion
The stratigraphic age of these rocks is middle Miocene and later and they were formed in a post-collision environment. Sari-Tappeh volcanic rocks have calc-alkaline nature. They show low values of Y and Yb and high values of Sr and Sr/Y along with medium values of MgO, which is consistent with the characteristic of high silica adakites. Based on the geochemical features of this magmatism and considering the tectono-magmatic models regarding adakitic magmatism, it appears that the partial melting model of oceanic basalt under the condition of garnet-amphibolite facies during the slab breaking-off the Neotethys can appropriately elucidate the formation of the studied rocks.

Keywords

Main Subjects


مقدمه

پهنة برخوردی ترکیه- قفقاز-ایران، منطقه‌ای مناسب برای شناخت عوامل کنترل‌کننده زمین‌ساختی/ ژئودینامیکی ماگماتیسم و کانی‌زایی در کمان ماگمایی ارومیه-دختر به‌شمار می‌رود. هرچند دامنة ترکیبی ماگماهای سنوزوییک در این کمان گستردگی چشمگیری دارد، ماگماتیسم آداکیتی در این منطقه به‌تازگی جایگاه ویژه‌ای در بررسی‌های زمین‌شناسی پیدا کرده است؛ به‌گونه‌ای‌که یکی از موضوعات بحث‌برانگیز به‌ویژه در شمال‌باختری ایران است. پژوهشگران دیدگاه‌های گوناگونی درباره پیدایش این ماگماتیسم پیشنهاد کرده‌اند. بررسی‌های نوین در پهنة سنندج- سیرجان و کمان ماگمایی ارومیه- دختر نشان‌ می‌دهند خاستگاه بیشتر ماگماهای آداکیتی در ایران به ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فروررو وابسته هستند (Jahangiri, 2007; Sahfaii Moghadam et al., 2016; Jamshidi et al., 2018; Omrani, 2018). Defant and Drummond (1990) خاستگاه آداکیت‌ها را ذوب صفحة اقیانوسی فرورانده‌شده در رخسارة گارنت- آمفیبولیت یا اکلوژیت دانسته‌اند. بررسی‌های جدید‌تر نشان می‌دهند امکان پیدایش گدازه آداکیتی از راه آمیختگی سیال برآمده از ذوب صفحة سنگ‌کره‌ای با گوشته، ذوب گوشتة دگرنهاد در فشار بالا و ذوب پوسته زیرقاره‌ای ضخیم‌شده یا دلامیناسیون[1] پوسته‌ای نیز وجود دارد (Hou et al., 2004; Kamei et al., 2009; Chiaradia, 2009).

شناسایی موقعیت مکانی و زمانی و شرح جزیی‌تر ویژگی‌های ماگماتیسم نه‌چندان حجیم آداکیتی در شمال‌باختری ایران، به‌عنوان بخش به‌سزایی از کمان ماگمایی ارومیه –دختر، به‌نوبه خود می‌تواند به شناخت هرچه بیشتر تاریخچة ماگماتیسم در پایان سنوزوییک بیانجامد؛ جایی که در آن دامنة ترکیبی گسترده‌ای از ماگماهای گوناگون کالک‌آلکالن معمولی، آلکالن و شوشونیتی حجم بیشتری را در بر گرفته‌اند. در این راستا، پژوهش پیش‌رو به بررسی سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و محیط زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی آداکیتی در فاصلة ساری‌تپه تا زنور (شمال مرند، شمال باختری ایران) می‌پردازد.

زمین‏شناسی منطقه

گنبد‌های آذرین نیمه‌بیرونی و گدازه‌های با ترکیب اسیدی تا حد واسط (داسیت-آندزیت) با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در واحدهای سنگی گوناگون آتشفشانی، آتشفشانی- رسوبی و رسوبی از پرمو- تریاس تا میوسن در گستره‌ای وسیع در شمال‌باختری مرند و جنوب‌خاوری جلفا نفوذ کرده‌اند. رخنمون این سنگ‌های نیمه‌آتشفشانی از 1 تا 5 کیلومترمربع متغیر است (شکل 1). به سمت باختر و خاور شهر مرند این گنبدهای آذرین نیمه‌بیرونی و گدازه‌ها درون سنگ‌های آذرآواری و ترادف رسوبی سازند قرمز بالایی نفوذ کرده‌اند. نفوذ این سنگ‌های آذرین نیمه‌بیرونی بهم‌ریختگی سنگ‌های قدیمی منطقه و ‌همچنین، بالاآمدگی آنها را به دنبال داشته است. سن این گنبدها با توجه به گزارش نقشة زمین‌شناسی 1:100000 جلفا (Abdollahi and Hosseini, 1996) الیگوسن دانسته شده است. بررسی‌های میدانی در نواحی نفوذ این گنبدهای نیمه‌آتشفشانی نشان‌دهندة نفوذ آنها درون رسوبات مارنی، شیلی و ماسه‌سنگی میوسن است و از این‌رو، سن میوسن بالایی تا پلیوسن برای پیدایش این توده‌های آذرین نیمه‌بیرونی درست‌تر به‌نظر می‌رسد (شکل 2-A). ترادف‌های رسوبی دربردارندة مارن‌های سرخ‌رنگ متشکل از ماسه‌سنگ‌های سرخ‌رنگ با میان‌لایه‌های مارنی و ‌همچنین، مارن‌های سبز و سرخ رنگ از هم جدا هستند. وجود گسل‌های بزرگ ناحیه‌ای راستالغز مانند گسل‌های تبریز، گسل شمال میشو و دره‌دیز و گسل‌های نرمال کششی فرعی نقش به‌سزایی در جایگیری این سنگ‌های آتشفشانی در ترازهای بالای پوسته و فوران آنها داشته‌اند (Jahangiri, 2007). از دیدگاه ناحیه‌ای، سنگ‌های آتشفشانی میوسن- پلیوسن به شکل آتشفشان مرکب و با لایه‌بندی ونیز به شکل گنبدهای بزرگ و کوچک با ترکیب آندزیت، لاتیت، تراکیت، داسیت و ریولیت رخنمون دارند (شکل 2-B). سنگ‌های داسیتی بیگانه‌سنگ‌های فراوانی دارند. وجود این بیگانه‌سنگ‌ها گویای آلودگی پوسته‌ای و تحول ماگما هنگام صعود است (Pourseyedali Kouhkamar, 2016).

شکل 1. A) گسترش زمین‌درزهای اصلی به‌همراه پهنه‌های ساختاری مهم و سنگ‌های ماگمایی از کرتاسه تا کواترنری در شمال‌باختری ایران و ترکیه (Azizi and Tsuboi, 2021B) نقشة زمین‌شناسی منطقة ساری‌تپه با تغییراتی از عبدالهی و حسینی (Abdollahi and Hoseini, 1996).

Figure 1. A) Distribution of the major suture zones along with main structural zones and Cretaceous to Quaternary magmatic rocks in the NW Iran and Turkey (Azizi and Tsuboi, 2021). B) Geological map of the studied area (modified after Abdollahi and Hoseini, 1996).

سنگ‏نگاری

در سنگ‌های آتشفشانی ساری‌تپه بافت غالب پورفیری است که در آن درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، هورنبلند و گاهی بیوتیت و کوارتز که نزدیک به 50 درصد حجم نمونه‌ها را دربرمی‌گیرند، در یک زمینة دانه‌ریز دیده می‌شوند (شکل‌های 2-C و ۲-D) همچنین، بافت‌های میکروپورفیری، تراکیتی، ویتروفیری ومیکروگرانولارپورفیری نیز گاه در این سنگ‌ها دیده می‌شود. پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با اندازة عموماً 2-8 میلیمتر و با ماکل‌های کارلسباد، آلبیتی و توأم آلبیتی و کارلسباد دیده می‌شوند. در این کانی‌ها بافت‌ها و فرایندهای غیرتعادلی گوناگونی مانند بافت غربالی، تحلیل‌یافتگی و ساخت منطقه‌ای (از پایه از نوع نوسانی) دیده می‌شوند. ساخت منطقه‌ای در پی تغییرات فشار بخار آب ماگما توام با تبلوربخشی و یا آمیزش ماگمایی پدیدار شده است. پلاژیوکلازها کمابیش سالم هستند؛ اما گاه به سریسیت، کلسیت و کانی‌های رسی تجزیه شده‌اند. بلورهای هورنبلند شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار اندازة عموماً 3-9 میلیمتر دارند و ماکل‌های ساده و رگه‌ای و نیز کنارة اوپاسیته نشان می‌دهند (شکل 2-E و F). این کانی‌ها کمابیش سالم هستند؛ اما در برخی مقاطع به کانی‌های کلسیت، کلریت، کانی‌های کدر تجزیه شده‌اند.

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های میدانی برای آشکارکردن روابط صحرایی میان واحد‌های گوناگونِ سنگی در منطقه و با هدف آشکارکردن ترکیب شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی ساری‌تپه، شمار 75 نمونه سنگی از واحدهای آذرین منطقه گردآوری شد. از میان نمونه‌های سنگی گردآوری شده، شمار 40 عدد مقطع نازک تهیه شد که پس از بررسی‌های میکروسکوپی از میان نمونه‌ها، شمار 15 نمونه با کمترین دگرسانی، برای تجزیة اکسیدهای اصلی و فرعی به روش XRF در آزمایشگاه سازمان زمین‌شناسی کشور و شمار 6 نمونه از 15 نمونة یادشده برای تجزیة اکسید عنصرهای اصلی با روش ICP-OES و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش ICP-MS به آزمایشگاه‌ شرکت زر‌آزما فرستاده شدند.

زمین‌شیمی سنگ‌کل

مقدار اکسیدهای اصلی، عنصرهای فرعی و کمیاب خاکی سنگ‌های آتشفشانی ساری‌تپه در جدول 1 آورده شده است. در نمونه‌های بررسی‌شده SiO2 کمابیش بالا و Al2O3 متغیر است و مقدار آنها به‌ترتیب برابر با 11/56 تا 71/66 درصدوزنی و 7/14-34/18 درصدوزنی به‌دست آمده است. میانگین مقدار MgO نمونه‌ها نزدیک به 3/2 درصدوزنی است، اعداد منیزیم آنها (Mg#) از 27 تا 66 در تغییر است. مقادیر Na2O و K2O سنگ‌ها به‌ترتیب در نزدیک به 22/3-75/6 درصدوزنی و 57/0-73/2 درصدوزنی در تغییر هستند. در نمودار Na2O + K2O در برابر SiO2 (شکل 3-A) نمونه‌ها بیشتر در گسترة آندزیت و داسیت جای دارند. ‌همچنین، در نمودار K2O در برابر SiO2 نمونه‌ها ویژگی سنگ‌های کالک‌آلکالن را نشان می‌دهند (شکل 3-B).

بر پایة نمودارهای چند عنصری در الگوهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 4-A)، عنصرهای خاکی کمیاب سبک و متوسط (LREE و MREE) الگوهای با شیب منفی بسیار نشان می‌دهند؛ اما عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREEs) الگوهای با شیب کمتری دارند (66/29- 49/7LaN/YbN=). ‌همچنین، نمونه‌ها ناهنجاری منفی اوروپیم ندارند وحتی ناهنجاری مثبت نشان می‌دهند (جدول 1؛ 90/1- 54/1Eu/Eu*=). در نمودار چند عنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (شکل 4-B)، شیب منفی با غنی‌شدگی بالای عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE؛ مانند Cs، Rb، Ba، K و Sr) در برابر غنی‌شدگی کم عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) و عنصرهای نادر خاکی سنگین (HREE) و ناهنجاری منفی در عنصرهای Nb، P و Zr به‌چشم می‌خورد. ناهنجاری مثبت و آشکار Pb در نمودار یادشده چه‌بسا نشان‌دهندة نقش سیال‌های آزادشده از ورقة فرورونده و یا آلایش پوسته‌ای در فرایند تولید ماگمای سازندة سنگ‌های ساری‌تپه باشد (Ghorbani, 2006).

شکل 2. تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی ساری‌تپه. A) تصویر صحرایی پیوند میان سنگ‌های آتشفشانی و واحدهای رسوبی سنوزوییک (سازند قرمز بالایی) (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) تصویر صحرایی همبری واحد آندزیت/داسیت با واحد آذرآواری؛ C) تصویر میکروسکوپی درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی در آندزیت/داسیت؛ D) تصویر میکروسکوپی درشت بلورهای بیوتیت و پلاژیوکلاز در آندزیت/داسیت؛ E) تصویر میکروسکوپی از بلورهای ریز و درشت پلاژیوکلاز و هورنبلند با کنارة سوخته در آندزیت؛ F) تصویر میکروسکوپی از بلوردرشت ماکل‌دار هورنبلند در آندزیت ساری‌تپه (نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی واوانس (Whitney and Evans, 2010) است).

Figure 2. The field and microscopic photographs of the Sari-Tappeh volcanic rocks. A) Field photograph of the relation between volcanic rocks and Cenozoic sedimentary units (Upper Red Formation); B) Field photograph of contact between andesite/dacite and pyroclastic unites; C) Photomicrograph of zoned plagioclase phenocrysts in the andesite/dacite; D) Photomicrograph of biotite and plagioclase phenocrysts in the andesite/dacite; E) Photomicrograph of fine- and coarse-grained plagioclase and amphibole crystals in the andesite; F) Photomicrograph of twinned hornblende phenocryst with oxidized rim in the Sari-tappeh andesite (Mineral abbreviation are from Whitney and Evans (2010)).

شکل 3. رده‌بندی زمین‌شیمیایی و نمودارهای نام‌گذاری سنگ‌های آتشفشانی ساری‌تپه. A) نمودار آلکالی- سیلیس (TAS) (Le Bas et al., 1986). خط جداکنندة سری‌های آلکالن و ساب‌آلکالن از ایروین وباراگار (Irvine and Baragar, 1971) است (HSA: آداکیت‌های پُرسیلیس؛ LSA: آداکیت‌های کم سیلیس (Martin et al., 2005))؛ B) نمودار متمایزکننده سنگ‌های توله‌ایتی، کالک‌آلکالن و شوشونیتی (Peccerillo and Taylor, 1976).

Figure 3. Geochemical classifications and nomenclatures diagrams of the Sari-Tappeh volcanic rocks. A) Alkali-Silica (TAS) diagram (Le Bas et al., 1986), dividing line between alkaline and subalkaline is from Irvine and Baragar (1971); HSA: High Silics Adakite and LSA: Low Silica Adakite (Martin et al., 2005); B) different series rocks (tholeiiitic, calc-alkaline and shoshonitic) discrimination diagram (Peccerillo and Taylor, 1976).

بررسی ویژگی آداکیتی سنگ‌های ساری‌تپه

آداکیت‌ها سنگ‌های ماگمایی رایجی در کمان‌های ماگمایی به‌شمار می‌روند که توسط دیفانت و دراموند (Defant and Drummond, 1990) نام‌گذاری شده‌اند. این سنگ‌ها دربردارندة سنگ‌های کالک‌آلکالن (آندزیت، داسیت و ریولیت) حد واسط- اسیدی (SiO2≥56.0 wt.%) و سنگ‌های آذرین درونی مربوطه (تونالیت) برآمده از ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی بازالتی (بیشتر با سن نزدیک به 25 میلیون سال یا کمتر) فرورانده شده در شرایط رخسارة اکلوژیتی هستند که ویژگی‌های آنها تهی‌شدگی شدید در عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREEs; Yb≤1.90 ppm; Y≤18 ppm) و مقدار بالای Sr (≥400 ppm) و نسبت‌های La/Yb (≥20) و Sr/Y (≥40) است. آداکیت‌ها بیشتر در کمان‌های آتشفشانی سنوزوییک (مانند کرانة اقیانوس آرام) یافت می‌شوند؛ اما سنگ‌های فلسیک با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی همانند آنها در پهنه‌های برخوردی سنوزوییک (مانند: تتیس و تبت: Chung et al., 2003; Hou et al., 2004) و مکان‌های درون‌فلاتی (مانند: هاه‌اگزیل و کیانگ‌تانگ چین؛ Wang et al., 2008) نیز گزارش شده است. برخی سنگ‌های آذرین پیش از سنوزوییک (مزوزوییک، پالئوزوییک، پروتوزوییک و آرکئن) از دیدگاه زمین‌شیمیایی همانند آداکیت‌ها هستند (Martin et al., 2005; Wang et al., 2006a, 2006b).

برخلاف سری‌های آندزیتی، داسیتی و ریولیتی سدیک (ADRs) کمان عادی، نمونه‌های بررسی‌شده نسبت‌های Sr/Y و La/Yb)N) بالا (به‌ترتیب21/31 تا 96/115 و 49/7-66/29) و مقدار Y (2/5-2/10 پی‌پی‌ام) و YbN (39/2 -78/4 پی‌پی‌ام) کمی دارند و در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y و (La/Yb)N در برابر YbN، همگی درون گسترة آداکیتی جای دارند (شکل‌های 5-A و ۵-B).

شکل 4. نمودارهای چندعنصری بهنجارشدة سنگ‌های آتشفشانی آداکیتی ساری‌تپه. A) به ترکیب کندریت (Boynton, 1984B) به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDnough, 1989).

Figure 4. Normalized multi-elements digrams of the Sari-Tappeh volcanic rocks, normalized to A) chondrite composition (Boynton, 1984); B) primitive mantle composition (Sun and McDnough, 1989)

شکل 5. نمودارهای متمایزکننده آداکیت و آندزیت‌ها، داسیت‌ها و ریولیت‌های سدیک (ADRs) کمان نرمال. A) نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990B) نمودار (Yb)N در برابر (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990) (ترکیب کندریت بوینتون (Boynton, 1984) برای بهنجارسازی به‌کار برده شده است. گسترة آداکیت‌ها، سری‌های ADR کمان عادی و MORB از مارتین Martin (1999) است).

Figure 5. Adakite and adesits, dacites and sodic rhyolite (ADRs) discrimination diagrams. A) Y Versus Sr/Y (Defant and Drummond, 1990); B) (Yb)N versus (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990) (The normalization values of chondrite are from Boynton (1984). Adakits, Normal arc ADR series and MORB fields is from Martin (1999)).

روی‌هم‌رفته، با توجه به یافته‌های موجود در دنیا و بر پایة مقدار سیلیس، آداکیت‌ها به دو نوع آداکیت‌های کم سیلیس[2] (LSA; SiO2<60 wt%) و آداکیت‌های سیلیس بالا[3] (HSA; SiO2>60 wt%) دسته‌بندی شده‌اند (Martin et al., 2005). آداکیت‌های LSA مقدار MgO کمابیش بالا (4-9 درصدوزنی)، CaO + Na2O > 10 wt% و Sr>1000 ppm دارند؛ اما آداکیت‌های HSA مقدار MgO کمابیش کم (0.5-4 wt %)، CaO + Na2O (<11 wt%) و Sr (<1100 ppm) کمتری نشان می‌دهند. نمونه‌های آداکیتی ساری‌تپه مقدار MgO کمابیش کمی (4.04 wt%>) دارند و بیشتر ویژگی‌های HSA را نشان می‌دهند (شکل 6-A). بر پایه نمودار Sr-(CaO+Na2O) (Martin et al., 2005)، همة نمونه‌ها درون گستره HSA جای گرفته‌اند (شکل 6-B). همچنین، نمونه‌ها مقدار Sr بالا وY کم و نسبت‌ Sr/Y متوسط تا بالا نشان می‌دهند که از ویژگی‌های معمول آداکیت‌های HSA به‌شمار می‌روند (شکل 6-C). در نمودار سه‌تایی SiO2/MgO*100 Sr-K/Rb- نیز همة نمونه‌ها در گسترة آداکیت‌های سیلیس بالا (HSA) جای گرفتند (شکل 6-D). آداکیت‌های HSA ویژگی‌های گدازه‌های ورقة اقیانوسی فرورونده را نشان می‌دهند که اندکی با پریدوتیت گوۀ گوشته‌ هنگام صعود واکنش داشته‌اند؛ اما آداکیت‌های LSA با ذوب پریدوتیت‌های گوۀ گوشته‌ای پدید آمده‌اند که ترکیب آنها در پی واکنش با گدازه‌های فلسیک ورقه تغییر یافته است (Martin et al., 2005).

جدول 1. مقدار اکسیدهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (بر پایه پی‌پی‌ام) در سنگ‌های آتشفشانی آداکیتی ساری‌تپه.

Table 1. The concentration of major (in wt%), trace, and rare earth elements (in ppm) of the Sari-Tappeh volcanic rocks.

 

Sample

M_16

M_41

M_48

M_49

M_63

M_65

M_4

M_5

SiO2

59.1

56.91

57.91

63.25

56.3

59.33

66.71

65.39

TiO2

0.44

0.57

0.47

0.46

0.47

0.47

1.41

1.12

Al2O3

18.01

18.34

17.54

17.03

16.99

17.67

14.86

15.39

Fe2O3(t)

6.36

6.8

5.94

3.62

4.69

6.34

2.98

5.05

MgO

3.07

4.04

3.22

0.79

1.54

3.26

2.87

1.91

CaO

5.12

4.73

6.23

4.62

8.91

5.85

4.33

3.26

Na2O

4.15

4.25

4.8

4.6

4.78

4.3

3.66

3.9

K2O

1.7

0.93

1.38

2.08

0.57

1.29

2.57

1.26

P2O5

0.16

0.18

0.16

0.22

0.18

0.18

0.15

0.09

MnO

0.15

0.15

0.12

0.05

0.05

0.12

0.21

0.11

LOI

1.6

2.99

2.12

3.16

5.42

1.08

n.a.

n.a.

Sum

99.91

99.94

99.94

99.93

99.95

99.94

99.75

97.48

Sc

9.4

10.3

9.7

4

10.3

10.7

n.a.

n.a.

Ba

921

470

590

710

271

569

432

332

Co

14

13.6

12.8

7.5

8.3

15.4

26

21

Cs

2

6.4

0.7

1.6

0.5

0.6

n.a.

n.a.

Hf

<0.25

0.76

0.66

1.94

0.71

0.74

n.a.

n.a.

Nb

5.7

5.1

5.6

12.8

5

6.3

n.a.

n.a.

Rb

31

15

24

34

7

19

41

37

Sr

419

284

332

603

331

403

518

340

Ta

0.63

0.6

0.55

1.14

0.6

0.79

n.a.

n.a.

Th

0.5

<0.1

0.59

4.59

<0.1

0.9

n.a.

n.a.

U

0.7

0.5

0.8

1.6

0.6

0.8

n.a.

n.a.

V

73

89

81

37

79

85

61

41

W

1.2

<0.5

0.8

0.9

<0.5

1.9

n.a.

n.a.

Zr

14

24

21

80

19

21

n.a.

n.a.

Y

8.9

9.1

9.5

5.2

9.7

10.2

n.a.

n.a.

La

12

11

12

22

10

13

n.a.

n.a.

Ce

24

23

25

38

21

25

n.a.

n.a.

Pr

3.26

3.12

3.31

4.51

3.01

3.43

n.a.

n.a.

Nd

11.6

11.6

12.3

15.3

11.6

13

n.a.

n.a.

Sm

2.06

1.85

1.98

2.01

1.78

2.16

n.a.

n.a.

Eu

1.27

1.05

1.08

1.1

0.97

1.14

n.a.

n.a.

Gd

2.02

2.14

2.13

2.37

2.06

2.25

n.a.

n.a.

Tb

0.4

0.42

0.42

0.32

0.43

0.44

n.a.

n.a.

Dy

1.56

1.64

1.71

1.01

1.69

1.83

n.a.

n.a.

Ho

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Er

1.85

1.89

1.98

0.96

1.91

2.22

n.a.

n.a.

Tm

0.16

0.17

0.16

<0.1

0.16

0.18

n.a.

n.a.

Yb

0.9

0.9

0.9

0.5

0.9

1

n.a.

n.a.

Lu

0.16

0.16

0.16

<0.1

0.16

0.17

n.a.

n.a.

Cu

21

40

17

24

10

22

25

17

Pb

9

9

9

12

6

9

n.a.

n.a.

Zn

51

70

59

42

16

44

53

59

Ni

12

12

14

14

26

17

78

104

Mg#

49

54

52

30

39

50

66

43

Sr/Y

47.08

31.21

34.95

115.96

34.12

39.51

-

-

LaN/YbN

8.99

8.24

8.99

29.66

7.49

8.76

-

-

Eu/Eu*

1.90

1.61

1.61

1.54

1.55

1.58

-

-

Mg#=100Mg/(Mg+Fet); FeOt=0.8998Fe2O3t; Fe2O3(t)=Total Fe; n.a.= not analyzed

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample

M_10

M_44

M_51

M_7

M_15

M_30

M_59

SiO2

65.23

65.31

64.59

58.43

56.11

58.61

57.22

TiO2

1.16

1.05

0.85

0.22

0.53

0.43

0.39

Al2O3

14.7

15.51

14.76

16.35

17.9

15.29

15.67

Fe2O3(t)

3.17

4.75

5.08

7.45

7.41

6.81

6.52

MgO

2.97

1.79

0.96

2.01

1.49

1.51

2.87

CaO

3.96

5.41

4.85

5.64

6.87

6.36

7.68

Na2O

5.62

4.02

3.84

6.75

4.87

3.22

3.41

K2O

1.17

1.51

2.73

1.69

0.85

1.48

1.34

P2O5

0.07

0.11

0.21

0.17

0.21

0.18

0.18

MnO

0.09

0.12

0.08

0.02

0.05

0.12

0.04

LOI

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Sum

98.14

99.58

97.95

98.73

96.29

94.01

95.32

Sc

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Ba

284

220

300

396

395

345

236

Co

25

27

14

14

22

22

13

Cs

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Hf

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Nb

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Rb

41

67

86

45

39

42

43

Sr

362

321

398

501

506

474

545

Ta

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Th

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

U

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

V

51

45

85

145

112

109

148

W

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Zr

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Y

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

La

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Ce

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Pr

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Nd

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Sm

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Eu

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Gd

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Tb

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Dy

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Ho

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Er

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Tm

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Yb

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Lu

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Cu

25

16

25

31

15

17

22

Pb

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

Zn

41

59

48

47

56

64

92

Ni

35

23

18

318

121

119

215

Mg#

65

43

27

35

28

31

47

Sr/Y

-

-

-

-

-

-

-

LaN/YbN

-

-

-

-

-

-

-

Eu/Eu*

-

-

-

-

-

-

-

شکل 6. نمودارهای رده‌بندی سنگ‌های آداکیتی پُرسیلیس (HSA) و کم سیلیس (LSA). A) نمودار SiO2 در برابر MgO؛ B) نمودار CaO+Na2O در برابر Sr؛ C) نمودار Y در برابر Sr/Y؛ D) نمودار سه‌تایی Sr-K/Rb-(SiO2/MgO*100) (محدوده‌های آداکیت‌های سیلیس بالا و کم سیلیس از مارتین وهمکاران (Martin et al., 2005) برگرفته شده‌اند).

Figure 6. High-silica (HSA) and Low-silica (LSA) adakites classification diagrams. A) SiO2 versus MgO diagram; B) Sr versus (CaO+Na2O) diagram; C) Y versus Sr/Y diagram; D) Sr-K/Rb-(SiO2/MgO)*100 ternary diagram (High and low silica adakites fields is from Martin et al. (2005)).

 ویژگی‏های خاستگاه

آداکیت‌های ساری‌تپه سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط دارند (شکل 3-D). الگوهای بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت (شکل 4) غنی‌شدگی‌های مهمی در LILE و LREE بدون ناهنجاری منفی و حتی ناهنجاری مثبت Eu نشان می‌دهند. همة این ویژگی‌ها با ویژگی‌ ماگماهای پدیدآمده در پهنة فرورانشی هماهنگ است (Pearce and Peate, 1995). گفتنی است ناهنجاری مثبت Eu به نمود کانی‌های فلدسپار و هورنبلند در سنگ‌ها وابسته است. نقش نه‌چندان مهم تبلوربخشی فشار کم را نمایان می‌کند. با وجود این، نمونه‌های بررسی‌شده ناهنجاری‌های Nb و Ti کمی منفی‌تر نسبت به نمونه‌های آندزیت‌ها و داسیت‌های کمان معمولی نشان می‌دهند. آنها ‌همچنین، نسبت‌های Sr/Y و (La/Yb)N بالاتر و مقدار Y و YbN کمتری نسبت به نمونه‌های کمانی معمولی نشان می‌دهند (شکل 5). همة این نشانه‌های زمین‌شیمیایی می‌تواند با ویژگی‌های سنگ‌های آداکیتی برآمده از ذوب‌بخشی لیتوسفر اقیانوسی فرورو یا پوسته قاره‌ای زیرین (Martin et al., 2005; Castillo, 2006) همخوانی داشته باشد.

آداکیت‌های برآمده از ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده با مقدار MgO<3 wt% و Mg#<40 شناخته می‌شوند و گمان می‌رود از ذوب‌بخشی بازالت‌های اقیانوسی جوان فرورانده شده در محیط جزیره کمانی پدید آمده‌اند (Defant and Drummond, 1990; Rapp and Watson, 1995). عدد منیزیم (Mg#) در نمونه‌های بررسی شده از 27 تا 66 درصد متغیر است و از مقدار آن در گدازة بالشی پوستة اقیانوسی بیشتر است (Rapp et al., 1999).

آداکیت‌های برآمده از ورقه، مقادیر 3Na2O> درصدوزنی و نسبت‌های K2O/Na2O در نزدیک به 42/0 دارند (Castillo, 2012). مقدار Na2O نمونه‌های ساری‌تپه در گسترة 22/3 تا 75/6 با نسبت‌های K2O/Na2O کمابیش کم از 11/0 تا 70/0 است که شاید نشان‌دهندة جدایش یا بهمکنش با فازهای پتاسیم‌دار به‌جای‌ماندة گوشته باشد (شکل7-A). غنی‌شدگی Rb، Sr و Ba نسبت به HFSE سازگار با گوشته، با فازهای محتوی مواد فرار (H2O و CO2) مانند آمفیبول و فلوگوپیت مرتبط است؛ زیرا این کانی‌ها، میزبان اصلی LILE در سنگ‌کرة گوشته‌ای هستند (Foley et al., 1996).

نمونه‌های آداکیتی ساری‌تپه مقدار Ba بالایی، نزدیک به 71 تا 921 پی‌پی‌ام دارند که نشان‌دهندة نقش آمفیبول به‌جای فلوگوپیت است. همچنین، نسبت‌های K/Rb، Rb/Sr و Ba/Rb همواره برای آشکارکردن وجود فلوگوپیت یا آمفیبول به‌عنوان فاز پتاسیم‌دار در کانی‌شناسی خاستگاه به‌کار گرفته می‌شود. تهی‌شدگی Rb در سنگ‌های آداکیتی ساری‌تپه، وجود آمفیبول در تیغة فرورو و گوۀ گوشته‌ای را نشان می‌دهد. نمونه‌های بررسی‌شده نسبت‌های Ba/Rb بالا (28/3-71/38) و Rb/Sr کمی (02/0-22/0) دارند که با خاستگاه آمفیبول‌دار سازگار است.

مقدار Nb در ماگماهای برآمده از گوۀ گوشته‌ای که توسط گدازه‌های ورقه دگرنهاد شده‌اند همواره از 7 پی‌پی‌ام بالاتر است (Defant et al., 1992; Martin et al., 2005). مقدار Nb  در آندزیت‌های آداکیتی ساری‌تپه، مگر در یک نمونه، از مقدار آن در ماگماهای برآمده از گوشته کمتر است که نشان می‌دهد نمونه‌های بررسی‌شده احتمالاً از منبعی برآمده‌اند که مقدار Nb آن از گوۀ گوشته‌ای کمتر بوده است (مانند سنگ‌های بازیک پوستة اقیانوسی). همبستگی منفی Th/Nb با افزایش Nb/Ta با برهمکنش با گوۀ گوشته‌ای دگرنهاده همخوانی دارد که تا اندازه‌ای با عوامل فرورانش تغییر یافته است (Dokuz et al., 2013). نسبت Nb/La کم (1<) گویای وجود منبع تهی‌شده از Nb مانند بازالت‌های MORB فرورانده‌شده است؛ اما نسبت Ba/Rb بالا نقش رسوب در حال فرورانش را نشان می‌دهد (Wang et al., 2004). نمونه‌های آداکیتی ساری‌تپه نسبت‌های Ba/Rb بالایی (28/3-71/38) دارند که نشان‌دهندة نقش رسوب واجزای فرورانشی در پیدایش ماگماتیسم آداکیتی این منطقه است.

گدازه سازندة نمونه‌های آداکیتی ساری‌تپه احتمالاً از سنگ‌های مافیک در شرایط رخسارة آمفیبولیت یا اکلوژیت برآمده است (شکل‌های 7-A، ۷-B، ۷-C، ۷-D). با وجود این، نسبت‌ کم Nb/Ta (97/7-23/11) نمونه‌ها نشان می‌دهد ترکیب گدازه والد شاید هنگام صعود آن در گوۀ گوشته‌ای، در پی برهمکنش با پریدوتیت‌های گوشته‌ای تغییر یافته باشد. بر پایة غلظت‌ اکسیدهای اصلی، گدازه‌های سازندة نمونه‌های آداکیتی شاید از ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورو، در شرایط آبزدایی آمفیبولیت برآمده باشند.

هنگامی‌که گارنت کانی به‌جای‌مانده مهمی در خاستگاه ماگما باشد، نسبت‌های Y/Yb گدازه‌های آداکیتی همواره از 10 بیشتر است (Ge et al., 2002). این نسبت در نمونه‌های آداکیتی ساری‌تپه برابر با 9/9 تا 8/10 است و وجود گارنت در خاستگاه آنها را اثبات می‌کند. این مسأله هم‌چنین از راه الگو‌سازی با به‌کارگیری جفت عنصر La/Yb دربرابر Yb (شکل 8) پشتیبانی می‌شود؛ به‌‌گونه‌ای‌که الگوسازی La/Yb دربرابر Yb نشان می‌دهد سنگ‌های ساری‌تپه می‌توانند از راه ذوب نزدیک به 50 درصد گارنت-آمفیبولیت با سازندة گارنت نزدیک به 10 درصد تولید شوند.  

شکل 7. نمودارهای متمایزکننده برای شناسایی خاستگاه آداکیت‌های ساری‌تپه. A) نمودار Yb در برابر K2O/Na2B) نمودار (La/Yb)N در برابر Sr/Y (گسترة آداکیت‌های با خاستگاه ورقة اقیانوسی از (Kamei et al., 2009) و آداکیت‌های با خاستگاه پوستة قاره‌ای زیرین ضخیم‌شده کوهزایی دبای از (Liu et al., 2010) است)؛ C) نمودار CaO/Al2O3 در برابر K2O/Na2O (Kamovng et al., 2014D) نمودار Al2O3 در برابر  K2O/Na2O(گسترة آداکیت‌های برآمده از پوستة قاره‌ای زیرین و ورقة اقیانوسی از کارسلی و همکاران (Karsli et al., 2020) است).

Figure 7. Discrimination diagrams for determining the origin of  adakiteic rocks in Sari-Tappeh. A) Yb versus K2O/Na2O diagram; B) Sr/Y versus (La/Yb)N diagram (The field of the adakites derived from oceanic slab is from Kamei et al. (2009) and adakited derived from thickened lower continental crust in Dabie orogen is from Liu et al. (2010); C) CaO/Al2O3 versus K2O/Na2O (Kamovng et al., 2014); D) Al2O3 versus K2O/Na2O diagram (The fields of the lower continental crust and oceanic slab is from Karsli et al. (2020)).

شکل 8. نمودار YbN در برابر (La/Yb)N (بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) (محدوده‌های آداکیت و گدازه‌های کالک‌آلکالن کمانی از مارتین (Martin, 1999) است. گابروی شمارة G518 (Dokuz et al., 2013) به‌عنوان سنگ خاستگاه برای عنصرهای خاکی کمیاب در شرایط رخسارة آمفیبولیت و اکلوژیت با مقادیر متغیر گارنت و ضرایب پراکندگی پیشنهادشده توسط ایروین و فری، فوجیماکی و همکاران و سیسون (Irving and Frey, 1978; Fujimaki et al., 1984; Sisson, 1994) انتخاب شده‌اند).

Figure 8. (La/Yb)N versus YbN diagram (Normalized to chondrite composition (Sun and McDonough, 1989). The fields of adakite and arc calc-alkaline lavas is from Martin (1999). The gabbro (sample G518) (Dokuz et al., 2013) selected as a source rock for rare earth elements under amphibolite and eclogite facies with different values for garnet and distribution coefficient proposed by Irving and Frey (1978), Fujimaki et al. (1984), and Sisson (1994)).

نشانه‌های تبلوربخشی و آلایش یا ذوب‌بخشی

شناخت برهم‌کنش فرایندهایی مانند ذوب‌بخشی، تبلوربخشی و آلایش برای شناسایی گسترة ترکیبی منبع مهم هستند. فرایند تبلوربخشی به بهترین شکل با همبستگی‌های مختلف عنصرهای اصلی و فرعی در نمودارهای هارکر شناخته می‌شود. اکسید اصلیِ SiO2 به‌ویژه در سنگ‌های خنثی و اسیدی به‌طور گسترده به‌کار گرفته می‌شود؛ زیرا بیشترین‌ میزان تغییر را دارد. با وجود این، SiO2 و مقادیر دیگر عنصرهای اصلی در نمونه‌های ساری‌تپه تغییرات کمی دارند. اکسیدهای اصلی مختلف و عنصرهای فرعی برای آشکارکردن فرایندهای جدایش هنگام تکامل ماگمایی سنگ‌های آتشفشانی آداکیتی ساری‌تپه به‌کار گرفته شدند. در نمودار La در برابر La/Sm (شکل 9-A)، نمونه‌های آداکیتی ساری‌تپه روند عادی نشان می‌دهند که با روند ذوب‌بخشی همخوانی دارد. ‌همچنین، روند منفی V در برابر TiO2 (شکل 9-B) در بیشتر نمونه‌ها نشان‌دهندة این است که جدایش آمفیبول هنگام تکامل ماگمایی مؤثر نبوده است. نمودارهای Dy در برابر Dy/Yb و Nb در برابر Ba/Nb نیز برای تمایز میان فرایند ذوب‌بخشی و تبلوربخشی هنگام تکامل ماگمایی به‌کار گرفته می‌شوند (Gao et al., 2007). بر پایه این نمودارها، نمونه‌های ساری‌تپه روند ترکیبی موازیِ روند ذوب‌بخشی نشان می‌دهند که نشان می‌دهد این فرایند مسئول اصلی پیدایش آنها بوده است (شکل‌های 9-C، ۹-D).

شکل 9. نمودارهای متمایزکننده فرایندهای ذوب‌بخشی و تبلوربخشی در سنگ‌های آداکیتی ساری‌تپه. A) نمودارLa در برابر La/Sm. B) نمودار TiO2 در برابر V؛ C) نمودار Dy در برابر Dy/Yb؛ D) نمودار Nb در برابر Ba/Nb.

Figure 9. Partial melting and fractional crystallization processes discrimination diagrams in the  Sari-Tappeh adakitic rocks. A) La versus La/Sm diagram; B) V versus TiO2 disgrsm; C) Dy versus Dy/Yb diagram; D) Nb versus Ba/Nb diagram.

زمان ماگماتیسم آداکیتی و جایگاه ژئودینامیکی

بسته‌شدن نهایی نئوتتیس و برخورد صفحه‌های عربی و اوراسیا در الیگوسن- میوسن آغازین (Mouthereau et al. 2012) و یا میوسن آغازین (Allen et al, 2004)، ائوسن آغازین- میانی (Ghasemi and Talbot, 2005) یا کرتاسه پسین- الیگوسن (Mohajjel and Fergusson, 2014) رخ داده است. فرورانش و برخورد پیدایش کمان ماگمایی (کمان ماگمایی ارومیه- دختر) و فلات ترکیه- ایران را به‌دنبال داشته است (Sengor and Kid, 1979). دراین کمان (Berberian and King, 1981) با روند شمال‌باختری – جنوب‌‌خاوری آندزیت‌ها و ریولیت‌های کالک‌آلکالن گسترده و آلکالن بسیار پتاسیک رخ داده است. در بخش شمال‌باختری این کمان رخداد آتشفشانی گسترده‌ای در طول سنوزوییک روی داده است و سنگ‌های آتشفشانی ائوسن، الیگوسن و میوسن وابسته به ماگماتیسم کمانی پدید آمده‌اند (Agard et al., 2011)؛ اما گمان می‌رود سنگ‌های آتشفشانی میوسن پایانی تا کواترنری در جایگاه پس‌برخوردی پدید آمده باشند (Chiu et al., 2013).

چهار الگوی تکتونو- ماگمایی برای جایگیری ماگماتیسم آداکیتی سنوزوییک در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر پیشنهاد شده است:

1- دلامیناسیون گوشتة سنگ‌کره‌ای زیرقاره‌ای ضخیم‌شده (Pang et al., 2016; Khalatbari Jafari, 2020

2- ذوب‌بخشی سنگ‌های مافیک پوستة قاره‌ای زیرین (Azizi et al., 2019

3- ذوب سنگ‌کرة قاره‌ای دگرنهادشده (Torkian et al., 2018

4- ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی جداشده با برهمکنش با پریدوتیت گوۀ گوشته‌ای (Azizi et al., 2013; Alirezaei et al., 2017; Mahmoudi Nia et al., 2017;).

گدازه‌های آداکیتی بررسی‌شده پیوند مکانی و زمانی با پهنة فروانش فعال ندارند و سن‌یابی چینه‌شناسی، سن پس‌برخوردی آنها را نشان می‌دهد. ‌همچنین، این سنگ‌های آتشفشانی به تک فرایندهایی مانند برگشتگی صفحه یا دلامیناسیون لایه پیوسته زیرین پوسته وابسته نیستند (Lechmann et al., 2018). بررسی‌های ساختارهای پوسته و گوشتة بالایی بر پایة پراکندگی امواج سطحی (Asudeh, 1982)، توابع دریافت‌کنندة موج‌های P و S (Taghizadeh-Farahmand et al., 2010) و تصویر توموگرافی لرزه‌ای (Maggi and Priestly, 2005; Bavali et al., 2016) سنگ‌کرة نازکی (85-100 کیلومتر) با ستبرای نزدیک به 45 کیلومتری در بالای گوشتة داغ بالایی را نشان می‌دهد. ستبرای پوسته در بخش شمال‌باختری ایران 5/38 کیلومتر گزارش شده است (Taghizadeh-Farahmand et al., 2010). ‌همچنین، بر پایه بررسی‌های توموگرافی لرزه‌ای مگی و پریستلی (Maggi and Priestly, 2005) پهنة ناهنجار کم سرعت بزرگی در زیر کمان ماگمایی ارومیه- دختر گزارش شده است. پیدایش این پهنه چه‌بسا پیامد وجود گوشتة سست‌کره‌ای زیر این ناحیه است. صعود سست‌کره در این ناحیه به مکانیسم‌های مختلفی مانند جداشدن صفحة اقیانوسی فرورانده شده و یا تأخیر آن نسبت داده شده است (Morley et al., 2009). بررسی توده‌های آذرین نیمه‌بیرونی در شمال‌باختری ایران نشان می‌دهد پس از پایان فرورانش، ماگماتیسم آداکیتی پس از جداشدگی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس و بالاآمدگی سست‌کره رخ داده است (Simmonds, 2013; Ahmadzadeh et al., 2011).

پس از برخورد پلیت‌های عربی و ایران‌مرکزی در کرتاسة پسین- پالئوسن آغازین (Ghalamghash et al., 2009) تا ائوسن (Omrani et al., 2008) جداشدگی سنگ‌کرة اقیانوسی در میوسن رخ داده است و سست‌کره از میان پنجرة صفحه بالا آمده است (Shafaii Moghadam et al., 2016) و گرادیان زمین‌گرمایی را افزایش داده است. همچنین، ذوب صفحة جدا‌شده، ماگماتیسم آداکیتی سیلیس بالا در راستای پهنة ماگمایی ارومیه- دختر و خاور ترکیه پدید آورده است. وجود آداکیت‌های کم سیلیس در میان سنگ‌های بررسی‌شدة این پهنه به‌ویژه در شمال‌باختری ایران با ذوب‌بخشی پریدوتیت گوۀ گوشته‌ای دگرنهاد همخوانی دارد و چه‌بسا گویای به برهمکنش ماگمای برآمده از سنگ‌کرة اقیانوسی با پریدوتیت گوۀ گوشته‌ای باشد ( Faridazad and Ashrafi, 2023). از سوی دیگر، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های ساری‌تپه (مانند نبود غنی‌شدگی K و نسبت کم K2O/Na2O به‌همراه محتوای بالای عنصرهای ناسازگار مانند Ba و Rb؛ Wang et al., 2008) در کنار ویژگی‌های ساختار پوسته‌ای منطقه که در بالا از آنها یاد شد، همگی به نقش نه‌چندان بنیادین پوستة قاره‌ای در پیدایش سنگ‌های ساری‌تپه اشاره می‌کنند. ازاین‌رو می‌توان گفت گدازه‌های آداکیتی سیلیس بالای ساری‌تپه از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس، پس از بسته‌شدن اقیانوس یادشده در زمان ائوسن- الیگوسن و در پی جداشدگی آن در جایگاه پسابرخوردی یعنی میوسن پسین به بعد پدید آمده‌‌اند.

برداشت

  • از دیدگاه ترکیب سنگ‌شناختی، سنگ‌های آتشفشانی ساری‌تپه به‌طور اساسی آندزیت‌ پورفیری با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، هورنبلند و به مقدار اندک، بیوتیت و کوارتز در زمینه‌ای ریزدانه هستند.
  • جایگاه چینه‌ای و بازة سنی این سنگ‌ها، میوسن میانی به بعد است. با توجه به جایگاه مکانی در یک محیط پسابرخوردی پدید آمده‌اند.
  • سنگ‌های آتشفشانی ساری‌تپه سرشت کالک‌آلکالن دارند و در آنها مقدار کمِ Y (ppm5-18) و Yb (ppm1- 5/0) و مقدار بالای Sr (ppm603-284( و Sr/Y (31-116)، به‌همراه مقدار میانگین MgO (wt%4<) است که با ویژگی‌های آداکیت‌های سیلیس بالا سازگار است.
  • ماگماتیسم سازندة سنگ‌های آداکیتی ساری‌تپه چه‌بسا هنگام مکانیسم جداشدگی سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس در میوسن پایانی رخ داده است.

[1] delamination

[2] Low SiO2 adakites

[3] High SiO2 adakites

Abdollahi, M. and Hosseini, M. (1996) Jolfa Geological Quadrangle Map 1:100000, No. 5167, Geological Survey of Iran, Tehran.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B., and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geology Magazine, 148, 692–725. https://doi.org/10.1017/S001675681100046X
Ahmadzadeh, G.R., Jahangiri, A., Modjtahedi, M., and Lentz, D. (2011) Petrogenesis of Plio-Quaternary post-collisional adakitic rocks in northwest Marand. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 18, 709-722. http://ijcm.ir/article-1-500-en.html
Alavi, M. (1994) Tectonics of Zagros Orogenic Belt of Iran, new data and interpretation. Tectonophysics, 229, 211-238. https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2
Alirezaei, A., Arvin, M., and Dargahi, S. (2017) Adakite-like signature of porphyry granitoid stocks in the Meiduk and Parkam porphyry copper deposits, NE of Shahr-e-Babak, Kerman, Iran: constrains on geochemistry. Ore Geology Reviews, 88, 370-383. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2017.04.023
Allen, M., Jackson, J., and Walker, R. (2004) Late Cenozoic reorganization of the Arabia –Eurasia collision and the comparison of short–term and long-term deformation rates. Tectonics, 23, 1-16. https://doi.org/10.1029/2003TC001530
Asudeh, I. (1982), Seismic structure of Iran from surface and body wave data. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 71, 715-730. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.1982.tb02794.x
Azizi, H. and Tsuboi, M. (2021) The Van Microplate: A New Microcontinent at the Junction of Iran, Turkey, and Armenia. Frontiers in Earth Science, 8, 574385. https://doi.org/10.3389/feart.2020.574385
Azizi, H., Asahara, Y., and Tsuboi. M. (2013) The role of heterogenetic mantle in the genesis of adakites northeast of Sanandaj, northwestern Iran. Chemie der Erde, 74, 87-97. https://doi.org/10.1016/j.chemer.2013.09.008
Azizi, H., Stern R.J., Topuz. G., Asahara, Y., and Shafaii Moghadam, H. (2019) Late Paleocene adakitic granitoid from NW Iran and comparison with adakites in the NE Turkey: adakitic melt generation in normal continental crust. Lithos, 105151, 346-347. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2019.105151
Bavali, K., Motaghi, K., Sobouti, F., Ghods, A., Abbasi, M., Priestley, K., Mortezanejad, G., and Rezaeian, M. (2016) Lithospheric structure beneath NW Iran using regional and teleseismic travel-time tomography. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 253, 97–107. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2016.02.006
Berberian, M. and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–65. https://doi.org/10.1139/e81-019
Boynton, W.V. (1984) Geochemistry of rare earth elements: meteorite studies, In: Henderson, Ed., Rare Earth Element Geochemistry, p. 63-114, Elsevier, New York. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3
Castillo, P.R. (2006) an overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, 51 (3): 257–268. https://doi.org/10.1007/s11434-006-0257-7.
Castillo, P.R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos, 134-135, 304–316. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.09.013
Chiaradia, M. (2009) Adakite-like magmas from fractional crystallization and melting-assimilation of mafic lower crust (Eocene Macuchi arc, Western Cordillera, Ecuador). Chemical Geology, 265, 468–487. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2009.05.014
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
Chung, S.L., Liu, D., Ji, J., Chu, M.F., Lee, H.Y., Wen, D.J., and Zhang, Q. (2003) Adakites from continental collision zones: melting of thickened lower crust beneath southern Tibet. Geology, 31, 1021–1024. https://doi.org/10.1130/G19796.1
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
Defant, M.J., Jackson, T.E. Drummond, M.S., de Boer, J.Z., Bellon, H., Feigenson, M.D., Maury, R.C., and Stewart, R.H. (1992) The geochemistry of young volcanism throughout western Panama and southeastern Costa Rica: An overview. Journal of the Geological Society, 149, 569–579. https://doi.org/10.1144/gsjgs.149.4.0569
Dokuz, A., Uysal, I., Meisel, W., Turan, M., Duncan, R., and Akçay, M. (2013) Post-collisional adakitic volcanism in the eastern part of the Sakarya Zone, Turkey: evidence for slab and crustal melting. Contributions to Mineralogy and Petrology, 166, 1443–1468. https://doi.org/10.1007/s00410-013-0936-8
Faridazad, M. and Ashrafi, N. (2023) Quaternary low-SiO2 adakites from the Alborz-Azerbaijan magmatic belt (NW Iran) and their geodynamic implications. Neues Jahrbuch für Mineralogie – Abhandlungen, 198, 149 – 169. https://doi.org/10.1127/njma/2023/0319
Foley, S.F., Jackson, S.E., Fryer, B.J., Greenouch, J.D., and Jenner, G.A. (1996) Trace element partition coefficients for clinopyroxene and phlogopite in an alkaline lamprophyre from Newfoundland by LAM-ICP-MS. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, 629-638. https://doi.org/10.1016/0016-7037(95)00422-X
 Fujimaki, H., Tatsumoto, M., and Aoki, K. (1984) Partition coefficients of Hf, Zr and REE between phenocrysts and groundmasses. Journal of Geophysical Research, 89, 662–672. https://doi.org/10.1029/JB089iS02p0B662
Gao, Y., Hou, Z., Kamber, B.S., Wei, R., Meng, X., and Zhao, R. (2007) Adakite-like 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
Ge, X.Y., Li, X.H., Chen, Z.G., and Li, W.P. (2002) Geochemistry and petrogenesis of Jurassic high Sr/low Y granitoids in eastern China: constrains on crustal thickness. Chinese Science Bulletin, 47, 962–968. https://doi.org/10.1360/02tb9216
Ghalamghash, J., Nédélec, A., Vosoughi Abedini, M., and Bouchez, J.L. (2009) The Urumieh Plutonic complex (NW Iran): a magmatic record of the tectonic evolution of the Sanandaj-Sirjan microplate during cretaceous time – part I: petrogenesis and 40K/40Ar dating. Journal of Asian Earth Sciences, 35, 401–415. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2009.06.002
Ghasemi, A. and Talbot, C.J. (2005). A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26, 683-693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003
Ghorbani, M.R. (2006) Lead enrichment in Neotethyan volcanic rocks from Iran: The implications of a descending slab. Geochemical Journal, 40, 557-568. https://doi.org/10.2343/geochemj.40.557
Hou, Z.Q., Gao, Y.F., Qu, X.M., Rui, Z.Y., Mo, X.X. (2004) Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east–west extension in southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 220, 139–155. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(04)00007-X
Irvine, T.N. and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science, 8, 523–548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Irving, A.J. and Frey, F.A. )1978 (Distribution of trace elements between garnet megacrysts and host volcanic liquids of kimberlitic to rhyolitic composition. Geochimica et Cosmochimica Acta, 42, 771–787. https://doi.org/10.1016/0016-7037(78)90092-3
Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Science, 30, 433–47. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.11.008
Jamshidi, K., Ghasemi, H., Laicheng, M., and Sadeghian, M. (2018) Adakite magmatism within the Sabzevar ophiolite zone NE Iran: U-Pb geochronology and Sr-Nd isotopic evidences. Geopersia, 8, 111–30. https://doi.org/10.22059/geope.2017.242944.648352
Kamei, A., Miyake, Y., Owada, M., and Kimura, J.I. (2009) A pseudo adakite derived from partial melting of tonalitic to granodioritic crust, Kyushu, Southwest Japan arc. Lithos, 112, 615–625. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.05.024
Kamvong, T., Khin, Z., Meffre, S., Maas, R., Stein, H. and Lai, C.K. (2014) Adakites in the Truong Son and Loei Fold Belts, Thailand and Laos: Genesis and Implications for Geodynamics and Metallogeny. Gondwana Research, 26, 165-184. https://doi.org/10.1016/j.gr.2013.06.011
Karslı, O., Caran, Ş., Çoban, H., Şengün, F., Tekkanat, O., and Andersen, T. (2020) Melting of the juvenile lower crust in a far-field response to roll-back of the southern Neotethyan oceanic lithosphere: the Oligocene adakitic dacites, NE Turkey. Lithos, 370-371, 105614. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2020.105614
Khalatbari Jafari, M., Salehi Siavashani, N., Babaie, H.A., Xiao, W., Faridi, M., and Ao., S. (2020) Late Cenozoic volcanism in the Almaludag region, Azerbijan province, northwest Iran: edidence for post collisional extension. Journal of Geodynamics, 141-142, 101779. https://doi.org/10.1016/j.jog.2020.101779
Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27, 745–750. https://doi.org/10.1093/petrology/27.3.745
Lechmann, A., Burg, J.P., Ulmer, 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, 304–307, 311-328. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2018.01.030
Liu, S.A., Li, A., He, Y., and Huang, F. (2010) Geochemical contrasts between early cretaceous ore-bearing and ore-barren high-Mg adakites in Central-Eastern China: Implications for petrogenesis and Cu–Au mineralization. Geochemica et Cosmochimica Acta, 74, 7160–7168. https://doi.org/10.1016/j.gca.2010.09.003
Maggi, A. and Priestley, K. (2005) Surface waveform tomography of the Turkish–Iranian plateau. Geophysical Journal International, 160, 1068–1080. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.2005.02505.x
Mahmoudi Nia, H., Baghban, S., and Simmonds, V. (2017) Geology, geochemistry and petrogenesis of post-collisional adakiticintrusions and related dikes in the Khoynarood area, NW Iran. Geochemistry, 77, 53-67. https://doi.org/10.1016/j.chemer.2017.02.001
Martin, H. (1999) Adakitic Magmas: Modern Analogues of Archaean Granitoids. Lithos, 46, 411-429. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00076-0
Martin, H., Smith, R.H., Rapp, R., Moyen, J.F., and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79, 1–24. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.04.048
Mohajjel, M. and Fergusson, C.L. (2014) Jurassic to cenozoic tectonics of the zagros orogen in northwestern Iran. International Geology Review, 56, 263-287. https://doi.org/10.1080/00206814.2013.853919
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
Morley, C.K., Kongwung, B., Julapour, A.A., Abdolghafourian, M., and Hajian, M. (2009) Structural development of a major late Cenozoic basin and transpressional belt in central Iran: The Central Basin in the Qom-Saveh area. Geosphere, 5, 325–362. https://doi.org/10.1130/GES00223.1
Mouthereau, F., Lacombe, O., and Vergés, J. (2012) Building the Zagros collisional orogen: Timing, strain distribution and the dynamics of Arabia/Eurasia plate convergence. Tectonophysics, 532–535, 27-60. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2012.01.022
Omrani, H. (2018) Island-arc and active continental margin adakites from the Sabzevar zone Iran. Petrology, 26, 96–113. https://doi.org/10.1134/S0869591118010058
Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G., and Jolivet, L. (2008) Arc magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: a new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos, 106, 380–398. http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2008.09.008
Pang, K.N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Li, X.H., Lee, H.Y., Lin, T.H., and Chiu, H.Y. (2016) New age and geochemical constraints on the origin of Quaternary adakite-like lavas in the Arabia-Eurasia collision zone. Lithos, 264, 348–359. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.08.042
Pearce, J.A. and Peate, D.W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth Planetary Science, 23, 251–285. https://doi.org/10.1146/annurev.ea.23.050195.001343
Peccerillo, A. and Taylor, S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions of Mineralogy and Petrology, 58, 63–81. https://doi.org/10.1007/BF00384745
Pourseyedali Kouhkamar, M. (2016) Study of geochemistry and petrology of volcanic domes of northern Zonoz, 121p. M.Sc. Thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian)
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. http://dx.doi.org/10.1093/petrology/36.4.891
Şengör, A.M.C. and Kidd, W.S.F. (1979) Post-collisional tectonics of the Turkish-Iranian plateau and a comparison with Tibet. Tectonophysics, 55, 361–376. https://doi.org/10.1016/0040-1951(79)90184-7
Shafaii Moghadam, H., Rossetti, F., Lucci, F., Chiaradia, M., Gerdes, A., Lopez Martinez, M., Ghorbani, G., and Nasrabady, M. (2016) The calc-alkaline and adakitic volcanism of the Sabzevar structural zone (NE Iran): Implications for the Eocene magmatic flare-up in Central Iran. Lithos, 248–251, 517–35. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.01.019
Simmonds, V. (2013) Geochemistry and petrogenesis of an adakitic quartz monzonitic porphyry rock and related cross-cutting dike suites, Kighal, northwest Iran. International Geology Review, 55, 1126–1144. https://doi.org/10.1080/00206814.2013.767491
Sisson, T.W. (1994( Hornblende-melt trace-element partitioning measured by ion microprobe. Chemical Geology, 117, 331–344. https://doi.org/10.1016/0009-2541(94)90135-X
Sun, S.S. and McDonough, W.S. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publication, 42 (1): 313–345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Taghizadeh-Farahmand, F., Sodoudi, F., Afsari, N., and Ghassemi, M.R. (2010) Lithospheric structure of NW Iran from P and S receiver functions. Journal of Seismology, 14, 823–836. https://doi.org/10.1007/s10950-010-9199-2
Torkian, A., Furman, T., Salehi, N., and Veloski, K. (2018) Petrogenesis of adakites from the Sheyda volcano, NW Iran. Journal of African Earth Sciences, 150, 194-204. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2018.11.014
Wang, Q., Derek, A.W., Xu, J.F., Zhao, Z.H., Jian, P., Xiong, X.L., Bao, Z.W., Li, C.F., and Bai, Z.H. (2006a) Petrogenesis of Cretaceous adakitic and shoshonitic igneous rocks in the Luzong area, Anhui Province (eastern China): implications for geodynamics and Cu-Au mineralizations. Lithos, 89, 424-446. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2005.12.010
Wang, Q., Wyman, D.A., Xu, J.F., Dong, Y., Vasconcelos, P.M., Pearson, N., Wan, Y., Dong, H., Li, C., Yu, Y., Zhu, T., Feng, X., Zhang, Q., Zi, F., and Chu, Z. (2008) Eocene melting of subducting continental crust and early uplifting of central Tibet: Evidence from central-western Qiangtang high-K calc-alkaline andesites, dacites and rhyolites. Earth and Planetary Science Letters, 272, 158–171. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2008.04.034
Wang, Q., Xu, J.F., Jian, P., Bao, Z.W., Zhao, Z.H., Li, C.F., Xiong, X.L., and Ma, J.L. (2006b) Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, Dexing, South China: implications for the genesis of porphyry copper mineralization. Journal of Petrology, 47, 119-144. https://doi.org/10.1093/petrology/egi070
Wang, Q., Zhao, Z.H., Xu, J.F., and Bai, Z.H. (2004) The geochemical comparison between the tongshankou and yinzu adakitic intrusive rocks in southeastern Hubei: (delaminated) lower crustal melting and the genesis of porphyry copper deposit. Acta Petrologica Sinica, 20, 351–360.
Whitney, D.L. and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Volume 15, Issue 3 - Serial Number 59
Petrological Journal, 15th Year, No. 59, Autunm 2024
May 2024
Pages 45-68
  • Receive Date: 11 September 2024
  • Revise Date: 12 October 2024
  • Accept Date: 16 November 2024