Role of crustal assimilation in the evolution of andesitic and dacitic magmas from Makran volcanic arc with special reference to Pb isotopes

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. of Geochemistry, Department of Geology, Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

Abstract

Introduction
The Makran volcanic arc in southern Iran is one of the few active ocean-continent subduction systems in the Alp-Himalaya orogen (Priestley et al., 2021). It includes four volcanic fields: Shahsavaran (SVF), Bazman (BVF), west of Khash (KVF), and Taftan (TVF) (Biabangard and Moradian, 2008; Pang et al., 2014; Firouzkouhi et al., 2017a; Ghalamghash et al., 2022; Delavari et al., 2022) (Figure 1).
In this work, we investigate the influence of crustal assimilation in the genesis of fractionated rocks of SVF, BVF and TVF, focusing on insights gained from Pb isotope ratios. We have also used Pb isotope contents of 5 basaltic samples represented by Saadat and Stern (2011) to distinguish the enrichment of the parental magmas in the source from crustal contamination during magma ascend and in the magma chamber.
Regional Geology
The SVF and KVF are mainly composed of basaltic andesite and basaltic lava flows, with minor andesitic rocks in SVF. In contrast, the BVF and TVF consist primarily of dacitic and andesitic rocks. SVF volcanic centers evolved from shields of thin basaltic lavas to composite cones of andesite and dacite with significant pyroclastic material (Figure 2).  
BVF features a stratovolcano of andesitic and dacitic lava flows, pyroclastic rocks, and scattered monogenic cinder cones around Bazman volcano (Figure 2). KVF is characterized by small-volume cinder cones, some with multiple volcanic phases. TVF includes the Taftan stratovolcano, with alternating andesitic and dacitic lava flows, pyroclastics, and minor basaltic flows (Moinevaziri, 1985; Biabangard and Moradian, 2008; Saadat and Stern, 2011).
Geochemistry
The major element concentrations of Makran arc volcanic rocks are shown in Table 1. Using the IUGS TAS classification (Figure 4A), the rocks are classified as andesite and dacite, falling in the sub-alkaline field. High Al2O3 and CaO levels classify them as calc-alkaline, supported by the AFM diagram (Figure 4B). K2O contents align with medium-high K calc-alkaline magmas (Figure 4C).
Chondrite-normalized REE patterns and NMORB-normalized spidergrams (Figure 5) for andesitic and dacitic samples from SVF, BVF, and TVF show enrichment in LILEs relative to HFSEs and LREEs, with LREEs enriched over HREEs, typical of island arc and continental-margin magmatism. TVF andesites are more enriched than BVF dacites and SVF andesites. Eu/Eu* values range from 0.73 to 1.15, with averages of 0.82 (SVF), 1.01 (BVF), and 0.89 (TVF), suggesting plagioclase fractionation, particularly in SVF and TVF.
The average 208Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, and 206Pb/204Pb ratios in the studied rocks range from 38.51421 to 39.09866, 15.58849 to 15.68117, and 18.45061 to 18.82136, respectively. For TVF andesites, the averages are 39.03451, 15.67155, and 18.77488; for BVF dacites, 38.70995, 15.62541, and 18.56748; and for SVF andesites, 38.83091, 15.64839, and 18.63444. While SVF and BVF samples show no systematic isotopic variation with fractionation, TVF rocks exhibit a positive correlation between Pb isotopes and SiO2, K2O, and Eu/Eu* (Figure 6). TVF rocks have the highest Pb isotopic ratios among all samples.
Discussion
Elevated major elements variations with increasing SiO2 are consistent with crystallization of pyroxene, plagioclase, Hornblende, and somehow magnetite and ilmenite (Figure 7). Variation of Sr, Zr, and Th with fractionation trends suggest Pl fractionation, magma mixing and crustal contamination, respectively (Figure 8). Nb/Ta ratio is also negatively correlated with markers of fractional crystallization such as elevated SiO2 and K2O (Figure 8D). Decreasing Nb/Ta with increasing fractionation reflect amphibole and biotite (Muntener et al., 2018) fractionation and also, could be a clue to the role of lower crust in the magma evolution (Tan et al., 2022).
AFC (DePaolo, 1981) and mixing models using Th/La and K/Rb (Figure 9) show the contribution of Makran granitic rocks, lower crust, and upper crust to magma evolution. Trace element AFC models and Pb isotope ratios, which correlate positively with SiO2 and K2O (Figure 6B), suggest crustal assimilation or mantle wedge fluid interactions. Pb isotopic modeling indicates up to 15% crustal contribution in andesitic and dacitic rocks, best fitting a mix of upper and minor lower crust. Taftan volcano samples show the highest crustal assimilation, while Bazman and Shahsavaran samples display less (2-8%) assimilation.
The Pb isotope signatures of the andesites and dacites likely reflect a mix of crustal assimilation and an enriched mantle wedge. In addition to subduction-related fluids, Pb isotopic features may originate from the lower crust through subduction erosion. The 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb and 208Pb/204Pb ratios in MVA basaltic samples (Saadat and Stern, 2011) suggest an enriched EMII-type mantle source. If parental basaltic magmas were unaffected by crustal assimilation during ascent, excess Pb in fractionated rocks likely results from crustal assimilation. Pb isotope ratios of 5 basaltic samples from SVF and KVF (Saadat and Stern, 2011) (Figure 1) fit best with 1-3% crustal contribution in mixing models (Figure 10). These basaltic samples are considered parental magmas for SVF and KVF andesites. Thus, crustal assimilation in fractionated rocks (andesite and dacite) is estimated at up to 12% in TVF, 7% in SVF, and 2% (±1%) in BVF. Geochemical and isotopic data indicate the contaminant is a mix of upper crust (possibly Tethyan flysch) and minor lower crust.
Acknowledgment
The authors are deeply grateful to the reviewers of the Petrological Journal for their valuable feedback and contributions to improving the manuscript.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

پهنة مکران در جنوب‌خاوری ایران، یکی از پهنه‌های فرورانش فعال (Abedi and Bahroudi, 2016; Priestley et al., 2021) در پهنة کوهزاد آلپ-هیمالیا دانسته می‌شود (Saccani et al., 2024). کمان آتشفشانی مکران در شمال منشور رشد مکران جای دارد و شواهد بسیاری ماگماتیسم مرتبط با فرورانش در سنگ‌های آتشفشانی این کمان را نشان داده‌اند (Conrad et al., 1981; Moinevaziri, 1985; Biabangard and Moradian, 2008; Saadat and Stern, 2011; Pang et al., 2014; Firouzkouhi et al., 2017a; Ghalamghash et al., 2019; Delavari et al., 2022). کمان ماگمایی پدیدآمده در شمال پهنة مکران دربردارندة سه استراتوولکان[1] بزمان، تفتان و سلطان و نیز شمار بسیاری آتشفشان‌های تکزاد بازالتی و آندزیت بازالتی است.

جدای از آتشفشان سلطان در پاکستان، این پهنة منقطع در ایران، از خاور به باختر از میدان‌های آتشفشانی تفتان (TVF)، باختر خاش (KVF)، بزمان (BVF) و شاهسواران (SVF) ساخته شده ‌است (شکل 1). مگر میدان آتشفشانی باختر خاش که تنها دربردارندة آتشفشان‌های تکزاد بازالتی است (Firouzkouhi et al., 2017c) و سنگ‌های آندزیتی و داسیتی ندارد، در سه میدان تفتان و بزمان و شاهسواران سنگ‌های آندزیتی و داسیتی یافت می‌شوند. در میدان آتشفشانی بزمان، داسیت بیشترین حجم سنگ‌های آذرین بیرونی و در میدان آتشفشانی تفتان، آندزیت بخش بزرگی از سنگ‌های آذرین بیرونی را دربر می‌گیرند. در میدان آتشفشانی شاهسواران حجم بزرگی از سنگ‌های آذرین بیرونی آندزیت بازالتی و بازالت هستند و مقدار اندکی آندزیت در میان ماگماهای بیرونی دیده می‌شود.

فرایندهای گوناگونی برای پیدایش سنگ‌های جدایش‌یافته در پهنه‌های فرورانشی پیشنهاد شده‌اند که شامل جدایش از ماگمای بازالتی غنی‌شده تحت‌تأثیر سیال‌های برخاسته از لبه در گوة گوشته‌ای، آلودگی ماگمای بازالتی غنی‌شده به پوسته و یا ترکیبی از هر دو فرایند (Depaolo, 1981; Arce et al., 2024) هستند. از آنجایی‌که دو فرایند تبلور و آلایش همزمان رخ می‌دهند، پتانسیل آلایش‌پذیریِ با ترکیبات پوسته‌ای در ماگماهای جدایش‌یافته (مانند ماگمای آندزیتی و داسیتی) بیشتر از ماگمای بازالتی است.

پژوهش‌های چینه‌شناختی، سنگ‌شناختی و کانی‌شناختی به تفصیل به بررسی آتشفشان تفتان و بزمان پرداخته‌اند و داده‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی Sr و Nd برای آنها منتشر شده‌اند (Biabangard and Moradian, 2008; Pang et al., 2014; Ghalamghash et al., 2022; Delavari et al., 2022). افزون‌بر این، سعادت و استرن (Saadat and Stern, 2011) نسبت‌های ایزوتوپی سرب برای 5 نمونه از بازالت‌های شاهسواران و باختر خاش را ارائه کرده‌اند. بیابانگرد و مرادیان (Biabangard and Moradian, 2008) با کمک شواهد بافتی و زمین‌شیمیایی و بررسی ایزوتوپ‌های Sr، نشانه‌هایی از آلایش با ترکیبات پوسته‌ای هنگام جدایش ماگما را در آتشفشان‌های تفتان و بزمان نشان داده‌اند.

در این پژوهش، افزون‌بر داده‌های عنصرهای اصلی و کمیاب، نسبت‌های ایزوتوپی سرب نیز برای نمونه‌های جدایش‌یافته شامل آندزیت‌ها و داسیت‌های شاهسواران، بزمان و تفتان ارائه شده‌اند و با کمک الگو‌سازیِ آمیختگی ماگمایی، شدت فرایند آلایش با ترکیبات گوناگون پوسته‌ای فرضی در پیدایش این سنگ‌ها بررسی شده‌ است. از آنجایی‌که در پژوهش‌های پیشین، بیابانگرد و مرادیان (Biabangard and Moradian, 2009) و دلاوری و همکاران (Delavari et al., 2022) داده‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی و نیز ترکیب شیمیایی کانی‌ها را منتشر کرده‌اند، در این پژوهش از آوردن داده‌های مربوط به ترکیب شیمیایی کانی‌ها خودداری شده است و تنها در برخی بخش‌های این نوشتار بسته به نیاز ترکیب کانی‌ها به‌کار برده شده‌ است. همچنین، دیگر داده‌های زمین‌شیمیایی و زمین‌شناسی منطقه برای حفظ ساختار مقاله آورده شده‌اند و بیشتر آنها داده‌های به‌دست‌آمده از پژوهش‌های پیشین را تأیید می‌کنند.

شکل 1. جایگاه کمان ماگمایی مکران نسبت به سامانه گسلی نِه، پهنه زمیندرز سیستان و بلوک لوت و تصویر ماهواره‌ای نشان‌دهندة جایگاه کمان آتشفشانی مکران MVAدر جنوب‌خاوری ایران، SVF، BVF، KVF، وTVF به‌ترتیب معرف میدان‌های آتشفشانی شاهسواران، بزمان، باختر خاش و تفتان هستند. دو میدان آتشفشانی شاهسواران و بزمان در باختر سامانه گسلی نه، در حاشیه جنوبی بلوک لوت و دو میدان آتشفشانی تفتان و باختر خاش، در خاور سامانه گسلی نه و در پهنه زمیندرز سیستان واقع شده‌اند. نقاط زرد موقعیت جغرافیایی نمونه‌های تجزیه شده را نشان می دهند.

Figure 1. Makran volcanic arc location against Neh fault system, Sistan suture zone and Lut block, in the east of Iran. Satellite image shows geological setting of the Makran range, SE Iran, including Shahsavaran (SVF), Bazman (BVF), west of Khash (KVF) and Taftan volcanic fields. Two volcanic fields of Shahsavaran and Bazman set in the west of Neh fault system, on the southern edge of the Lut block and two volcanic fields of Taftan and west of Khash set in the east of the Neh fault system, in Sistan suture zone. Yellow spheres show location of analyzed samples.

 

زمین‌شناسی منطقه

پهنة مکران، یکی از گسترده‌ترین منشورهای رشد زمین به‌شمار می‌رود و حاصل فرورانش کم شیب لبة اقیانوسی هند به زیر سنگ‌کرة قاره‌ای اوراسیاست (Priestley et al., 2021). فرورانش در این پهنه از کرتاسة پسین آغاز شده است (Saccani et al., 2024) و با توجه به پیدایش گرانیت میرآباد در نزدیک به 19 میلیون سال پیش، می‌توان آغاز ماگماتیسم در کمان مکران را در این زمان (میوسن آغازین) دانست (Pang et al., 2014). هرچند، پورحسینی (Pourhosseni, 1983) و قدسی (Ghodsi et al., 2016)، پیشتر پیدایش گرانیت بزمان در جنوب آتشفشان بزمان و به سن 70- 80 میلیون سال پیش را پیامد فرورانش دانسته‌اند. پورحسینی (Pourhosseini, 1983) برای توجیه پیدایش گرانیت بزمان سرعت فرورانش را 3 سانتیمتر در سال و شیب آن ‌را 30 درجه دانسته است و پیشنهاد کرده است زمان فرورانش در مکران نزدیک به 10 میلیون سال پیش از پیدایش گرانیت بزمان آغاز شده‌ است.

مجموعه مخروط‌های آتشفشانی تکزاد و روانه‌های آندزیتی تا بازالتی در محدودة گوه‌ای‌شکلی به پهنای نزدیک به 40 و درازای نزدیک به 70 کیلومتر در باختر آتشفشان بزمان جای گرفته‌اند و با نام میدان آتشفشانی شاهسواران (Dupuy and Dostal, 1978; Saadat and Stern, 2011) از آنها یاد شده‌ است. میدان آتشفشانی شاهسواران در حاشیة جنوب‌خاوری بلوک لوت جای دارد (شکل 1). این میدان در امتداد پهنة ماگمایی ارومیه-دختر و به سوی جنوب‌خاوری جای گرفته‌ است. پیدایش این میدان آتشفشانی را کواترنری دانسته‌اند (Conrad et al., 1981) و سنگ‌های آن از جوان‌ترین واحدهای سنگی این منطقه به‌شمار می‌روند. واحدهای آتشفشانی قدیمی‌تر از شاهسواران در این میدان، بیشتر در اثر فعالیت‌های آتشفشانی ائوسن تا میوسن در امتداد پهنة ماگمایی ارومیه – دختر پدید آمده‌اند و کنراد و همکاران (Conrad et al., 1981) سن نزدیک به 24 میلیون سال پیش را برای آنها به‌دست آورده‌اند.

جریان‌های گدازه با ستبرای چشمگیر که تا بیشتر از 500 متر نیز می‌رسند. مخروط‌های تکزاد با قطر نزدیک به چند متر تا بیش از چند صد متر (و گاه بیشتر از 5 کیلومتر)، جریان‌های گدازه با ساختار ریسمانی و ستبرای بیشتر از 50 متر، نمای کلی میدان آتشفشانی شاهسواران را می‌سازند. همچنین، در جای‌جای این میدان آتشفشانی، مواد آذرآواری، مخروط‌های خاکستر را پدید آورده‌اند که چهرة لایه‌لایه از خاکستر و بمب‌های جوش‌خورده سیاه و سرخ رنگ دارند (شکل‌های 2-A، 2-B و 2-C). این خاکسترها ویژگی‌های ظاهری و ترکیبی همانندی دارند و به‌علت تغییرات متناوب شرایط اکسیداسیونی در آشیانة ماگمایی بدین گونه پدیدار شده‌اند.

آندزیت بازالتی بیشترین حجم ماگماهای خروجی در میدان شاهسواران را تشکیل ‌می‌دهد و بازالت و آندزیت در این میدان از گسترش کمابیش اندکی برخوردار هستند. بر پایة ویژگی‌های صحرایی ماگماهای آندزیتی را می‌توان نخستین و ماگماهای بازالتی را واپسین ماگماهای خروجی در میدان آتشفشانی شاهسواران دانست. نمونه‌های بازالتی و آندزیت بازالتی بسیار ریز بلور و پرحفره هستند و گاه بافتی نزدیک به شیشه دارند. می‌توان گفت، تفاوت میان این دو گروه سنگ، وجود بلورهای سبز رنگ الیوین در برخی نمونه‌های بازالتی است. این بازالت‌ها هم ارز بازالت‌های کواترنری (Conrad et al., 1981; Ghalamghash et al., 2019) پیرامون آتشفشان بزمان هستند و حاصل جوان‌ترین فاز فعالیت ماگمایی در میدان آتشفشانی شاهسواران هستند. حجم و گسترش آندزیت در میدان آتشفشانی شاهسواران از آندزیت بازالتی و بازالت کمتر است. آندزیت در این مجموعه نسبت به آندزیت‌های بازالتی و بازالت، ارتفاعات خشن و بلندتری را ساخته است (شکل‌های 2-D و 2-E).

آتشفشان بزمان یکی از مراکز آتشفشانی اصلی در کمان آتشفشانی مکران است که در خاور میدان شاهسواران و جنوب بلوک لوت جای دارد (شکل 1). این آتشفشان در مساحتی به بزرگی نزدیک به 1600 کیلومتر مربع گسترش یافته است و از تنوع سنگ‌شناختی شایان توجهی برخوردار است. با وجود ترکیب غالب داسیتی و آندزیتی سنگ‌های آذرین بیرونی، آتشفشان‌های کوچک بازالتی فراوان در پیرامون آن و از درون گدازه‌های آندزیتی و داسیتی آتشفشان بزمان سر برآورده‌اند. منظرة کلی میدان آتشفشانی بزمان را یک مخروط کمابیش منظم از نهشته‌های آذرآواری و جریان‌های گدازه و شماری توده‌های اسکوری بازالتی و دم‌های داسیتی در حاشیة آن تشکیل داده‌اند (شکل‌های 2-F، 2-G و 2-H).

بر پایة داده‌های سنی به‌دست‌آمدة کنراد و همکاران (Conrad et al., 1981)، سن 3 واحد‌ بازالتی دامنه‌های خاوری بزمان به روش پتاسیم-آرگون معادل نزدیک به 5/11، 74/4 و 69/0 میلیون سال پیش به‌دست آمده‌ است. همچنین، پانگ و همکاران (Pang et al., 2014) با به‌کارگیری روش اورانیم- سرب در زیرکن، برای دو نمونه آندزیتی در جنوب‌خاوری آتشفشان، سن‌ نزدیک به 5/7 تا 9/5 میلیون سال پیش را به‌دست آورده‌اند. تازه‌ترین بررسی‌ها روی آتشفشان بزمان، شامل بررسی زمین‌شیمیایی و سنگ‌زایی، سن‌سنجی و ارائه نقشة زمین‌شناسی بوده‌اند (Ghalamghash et al., 2019; Delavari et al., 2022). بازة زمانی فعالیت‌های آتشفشان بزمان بر پایة روش اورانیم-سرب در بلورهای زیرکن برابر با 6/8 میلیون سال پیش تا 41 هزار سال پیش و سن بخش‌های آذر‌آواری برابر با 6/8 تا 9/5 میلیون سال پیش، به‌دست آمده ‌است (Ghalamghash et al., 2019).

شکل 2. تصویرهای صحرایی از A) آتشفشان تکزاد بازالتی در منطقة شاهسواران (دید رو به باختر)؛ B) مخروط اسکوری بازالتی در منطقة شاهسواران (دید رو به جنوب)؛ C) بمب‌های جوش‌خورده بازالتی در منطقة شاهسواران (دید رو به جنوب)؛ D) منظره دور دست از آندزیت در منطقة شاهسواران (دید رو به باختر)؛ E) صخره آندزیتی از نمای نزدیک در منطقة شاهسواران (دید رو به جنوب)؛ F) منظرة دامنه‌های شمالی بزمان؛ G) افق‌های خاکستر آتشفشانی در نزدیکی قلة بزمان؛ H) گدازه‌های داسیتی مخروط بچه زنده (بزمان) (دید رو به جنوب‌خاوری)؛ I) نمایی از جنوب‌خاوری آتشفشان تفتان که صخره‌های آندزیتی در آن نمایان است.

Figure 2. Field images of A) Basaltic monogenic cone in Shahsavaran area (westward view); B) Basaltic scoria cone in Shahsavaran area (southward view); C) Basaltic welded bombs in Shahsavaran area (southward view); D) Landscape of andesitic cliffs in Shahsavaran area (westward view); E) Close-up view of andesite in Shahsavaran area (southward view); F) A view of the northern flank of Bazman; G) Ash horizons near the summit of Bazman; H) Dacitic lavas of Bacheh zendeh (Bazman) summit, looking South East; I) A view of andesitic cliffs and spines from southeastern side of the Taftan volcano.

 

آتشفشان تفتان در خاور گسل نِه و در پهنة ساختاری فلیش خاوری ایران جای دارد (شکل 1). با توجه به توالی خروج مواد مختلف از دهانه‌های تفتان می‌توان گفت توف، برش و آگلومراهای به‌شدت دگرسا‌ن، با ترکیب بیشتر داسیتی در آتشفشان تفتان از نخستین مواد خروجی از آتشفشان تفتان هستند. این واحدها در دامنه‌های جنوبی، خاوری و شمال‌خاوری آتشفشان تا بخش‌های مرتفع باختری گسترش چشمگیری دارند. افزون‌بر این، بخش بزرگی از گدازه‌های خروجی از آتشفشان تفتان، شامل آندزیت و داسیت، نیز به‌صورت آگلومرا و برش‌های خودآواری درآمده و روان شده‌اند.

در مجموع می‌توان گفت دست‌کم بیش از نیمی از حجم مواد خروجی را مواد آذرآواری، گدازه‌های ایگنیمبریتی، آگلومرایی و برشی‌شده تشکیل ‌می‌دهند. فعالیت آشیانه‌های ماگمایی سپس با خروج گدازه‌های آندزیتی پی گرفته شده‌ است. این گدازه‌ها یا واحدهای جریانی در بخش‌های خاوری، شمالی تا شمال‌باختری روی واحدهای توف و ایگنیمبریت‌ها جریان یافته‌اند. گدازه‌ها بیشتر ترکیب آندزیتی دارند و می‌توان گفت از میان مواد خروجی از آتشفشان تفتان آندزیت در مقایسه با داسیت و به‌ویژه بازالت حجم چشمگیری دراد. این یافته‌ها با نتایج بررسی‌های پیشین (Moinevaziri, 1985; Biabangard and Moradian, 2009; Ghalamghash et al., 2022; Delavari et al., 2022) همخوانی دارند.

بیابانگرد و مرادیان (Biabangard et al., 2008) به روش پتاسیم- آرگن، سنی برابر با 71/0 تا 95/6 میلیون سال پیش را برای سه نمونه از آتشفشان تفتان ارائه کرده‌اند. همچنین، از سن‌سنجی نمونه‌های داسیتی به روش اورانیم-سربِ بلورهای زیرکن سن‌هایی برابر با 4/3، 2/3 و 8/0 میلیون سال پیش به‌دست آمده است. جوان‌ترین سن به‌دست‌آمده مربوط به آندزیت‌های خروجی از دهانه اصلی است (Pang et al., 2014). واپسین مراحل فعالیت آتشفشان تفتان با خروج ماگمای بازالتی در پیرامون آن روی داده است. یکی از معدود رخنمون‌های بازالتی کواترنر در میدان آتشفشانی تفتان، آتشفشان تخت‌رستم است که به‌صورت یک واحد جریانی بسیار کوچک با ضخامت نزدیک به 50 متر و به‌صورت یک تخت‌گاه روی رسوبات توربیدایتی در جنوب آتشفشان تفتان دیده می‌شود.

روش‌ انجام پژوهش

در این پژوهش پس از بررسی میکروسکوپی بیش از 200 نمونة جدایش‌یافته شامل آندزیت‌ها و داسیت‌های شمال مکران، 29 نمونه برای تجزیة شیمیایی برگزیده شدند. سپس از آنها پودر تهیه شد تا برای انجام تجزیة به روش‌های ICP-MS و فلورسانس پرتوی ایکس روی دیسک گداخته (XRF) به آزمایشگاه ACME در ونکوور کانادا فرستاده شوند. این تجزیه‌ها در سال 2013 انجام شده‌اند. برای تعیین دقت و صحت روش‌های تجزیه یک نمونة استاندارد BCR-1 و یک نمونه با بافت نزدیک به شیشه‌ای، هر یک سه بار، به‌صورت ناشناس تجزیه شدند. بررسی ایزوتوپ‌های سرب در 8 نمونة منتخب، با طیف‌سنج جرمی مجهز به دستگاه یونیزه‌کنندة حرارتی، TIMS، تریتون پلاس، Nu-Plasma Mc-ICP-MS در دانشگاه بروکسل انجام شده‌ است. 8 نمونة استاندارد آزمایشگاهی به تناوب و همراه با هر یک از نمونه‌ها تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة این نمونه‌ها‌ در جدول 1 آورده شده‌اند.

سنگ‌نگاری

بیشتر آندزیت‌‌ها در کمان آتشفشانی مکران بافت پورفیری دارند و دربردارندة درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت، در زمینه‌ای بیشتر شیشه‌ای هستند. زمینة سنگ در برخی نمونه‌ها ریز‌بلور است و از پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول و نیز ‌کانی‌های کدر ساخته شده است. شکل 3 تصویرهای میکروسکوپ پلاریزان و میکروسکوپ الکترونی از برخی نمونه‌های‌ بررسی‏‌شده را نشان می‌دهد. کانی‌های نشان‌داده‌شده در این تصویرها به روش EPMA تجزیه شده‌اند و ترکیب شیمیایی و فرمول ساختاری آنها به‌دست‌آورده شده‌ است. فراوانی درشت‌بلور در این نمونه‌ها برابر با 10 تا نزدیک به 35 درصدحجمی است و پلاژیوکلاز بیشترین سهم را به خود اختصاص داده‌ است؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی نمونه‌های آندزیتی شاهسواران (شکل 3-A) درشت‌بلور اصلی سنگ به‌شمار می‌رود. در این نمونه، درشت‌بلور‌های ریزتر ارتوپیروکسن هستند (شکل 3-A).

نمونه‌های داسیتی بررسی‌شده که بیشتر در آتشفشان بزمان و تفتان یافت می‌شوند، بافت پورفیری و متشکل از درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند در زمینه‌ای از شیشه و ریزبلور‌های پلاژیوکلاز دارند (شکل‌های 3-C و 3-D). در برخی نمونه‌ها، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن نیز دیده می‌شود (شکل‌های 3-B و 3-C). در نمونه‌های داسیتی، فراوانی درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز به 15 درصدحجمی و فراوانی مجموع درشت‌بلور‌های بیوتیت و هورنبلند به 7 درصدحجمی می‌رسد. درشت‌بلور کوارتز به‌ندرت در داسیت‌ها دیده می‌شود (شکل 3-D) و بر پایة سنگ‌نگاری معمول در داسیت‌های کمانی (Williams et al., 1986)، کوارتز بیشتر در زمینه سنگ و به‌صورت شیشه متبلور شده است.

جدول 1. ترکیب عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و کمیاب (بر پایة ppm) در آندزیت‌ها و داسیت‌های کمان آتشفشانی مکران (SVF: شاهسواران؛ BVF: بزمان؛ KVF» باختر خاش؛ TVF: تفتان).

Table 1. Major (in wt%) and trace (in ppm) element composition of andesites and dacites from Makran Volcanic arc (SVF: Shahsavaran; BVF: Bazman; KVF: west of Khash; TVF: Taftan).

 Region

TVF

Sample No.

T4-9

T4-34

T4-40

T4-53

T5-2

T5-9

T5-10

T6-3

SiO2

60.72

59.56

61.13

59.67

60.93

58.77

59.15

57.87

TiO2

0.68

0.6

0.7

0.72

0.66

0.73

0.68

0.68

Al2O3

16.84

17.19

16.86

17.83

16.61

17.20

16.68

16.33

FeO

4.301

4.92

4.42

4.73

4.33

4.77

4.58

4.84

Fe2O3

0.759

0.87

0.78

0.83

0.76

0.84

0.81

0.85

MgO

3.02

2.75

2.77

3.35

2.82

3.27

3.30

4.12

MnO

0.09

0.092

0.093

0.09

0.1

0.089

0.085

0.10

CaO

5.75

7.993

6.143

6.59

5.76

7.049

7.275

7.76

Na2O

3.68

3.56

3.68

3.89

3.8

3.75

3.56

3.55

K2O

2.41

1.36

2.22

1.57

2.29

1.97

1.91

1.72

P2O5

0.26

0.19

0.24

0.18

0.25

0.23

0.21

0.22

LOI

1.21

0.8

0.7

0.28

1.3

1.00

1.50

1.81

SUM

99.78

99.91

99.89

99.77

99.67

99.72

99.77

99.90

Cs

3.1

0.7

3.5

0.9

3.8

2.9

2.7

3.0

Rb

41.8

17.5

54.6

34.8

62.3

42.6

53.1

43.4

Ba

452

267

483

318

449

375

353

340

Sr

658

611

661

461

613

795

730

754

Th

9.4

5.9

11.6

6.9

11.5

9.6

10.0

8.8

U

2.0

1.0

2.4

1.2

2.4

1.7

2.6

1.7

Pb

10.47

10.13

16.24

13.13

13.61

13.00

11.33

11.01

Nb

12.73

8.35

12.27

8.72

10.78

10.01

8.91

8.47

Hf

3.10

2.99

3.5

3.63

2.72

3.24

2.85

2.93

Zr

100.6

106.1

114.6

139.5

90.7

109.5

99.4

102.7

Ta

0.8

0.6

0.9

0.5

0.8

0.7

0.7

0.6

La

23.8

19.9

27.8

20.1

27.7

24.9

26.7

22.08

Ce

49.74

42.17

57.17

42.20

55.26

49.79

52.74

45.89

Pr

6.1

5.0

6.7

4.7

6.2

5.8

6.3

5.5

Nd

22/0

18.1

23.7

18.7

21.8

21.3

22.2

20.1

Sm

3.4

3.7

4.4

3.8

4.1

3.7

4.1

3.2

Eu

1.0

1.0

1.3

1.1

0.9

1.1

1.1

1.0

Gd

3.3

3.5

4.0

3.3

3.7

3.6

3.7

3.3

Tb

0.5

0.6

0.5

0.6

0.5

0.6

0.5

0.5

Dy

2.8

2.9

3.0

3.0

2.9

2.6

2.7

3.0

Ho

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.5

0.6

0.5

Er

1.6

1.9

1.8

1.8

1.6

1.8

1.6

1.5

Tm

0.3

0.3

0.2

0.3

0.2

0.2

0.2

0.2

Yb

1.4

1.8

1.7

1.6

1.6

1.5

1.5

1.5

Lu

0.2

0.3

0.2

0.3

0.3

0.2

0.2

0.2

Y

14.5

18.6

16.6

16.7

15.9

15.5

15.2

15.2

206Pb/204Pb

        

18.76830

    

18.75046

207Pb/204Pb

        

15.67583

    

15.66085

208Pb/204Pb

 

 

 

 

39.03972

 

 

38.98654

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

 Region

TVF

Sample No.

T8-10

SN-2

DG-4

DG-6

DG-7

DG10

Kz-1

SiO2

61.11

61.09

59.77

60.96

58.69

63

65.02

TiO2

0.71

0.59

0.86

0.85

0.86

0.60

0.61

Al2O3

17.16

17.49

17.34

16.92

17.05

17.15

17.92

FeO

4.33

3.95

4.84

4.69

4.81

2.97

3.00

Fe2O3

0.76

0.70

0.85

0.83

0.85

0.52

0.53

MgO

2.68

2.42

3.35

2.98

3.45

1.98

1.45

MnO

0.082

0.084

0.09

0.085

0.10

0.06

0.032

CaO

5.711

5.965

6.22

5.606

6.31

4.65

4.134

Na2O

4.07

4.03

4.13

4.00

3.97

3.7

3.58

K2O

1.96

2.32

2.18

2.16

2.15

2.28

2.48

P2O5

0.24

0.23

0.37

0.37

0.39

0.21

0.07

LOI

1.00

1.00

0.31

0.48

1.05

2.46

1.00

SUM

99.87

99.91

100.38

99.94

99.75

99.65

99.88

Cs

2.6

4.4

2.7

2.9

3.1

4.1

2.6

Rb

40.5

65.3

35/9

38.2

50.1

64/4

61.1

Ba

447

497

476

448

471

520

491

Sr

595

606

786

745

754

583

568

Th

8.6

12.5

10.1

9.3

10.2

10.6

13.2

U

1.8

2.5

1.8

1.6

1.9

2.3

3.0

Pb

13.30

16.02

13.76

13.93

13.72

15.44

17.15

Nb

10.52

12.09

14.95

14.27

14.24

12.36

13.28

Hf

3.68

2.25

3./49

3.61

3.44

3.11

1.73

Zr

137.5

61.7

133.0

129.2

129.8

111.9

47.0

Ta

0.7

0.9

0.9

0.9

0.9

0.8

1.0

La

23.0

26.2

28.50

27.0

31.8

24.8

22.1

Ce

48.82

52.07

58.55

58.16

62.68

54.04

42.79

Pr

5.7

6.3

6.9

6.6

7.4

6.1

4.5

Nd

19.7

19.7

24.5

23.9

26.7

22.0

14.7

Sm

3.6

3.9

4.6

4.4

4.4

4.2

2.8

Eu

1.1

1.0

1.3

1.3

1.3

1.1

1.0

Gd

3.2

3.5

3.6

3.9

3.6

3.5

3.4

Tb

0.5

0.5

0.5

0.6

0.5

0.6

0.6

Dy

3.0

2.8

2.7

3.2

2.8

3.2

4.0

Ho

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.6

0.9

Er

1.4

1.4

1.4

1.5

1.5

1.6

2.5

Tm

0.2

0.2

0.2

0.3

0.2

0.2

0.4

Yb

1.5

1.5

1.5

1.7

1.4

1.6

2.5

Lu

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.4

Y

13.9

14.5

14.9

14.3

14.9

16.4

24.1

206Pb/204Pb

18.75938

          

18.82136

207Pb/204Pb

15.66834

          

15.68117

208Pb/204Pb

39.01313

 

 

 

 

 

39.09866

 جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

 Region

BVF

Sample No.

BZ2

BZ3

BZ4

BZ5

BZ6

BBZ1

BBZ4

BBZ6

SiO2

62.31

65.04

66.82

65.46

66.17

66.96

63.3

64.50

TiO2

0.52

0.4

0.40

0.41

0.39

0.45

0.47

0.48

Al2O3

17.18

15.81

16.39

16.24

16.34

16.07

17.03

16.87

FeO

3.89

2.98

2.77

3.08

3.11

3.19

3.68

3.34

Fe2O3

0.69

0.53

0.49

0.54

0.55

0.56

0.65

0.59

MgO

2.93

1.79

1.57

1.81

1.83

1.82

2.34

2.00

MnO

0.09

0.07

0.07

0.08

0.08

0.08

0.08

0.08

CaO

5.58

5.49

4.22

4.96

4.63

4.34

5.41

4.94

Na2O

4.11

3.93

4.18

3.99

4.10

3.98

4.20

4.28

K2O

1.42

1.79

1.85

1.73

1.81

1.72

1.36

1.55

P2O5

0.14

0.13

0.13

0.14

0.13

0.15

0.15

0.15

LOI

0.70

1.79

1.00

1.19

0.49

0.5

0.96

0.8

SUM

99.59

99.78

99.94

99.68

99.67

99.86

99.67

99.66

Cs

2.2

2.6

2.5

2.1

2.5

1.8

2.0

1.9

Rb

31.2

33.6

34.0

30.1

31.5

29.0

27.8

21.6

Ba

257

315

319

325

359

306

281

248

Sr

348

348

336

338

360

376

362

358

Th

5.5

6.5

6.4

6.1

6.6

5.3

5.2

5.2

U

1.6

2.0

1.9

1.7

1.8

1.5

1.3

1.4

Pb

8.92

10.81

10.76

11.35

12.16

10.53

8.62

8.26

Nb

5.53

7.15

7.25

6.88

8.11

7.35

6.26

6.10

Hf

2.44

2.49

2.53

2.52

2.53

2.79

2.66

2.56

Zr

91.9

84.5

86.7

88.7

83.9

106.3

99.9

96.2

Ta

0.4

17.3

0.6

0.7

0.7

0.6

0.5

0.5

La

15.2

17.3

17.4

17.2

17.3

19.3

14.9

13.7

Ce

30.12

34.15

34.81

34.87

34.46

37.46

30.32

28.19

Pr

3.4

3.8

3.8

3.6

3.7

4.3

3.4

3.1

Nd

13.1

14.7

12.7

13.2

13.4

15.5

12.2

10.9

Sm

2.5

2.3

2.7

2.3

2.5

2.7

2.5

2.2

Eu

0.8

0.8

0.9

0.7

0.7

0.8

0.8

0.8

Gd

2.1

2.4

1.9

1.9

2.4

2.4

2.3

2.2

Tb

0.4

0.3

0.3

0.3

0.4

0.4

0.4

0.4

Dy

2.1

2.1

2.2

2.1

2.3

2.2

2.0

2.0

Ho

0.5

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

Er

1.4

1.2

1.2

1.0

1.2

1.1

1.2

1.4

Tm

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

Yb

1.1

1.1

1.2

1.3

1.3

1.2

1.2

1/1

Lu

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

Y

12.0

11.2

11.2

11.8

11.5

12.4

11.4

11.2

206Pb/204Pb

18.56988

            

18.56508

207Pb/204Pb

15.62676

            

15.62406

208Pb/204Pb

38.71503

            

38.70307

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

 Region

SVF

Sample No.

PK-11

PK-23

Hu-8

Hu20

Hu24

SiO2

59.91

58.61

58.34

60.16

60.70

TiO2

0.71

0.76

0.70

0.77

0.80

Al2O3

17.09

16.33

17.19

16.32

16.47

FeO

5.88

6.02

6.19

4.51

4.69

Fe2O3

1.04

1.06

1.09

0.80

0.83

MgO

2.63

3.78

3.33

2.47

2.90

MnO

0.108

0.120

0.118

0.100

0.100

CaO

6.29

7.72

6.63

7.61

6.86

Na2O

4.23

4.10

3.58

4.18

4.03

K2O

1.23

0.79

1.53

2.24

1.71

P2O5

0.24

0.21

0.16

0.22

0.2

LOI

0.5

0.60

1.00

0.5

0.5

SUM

99.95

99.73

99.91

99.93

99.83

Cs

0.8

0.7

0.4

0.6

0.2

Rb

14.6

10.2

44.8

95.9

63.4

Ba

771

466

410

462

394

Sr

552

690

851

585

419

Th

3.1

3.3

6.8

17.1

13.0

U

0.8

1.0

1.5

3.7

3.0

Pb

8.18

7.97

14.28

19.48

13.57

Nb

7.31

4.70

7.17

10.53

11.08

Hf

3.40

2.90

3.35

5.08

4.52

Zr

139.5

108.3

124.1

205.9

17.07

Ta

0.4

0.3

0.4

0.6

0.8

La

18.5

19.5

19.6

35.0

23.3

Ce

40.74

40.28

40.64

73.15

48.30

Pr

4.9

4.9

4.8

8.4

5.8

Nd

18.9

19.2

17.8

28.2

20.9

Sm

3.7

3.6

3.1

5.0

4.2

Eu

0.9

1.1

1.0

1.1

1.0

Gd

3.4

3.2

3.4

3.9

3.4

Tb

0.6

0.5

0.6

0.7

0.5

Dy

2.9

2.8

2.8

3.9

3.3

Ho

0.7

0.6

0.6

0.8

0.7

Er

1.6

1.9

1.8

2.1

2.1

Tm

0.3

0.2

0.3

0.3

0.3

Yb

1.6

1.6

1.9

2.2

2.0

Lu

0.2

0.3

0.3

0.4

0.3

Y

17.3

16.9

19.1

21.9

18.7

206Pb/204Pb

18.59283

18.60751

18.66147

    

207Pb/204Pb

15.63624

15.64115

15.65563

    

208Pb/204Pb

38.74707

38.78087

38.88094

    

فراوانی درشت‌بلور‌های ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن در برخی نمونه‌ها برابر با 2 تا 5 درصدحجمی برآورد می‌شود. پیروکسن عموماً به‌صورت بلورهای منشوری شکل‌دار (شکل‌های 3-E، 3-F، 3-H، 3-I) تا بلورهای نیمه‌شکل‌دار و با ابعاد کمتر از 1 میلیمتر هستند. بسیاری از پیروکسن‌ها منطقه‌بندی دارند (شکل‌های 3-G و 3-H) و در برخی بلورها، هسته ارتوپیروکسن و حاشیه کلینوپیروکسن است (شکل 3-G).  میانبارهایی از کانی‌های کدر در دیگر کانی‌ها به‌ویژه در پیروکسن، هورنبلند و بیوتیت و به‌ویژه در زمینة سنگ‌ها به فراوانی یافت می‌شوند. بیشتر این کانی‌ها شکل‌دار هستند و قطر آنها از کمتر از 10 تا نزدیک به 100 میکرون در برخی مقاطع در نوسان است (شکل 3-I).

فراوانی درشت‌بلور‌های هورنبلند و بیوتیت در نمونه‌های گوناگون متفاوت است و بر پایة بررسی‌های میکروسکوپی در بیشتر نمونه‌ها تا نزدیک به 5 درصدحجمی برآورد شده‌ است. آمفیبول به‌صورت بلورهایی با شکل‌های منشوری (شکل 3-F) دیده می‌شود و در بیشتر مقاطع طولی کمتر از 1 میلیمتر دارد. این کانی در بیشتر نمونه‌ها به‌طور کامل اکسایش یافته است و در نور PPL به رنگ قهوه‌ای تیره و کدر دیده می‌شود. فراوانی بیوتیت در بیشتر نمونه‌ها از 5 درصدحجمی کمتر است و در برخی نمونه‌ها به نزدیک به 10 درصدحجمی می‌رسد. بیوتیت در این نمونه‌ها بیشتر به‌صورت تیغه‌های دراز و گاه نیمه‌شکل‌دار (شکل 3-D) قهوه‌ای رنگ دیده می‌شود. بیشتر بیوتتیت‌های این سنگ‌ها ابعادی کمتر از 1 میلیمتر دارند که گاه تا بیشتر از 5 میلیمتر نیز می‌رسد. هم‌رشدی هورنبلند و بیوتیت در برخی نمونه‌های داسیتی دیده می‌شود. در شکل 3-J، رشد آمفیبول در پیرامون یک بلور بیوتیت در نمونة داسیتی تفتان نمایش داده شده است.

زمین شیمی کل سنگ

مقدار LOI در نمونه‌های بررسی‏‌شده برابر با 28/0 و 46/2 درصدوزنی است (میانگین: 07/1درصدوزنی). نمونه‌های تجزیه‌شده سطوح هوازده ندارند و نقش هوازدگی در زمین‌شیمی این نمونه‌ها بسیار ‏اندک است.

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپ پلاریزان از A) درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز و درشت‌بلور‌های ریزتر ارتوپیروکسن در نمونة آندزیتی شاهسواران (در XPL)؛ B) درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز و ارتوپیروکسن شاخص در نمونة آندزیتی تفتان (در XPL)؛ C) نمونة داسیتی بزمان با درشت‌بلور‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در زمینه‌ای که بیشتر از شیشه ساخته شده است (در PPL)؛ D) درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی، بیوتیت، هورنبلند و کوارتز در نمونة داسیتی تفتان (در XPL)؛ E) زمینه متشکل از ریز‌بلورهای پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن (هیپرستن)، شیشه و مگنتیت در نمونه آندزیتی تفتان؛ F) درشت‌بلور‌های دیوپسید و هورنبلند و درشت‌بلورهای ریزتر پلاژیوکلاز در نمونة آندزیتی تفتان؛ G) پیروکسن‌های زمینه در نمونة آندزیتی تفتان با هستة  هیپرستن و حاشیه دیوپسید و اوژیت هستند؛ H) نمونة آندزیتی بزمان با درشت‌بلور‌های ریزتر پلاژیوکلاز و ارتوپیروکسن در زمینه‌ای از ریزبلور‌های پلاژیوکلاز و شیشه و ارتوپیروکسن؛ I) نمونة آندزیتی شاهسواران با درشت‌بلورهای دیوپسید و پلاژیوکلاز در زمینة ریزبلور؛ J) رشد هورنبلند در پیرامون بیوتیت در زمینة نمونة داسیتی آتشفشان تفتان (نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و ایوانس (Whitney and Evans, 2010) گرفته شده‌ است. تصویرهای A تا D با میکروسکوپ پلاریزان و تصویرهای E تا J با میکروسکوپ الکترونی هستند).

Figure 3. Photomicrographs of A) Pl phenocrysts and Opx microphenocrysts in andesitic sample from Shahsavaran (XPL); B) Pl and Opx phenocrysts in the andesitic sample from Taftan (in XPL); C) Dacitic sample of Bazman with Cpx and Pl phenocrysts in a groundmass mainly composed of glass (in PPL); D) Phenocrysts of Pl with zoning, Bt, Hbl and Qz in dacitic sample from Taftan (in XPL); E) Groundmass composed of Pl, Opx, glass, and Mag in the andesitic sample from Taftan; F) Di and Hbl phenocrysts and Pl microphenocrysts in the andesitic sample from Taftan; G) Pyroxenes in the groundmass of andesitic sample from Taftan with of hypersthene in the cores and diopside and augite in the rim; H) Andisitic sample from Bazman composed of Pl, Opx microphenocrysts in a groundmass of Pl microlithes, Opx, and glass; I) Andesitic sample from Shahsavaran with Pl, and Di phenocrysts in a fine-grained groundmass; J) Hbl enclosing a Bt in the groundmass of a dacitic sample from Taft (Mineral abbreviations are from Whitney and Evans (2010). Images A to D were taken using a polarizing microscope, while BSE images E to J were captured using an electron microscope).

مقدار SiO2 در نمونه‌های شاهسواران برابر با 34/58 و 70/60 درصدوزنی، در نمونه‌های بزمان برابر با 31/62 و 96/66 درصدوزنی و در نمونه‌های تفتان برابر با 87/57 تا 02/65 درصدوزنی است و در محدوده‌های آندزیت‌ و داسیتِ‌ (LaMaitre, 2002) ساب‌آلکالن (Irvine and Baragar, 1971) جای گرفته‌اند (شکل 4-A). در نمودار AFM، این نمونه‌ها روند تحولی کالک‌آلکالن نشان می‌دهند (شکل 4-B). مقدار بالای Al2O3 در نمونه های شاهسواران (32/16 تا 19/17درصدوزنی)، بزمان ( 81/15 تا 18/17 درصدوزنی) و تفتان (33/16 تا 92/17درصدوزنی) همراه با CaO بالا در نمونه‌های شاهسواران، (29/6 تا 61/7 درصدوزنی)، بزمان (22/4 تا 58/5 درصدوزنی) و تفتان (13/4 تا 99/7 درصدوزنی) نشان‌دهندة فراوانی پلاژیوکلاز است و محتوای K2O (79/0 تا 24/2 درصدوزنی در نمونه‌های شاهسواران و 42/1 تا 85/1 درصدوزنی در نمونه‌های بزمان و 36/1 تا 48/2 درصدوزنی در نمونه‌های تفتان) این سنگ‌ها را در گروه سنگ‌های کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط و پتاسیم بالا (Peccerillo and Taylor, 1976) جای می‌دهد (شکل 4-C).

شکل 4. سنگ‌های آندزیتی و داسیتی از سه میدان آتشفشانی تفتان، بزمان و شاهسواران در A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (LaMiatre, 2002; Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976).

Figure 4. Andesitic and dacitic samples from Shahsavaran, Bazman and Taftan volcanic fields in A) SiO2 versus Na2O+K2O (Le Maitre, 2002; Irvine and Baragar, 1971); B) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971); C) SiO2 versus K2O (Peccerillo and Taylor, 1976).

الگوی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Lyubetskaya and Korenaga, 2007) و نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) برای آندزیت‌ها و داسیت‌های شاهسواران، بزمان و تفتان و همچنین، برای میانگین ترکیب این سه میدان در شکل 5 نشان داده شده‌ است. بر پایة شکل‌های 5-A، 5-B، 5-C و 5-D، نمونه‌های تفتان و شاهسواران نسبت به بزمان غنی‌شده‌تر هستند. مقدار La/Yb در نمونه‌های شاهسواران، بزمان و تفتان به‌ترتیب برابر با 32/12، 94/13 و 75/15 است. همچنین، Yb غلظتی نزدیک به 10 برابر غلظت کندریتی آن نشان می‌دهد. بی‌هنجاری Eu در نمونه‌های شاهسواران، بزمان و تفتان به‌ترتیب در بازة‌‌ 73/0 تا 96/0، 82/0 تا 15/1 و 69/0 تا 98/0 تغییر می‌کند (میانگین: 82/0، 01/1 و 89/0). بی‌هنجاری منفی Eu جدایش پلاژیوکلاز در نمونه‌های آندزیتی و داسیتیِ شاهسواران و تفتان را نشان می‌دهد. بی‌هنجاری مثبت در برخی نمونه‌های داسیتی بزمان می‌تواند گویای تجمع پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها ‌باشد (Rollinson, 1993).

شکل 5 نمودارهای عنکبوتی برای نمونه‌های شاهسواران، بزمان و تفتان و همچنین، ترکیب متوسط نمونه‌های هر میدان آتشفشانی را نشان می‌دهد. بر پایة نمودارهای عنکبوتی (شکل 5-E، 5-F، 5-G و 5-H)، سنگ‌های بررسی‏‌شده به‌طور مشابه از LILE نسبت به HFSE و LREE غنی شده‌اند. برای نمونه، میانگین نسبت‌های Rb/Zr و Ba/La به‌ترتیب در نمونه‌های شاهسواران به‌ترتیب 62/11، 24/25، در نمونه‌های آتشفشان بزمان 10/12، 31/16 و در نمونه‌های آتشفشان تفتان 92/11 و 53/13 برابر این نسبت ها در ترکیب N-MORB است. باید تاکید کرد در این پژوهش، همة نمونه‌های بررسی‌شده از آتشفشان بزمان ترکیب داسیتی دارند و جدایش‌یافته‌تر از نمونه‌های شاهسواران و تفتان هستند. با وجود این، میانگین ترکیب نمونه‌های میدان آتشفشانی تفتان و شاهسواران نسبت به میانگین داسیت‌های میدان آتشفشانی بزمان غنی‌شدگی بیشتری دارند (شکل 5-H).

نسبت‌های ایزوتوپی سرب

مقدار سه نسبت ایزوتوپی سرب در آندزیت‌ها و داسیت‌های بررسی‏‌شده در جدول 1 آورده شده است. میانگین نسبت‌های ایزوتوپی 206Pb/204Pb، 207Pb/204Pb و 208Pb/204Pb در نمونه‌های جدایش‌یافتة میدان آتشفشانی شاهسواران به‌ترتیب برابر با 63449/18، 64839/15 و 83091/38، میدان آتشفشانی بزمان به‌ترتیب برابر با 56748/18، 02541/15 و 70905/38 و میدان آتشفشانی تفتان به‌ترتیب برابر با 77488/18، 67155/15 و 03451/39 است. همان‌گونه‌که دیده می‌شود از میان سه میدان آتشفشانی بررسی‏‌شده، مقدار نسبت‌های ایزوتوپی سرب در میدان آتشفشانی تفتان بیشترین و در میدان بزمان کمترین است (شکل 6).

افزایش نسبت‌ 206Pb/204Pb در برابر SiO2 در میدان آتشفشانی تفتان (شکل 6-A) نشان‌دهندة تحول ماگما در یک سیستم باز و افزوده‌شدن ترکیبات پوسته‌ای هنگام پیدایش و جدایش بلورین مذاب در آشیانة ماگمایی است. همچنین، روند مستقیم تغییرات 206Pb/204Pb در برابر K (بر پایة ppm)، (شکل 6-B) و در برابر آن، بی‌هنجاری Eu را می‌توان گواهی بر مشارکت ترکیبات پوسته‌ای در پیدایش نمونه‌های تفتان به‌شمار آورد (شکل 6-C). با توجه به بی‌هنجاری مثبت Eu در سنگ‌های پوستة زیرین (12/1) در برابر بی‌هنجاری منفی در پوستة بالایی (66/0) (Taylor and McLennan, 1995)، رابطة مستقیم نسبی میان مقدار سرب پرتوزاد و مقدار بی‌هنجاری Eu در نمونه‌های تفتان و تا اندازه‌ای شاهسواران را می‌توان نشانه‌ای از آلایش با ترکیبات پوستة زیرین دانست (Callegro et al., 2013).

شکل 5. نمودارهای تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Lyubetskaya and Korenaga, 2007) و ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) به‌ترتیب برای نمونه‌های A، E) شاهسواران؛ B، F) بزمان؛ C، G) تفتان؛ D، H) نمودارهای مقایسة میانگین عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در نمونه‌های سه منطقه (ترکیب پوسته قاره‌ای و پوستة بالایی از Rudnick and Gao (2003)).

Figure 5. Chondrite (Lyubetskaya and Korenaga, 2007) and NMORB (Sun and McDonough, 1989) normalized normalized REE and trace element patterns of A, E) Shahsavaran; B, F) Bazman; C, G) Taftan; D, H) Compressional diagrams for the average composition of the samples from the three volcanic fields (Composition of continental crust and upper crust are from Rudnick and Gao (2003)).

 شکل 6. تغییرات نسبت‌ 206Pb/204Pb در نمونه‌های برداشت‌شده از سه میدان آتشفشانی شاهسواران، بزمان و تفتان در برابر: A) SiO2؛ B) K؛ C) Eu/Eu*.

Figure 6. Variation of 206Pb/204Pb ratios of samples from three volcanic fields of Shahsavaran, Bazman and Taftan versus A) SiO­2; B) K; C) Eu/Eu*.

سنگ‌زایی آندزیت‌ها و داسیت‌ها

جدایش بلورین

شکل 7 نمودارهای تغییرات اکسیدهای Al2O3، TiO2، CaO، MgO، P2O5 و K2O را نشان می‌دهد. بر پایة نمودارهای هارکر عنصرهای اصلی (شکل 7)، روندهای جدایش مذاب سازندة آندزیت‌ها و داسیت‌ها با روندهای مورد انتظار در ماگماهای کالک‌آلکالن همخوانی دارد. به این معنا که اکسید‌های FeO، TiO2، MnO، MgO و CaO با افزایش SiO2 کاهش و Na2O و K2O افزایش می‌یابند. در همة نمودارهای هارکر تنوع روند تغییرات در هر میدان آتشفشانی دیده می‌شود. در آتشفشان بزمان که فازهای فورانی و تنوع گدازه‌ها کمتر است، روند تغییرات اکسیدهای عنصرهای اصلی کمابیش منظم است. هر چند در نمونه‌های آتشفشان بزمان نیز می‌توان دو روند کمابیش متفاوت را شناسایی کرد.

به‌طور کلی، روند تغییرات اکسیدها در نمودارهای هارکر گویای جدایش پیروکسن، پلاژیوکلاز و هورنبلند و تا اندازه‌ای مگنتیت و ایلمنیت است. روند جدایش 10 درصد از کانی‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن، هورنبلند و بیوتیت و نیز ‌1 درصد مگنتیت و ایلمنیت به‌دست آورده شد و در نمودارهای هارکر نمایش داده شد. این محاسبات بر پایة ترکیب این کانی‌ها در یکی از نمونه‌های آندزیتی بررسی‏‌شده انجام شده‌اند. روند تغییرات Al2O3 در نمونه‌های تفتان نخست افزایشی است و سپس کاهشی می‌شود. روند افزایشی Al2O3 (شکل 7-A) می‌تواند پیامد جدایش بلورین پر فشار (جدایش کلینوپیروکسن به‌جای پلاژیوکلاز) در آندزیت‌های با SiO2 کمتر از 60 درصدوزنی تفتان باشد. تغییرات Al2O3 در نمونه‌های شاهسواران از نظم خاصی پیروی نمی‌کنند. در نمونه‌های بزمان روند کاهشی نسبی Al2O3، می‌تواند نشان‌دهندة جدایش اندک پلاژیوکلاز و تغییر شیب اندک در روند تغییرات می‌تواند نشانة آمیختگی ماگمایی باشد.

بر پایة روندهای نمایش‌داده‌شده برای جدایش کانی‌های اصلی سنگ‌ها، کاهش کلی مقدار TiO2 و MgO (شکل‌های 7-B و 7-C) همراه با پیشرفت جدایش بلورین، با جدایش همزمان پلاژیوکلاز و پیروکسن و سپس جدایش هورنبلند و بیوتیت همخوانی دارد. پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن دو فاز اصلی مصرف‌کننده کلسیم در سنگ‌های بررسی‏‌شده هستند و روند کاهشی CaO به‌ویژه در نمونه‌های تفتان و بزمان جدایش کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز را نشان می‌دهد (شکل 7-D).

شکل 7. ترکیب نمونه‌های بررسی‏‌شده از میدان‌های آتشفشانی شاهسواران، بزمان و تفتان در نمودارهای هارکر منتخب برای A) Al2O3؛ B) TiO2؛ C) CaO؛ D) MgO؛ E) K2O؛ F) P2O5. روندها برای جدایش 10 درصد پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن، هورنبلند، بیوتیت و 1 درصد ایلمنیت و مگنتیت با استفاده از ترکیب درشت‌بلور‌های یکی از نمونه‌های آندزیتی به‌دست‌ آورده شده است.

Figure 7. Composition of samples from Shahsavaran, Bazman and Taftan volcanic fields in the selected Harker diagrams of A) Al2O3; B) TiO2; C) CaO; D) MgO; E) K2O; F) P2O5. Fractionation trends are calculated for 10% Pl, Cpx, Opx, Hbl and Bt using the chemical composition of the phenocrysts in one of the andesitic samples.

با توجه به مقدار میانگین بی‌هنجاری Eu در نمونه‌های بزمان می‌توان گفت جدایش پلاژیوکلاز در آنها اندک بوده‌ است. همچنین، جدایش فازهایی مانند هورنبلند، پیروکسن و پلاژیوکلاز منجر به افزایش آرام K2O در ماگمای به‌جا‌مانده ‌می‌شود (شکل 7-E). افزون‌بر این، ‌حضور سانیدین در نمونه‌های داسیتی در افزایش K2O در این سنگ‌ها موثر بوده‌ است. بالاتربودن مقدار K2O در نمونه‌های تفتان نسبت به بزمان و شاهسواران را می‌توان پیامد تفاوت در میزان غنی‌شدگی خاستگاه و همچنین، فرایندهای دیگری مانند آلایش با ترکیبات پوسته هنگام تحولات ماگمایی دانست؛ به‌ویژه که افزایش K و SiO2 در نمونه‌های میدان آتشفشانی تفتان با افزایش نسبت‌های ایزوتوپی سرب (شکل‌های 6-A و B) گواهی بر آلایش پوسته‌ای ماگما هنگام فرایند جدایش است (Jung et al., 2023). تغییرات P2O5 (شکل 7-F) هنگام جدایش سنگ‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و پتاسیم متوسط که محتوای آب بالایی دارند، معمولاً بی‌نظم است و شرایط غیرتعادلی برای تبلور آپاتیت را نشان می‌دهد که در اثر آمیختگی ماگمایی (Lee and Bachmann, 2014) یا تجمع بلور در ماگما رخ می‌دهد. روند کلی تغییرات P2O5 با پیشرفت جدایش در نمونه‌های تفتان و شاهسواران نظم خاصی ندارد. همچنین، در نمونه‌های تفتان سه روند کاهشی دیده می‌شود که در شکل 7-F به‌صورت خط‌چین برجسته شده‌اند. این روندهای کاهشی نشان از جدایش آپاتیت در این سنگ‌ها دارند. همچنین، وجود مقدارهای مختلف P2O5 در نمونه‌هایِ با SiO2 یکسان می‌تواند شرایط نبود تعادل و رخداد آمیختگی ماگمایی را نشان دهد. در نمونه‌های بزمان تغییرات P2O5 اندک است و تغییر شیب اندک روندها در نمونه‌های آتشفشان بزمان می‌تواند گویای رخداد آمیختگی ماگمایی باشد؛ همان‌گونه‌که ترکیب شیمیایی درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز و پیروکسن نیز شواهد آمیختگی ماگمایی در آتشفشان بزمان را نشان می‌دهد (Firouzkouhi et al., 2017b).

افزون‌بر اکسیدهای عنصرهای اصلی، تغییرات عنصرهای کمیاب Sr، Zr، Th و Nb/Ta در برابر SiO2 در شکل 8 نشان داده شده‌اند. روند کاهشی شدید Sr (شکل 8-A) هنگام جدایش در نمونه‌های میدان‌ شاهسواران، گویای جدایش پلاژیوکلاز است. همچنین، Sr در نمونه‌های میدان بزمان روند کلی افزایشی ضعیف نشان می‌دهد که نشان‌دهندة جدایش اندک پلاژیوکلاز است. روند کاهشی Sr در نمونه‌های تفتان گویای جدایش پلاژیوکلاز در این نمونه‌ها است. شواهدی که تغییرات Sr در برابر SiO2 از جدایش پلاژیوکلاز در نمونه‌های مناطق شاهسواران، بزمان و تفتان را نشان می‌دهند با مقدار بی‌هنجاری منفی Eu به‌دست‌آمده از سه منطقة بررسی‏‌شده همخوانی دارد. بر پایة شکل 8-B عنصر Zr با پیشرفت جدایش در نمونه‌های میدان شاهسواران، روند افزایشی نشان می‌دهد. در نمونه‌های تفتان روند خاصی از تغییرات Zr دیده نمی‌شود و نمونه‌های گوناگون با مقادیر یکسان SiO2 مقادیر متفاوتی از Zr دارند. در نمونه‌های میدان بزمان روند تغییرات Zr (شکل 8-B) به‌صورت کمابیش کاهشی و شکسته است. تغییر ناگهانی در روند تغییرات Zr (Lee and Bachmann, 2014) چه‌بسا گواهی بر رخداد آمیختگی ماگمایی در آشیانة ماگمایی آتشفشان‌های تفتان و بزمان است. کانی‌های اصلی میزبان Zr در ماگماهای آندزیتی هورنبلند و بیوتیت هستند. ازاین‌رو، روند کاهشی Zr در نمونه‌های بررسی‌شدة بزمان را می‌توان نشان‌دهندة جدایش اندک هورنبلند و بیوتیت در این نمونه‌ها دانست.

همان‌گونه‌که در شکل 8-C دیده می‌شود، تغییرات Th در نمونه‌های میدان بزمان از روند افزایشی مورد انتظار پیروی می‌کند. در نمونه‌های میدان شاهسواران و تفتان روند افزایش Th با پیشرفت جدایش بسیار چشمگیر است که می‌تواند افزون‌بر تجمع Th (که یک عنصر ناسازگار در فازهای نهایی جدایش به‌شمار می‌رود)، پیامد افزوده‌شدن این عنصرها در پی مشارکت ترکیبات پوسته‌ای هنگام تحولات ماگمایی باشد. تغییرات نسبت Nb/Ta هنگام جدایش ماگماهای کمانی از یک الگوی کاهشی پیروی می‌کند که پیامد جدایش آمفیبول و بیوتیت دانسته می‌شود (Muntener et al. 2018). بر پایة شکل 8-D این نسبت در نمونه‌های بررسی‏‌شده در هر سه میدان از روند کاهشی پیروی می‌کند. گفتنی است روند کاهشی نسبت Nb/Ta پیامد آلایش ماگما با پوستة زیرین دانسته می‌شود؛ زیرا هنگام رخداد فرایندهای پیدایش پوسته، جدایش شدید بیوتیت و هورنبلند در پوستة زیرین، نسبت Nb/Ta را به‌طور چشمگیری کاهش می‌دهد (Tan et al., 2022).

شکل 8. ترکیب نمونه‌های بررسی‏‌شده از سه میدان آتشفشانی شاهسواران، بزمان و تفتان نمودارهای هارکر SiO2 در برابر مقدار A) Sr، B) Zr، C) Th و D) Nb/Ta.

Figure 8. Composition of samples from Shahsavaran, Bazman and Taftan volcanic fields in the Harker diagrams showing variations of SiO2 versus A) Sr, B) Zr, C) Th and D) Nb/Ta contents.

مقدار Sr در نمونه‌های بررسی‏‌شده به‌ویژه نمونه‌های شاهسواران و تفتان، ناهنجاری مثبت نشان می‌دهد (شکل‌های 5-E، 5-F، 5-G و 5-H). غنی‌شدگی چشمگیر از Sr در آندزیت‌های شاهسواران و تفتان در کنار دیگر ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آنها به آداکیت‌ شباهت دارد. ویژگی‌هایی مانند مقدار Mg#، SiO2، K2O/Na2O، Y، Cr، Ni و Nb در بیشتر آندزیت‌های تفتان و شاهسواران همانند ویژگی‌های یادشده برای آداکیت است (Defant and Drumond, 1990; Kolb et al., 2013). همچنین، تفاوت‌هایی نیز وجود دارند. برای نمونه، مقدار TiO2، Yb، La/Yb و La/Nb از شمارِ تفاوت‌های یادشده است. در جدول 2 ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آندزیت‌های شاهسواران و تفتان در مقایسه با آداکیت‌ها آورده شده‌اند.

در بسیاری از پژوهش‌ها، غنی‌شدگی از Sr و نسبت Sr/Y بیشتر از 40 شاخصِ سنگ‌های آداکیتی دانسته شده‌اند (Castillo, 2012; Ebrahimi Nasirmahaleh et al., 2023). این نسبت می‌تواند افزون‌بر ذوب مستقیم لبة فرورو، تحت‌تأثیر عوامل دیگری مانند جدایش کلینوپیروکسن نیز باشد (He et al., 2020). همچنین، ذوب اکلوژیت‌های بخش زیرین پوستة زیرین از فرایندهای سازندة آداکیت‌های پوسته‌ای شناخته می‌شود (Wu et al., 2023). ویژگی‌های شبه‌آداکیتی گاه به ترکیب فرایند جدایش و آلایش پوسته‌ای همراه با مقدار ناچیزی ذوب لبه (Castillo, 2012) نیز ارتباط داده شده‌اند.

جدول 2. مقایسه ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آندزیت‌های شاهسواران و تفتان با ترکیب آداکیت‌ها (Defant and Drumond, 1990; Kolb et al., 2013).

Table 2. Geochemical characteristics of Andesites from Shahsavaran and Taftan in comparison with adakite composition (Defant and Drumond, 1990; Kolb et al., 2013).

Region

Adakite

Shahsavaran

Taftan

Mg#

>51

44.45- 52.87 (49.65) *

46.34- 60.34 (53.99)

SiO2

>56 wt. %

58.34- 60.7 (59.54) wt. %

57.87- 65.02 (60/5) wt. %

K2O/Na2O

~ 0.42

0.32- 0.45 (0.4)

0.4- 0.69 (0.54)

Sr

> 400 ppm

419- 851 (619) ppm

461- 795 (660) ppm

Y

15-18 ppm

16.9- 21.9 (18.78) ppm

13.9- 24.1 (16.11) ppm

Cr

> 36 ppm

50- 166 (94) ppm

29- 69 (45) ppm

Ni

> 24 ppm

21.3- 95.4 (47.5) ppm

6- 29 (18.23) ppm

Sr/Y

> 40

22.41- 44.5 (33.28)

23.57- 52.75 (42.1)

Nb

~11 ppm

4.7- 11.08 (8.16) ppm

8.35- 14.95 (11.6) ppm

TiO2

0.11- 0.15 wt%

0.7- 0.8 (0.74) wt. %

0.59- 0.86 (0.7) wt. %

Yb

1-1.5 ppm

1.6- 2.2 (1.86) ppm

1.4- 2.5 (1/63) ppm

La/Yb

>20

10.32- 15.91 (12.32)

8.84- 22.7 (15.75)

La/Nb

> 3

0.77- 4.01 (2.96)

1.66- 2.99(2.21)

* Mean values are in the parentheses

افزایش نسبت Sr/Y همراه با افزایش نسبت La/Yb در سنگ‌هایی با Eu/Eu* نزدیک به 1 در آتشفشان تفتان نشانه‌ای از بلوغ کمان و اشباع‌بودن ماگما از آب (بیشتر از 4 درصدوزنی) نیز دانسته شده ‌است (Richards et al., 2012). به پیشنهاد ریچاردز و همکاران (Richards et al., 2012)، اشباع‌بودن از آب همراه با درجه اکسیداسیون بالا، به افزون‌بالابودن غلظت گوگرد، در ماگماهای آتشفشان تفتان، به شدت‌یافتن جدایش هورنبلند (و شاید پیروکسن) و توقف تبلور پلاژیوکلاز در ژرفای پوستة زیرین و در پی آن، افزایش نسبت La/Yb در این سنگ‌ها انجامیده است. دلاوری و شاکری (Delavari and Shakeri, 2016) این ویژگی‌های شبه‌آداکیتی در نمونه‌های تفتان را پیامد مشارکت مذاب حاصل از پوستة زیرین دانسته‌اند. در بخش الگو‌سازی با کمک نسبت‌های ایزوتوپی سرب،‌ فرض آلایش با مذاب حاصل از پوستة زیرین در نمونه‌های بررسی‏‌شده آزموده شده‌ است.

مشارکت پوسته

الگو‌سازی AFC

شکل 9 الگو‌سازی AFC (DePaolo, 1981) را با کمک نسبت‌های K/Rb در برابر Rb نشان می‌دهد. مقدار Rb و K/Rb هنگام ذوب‌بخشی تقریباً ثابت می‌ماند. همچنین، نسبت K/Rb در هنگام جدایش تغییر چندانی نمی‌کند و کاهش آن همراه با افزایش Rb ‌گویای نقش آلایش پوسته‌ای در تحولات ماگمایی و پیدایش آندزیت‌ها و داسیت‌های مکران است. در این محاسبات، افزون‌بر ترکیب پوستة بالایی و زیرین (Taylor and McLennan, 1995)، سه ترکیب پوسته‌ای دیگر شامل میانگینِ ترکیب رسوبات در حال فرورانش ((GLOSS (Plank, 2014)، یک نمونه رسوبی از شیل‌های پالئوسن مکران (Ahmadi et al., 2024) و همچنین، گرانیت میرآباد (Pang et al., 2014) به‏‌عنوان منبع پوسته‌ای آلوده‌کننده، در نظر گرفته شده‌اند. همچنین، بازالت‌ حاصل از 5% ذوب گوشتة اولیه (PM) (Sun and McDonough, 1989) و یک نمونة بازالتی منتخب از کمان ماگمایی مکران (Firouzkouhi, 2017a)، به‏‌عنوان نمونة ماگمایی مادر برای نمونه‌های آندزیتی و داسیتی بررسی‏‌شده در این پژوهش در نظر گرفته ‌شده‌اند. این نمونه به آتشفشان بازالتی به‌نام تخت‌رستم در جنوب آتشفشان تفتان مربوط است که در بخش زمین‌شناسی از آن یاد شد. مقدار r یا نرخ آلایش به جدایش در این الگو‌ها، برابر با 4/0 فرض شده‌ است. در الگو‌های به‌دست‌آمده، مقدار ماگمای بجامانده (F) برابر با 98 تا 50% در نظر گرفته شده‌ است.

در الگو‌سازی AFC، 6 روند به‌دست‌ آمده است. روند 1 نشان‌دهندة آلایش ترکیب بازالتی حاصل از 5% ذوب گوشتة اولیه (PM) به پوستة زیرین است. بر پایة شکل 9-A، این روند مگر تشابه نسبی با 3 نمونه از شاهسواران، با بیشتر نمونه‌های بررسی‏‌شده همخوانی ندارد. روندهای 2 و 3 نشان‌دهندة آلایش نمونة بازالتی منتخب به‌ترتیب به گرانیت میرآباد و پوستة زیرین هستند. دو روند 4 و 5، الگو‌های AFC برای تحول ماگمای بازالتی منتخب، تحت‌تأثیر آلایش به‌ترتیب با فلیش‌های پالئوسن مکران[2] و پوستة بالایی را نشان می‌دهند. روند 6، الگوی آمیختگی سادة (Albarede, 1996) نمونة منتخب بازالتی با فلیش پالئوسن مکران را نشان می‌دهد. همچنین، روند جدایش بلورین ساده (FC) 95 تا 45% از نمونة بازالتی منتخب برای مقایسه در شکل نشان داده شده‌ است. این روند با کمک ترکیب درشت‌بلور‌های درون نمونه‌های آندزیتی بررسی‏‌شده به‌دست آمده‌ است.

بر پایة شکل 8-A، روند تحولات بیشتر نمونه‌های بررسی‌شده از میدان تفتان بیشترین همخوانی را با روند 2 و 3 دارد که نشان‌دهندة الگوی آلایش ماگمای بازالتی با گرانیت میرآباد و پوستة زیرین هستند. نمونه‌های تفتان به روند آمیختگی نمونة بازالتیِ منتخب با فلیش‌های پالئوسن مکران (روند 6) نیز نزدیکی چشمگیری نشان می‌دهند. دو نمونه از آندزیت‌های شاهسواران از Rb بسیار تهی است و نسبت K/Rb در آنها بسیار بالاست و با هیچ کدام از نمودارها همخوانی ندارند. سه نمونة آندزیتی دیگر از شاهسواران با روندهای 1 و 2 همخوانی نسبی نشان می‌دهند. همچنین، نمونه‌های بررسی‏‌شده از میدان بزمان که غنی‌شدگی کمتری نسبت به دیگر نمونه‌ها دارند از روندهای AFC نشان‌داده‌شده در شکل پیروی نمی‌کنند و گمان نمی‌رود آلایش پوسته نقش چندانی در تحولات ماگمایی این نمونه‌ها داشته باشد.

در مجموع، با توجه به نتایج به‌دست‌آمده از الگو‌سازی AFC بر پایة دو عنصر K و Rb، ‌می‌توان دریافت نمونه‌های بررسی‌شدة تفتان فرایند آلایش همراه با جدایش را به‌خوبی نشان می‌دهند و آنچه از نتایج این نمودار بر‌ می‌آید، هم با آلودگی به پوستة زیرین و هم پوستة بالایی همخوانی دارد. سه نمونه از نمونه‌های شاهسواران نیز با آلایش با پوستة زیرین همخوانی بیشتری دارند. افزون‌بر این، سه نمونه‌ از تفتان که مقدار K/Rb (بیش از 487) بالا دارند، از روند FC پیروی می‌کند.

شکل 9-B الگو‌سازی AFC را با کمک تغییرات نسبت Th/La در برابر Th نشان می‌دهد. مقدار نسبت Th/La هنگام جدایش کمابیش ثابت است و با ذوب‌بخشی نیز تغییری نمی‌کند. از آنجایی‌که مقدار این نسبت در پوستة زیرین به ترکیب بازالتی بسیار نزدیک است، این ترکیب در نمودار نشان داده نشده است و پوستة بالایی، گرانیت میر‌آباد و شیل‌های پالئوسن مکران (Makran sed در نمودار) آلایندة پوسته‌ای در هنگام تحولات ماگمایی در نظر گرفته شده‌اند. محاسبات بر پایة مقدار r برابر با 4/0 انجام شده‌ است. روندهای 1، 2 و 3 به‌ترتیب نشان‌دهندة آلایش نمونة بازالتی منتخب از کمان مکران با گرانیت میرآباد، شیل‌های پالئوسن مکران و پوستة بالایی هستند. روندهای 4 و 5 نیز نشان‌دهندة آمیختگی سادة نمونة بازالتی منتخب به‌ترتیب با شیل‌های پالئوسن مکران و پوستة بالایی هستند. همچنین، روند جدایش بلورین ساده (FC) 95 تا 45% از نمونة بازالتی منتخب برای مقایسه در شکل نشان داده شده‌ است.

شکل 9. A) تغییرات Rb در برابر K/Rb در الگو‌های AFC (روند 1: آلایش نمونه‌های بازالتی حاصل از 5% ذوب گوشته اولیه به پوستة زیرین؛ روندهای 2 و 3 به‌ترتیب الگو های آلایش نمونة بازالتی منتخب از کمان آتشفشانی مکران با گرانیت میرآباد و پوستة زیرین؛ روندهای 4 و 5 به‌ترتیب الگو‌های آلایش نمونة منتخب بازالتی با رسوبات پالئوسن مکران و پوستة بالایی؛ روند 6: نشان‌دهندة آمیختگی سادة نمونه منتخب بازالتی با شیل‌های پالئوسن مکران)؛ B) تغییرات Th در برابر نسبت Th/La در الگو‌های AFC و آمیختگی ساده (روندهای 1، 2 و 3 به‌ترتیب نشان‌دهندة آلایش نمونة بازالتی منتخب با گرانیت میرآباد، شیل‌های پالئوسن مکران و پوستة بالایی هستند. روندهای 4 و 5 نیز نشان‌دهندة آمیختگی ساده نمونة بازالتی منتخب به‌ترتیب با شیل‌های پالئوسن مکران و پوستة بالایی هستند.

Figure 9. A) Rb versus K/Rb trends in the AFC models (1: assimilation of 5% melting of PM with lower crust; 2 and 3: assimilation trends of selected basaltic samples from Makran arc with Mirabad granite and lower crust; 4 and 5: assimilation of the selected basaltic sample with Paleocene sediments of Makran and upper crust, respectively; 6: trend of simple mixing model between basaltic sample and Paleocene Makran sediment); B) Th/La versus Th trends in the AFC and mixing models. The trends of 1, 2, and 3 of AFC model are calculated for assimilation of selected basaltic rock from Makran magmatic arc with Mirabad granite, Paleocene sediments of Makran and upper crust, respectively. Trends 4 and 5 show the simple mixing models between the selected basalt and Paleocene sediments of Makran and the upper crust.

 

همان‌گونه‌که دیده می‌شود همة نمونه‌های بررسی‏‌شده نسبت Th/La بالاتر از روندهای به‌دست‌آمده در الگو‌های‌ 1، 2 و 3 دارند و بیشتر نمونه‌های تفتان و 2 نمونه از شاهسواران با روند E نزدیک‌تر هستند که نشان‌دهندة آمیختگی سادة بازالت و پوستة بالایی است. همچنین، نمونه‌های میدان بزمان که در مقایسه با دیگر نمونه‌های بررسی‌شده از Th فقیرتر هستند و با روندهای آمیختگی و AFC به‌دست‌آمده همخوانی ندارند. به‌نظر نمی‌رسد آلایش با پوسته در تحول نمونه‌های بزمان نقش داشته ‌باشد.

الگوسازی آلایش با استفاده از ایزوتوپ‌های سرب

نمودارهای شکل 10 الگو‌سازی آلایش بر پایة نسبت‌های ایزوتوپی Pb در آندزیت‌ها و داسیت‌های بررسی‏‌شده را نشان ‌می‌دهد. در این نمودار ترکیب ایزوتوپی در گوشتة تهی‌شده (Workman and Hart, 2005)، پوستة زیرین (Meyzen et al., 2005)، پوستة بالایی (Taylor and McLennan, 1995) و ترکیب رسوبات توربیدایتی تتیس (Prelevic et al., 2008) نشان داده‌‌ شده‌اند. نسبت‌های ایزوتوپی Pb از آشیانه‌های ماگماییِ پوسته‌ای نزدیک به کمان آتشفشانی مکران در دسترس نیست. از این رو، الگو‌سازی آلایش (DePaolo, 1981) به‌کمک این نسبت‌ها در برخی آشیانه‌های ماگماییِ پوسته‌ای استاندارد شامل میانگین بیگانه‌سنگ‌های پوستة زیرین (Meyzen et al., 2005) و پوستة بالایی (Pe-Piper and Jansa, 1999; Taylor and McLennan, 1995) انجام شده است. در این نمودار روند آلایش گوشته به پوستة بالایی (روند 1 در شکل 10) و پوستة زیرین (روند 2 در شکل 10) با کمک نسبت‌های ایزوتوپی به‌دست آورده شده و نشان داده شده‌ است. ترکیب گوشته‌ای مورد نظر C نامگذاری شده است که ترکیبی میانِ گوشتة تهی‌شده و غنی‌شده دارد. این ترکیب (C) در محدودة ترکیبی گوشتة خاستگاه MORB در اقیانوس هند و آرام (Saunders et al., 1988) جای دارد و می‌تواند معرف چنین ترکیبی باشد.

همان‌گونه‌که در شکل 10 دیده می‌شود، چگونگی جای‌گرفتن نمونه‌های آندزیتی و داسیتی بررسی‏‌شده همانند روند به‌دست‌آمده برای آلایش گوشتة تهی‌شده با پوستة بالایی است. همچنین، با روند آمیختگی یادشده زاویه دارد و به‌طور کامل از آن پیروی نمی‌کند و می توان این احتمال را در نظر گرفت که ترکیبی از دو آلایندة پوسته‌ای در تحولات ماگمایی نمونه‌های مورد نظر تأثیر داشته‌ است. از این‌رو، می‌توان الگو سه‌تایی یا الگویی با نام الگوی آمیختگی دو‌تایی دروغین[3] را در نظر آورد (Douglass and Schilling, 2000) که با آمیختگی سه سازندة پایانی به‌دست‌ آورده می‌شود. با توجه به چکونگی جای‌گرفتن نمونه‌های بررسی‏‌شده در این نمودار، دو فرض بررسی‏ ‌شده است. در فرض نخست، این سه سازندة پایانی شامل گوشته، پوستة بالایی و زیرین هستند. در فرض دوم سه سازندة پایانی شامل گوشته، پوستة بالایی و فلیش‌های تتیس در نظر گرفته شده‌اند.

نتایج حاصل از الگو‌سازی آلایش با در نظرگرفتن فرض نخست (روند hyp-1 در شکل 10) و با روش آمیختگی دوتایی (Albarede, 1996) نشان می‌دهد می‌توان نسبت پوستة بالایی به پوستة زیرین را نزدیک به 60 به 40% در نظر گرفت. در این صورت وجود ویژگی‌های شبه آداکیتی در آندزیت‌های تفتان و شاهسواران و هضم قاعدة پوستة زیرین محتمل به‌نظر می‌رسد. با در نظر‌گرفتن فرض دوم (روند hyp-2 در شکل 10) ترکیبی از پوستة بالایی و شیل‌های تتیس به‌ترتیب به نسبت نزدیک به 30 و 70% به‏‌عنوان ترکیب آلایندة پوسته‌ای به‌دست می‌آید. همچنین، شیل‌های تتیس را می‌توان نمایندة پوستة بالایی دانست. از این‌رو، نتیجة الگو‌سازی با فرض دوم نشان می‌دهد ترکیب آلاینده بیشتر از پوستة بالایی بوده‌ است. افزون‌‌بر این، با دقت در شکل 10 می‌توان دید ترکیب آلاینده در نمونه‌های شاهسواران و بزمان، نسبت به نمونه‌های تفتان بیشتر به فلیش‌های تتیس گرایش دارد. همچنین، این نمودار نشان ‌می‌دهد نمونه‌های آندزیتی میدان آتشفشانی تفتان دچار بیشترین مقدار آلایش شده‌اند. این نمونه‌ها حاصل مشارکت بیش از 85% گوشته (ترکیب C) و حداکثر 15% ترکیب پوسته‌ای (بیشتر پوستة بالایی) بوده‌اند. نمونه‌های آندزیتی میدان آتشفشانی شاهسواران دچار مقدار کمتری (بیشینه 8%) آلایش شده‌اند و کمترین میزان آلایش به داسیت‌های بزمان (نزدیک به 3%) مربوط است.

گمان می‌رود دست‏‌کم بخشی از تحولات ماگمایی آتشفشان تفتان در پوستة بالایی رخ داده باشد. با توجه به فراوانی فازهای فورانی در آتشفشان تفتان و بزمان و تغییرات مداوم شرایط فیزیکوشیمیایی آشیانه‌های ماگمایی در این آتشفشان، شرایط تعادلی به‌سختی در هنگام تبلور برپا بوده‌ است. ازاین‌رو، شرایط لازم برای دمافشارسنجی در این سنگ‌ها به‌سختی فراهم است. همچنین، از میان بلورهای کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن تجزیه‌شده در آندزیت‌های تفتان، شرایط تعادل تنها در دو بلور (دو بلور پیروکسن نشان داده‌شده در شکل 3-C) بر پا بوده است. بر پایة دما و فشارسنجی به روش دو پیروکسن و بر پایة معادله پوتیرکا (Putirka, 2008) دما و فشار تعادل درشت‌بلور‌ها در آندزیت‌های تفتان، به‌ترتیب 1033 درجة سانتیگراد و 4/4 کیلوبار معادل ژرفای نزدیک به 12 کیلومتر را نشان داده است. دلاوری و همکاران (Delavari et al., 2022) ژرفای آشیانة ماگمایی آتشفشان تفتان و بزمان را برابر با 5/3 تا 9 کیلومتری به‌دست آورده‌اند. از این رو، ترکیب آلایندة پوسته‌ای می‌تواند دست‏‌کم در مراحل پایانی تبلور ماگما، ترکیبی معادل پوستة بالایی داشته بوده ‌باشد.

شکل 10. الگوسازی آلایش ماگمای خاستگاه نمونه‌های بررسی‏‌شده به ترکیبات پوسته‌ای. شکل B کادر خط‌چین‌شده سرخ‌رنگ از شکل A را با بزرگنمایی نشان می‌دهد. محدوده ترکیبی گوشتة تهی‌شدة اقیانوس هند (محدودة خاکستری رنگ) و ترکیب منتخب گوشته تهی‌شدة اقیانوس آرام (C) از ساندرز و همکاران (Saunders et al., 1988) برگرفته شده‌ است. در الگو‌های آلایش نشان‌داده‌شده با نام Hyp-1 و Hyp-2، نمادهای نمایش‌داده‌شده روی خط‌ها نسبت 20، 40 و 60% آلایش با پوستة بالایی را نشان می‌دهند. دایره‌های خاکستری‌رنگ نیز نشان‌دهندة داده‌های سعادت و استرن (Saadat and Stern, 2011) هستند.

Figure 10. Crustal assimilation models for the parental magma of the studied samples. Figure B is indeed the marked field with red dashed line in figure A. The grey-shaded field of the DM of Indian Ocean and selected PM of Pacific Ocean (C) are from Saunders et al. (1988). In the mixing models of hyp-1 and hyp-2 the intervals on the lines show 20, 40, and 60 percent of mixing with the upper crust. The gray circles show data from Saadat and Stern (2011).

 

غنی‌شدگی در خاستگاه

داده‌های ایزوتوپی Nd ارائه شده از نمونه‌های آندزیتی و داسیتی تفتان و بزمان، وجود یک خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده را نشان داده‌اند (Pang et al., 2014). همچنین، داده‌های ایزوتوپی Nd، Sr و Pb ارائه‌شده از بازالت‌های شاهسواران وجود یک گوشته خاستگاه نوع EMII را نشان داده‌اند (Saadat and Stern, 2011). منبع این غنی‌شدگی در نمونه‌های بازالتی را می‌توان سیالات برخاسته از لبة فرورو و درجة کم ذوب‌بخشی دانست (Saadat and Stern, 2011; Ahmadi et al., 2024). دادة ایزوتوپی سرب توسط سعادت و استرن (Saadat and Stern, 2011)، از 5 نمونة بازالتی شاهسواران و باختر خاش نشان داده‌اند ترکیبات پوسته‌ای هنگام فرورانش به گوه گوشته‌ای افزوده شده‌اند. از این‌رو، غنی‌شدگی آندزیت‌ها و داسیت‌های مکران از عنصرهای پوسته‌ای را می‌توان هم پیامد خاستگاه‌گرفتن آنها از یک گوشته غنی‌شده و هم پیامد رخدادهای پس از پیدایش بازالت مادر و هنگام جدایش دانست.

اگر ماگمای بازالتی مادر دچار آلودگی به پوسته نشده ‌باشد، تفاوت محتوای ایزوتوپی سرب در بازالت‌ها و سنگ‌های جدایش‌یافتة آندزیتی و داسیتی می‌تواند نشان‌دهندة میزان آلودگی آندزیت‌ها و داسیت‌ها هنگام صعود و جدایش باشد. چهار دادة ایزوتوپی سرب به‌دست‌آمده توسط سعادت و استرن (Saadat and Stern, 2011) از نمونه‌های بازالتی شاهسواران و 1 نمونه از بازالت‌های باختر خاش (KVF در شکل 1) در شکل 10 نشان داده شده‌اند. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، میزان مشارکت پوستة بالایی در پیدایش چهار نمونة بازالتی شاهسواران بسیار اندک و نزدیک به 1-2% است. مقدار مشارکت پوستة بالایی در پیدایش یک نمونة بازالتی باختر خاش نزدیک به 3% به‌دست می‌آید. ازاین‌رو، اگر بازالت‌های شاهسواران ماگمای مادر سنگ‌های جدایش‌یافتة بررسی‏‌شده دانسته شوند، آلایش اندکِ 2 و 7% (± 1%) را می‌توان دربارة نمونه‌های بررسی‏‌شده از بزمان و شاهسواران در نظر گرفت. همچنین، اگر نمونة بازالتی باختر خاش ماگمای مادر آتشفشان تفتان دانسته شود، می‌توان گفت نمونه‌های جدایش‌یافته تفتان، حداکثر نزدیک به 12% از ویژگی‌های پوسته‌ای خود را در آشیانة ماگمایی و هنگام تحولات ماگمایی به‌دست آورده‌اند.

برداشت

برخی آندزیت‌ها و داسیت‌های کمان آتشفشانی مکران که بخش بزرگی از سنگ‌های آذرین بیرونی را در بر گرفته‌اند، هنگام جدایش دچار آلایش پوسته‌ای نیز شده‌اند. همبستگی مثبت میان مقدار نسبت‌های ایزوتوپی سرب با SiO2، K و Eu در آندزیت‌های تفتان و شاهسواران نشان‌دهندة وجود یک سیستم باز و مشارکت ترکیبات پوسته‌ای در تحولات ماگمایی است. برخی شواهد مانند روند کاهشی Nb/Ta در هنگام جدایش گویای مشارکت پوستة زیرین در این سنگ‌هاست. همچنین، الگو‌سازی‌های AFC بر پایة عنصرهای متحرک K، Rb، Th و La مشارکت پوستة بالایی و زیرین را در تحولات سنگ‌های تفتان و شاهسواران برجسته می‌کند. افزون‌بر این، نمونه‌های بزمان شواهد روشنی از مشارکت با ترکیبات پوسته‌ای هنگام تحولات ماگمایی نشان نمی‌دهند.

داده‌های ایزوتوپی سرب نشان می‌دهند ترکیب پوسته‌ آلایندة این ماگماها بیشتر از پوستة بالایی یا ترکیبی مشابه فلیش‌های تتیس، همراه با مقادیر کمتری پوستة زیرین بوده است. نتایج به‌دست‌آمده از الگوسازی با کمک نسبت‌های ایزوتوپی سرب با دیگر ویژگی‌های زمین‌شیمیایی این سنگ‌ها نیز پشتیبانی می‌شوند. همچنین، وجود ضخامت چشمگیری از رسوبات آواری چه در پهنة خاوری و چه در پهنة باختری و جایگیری آشیانه ماگمایی در ژرفای کمتر از 12 کیلومتری می‌تواند به پیدایش آثار آلایش با پوستة بالایی در این آتشفشان‌ها انجامیده باشد.

باید در نظر داشت بخشی از این غنی‌شدگی به مشارکت سیالات برخاسته از لبه در ناحیة خاستگاه ماگمای مادر بازالتی می‌تواند مربوط باشد. با درنظرداشتن این ملاحظات و بهره‌گیری از نسبت های ایزوتوپی سرب ارائه‌شده برای 5 نمونة بازالتی در پژوهش‌های پیشین می‌توان گفت بیشترین میزان آلایش پوسته‌ای در این سنگ‌ها به 12% می‌رسد که مربوط به نمونه‌های تفتان است و در آندزیت‌های شاهسواران بیشینة آن برابر با 7% (±1%) است. میزان آلایش در داسیت‌های آتشفشان بزمان ناچیز است و بیشینة آن به 2% (±1%) می‌رسد.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از داوران مجلة پترولوژی ایران برای بررسی و بهبود نوشتار بسیار سپاس‌گزار هستند.

 

[1] Stratovolcano

[2] Makran sed

[3] Pseudo-binary mixing model

References

Abedi, M., and Bahroudi, A. (2016) A geophysical potential field study to image the Makran subduction zone in SE of Iran. Tectonophysics, 688, 119–134. http://dx.doi.org/10.1016/j.tecto.2016.09.025
Ahmadi, A., Ghomashi, M., Firouzkouhi, Z., and Rastay Zahedan, M. (2024) Modeling of contribution of the Late Cretaceous- Miocene sediments of the Makran accretionary wedge to the petrogenesis of basalts from Makran volcanic arc, SE Iran. Petrological Journal, 15(2), 105-128 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2024.141650.1336
Albarede, F. (1996) Introduction to Geochemical Modeling. 543 p. Cambridge University Press, New York.  
Arce, J.L., Valdez, G., Schaaf, P., Macías-Romo, M.C., Vasquez-Serrano, A., and Ramírez-Espinosa, J. (2024) Heterogeneous dacitic magmas and the role of crustal assimilation in the Sierra Chichinautzin Volcanic Field, central Mexico: a perspective from crustal xenoliths. International Geology Review, 66, 18, 3185-3205. https://doi.org/10.1080/00206814.2024.2324301
Biabangard, H., and Moradian, A. (2008) Geology and geochemical evaluation of Taftan Volcano, Sistan and Baluchestan Province, southeast of Iran. Chinese Journal of Geochemistry, 27, 356–369. https://doi.org/10.1007/s11631-008-0356-z
Biabangard, H., and Moradian, A. (2009) Geochemical and petroghraghic study of common minerals in the Taftan volcanic rocks. Iranian Society of Crystallography and Mineralogy, 17, 187-202.
Callegaro S., Marzoli A., Bertrand H., Chiaradia M., Reisberg L., Meyzen C., Bellieni G., Weems R.E., and Merle R. (2013) Upper and lower crust recycling in the source of CAMP basaltic dykes from southeastern North America. Earth and Planetary Science Letters, 376, 186-199. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2013.06.023
Castillo, P.R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos, 134-135, 304-316. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.09.013
Conrad, G., Montigny, R., Thuizat, R., and Westphal, M. (1981) Tertiary and Quaternary geodynamics of southern Lut (Iran) as deduced from palaeomagnetic, isotopic and structural data. Tectonophysics, 75, 11–17. https://doi.org/10.1016/0040-1951(81)90272-9
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
Delavari, M., and Shakeri, A. (2016) Taftan volcanic rocks: implication for adakitic magmatism of Makran magmatic arc. Quaternary Journal of Iran, 2, 1-14. https://doi.org/10.22034/irqua.2016.701886 (In Persian).
Delavari, M., Mehrabi, B., Zelenski, M., Chaplygin, I., Nekrylov, N., Shakeri, A., and Taran, Y. (2022) The Bazman and Taftan volcanoes of southern Iran: Implications for a long-arc geochemical variation and magma storage conditions above the Makran low-angle subduction zone. Journal of Asian Earth Sciences, 233, 105259. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2022.105259
DePaolo, D.J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wall-rock assimilation and fractional crystallization. Earth and Planetary Science Letters, 53, 189–202. https://doi.org/10.1016/0012-821X(81)90153-9
Douglass J., Schilling J.G. (2000) Systematics of three-component, pseudo binary mixing lines in 2D isotope ratio space representations and implications for mantle plume–ridge interaction. Chemical Geology, 163: 1–23. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(99)00070-4
Dupuy, C., and Dostal, J. (1978) Geochemistry of calc-alkaline volcanic rocks from southeastern Iran (Kouh-e-Shahsavaran). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 4, 363–373. https://doi.org/10.1016/0377-0273(78)90022-7
Ebrahimi Nasirmahaleh, E., Salavati, M., Hakimi Asiabar, S., and Taki, S. (2023) Geochemistry and tectonic setting of Paleogene volcanic rocks of Rudbar in the south of Guilan, northern Iran: Implications for adakitic volcanism. Petrological Journal, 53, 53-80 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2022.131551.1258
Firouzkouh, Z. (2017a) Geochemical Characterization and Interpretation of Late Cenozoic volcanism in north of Iranian Makran. 300p. Ph.D. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).
Firouzkouh, Z., Ahmadi, A., Moinevaziri, H., Moridi Farimani, A.A., and Lentz, D.R. (2017c) Geochemical characterization of basalts from west of Khash (SE Iran): an approach to the nature of the mantle source. Petrological Journal, 30, 99-118 (in Persian). https://doi.org/ 10.22108/ijp.2017.81996
Firouzkouhi, Z., Ahmadi, A., Lentz, D.R., and Moridi-Farimani, A.A. (2017b) Mixing of basaltic and andesitic magmas in the Bazman volcanic field of southeastern Iran as inferred from plagioclase zoning. Mineralogical Magazine, 81, 975- 985. https://doi.org/10.1180/minmag.2017.081.001
Ghalamghash J., Schmit A.K., Shieian K., Jamal R., Chung S.L. (2019) Magma origins and geodynamic implications for the Makran-Chagai arc from geochronology and geochemistry of Bazman volcano, southeastern Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 171, 289-304. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2018.12.006
Ghalamghash, J., Akbari, M., and Jamal, R. (2022) Geology, geochemistry and petrogenesis of Taftan volcano: An approach to geodynamic of Makran-Chagai magmatic arc. Scientific quarterly Journal of Geoscience, 126, 83- 102. (In Persian) https://doi.org/10.22071/gsj.2022.323660.1969
Ghodsi M., Boomery, M., Bagheri, s., Ishiyama, D. (2016) Geochemistry, zircon U-Pb age, and tectonic constraints on the Bazman granitoid complex, southeast Iran. Turkish Journal of Earth Sciences, 25, 311- 340. https://doi.org/10.3906/yer-1509-3
He, P. L., Huang X. L., Yang F., and Wang, X. (2020) Mineralogy Constraints on Magmatic Processes Controlling Adakitic Features of Early Permian High-magnesium Diorites in the Western Tianshan Orogenic Belt. Journal of Petrology, 61(11-12), egaa114. https://doi.org/10.1093/petrology/egaa114
Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the chemical classification of the common rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Jung, S., Pfander, J. A., Nebel, O., Willbold, M., Hoernes, S., Berndt, J., and Pack, A. (2023) High‑K andesites as witnesses of a continental arc system in the Western Alps, Italy: constraints from HFSE and Hf–Nd–Sr–Pb–O isotope systematic. Contributions to Mineralogy and Petrology, 178, 12. https://doi.org/10.1007/s00410-022-01983-w
Kolb, M., Von Quadt, A., Peytcheva, I., Heinrich, C. A., Fowler, S. J., and Cvetković, V. (2013) Adakite-like and Normal Arc Magmas: Distinct Fractionation Paths in the East Serbian Segment of the Balkan–Carpathian Arc. Journal of Petrology, 54, 421-451. https://doi.org/10.1093/petrology/egs072
Le Maitre, R.W. (2002) Igneous Rocks, a Classification and Glossary of Terms. 236 p. Cambridge University Press, New York. http://dx.doi.org/10.1017/CBO9780511535581
Lee, A., and Bachmann, O. (2014) How important is the role of crystal fractionation in making intermediate magmas? Insights from Zr and P systematic. Earth and Planetary Science Letters, 393, 266–274. http://dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2014.02.044
Lyubetskaya, T., and Korenaga, J. (2007) Chemical composition of Earth’s primitive mantle and its variance: 1- method and results. Journal of Gheophysical Research, 112, 1-21. https://doi.org/10.1029/2005JB004223
Meyzen, C.M., Ludden, J.N., Humler, E., Luais, B., Toplis, M.J., Mével, C., and Storey, M. (2005) New insights in to the origin and distribution of the DUPAL isotope anomaly in the Indian Ocean mantle from MORB of the Southwest Indian Ridge. Geochemistry Geophysics Geosystems, http://dx.doi.org/10.1029/2005GC000979.
Moinevaziri, H. (1985) Volcanism tertiar et quaternair en Iran. These d'Etat, Orsay University.
Muntener, O., Ewingm, T., Baumgartner, L.P., Manzini, M., Roux, T., Pellaud, P., and Alleman, L. (2018) Source and fractionation controls on subduction-related plutons and dike swarms in southern Patagonia (Torres del Paine area) and the low Nb/Ta of upper crustal igneous rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 173, 38. http://dx.doi.org/ 10.1007/s00410-018-1467-0
Pang, K.N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Chiu, H.U., and Hua, X. (2014) On the magmatic record of the Makran arc, southeastern Iran: Insights from zircon U-Pb geochronology and bulk-rock geochemistry. Geochemistry, Geophysivs, Geosystems, 15, 2151–2169. http://dx.doi.org/10.1002/2014GC005262
Peccerillo, A., and Taylor, S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu are, northern Turkey, Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. http://dx.doi.org/10.1007/BF00384745
Pe-Piper, G., and Jansa, L.F. (1999) Pre-Mesozoic basement rocks offshore Nova Scotia, Canada: New constraints on the accretion history of the Meguma terrane. Geological Society of America Bulletin, 111, 773–1791. https://doi.org/10.1130/0016-7606
Plank, T. (2014) The Chemical Composition of Subducting Sediments. In Holland H.D. and Turekian K.K. Ed., Treatise on Geochemistry, p. 607-629. Elsevier. Oxford. https://doi.org/10.1016/B978-0-08-095975-7.00319-3
Pourhossieni, F. (1983) Petrogenesis of Iranian plutons: A sutdi of the Natanz and Bazman intrusive complexes. Published PhD thesis, University of Cambridge, U.K., 315 p. Geological Survey of Iran, Report No. 53.
Prelevic, D., Foley, S.F., Romer, R., and S. Conticelli, (2008) Mediterranean Tertiary lamproites derived from multiple source components in post collisional geodynamics. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72, 2125–2156. https://doi.org/10.1016/j.gca.2008.01.029
Priestley, K., Sobouti, F., Mokhtarzadeh, R., Irandoust, M., Ghods, R., Motaghi Kh., and Ho, T. (2021) New Constraints for the On-Shore Makran Subduction Zone Crustal Structure. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 127, 1-23. https://dx.doi.org/10.1029/2021JB022942.
Putrika K.D. (2008) Thermometers and Barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69, 61-120. https://doi.org/10.2138/rmg.2008.69.3
Richards, J.P., Spell, T., Rameh, E., Raziqe, A., and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y Magmas Reflect Arc Maturity, High Magmatic Water Content, and Porphyry Cu ± Mo ± Au Potential: Examples from the Tethyan Arcs of Central and Eastern Iran and Western Pakistan. Economic Geology, 107, 295-232. https://doi.org/10.2113/econgeo.107.2.295
Rollinson, H. (1993) Using Geochemical Data: Evolution, Presentation, Interpretation. Longman, Essex, England.
Rudnick, R. L., and Gao, S. (2003) Composition of the continental crust. Treatise of Geochemistry, 3, 1-64. https://doi.org/10.1016/B0-08-043751-6/03016-4
Saadat, S., and Stern, C.R. (2011) Petrochemistry and genesis of olivine basalts from small monogenetic parasitic cones of Bazman stratovolcano, Makran arc, southeastern Iran. Lithos, 125, 607–619. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.03.014
Saccani, E., Barbero, E., Delavari, M.,  Dolati, A., Brombin, V., Marroni, M., and Pandolfi, L. (2024) Geochemistry and magmatic petrology of meta-ophiolites from the Bajgan Complex (Makran Accretionary Prism, SE Iran): new insights on the nature of the Early Cretaceous Middle East Neotethys. Journal of the Geological Society, 181, https://doi.org/10.1144/jgs2024-043.
Saunders, A.D., Norry, M.J., and Tarney, J. (1988) Origin of MORB and chemically-depleted mantle reservoirs: trace element constraints. Journal of Petrology, Special Lithosphere Issue, 415- 445. https://doi.org/10.1093/petrology/Special_Volume.1.415
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special publications, 42, 313-345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Tan, D.B, Xiao Y., Li D.Y., Dai L. Q., and Hou Z. (2022) Nb-Ta fractionation by amphibole and biotite during magmatic evolution: Implications for the low Nb/Ta ratios of continental crust. Lithos, 434-435. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2022.106941
Taylor, S.R., and McLennan, S.M. (1995) The geochemical evolution of the continental crust. Review in Geophysics, 33, 241–265. https://doi.org/10.1029/95RG00262
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
Williams, H., Turner, F.J., and Gilbert, C.M. (1982) Petrography: An Introduction to the Study of Rocks in Thin Sections. second edition, W.H. Freeman, New York, NY, 626p.
Workman, R.K., and Hart, S.R. (2005) Major and trace element composition of the depleted MORB mantle (DMM). Earth and Planetary Science Letters, 231, 53–72. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2004.12.005
Wu, C., Chiaradia, M., Tang, G., and Chen, H. (2023) Crustal control on the petrogenesis of adakite-like rocks. Chemical Geology, 632, 121548. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2023.121548
Petrological Journal
Volume 15, Issue 4 - Serial Number 60
Petrological Journal, 15th Year, No. 60, Winter 2025
December 2025
Pages 115-144

Files

History

  • Receive Date: 25 December 2024
  • Revise Date: 06 February 2025
  • Accept Date: 08 February 2025

Share

How to cite

Statistics