Geochemistry and tectonic setting of volcanic rocks in Ahovan area, northeast of Semnan (Central Iran)

Document Type : Original Article

Authors

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

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

3 Associate Professor, Department of Petrology and Economic Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahrood Technical University, Shahrood, Iran

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

Abstract

Introduction
Volcanic rocks widely extended throughout the Earth's continental crust (Brilhante et al., 2024). Among the different tectonic setting, a group of igneous rocks is related to volcanic arc; these rocks, according to Tang et al. (2022), include a range of mafic-intermediate rocks with SiO2 (47.34-60 wt%), Fe2O3 (11.63-73.4 wt%) and Mg coefficient (26-66 wt%), remarkable chemical criteria are related to calc-alkaline series with medium to high potassium and LILE enrichment. Moreover, the Ce negative anomaly in these rocks is consistent with the subduction zone. In this paper, based on whole-rock chemistry data, the geochemical properties of volcanic rocks of the Ahovan area in northeast of Semnan (Central Iran) are investigated. The main purpose of the present paper is the study of tectonic setting as well as the tectonomagmatism of these rocks.
Analytical Methods
During the field studies, 80 samples were collected from the volcanic rocks for petrographic observations. Following the preparation of thin sections, their mineralogy and textural relationships were carefully considered, and 10 of them with least alteration were sent to the ALS-CHEMEX laboratory in Canada for identification of major elements by ICP-OES and trace and rare earth elements by ICP-MS (Table 1). 
Furthermore, 11 samples of the Khalatbari-Jafari and Etesami (2018) were used in this study for comparison The measurement accuracy for all major elements was 0.01%w.t, the maximum measurement accuracy in the trace elements for Cr, Li, and Tl was 10 ppm and for Cs, Ho, Lu, Tb, and Tm was 0.01 ppm.
Petrography
According to field studies, the Eocene volcanic units, trending east-west, are much more widespread than the intrusive rocks of Ahovan area. These units have a mixed spectrum of basalt, trachyte and andesite-trachyandesite, which the latter rocks cover a large volume.
The basaltic rocks, with gray and black in color, are dominated by the presence of plagioclase and clinopyroxene as the main minerals. The white and grayish white andesite-trachyandesite are characterized by the occurrence of plagioclase, clinopyroxene, amphibole and biotite as well as porphyry and microlithic porphyry textures. Trachyte rocks are white and grayish white in hand spacemen. Plagioclase and sanidine as phenocrysts and microlites constitute the main minerals of the trachyte rocks. Amphibole and biotite are small amounts in these rocks (10 vol.%). Iron oxides, calcite, chlorite and epidote are the alteration products of these minerals. Dolerite dykes, trending N-S and a maximum thickness of 2 m crosscut all the volcanic rocks. under study.
Geochemistry
The overall petrographic and geochemical data point to the nature of calc-alkaline to high-potassium calc-alkaline of the rocks studied, which are originated by the low-pressure melting of spinel lherzolite and developed at a depth less than the garnet stability field. In the Y versus Zr diagram, the study rocks are in the volcanic arc setting. The REE pattern of the study rocks normalized to chondrite follow the sloping pattern of calc-alkane rocks related to island arcs. In spider diagram of incompatible elements normalized to N-MORBs, the study rocks show LILE enrichment and HFSE depletion indicating the crustal contamination process involved in the formation of these rocks. The depletion of Nb, Ti and Ta show characteristics of arc islands. Moreover, LILE's enrichment such as K and Sr indicate that the rocks under study originated from the mantle metasomatism resulting from hydrous fluids penetrated from the subducting crust into the mantle wedge at different depths.
Conclusion
The volcanic rocks of Ahovan area are dominated by the presence of basalt, andesite-trachyandesite and trachyte belonging to Middle-Late Eocene. A series of trachybasalt and basalt-trachyandesite dykes, trending north-south, and a maximum thickness of 2 meters, crosscut the rocks of the area. The essential minerals of basalts are plagioclase and clinopyroxene and those of andesite-trachyandesite are plagioclase, clinopyroxene, amphibole and biotite. Plagioclase and sanidine are the dominant minerals of trachytes. In magmatic series diagram, all the rocks studied are in the range of calc-alkaline to high-potassium calc-alkaline series, originated from a relatively low-pressure melting of spinel lherzolite at a depth of lower than the garnet melting stability field. The Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns are similar to calc-alkaline rocks from island arc. Also, in the spider diagram of incompatible elements normalized to N-MORB, these rocks show enrichment in LILE and depletion in HFSE indicating the involvement of the crustal contamination process in formation of these rocks. The LILE enrichment (i.e., K and Sr) points to mantle alteration resulting from aqueous fluids penetrated from the subducting crust of the Neotethys ocean into the mantle wedge at different depths played a role in the formation of these rocks. In tectonic setting diagrams, the rocks under investigation are in the range of calc-alkaline basalts related to volcanic arcs.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سنگ‏‌های آتشفشانی به‏‌طور گسترده در سراسر پوستة قاره‏‌ای زمین یافت می‏‌شوند (Brilhante et al., 2024). بر پایة جایگاه زمین‌ساختی، سنگ‌های آتشفشانی ویژگی‏‌های شیمیایی بی‌همتایی دارند که به تمایز این سنگ‌ها از یکدیگر می‌انجامد (Pearce and Norry, 1979). از میان محیط‏‌های زمین‌ساختی گوناگون میزبان سنگ‏‌های آتشفشانی، گروهی از سنگ‌های آتشفشانی مربوط به محیط‏‌های کمانی هستند؛ بر پایة بررسی‏‌های تانگ و همکاران (Tang et al., 2022)، این سنگ‏‌ها شامل محدوده‏‌ای از سنگ‏‌های مافیک-حد واسط با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی SiO2 برابر با 60 - 34/47 درصدوزنی، Fe2O3 برابر با 63/11 - 73/4 درصدوزنی و ضریب Mg برابر با 66-26 هستند که این ویژگی‏‌ها به گروه‏‌های سنگی متعلق به سری‌های کالک‌آلکالن با پتاسیم متوسط تا بالا مربوط هستند و غنی‌‌شدگی از عنصرهای کمیاب را نشان می‌دهند و هیچ ناهنجاری آشکاری از Eu ندارند (Tang et al., 2022). غنی‌شدگی از LILE که از ویژگی‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی آذرین کمانی است در پی دگرسانی تختة فرورونده و آزاد‏‌شدن آب روی می‌دهد. ناهنجاری منفی عنصر Ce در سنگ‌های آتشفشانی نیز با ویژگی‏‌های جزیره‏‌های کمانی همخوانی دارد و این ناهنجاری حاصل سیالات ناشی از ذوب و آبزدایی رسوبات پلاژیک تختة اقیانوسی فرورونده است (Benrashidian et al., 2024). محتوای متغیر Yb با نسبت‌های کمابیش ثابت La/Yb و Tb/Yb سنگ‌های آتشفشانی نشان‏ می‌دهد چه‌بسا تبلوربخشی نقش مهمی در جدایش سنگ‏‌های آتشفشانی داشته است. غنی‌شدگی سنگ‏‌های آتشفشانی از LILE و LREE و ناهنجاری‏‌های منفی HFSE گویای ذوب گوة گوشته‌ای در ناحیة فرورانش هستند. نسبت‌های متغیر Sr/Nd در سنگ‏‌های آتشفشانی پیامد افزوده‌شدن سیال از تختة فرورونده دانسته می‏‌شوند (He et al., 2010). در این بررسی بر پایة داده‌های شیمی سنگ کل، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی گردنة آهوان در شمال‌خاوری سمنان (ایران مرکزی) بررسی می‌شود. هدف از این پژوهش بررسی محیط زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های یادشده است.

زمین‌شناسی منطقه

فلات ایران از جنوب‌باختری تا شمال‌خاوری به چند بخش پهنه‌بندی می‌شود (شکل 1): کمربند چین‌خوردگی زاگرس، پهنة دگرگونی سنندج-سیرجان، کمربند آتشفشانی ارومیه-دختر، پهنة ایران مرکزی، پهنة البرز، پهنة کپه داغ و پهنة خاور ایران (Falcon, 1967; Stocklin, 1968; Dewey et al., 1973; Stocklin and Nabavi, 1973; Jackson and McKenzie, 1984; Byrne et al., 1992; Walker and Jackson, 2002; McCall, 2002; Blanc et al., 2003; Alavi, 2004). ایران و مناطق پیرامون آن، شکلی موزاییکی از قطعات قاره‌ای را ارائه می‌دهند که با کمربندهای چین‌خورده و راندگی در سیستم کوهزایی آلپ-هیمالیا از یکدیگر جدا شده‌اند (Gansser, 1981). پهنة ایران، بخش بزرگی از خردقارة سیمرین را در بر می‌گیرد که در پایان پرمین از شمال‌خاوری گندوانا جدا شده است و در پایان تریاس با اوراسیا برخورد کرده است (Saidi et al., 1997; Mirnejad et al., 2013). از ژوراسیک زیرین تا سنونین، پهنة اقیانوسی نئوتتیس جوان با فرورانش آن در زیر صفحه قاره‌ای ایران، کوچک شده است. بسته‏‌شدن نهایی نئوتتیس که با برخوردِ ورقه‌های ایران و عربستان شناخته می‌شود، در طول نئوژن رخ داده است (Berberian et al., 1982; Shahabpour, 2005; Ahmadi Khalaji et al., 2007). پیدایش و تکامل چنین سیستم کوهزایی بزرگی با باز‏‌شدن و بسته‏‌شدن اقیانوس‌های تتیس قدیم و جدید کنترل شده است. امروزه پژوهشگران زمین‌شناس به اتفاق نظر رسیده‏‌اند که فلات ایران تحت‏‌تأثیر دو اقیانوس متوالی و تا اندازه‌ای همزمان قرار گرفته است؛ یعنی اقیانوس پالئوتتیس که در بخش شمالی‏‌تر و قدیمی‏‌تر بوده است و اقیانوس نئوتتیس که در بخش جنوبی و جدیدتر بوده است (Stampfli, 2000; Stampfli and Kozur, 2006). بر پایة آقانباتی (Aghanabati, 2004) منطقة آهوان در حاشیة شمالی پهنة ایران مرکزی جای دارد (شکل 1-A).

چیرگی سنگی در منطقه با سنگ‏‌های آتشفشانی، رسوبی- آتشفشانی و رسوبی است که در منطقة گردنة آهوان به‏‌صورت یک سری از واحدهای چینه‏‌شناسی ژوراسیک تا کواترنری دیده می‏‌شوند (شکل 1-B) (Nabavi, 1987, Alavi Naeni, 1996). سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن میانی - بالایی به‏‌طور کلی شامل بازالت، آندزیت، تراکی‌آندزیت، تراکیت، داسیت و ریوداسیت هستند. گاهی دایک‏‌هایی با ترکیب شیمیایی تراکی‏‌بازالت و تراکی‏‌آندزیت بازالتی با روند کمابیش شمالی- جنوبی و حداکثر ضخامت 2 متر واحدهای سنگی یادشده را قطع می‌کنند. واحدهای آتشفشانی- رسوبی به‌نام به سازند کرج به سن ائوسن میانی است که توده‌های آذرین درونی درون این مجموعة آتشفشانی- رسوبی نفوذ کرده‌اند.

شکل 1. جایگاه جغرافیایی و زمین‌شناسی منطقة آهوان A) نقشة زمین‌شناسی ایران (Ghasemi and Talbot, 2005)؛ B) نقشة منطقة آهوان (Alavi Naeni, 1996).

Figure 1. Geographical and geological setting of Ahovan area A) Geological map of Iran (Ghasemi and Talbot, 2005); B) Simplified map of the study area (Alavi Naeni, 1996).

روش انجام پژوهش

در بررسی‏‌های صحرایی، 80 نمونه سنگی برای بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری از سنگ‏‌های آتشفشانی مورد بررسی برداشت شد. پس از تهیة مقاطع نازک، کانی‏‌شناسی و روابط بافتی آنها به‏‌طور دقیق بررسی شد و 10 نمونه از این سنگ‏‌ها با کمترین دگرسانی، انتخاب شدند و برای تعیین مقادیر عنصرهای اصلی به روش ICP-OES و عنصرهای فرعی و کمیاب خاکی به روش ICP-MS، به آزمایشگاه ALS-CHEMEX کشور کانادا فرستاده شدند (جدول 1). برای مقایسه از 11 نمونة تجزیه‌شدة خلعت‌بری جعفری و اعتصامی (Khalatbari Jafari and Etesami, 2018) نیز استفاده شده است. دقت اندازه‏‌گیری برای همة عنصرهای اصلی تا 01/0 درصدوزنی، حداکثر دقت اندازه‌گیری در گروه عنصرهای کمیاب برای عنصرهای Cr، Li و Tl به میزان ppm10 و برای عنصرهای Cs، Ho، Lu، Tb و Tm به میزان ppm 01/0 بوده است.

سنگ‌نگاری

با توجه به بررسی‏‌های صحرایی، واحدهای آتشفشانی ائوسن با روند کلی خاوری- باختری، گسترش بسیار بیشتری نسبت به توده‌های آذرین درونی منطقه دارند. این واحدها دامنة ترکیبی از بازالت، آندزیت- تراکی‌آندزیت و تراکیت نشان می‌دهند که در این میان، سنگ‏‌های آندزیت- تراکی‌آندزیت حجم بیشتری را به خود اختصاص داده‏‌اند.

بازالت

این سنگ‌ها در مقاطع نازک، بافت‏‌های جریانی، پورفیری، هیالومیکرولیتیک پورفیری و هیالوپورفیری نشان می‌دهند (شکل 2-A). پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانی‏‌های اصلی سازندة آنها هستند. پلاژیوکلازها نیمه‌شکل‏‌دار تا شکل‏‌دار است و با ماکل تکراری و کارلسباد به‌صورت درشت بلور و میکرولیت در زمینة شیشه‏‌ای جای می‏‌گیرند. این کانی‏‌ها گاهی سوسوریتی شده‏‌اند. کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار تا شکل‏‌دار هستند و به‌صورت ریز بلور و درشت بلور دیده می‏‌شوند. این کانی‏‌ها گاه اکتینولیتی و کلریتی شده‏‌اند (شکل 2-B). افزون‏‌بر گدازه‏‌های بازالتی یادشده، شماری دایک دلریتی، دیگر سنگ‌های منطقه را قطع کرده‏‌اند. این دایک‏‌ها روند کلی کمابیش شمالی ـ جنوبی نشان می‌دهند و بیشینة ضخامت آنها به 2 متر می‌رسد. بلورهای پلاژیوکلاز به‌گونه‏‌ای در کنار یکدیگر جای گرفته‏‌اند که فضای میان آنها را کانی کلینوپیروکسن پر کرده است و بدین‌گونه بافت دلریتی به سنگ داده‌اند.

آندزیت- تراکی‌آندزیت

آندزیت- تراکی‌آندزیت بافت‌های پورفیری و میکرولیتیک پورفیری دارند (شکل 2-C). کانی‏‌های اصلی آن‌ها را پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت می‌سازند. پلاژیوکلازها با ماکل تکراری به‌صورت درشت بلور و میکرولیت بخش اصلی سنگ را تشکیل می‌دهند. این کانی‏‌ها میانبار‏‌هایی از آپاتیت و زیرکن دارند و در پی دگرسانی سریسیتی و سوسوریتی شده‏‌اند. کلینوپیروکسن‌ها گاه در حاشیه به اورالیت تبدیل شده‌اند و در برخی مقاطع نیز نشانه‌هایی از تجزیة آنها به کلریت، کلسیت و اپیدوت دیده می‌شود. آمفیبول به‌صورت شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار در بسیاری از مقاطع دیده می‌شود. فراوانی حجمی آنها نزدیک به پنج درصد می‏‌رسد. مقدار بیوتیت در آندزیت‏‌ها نیز نزدیک به دو درصد است. اکسیدهای آهن در زمینة سنگ پراکنده‏‌ هستند.

تراکیت

این سنگ‌ها بافت‌های جریانی، میکرولیتیک پورفیری و گلومروپورفیری دارند (شکل‌های 2-D و 2-E). پلاژیوکلاز و سانیدین از کانی‏‌های اصلی سنگ به‌شمار می‌روند. این کانی‌ها به‏‌صورت فنوکریست و میکرولیت دیده می‌شوند. پلاژیوکلازها با ماکل تکراری شناخته می‌شوند و کمابیش سریسیتی شده‏‌اند. بلورهای سانیدین ماکل کارلسباد دارند و در پی دگرسانی با کانی‏‌های رسی جایگزین شده‏‌اند. آمفیبول و بیوتیت به میزان کمی در این سنگ‏‌ها وجود دارند و مقدار حجمی آنها به 10 درصد می‏‌رسد. اکسیدهای آهن، کلسیت، کلریت و اپیدوت محصول دگرسانی این کانی‌ها هستند.

افزون‏‌بر گدازه‏‌های یادشده، بیشتر سنگ‏‌های آذرآواری با ترکیب داسیتی و تراکیتی نیز دیده می‌شوند که بافت سرئیت (تدریجی) در آنها دیده می‌شود. افزون‏‌بر قطعات سنگی، کانی‏‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های آذرآواری پلاژیوکلاز و کوارتز است. پلاژیوکلازها با ماکل تکراری به‌صورت میکرولیت دیده شده و گاهی کلسیتی شده‌اند. تجمع پلاژیوکلازها به پیدایش بافت گلومروپورفیری در این سنگ‌ها انجامیده است (شکل 2-F). همچنین، پلاژیوکلازهای درشت کلسیتی‌شده در زمینة ریز و بدون بلور، بافت هیالوپورفیری را پدید آورده است (شکل 2-G).

شکل 2. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از A) بافت هیالوپورفیری در سنگ‌های بازالتی؛ B) کلینوپیروکسن‌ها در سنگ‌های بازالتی که کلریتی شده‌اند؛ C) بافت‌ هیالومیکرولیتی پورفیری در سنگ‌های آندزیتی منطقه؛ D، E) بافت هیالومیکرولیتی پورفیری در سنگ‌های تراکیتی با پلاژیوکلازهای جایگزین‌شده با کلسیت (نام اختصاری کانی‌ها بر پایة Warr (2021) است).

Figure 2. Photomicrographs (XPL) of A) Hyaloporphyry texture in the basaltic rocks; B) Clinopyroxenes in thr chloritized basaltic rocks; C) Hyalo-Microlithic porphyry texture in the andesitic rock; D, E) Hyalo-microlithic porphyry texture in the trachytic rocks with plagioclase altered to calcite (Mineral Abbreviation is based on Warr (2021)).

نتایج و بحث

زمین‌شیمی

داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده از تجزیة‌ سنگ کل نمونه‌های آتشفشانی منطقة آهوان در جدول 1 آورده شده‌اند. بر پایة نمودار Co در برابر Th، نمونه‏‌ها در بازة گسترده‌ای از داسیت تا بازالت و در محدودة کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا جای می‌گیرند (شکل 3-A). در نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (شکل 3-B)، نمونه‏‌های گردنة آهوان در محدوده‏‌های تراکی‌آندزیت، تراکی‌بازالت و تراکیت جای می‏‌گیرند. همچنین، با توجه به مقاومت عنصرهای HFSE و REE در برابر عوامل دگرسانی (که ترکیب سنگ را تحت‏‌تأثیر قرار می‏‌دهند و در برابر سیالات گرمابی حساسیت کمتری دارند)، برای رده‌بندی سنگ‌ها و تعیین سری ماگمایی از آنها بهره گرفته شد. در نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2، نمونه‏‌های گردنة آهوان در محدودة ساب‌آلکالی بازالت، آلکالی‌بازالت، آندزیت، آندزیت- بازالت و تراکیت جای می‏‌گیرند (شکل 3-C).

جدول 1. داده‌های زمین‌شیمیایی به روش‌های ICP-OES و ICP-MS برای سنگ‌های آتشفشانی منطقة گردنة آهوان.

Table 1. ICP-OES and ICP-MS geochemical data of volcanic rocks in the Ahovan area.

Lithology

Andesite -Basalt

Sub alkaline Basalt

Andesite

Terachite

Sample No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

SiO2

48.17

54.82

57.91

58.44

46.98

49.4

65.12

62.28

68.47

68.50

TiO2

1.3

2.06

1.01

0.87

2.04

2.46

0.98

1.01

0.55

0.55

Al2O3

17.14

16.56

17.24

17.45

16.77

14.99

14.93

17.47

16.32

16.30

Fe2O3

0.9

0.8

0.59

0.59

1.13

1.15

0.48

0.54

0.22

0.22

MnO

0.16

0.25

0.13

0.13

0.34

0.26

0.07

0.06

0.06

0.06

MgO

6.9

2.69

2.56

2.22

5.64

4.95

1.73

2.07

0.67

0.7

CaO

10.22

5.9

5.22

5.02

12.26

8.88

2.02

1.39

0.88

0.9

Na2O

3.1

6.11

7.3

8.27

2.57

4.75

3.29

6.18

5.83

5.80

K2O

2.24

1.64

1.72

0.71

0.57

1.05

6.21

3.22

4.45

4.40

P2O5

0.58

1.13

0.28

0.27

0.37

0.45

0.31

0.25

0.2

0.20

TOTAL

90.71

91.96

93.96

93.97

88.67

88.34

95.14

94.47

97.65

97.63

Ba

1065

585

153.5

226

183

254

558

866

852

850

Rb

36.9

21.1

22.7

14.4

9.4

22.4

109.5

71.4

77.1

77

Sr

1070

468

660

765

379

505

80.3

246

377

380

Y

24.4

61.5

22

20.4

31.7

35.9

32.3

26.5

35.9

36

Zr

144

365

170

141

136

179

223

195

511

510

Nb

17.1

44.3

29.7

26.6

13.2

15.5

15.9

11.8

57.8

58

Th

5.16

6.42

20.8

20.4

0.87

2.04

11.65

10.05

25.3

25

Pb

52

84

20

8

17

13

47

21

9

9

Zn

159

1370

19

16

193

159

65

63

38

38

Cu

178

6

18

11

61

36

36

217

9

9

Ni

38

0.5

4

3

77

25

0.5

2

1

1

V

342

116

188

171

312

348

80

143

22

22

Cr

200

10

30

20

220

110

5

20

5

5

Hf

3.1

7.6

4

3.5

2.9

4.3

5.6

5.2

11

11

Sc

31

14

10

10

30

29

11

16

3

3

Ta

0.9

2.8

2.3

1.9

0.6

0.9

1.4

1.1

3.9

3.9

U

1.11

1.28

3.17

3.53

0.24

0.58

2.58

3.02

4.97

5

Sn

4

3

4

2

2

2

0.5

1

3

3

Mo

2

2

1

1

1

1

2

2

2

2

Tm

0.3

0.94

0.32

0.3

0.49

0.62

0.49

0.44

0.61

0.6

La

40.6

62.5

54.3

50.5

14.1

18.6

32.4

34.4

60.8

61

Ce

77.5

123.5

93.8

89.1

31.4

42.1

68.9

66.6

114

115

Pr

8.82

14.15

9.78

9.12

4.15

5.38

8.39

7.71

11.2

11.2

Nd

34.1

56.2

36.1

33.5

18.4

23.2

33.2

28

39.1

39

Sm

6.87

11.85

5.92

6.25

4.68

6.03

6.85

5.99

7.23

7.2

Eu

1.96

4.29

1.81

1.85

1.92

2.15

1.96

1.06

1.96

1.95

Gd

5.51

11.45

4.5

4.56

5.2

6.17

6.94

5.24

6.06

6.1

Tb

0.73

1.75

0.69

0.66

0.8

1.06

0.98

0.79

0.92

0.9

Dy

4.22

10.55

3.82

3.53

5.42

6.49

5.83

5.36

5.68

5.7

Er

2.31

6.1

2.33

2.01

3.11

3.63

3.5

3.38

4.04

4

Tm

0.3

0.94

0.32

0.3

0.49

0.62

0.49

0.44

0.61

0.6

Yb

1.84

5.64

1.77

1.93

2.86

3.44

3.48

2.84

4.14

4.2

Lu

0.3

0.86

0.29

0.27

0.48

0.5

0.51

0.45

0.58

0.6

Nb/Y

0.7

0.7

1.4

1.3

0.4

0.4

0.5

0.4

1.6

1.6

TiO2/Yb

0.71

0.37

0.57

0.45

0.71

0.72

0.28

0.36

0.13

0.13

La/Yb

22.1

11.1

30.7

26.2

4.9

5.4

9.3

12.1

14.7

14.5

Gd/Yb

3.0

2.0

2.5

2.4

1.8

1.8

2.0

1.8

1.5

1.5

Sm/Yb

3.7

2.1

3.3

3.2

1.6

1.8

2.0

2.1

1.7

1.7

Y/15

1.6

4.1

1.5

1.4

2.1

2.4

2.2

1.8

2.4

2.4

La/10

4.1

6.3

5.4

5.1

1.4

1.9

3.2

3.4

6.1

6.1

Nb/8

2.1

5.5

3.7

3.3

1.7

1.9

2.0

1.5

7.2

7.3

 شکل 3. A) نمودار Co در برابر Th برای تعیین سری ماگمایی (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار رده‌بندی Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).

Figure 3. A) Th versus Co diagram, for determining magmatic series (Hastie et al., 2007); B) Zr/TiO2 versus SiO2 classification diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977).

در نمودار شکل 4-A که بر پایة میزان SiO2 در برابر K2O، سری‏‌های ماگمایی را تفکیک می‌کند، نمونه‏‌های گردنة آهوان در محدودة سری کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند. در نمودار SiO2 در برابر Nb/Y نیز نمونه‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة آهوان حاصل ذوب نسبی کم فشار اسپینل لرزولیت هستند و رخداد آنها در ژرفای کمتر از میدان پایداری گارنت بوده است. همچنین، این نمودار نشان می‌دهد نمونه‏‌های گردنة آهوان در محدودة توله‏‌ایتی جای می‏‌گیرند (شکل 4-B). در شکل 4-C (Irvine and Baragar, 1971) که به‌تازگی بخش‏‌هایی به آن افزوده شده است (Vermeesch and Pease, 2021) و نسبت به رده‌بندی پیشین دو برتری دارد:

1) دیگر عنصرها را نیز در رده‌بندی جدید دخالت می‏‌دهند در حالی‌که در رده‌بندی پیشین بر پایة ترکیبات دوتایی ساده تصمیم‌گیری می‏‌شد و ازاین‌رو، میزان تعلق یک سنگ آذرین به هر یک از مجموعه‏‌ها را کمّی می‏‌کنند؛

2) تمایز بین دو سری را در کرانة داسیتی ـ ریولیتی سری ماگما، جایی‌که روندهای فنر و بوون در نمودار سه‌تایی همگرا می‌شوند، روشن می‌کنند، حال نمونه‏‌های گردنة آهوان افزون‌بر پیروی از روند منحنی (Vermeesch and Pease, 2021)، در محدودة کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند. در این نمودار، محدوده توله‏‌ایتی از روند فنر و محدودة کالک‌آلکالن از روند باون پیروی می‏کنند (Irvine and Baragar, 1971, Vermeesch and Pease, 2021 ). در نمودار Zr در برابر Y (Müller and Groves, 1997) که دو محیط درون‌صفحه‏‌ای و مرتبط با کمان آتشفشانی را از هم تفکیک می‏‌کند، سنگ‌های منطقة آهوان در محدوده کمان آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 4-D).

شکل 4. A) نمودار SiO2 در برابر K2O برای تعیین سری ماگمایی سنگ‌های آتشفشانی منطقه آهوان (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار SiO2 در برابر Nb/Y (Furman et al., 2004)؛ C) نمودار AFM برای تفکیک سری توله‏‌ایتی از کالک‌آلکالن (Irvine and Baragar, 1971) با تغییراتی از. Vermeesch and Pease (2021) b: basalt; fb: ferro-basalt; ab: andesite–basalt; a: andesite; d: dacite; r: rhyolite)؛ D) نمودار Zr در برابر Y (Müller and Groves, 1997).

Figure 4. A) SiO2 versus K2O diagram to determine the magmatic series of volcanic rocks of Ahovan area (Peccerillo and Taylor, 1976); B) SiO2 versus Nb/Y diagram (Furman et al., 2004); C) AFM diagram to distinguish tholeiitic series from calc-alkaline (Irvine and Barragar, 1971) with changes from Vermeesch and Pease (2021) (b: basalt; fb: ferro-basalt; ab: andesite–basalt; a: andesite; d: dacite; r: rhyolite); D) Zr versus Y diagram (Müller and Groves, 1997).

منبع گوشته‏‌ای و درجة ذوب‏‌بخشی سنگ‌های آتشفشانی را می‌توان در نمودار La/Yb در برابر Yb و منحنی‌های ذوب‏‌بخشی برای منابع گارنت و اسپینل ـ لرزولیت (Baker et al., 1997) بررسی کرد (شکل 5-A). سه روند متمایز در این نمودار دیده می‏‌شود که روند موازی محور افقی مربوط به گارنت ـ لرزولیت، روند منحنی شکل مربوط به اسپینل ـ گارنت ـ لرزولیت و روند موازی محور عمودی مربوط به اسپینل ـ لرزولیت است. نمونه‏‌های منطقة آهوان در راستای روند اسپینل + گارنت ـ لرزولیت جای می‏‌گیرند و شماری از این نمونه‏‌ها در محدودة بازالت‏‌های کمان‏‌های اقیانوسی جای گرفته‏‌اند. به‏‌طور خلاصه، روند جایگیری نمونه‏‌های گردنة آهوان نشان می‏‌دهد از یک گوشتة غنی‌شده پدید آمده‏‌اند که در محدودة گارنت آغاز به ذوب‏‌شدن کرده است و در ژرفای گوشته در رخسارة اسپینل به ذوب ادامه داده‏‌اند. بر پایة نمودار Nb/Y در برابر TiO2/Yb، نمونه‏‌های گردنة آهوان در محدودة E-MORB جای می‏‌گیرند (شکل 5-B).

شکل 5. A) نمودار La/Yb در برابر Yb (Baker et al., 1997)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر TiO2/Yb (Pearce, 2008)؛ C) نمودار Zr در برابر Ti/1000 (Pearce, 1982).

Figure 5. A) La/Yb versus Yb diagram (Baker et al., 1997); B) Nb/Y versus TiO2/Yb diagram (Pearce, 2008); C) Zr versus Ti/1000 (Pearce, 1982).

بر پایة نمودار Zr در برابر Ti/1000، بیشتر نمونه‏‌های گردنة آهوان (مگر دو نمونه) در محدودة بازالت‏‌های کمان آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 5-C).

تکتونوماگماتیسم و منشأ ماگمایی

بر پایة نمودار La/Yb در برابر Gd/Yb، نمونه‏‌های گردنة آهوان در محدودة گارنت-آمفیبول-فلوگوپیت- لرزولیت جای گرفته‏‌اند و بازة 2 تا 10 درصد ذوب‏‌بخشی را نشان می‏‌دهند (شکل‌های 6-A و 6-B). ذوب‏‌بخشی منبع گوشتة اسپینل لرزولیتی نسبت Sm/Yb را تغییر نمی‌دهد؛ زیرا ضرایب جدایش دو عنصرِ Sm و Yb همانند است؛ اما محتوای Sm مذاب‌ها شاید با افزایش درجة ذوب‏‌بخشی کاهش یابد (Aldanmaz et al., 2000). به‏‌طور معمول، عنصر Yb سازگاری بیشتری با گارنت نشان می‌دهد تا کلینوپیروکسن یا اسپینل که در آن نسبت Sm/Yb در سنگ‌ها باید به کانی‌شناسی منبع بازالت حساس باشد. در نمودار Sm در برابر Sm/Yb، منحنی‏‌های مذاب برای اسپینل ـ لرزولیت و گارنت ـ لرزولیت ترسیم شده است (شکل 6-B). ترکیبات مودال اسپینل ـ لرزولیت (Ol: 53%؛ Opx: 27%؛ Cpx: 17%؛ Sp: 3%) و گارنت ـ لرزولیت (Ol: 60%؛ Opx: 20%؛ Cpx: 10%؛ Grt: 10%) است (Walter, 1998; Kinzler, 1997)؛ اما در این نمودار، نمونه‏‌ها روی خط اسپینل + گارنت ـ لرزولیت جای گرفته‌اند و روند ذوب 5 تا 20 درصد را نشان می‏‌دهند.

شکل 6. A) نمودار Gd/Yb در برابر La/Yb که برای نمایش میزان ذوب‏‌بخشی و محدودة ذوب بازالت‏‌ها به‌کار برده می‌شود (Aldanmaz et al., 2000)؛ B) نمودار Sm/Yb در برابر Sm (Shaw, 1970) که ذوب یک منبع اسپینل + گارنت - لرزولیت را نشان می‏‌دهد.

Figure 6. A) Gd/Yb versus La/Yb diagram, which is used to show the amount of partial melting and the melting range of basalts (Aldanmaz et al., 2000); B) Sm/Yb versus Sm diagram (Shaw, 1970), which shows a spinel + garnet-lherzolite source melt.

برای تفکیک محیط زمین‌ساختی نمودارهایی به‌کار برده می‌شود که سازگارترین آنها با نمونه‏‌های محدوده مورد بررسی در شکل 7 نشان داده شده‌اند. بیشتر نمونه‏‌های گردنة آهوان در شکل ‌7-A در محدودة مربوط به مراکز گسترش و در شکل 7-B در محدوده‏‌های مربوط به بازالت‏‌های کالک‌آلکالن مربوط به کمان آتشفشانی جای می‏‌گیرند.

شکل 7. A) نمودار سه‌تایی FeOt-MgO-Al2O3 (Pearce et al., 1977)؛ B) نمودار سه‌تایی Y/15-La/10-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989) (1A: بازالت‏‌های کالک آلکالن؛ 1B: همپوشانی میان محدوده 1A و 1C؛ :1C کمان‏‌های آتشفشانی توله‏‌ایتی؛ 2A: بازالت‏‌های قاره‏‌ای؛ 2B: بازالت‏‌های پشت کمانی؛ 3A: بازالت‏‌های آلکالن؛ 3B,C: بازالت‏‌های میان اقیانوسی تیپ E؛ 3D: بازالت‏‌‏‌های میان اقیانوسی نرمال).

Figure 7. A) FeOt-MgO-Al2O3 ternary diagram (Pearce et al., 1977); B) Y/15 -La/10-Nb/8 ternary diagram (Cabanis and Lecolle, 1989) (1A: Calc-alkaline basalts; 1B: Overlap between 1A and 1C; 1C: Volcanic arc tholeiites; 2A: Continental basalts; Back arc basalts; 3A: Alkaline basalts; 3B, C: E-MORB; 3D: N-MORB).

الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‌های سری‏‌های ماگمایی گوناگون در جزایر اقیانوسی در شکل 8 ارائه شده است (شکل‌های 8-A، 8-B و 8-C)؛ همانگونه که در شکل 8-D نشان داده شده است نمونه‏‌های گردنة آهوان از روندی مشابه کالک‌آلکالن‏‌های جزیره‏‌های کمانی (شکل 8-B) پیروی می‏‌کنند. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشدة به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای نمونه‏‌های گردنة آهوان الگویی شیب‌دار را نشان می‏‌دهد (شکل 8-D) که از ویژگی‏‌های کالک‌آلکالن جزیره‏‌های کمانی است. در شکل 8-D برخی نمونه‏‌ها آنومالی مثبت یوروپیم و برخی نیز آنومالی منفی نشان می‏‌دهند که این موضوع به‌علت تفاوت در فرایند تبلور سنگ‏‌های منطقه و همچنین، تفاوت کانی‌شناسی این سنگ‏‌ها به‌ویژه در فراوانی پلاژیوکلاز است.

شکل 8. A، B، C) نمودار الگوهای فراوانی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب بازالت‏‌های جزیره‏‌های کمانی (Willson, 1989)؛ D) الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).

Figure 8. A, B, C) Basalts of island arc-normalized trace element patterns (Willson, 1989), D) Chondrite normalized trace element patterns (Boynton, 1984).

نمودارهای عنکبوتی به‌خوبی نشان‏‌دهندة شرایط پیدایش سنگ‏‌های آذرین هستند؛ ازاین‌رو، نمودار بهنجارشده به ترکیب N-MORB به‌کار برده شده است (شکل 9-A). دز این نمودار روندها غنی‏‌شدگی از LILE و تهی‏‌شدگی از HFSE نشان می‏‌دهند. روند کاهشی نمودار یادشده نشان‌دهندة مشـارکت فراینـد آغشتگی پوسته‏‌ای در پیدایش سنگ‌های گردنة آهوان است. در این نمودار، تهـی‌شـدگی آشکاری از عنصرهای Nb، Ti و Taدیده می‏‌شود که از ویژگی‏‌های جزیره‏‌های کمانی است (Pearce et al., 1984). غنی‌شدگی از LILE (مانند: K و Sr) نیز دیده می‏‌شود که این ویژگی را پیامد دگرسانی گوشته‏‌ای می‌دانند که در پی آن سیالات آبداری که از پوستة فرورنده درون گوۀ گوشته‏‌ای در ژرفاهای گوناگون نفوذ کرده‌اند به دگرسانی و در نتیجه پیدایش بازالت‏‌های کمانی انجامیده‌اند (Wilson, 1989). تهی‏‌شدگی از HFSE دلایل گوناگونی می‏‌تواند داشته باشد، مانند درجات بالای ذوب‏‌بخشی و توزیع آنها در خاستگاه گوشته‏‌ای را می‏‌توان برشمرد (Wilson, 1989). الگوی ناهنجاری مثبت از عنصرهای Ba، Sr و K همراه با بی‏‌هنجاری منفی Nb و ناهنجاری منفی عنصر Ce در سنگ‌های آتشفشانی جزیره‏‌های کمانی، نشانه پیدایش سیالات ناشی از ذوب و آبزدایی رسوبات پلاژیک تختة اقیانوسی فرورونده است (Benrashidian et al., 2024).

شکل 9. الگوی نمودار عنکبوتی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به A) ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989)؛ (B ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995).

Figure 9. incompatible element patterns normalized to A) N-MORB composition (Sun and McDonough, 1989), B) Primitive mantle composition (McDonough and Sun, 1995).

در نمودار شکل 9-A بی‌هنجاری مثبتی از Pb دیده می‏‌شود که آن را پیامد آغشتگی پوسته‏‌ای می‌دانند (Goudarzi et al., 2025).

در نمودار شکل 9-B سنگ‌های گردنة آهوان به ترکیب گوشتة اولیه بهنجار شده‏‌اند. در این نمودار فراوانی عنصرهای کمیاب در این سنگ‏‌ها همانند سنگ‏‌های کالک‌آلکالن در محیط کمان آتشفشانی هستند. عنصرهای Nb، Rb، Th، Ce، Ti و P آنومالی منفی و عنصرهای Cs، Pb، Ba، K و Sr آنومالی مثبت دارند. غنی‌شدگی از LILEs به‌همراه تهی‌شدگی از HFSE به‌ویژه Nb، Ta و Zr از ویژگی‏‌های پهنه‌های کمانی (فرورانشی) است (Stolz et al., 1990). به باور ویلسون (Wilson., 1989)، آنومالی مثبت Nb ویژة مناطق کششی و کافتی است و آنومالی منفی Nb و Ti نشان‏‌دهندة پیدایش ماگما در پهنه‌های فرورانشی است (Wilson., 1989). این نکته پیدایش سنگ‏‌های منطقة آهوان در پهنة فرورانشی را تأیید می‏‌کند. غنی‏‌شدگی از عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی کم مانند Rb، Ba، K و Sr را در کنار آنومالی منفی عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی بالا مانند Nb، Ti و P را نشان‌دهندة ماگماتیسم مرتبط با پهنه فرورانش می‌دانند (Rollinson, 1993)؛ به گونه‏‌ای‌که تهی‌شدگی عنصرهای HFSE مانند Ti، P و Nb که از ویژگی‏‌های برجستة محیط‏‌های کمانی است می‏‌تواند نشان‌دهندة خاستگاه‌گرفتن ماگما از پوستة اقیانوسی فرورونده و گوة گوشته‏‌ای دگرنهاد روی آن، فرایند تبلوربخشی و نیز هضم و آلایش ماگما با مواد پوسته‏‌ای باشد (Saunders et al., 1992; Nagudi et al., 2003). آنومالی منفی Ti نیز گویای نقش اکسیدهای Ti-Fe است (Rollinson, 1993) که با وارد‏‌شدن عنصر Ti در دیگر کانی‏‌ها (مانند تیتانومگنتیت) در مراحل آغازین جدایش بلورین روی دهد. در شکل 9 داده‌های به‌دست‌آمده توسط خلعت‌بری‌جعفری و اعتصامی (Khalatbari Jafari and Etesami, 2018) که به‏‌صورت محدوده خاکستری رنگ دیده می‌شود با نتایج به‌دست‌آمده در این پژوهش مقایسه شده‌اند که حاصل این مقایسه همخوانی دو سری نمونه با همدیگر است.

برداشت

سنگ‏‌های منطقة آهوان طیفی از بازالت، آندزیت - تراکی‏‌آندزیت تا تراکیت هستند. پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانی‏‌های اصلی سازندة بازالت‏‌ها هستند. آندزیت - تراکی‌آندزیت‏‌ها از پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت تشکیل شده‌اند. سنگ‏‌های تراکیتی پلاژیوکلاز و سانیدین دارند و آمفیبول و بیوتیت نیز به میزان کم در این سنگ‏‌ها یافت می‌شود. به لحاظ سری ماگمایی سنگ‏‌های گردنة آهوان در محدودة سری کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند که حاصل ذوب نسبی کم فشار اسپینل لرزولیت هستند و رخداد آنها در ژرفای کمتر از میدان پایداری ذوب گارنت بوده است. از دید محیط زمین‌ساختی، این سنگ‏‌ها در محدودة ترکیبیِ بازالت‏‌های کالک‌آلکالن مربوط به کمان آتشفشانی و مرتبط با فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس پدید آمده‌‏‌اند.

References

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran, 586p. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Ahmadi Khalaji, A.A., Esmaeily, D., Valizadeh, M.V., and Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29, 859-877. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.06.005
Alavi, M. (2004) Regional Stratigraphy of the Zagros Fold-Thrust Belt of Iran and its Proforeland Evolution. American Journal of Science, 304(1), 1-20. https://doi.org/10.2475/ajs.304.1.1
Alavi Naeini, M. (1996) Geological map of Jam Quadrangle Scale 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M., and Mitchell, J. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of volcanology and geothermal research, 102, 67-95. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7
Baker, J., Menzies, M., Thirlwall, M., and Macpherson, C. (1997) Petrogenesis of Quaternary intraplate volcanism, Sana'a, Yemen: implications for plume-lithosphere interaction and polybaric melt hybridization. Journal of Petrology, 38, 1359-1390. https://doi.org/10.1093/petroj/38.10.1359
Benrashidian, S., Ahmadi Khalaji, A., Eskandarnia, P., Keshtgar, S., and Tahmasbi, Z. (2024) Geochemistry and tectonic setting of volcanic rocks in the Mahiroud volcano-plutonic complex, Southeast of Sarbisheh (Eastern Iran). Petrological Journal, 15(2), 129-152 (in Persian) https://doi.org/10.22108/IJP.2023.137324.1297
Berberian, F., Muir, I., Pankhurst, R., and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and Early Miocene Andean type plutonic activity in northern Makran and Central Iran. Journal of the Geological Society, 139, 605-614. https://doi.org/10.1144/gsjgs.139.5.0605
Blanc, J.P., Allen, M.B., and Inger, S. (2003) Structural Styles in the Zagros Simple Folded Zone, Iran. Journal of the Geological Society, 160, 401-412. https://doi.org/10.1144/0016-764902-110
Boynton, W. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. Rare earth element geochemistry. Development in Geochemistry: Elsevier, 63-114. http://dx.doi.org/10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3
Brilhante, S.A., Silva, Y.J.A.B.D., Medeiros, P.L.D., Nascimento, C.W.A.D., Silva, Y.J.A.B.D., Ferreira, T.O., Otero, X.L., Silva, A.H.N., Sousa, M.G., Alcantara, V.C., Araújo, J.K.S., and Junior, V.S.S. (2024) Geochemistry of rare Earth elements in rocks and soils along a Cretaceous volcano-sedimentary Basin in Northeastern Brazil. Geoderma Regional, 36, e00756. https://doi.org/10.1016/j.geodrs.2024.e00756
Byrne, D.E., Sykes, L.R., and Davis, D.M. (1992) Great thrust earthquakes and aseismic slip along the plate boundary of the Makran Subduction Zone. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 97, 449-478. https://doi.org/10.1029/91JB02165
Cabanis, B., and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10-Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des séries volcaniques et la mise en évidence des processus de mélange et/ou de contamination crustale. Comptes rendus de l'Academie des sciences, Serie 2 309, 2023-2029. http://pascal-francis.inist.fr/vibad/index.php?action=getRecordDetail&idt=6648552
Dewey, J., Pitman, W., Ryan, W., and Bonnin, J. (1973) Plate Tectonics and the Evolution of the Alpine System. Geological Society of America Bulletin, 84(10), 3137–3180. http://dx.doi.org/10.1130/0016-7606(1973)84<3137:PTATEO>2.0.CO;2
Falcon, N.L. (1967) The Geology of the Northeast Margin of the Arabian Basement Shield. Advancement of Science, 24, 31-42.
Furman, T., Bryce, J.G., Karson, J., and Iotti, A. (2004) East African Rift System (EARS) plume structure: insights from Quaternary mafic lavas of Turkana, Kenya. Journal of Petrology, 45, 1069-1088. https://doi.org/10.1093/petrology/egh004
Gansser, A. (1981) The geodynamic history of the Himalaya. Zagros Hindu Kush Himalaya Geodynamic Evolution, 3, 111-121. https://doi.org/10.1016/0040-1951(84)90205-1
Ghasemi, A., and Talbot, C. (2005) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683–693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003
Goudarzi, M., Zamanian, H., and Klotzli, U. (2025) Geochemistry and tectono-magmatic setting of hypabyssal intrusive rocks in the south of Mamouniyeh, Urumieh-Dokhtar magmatic arc, Iran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 35, 129-148. https://doi.org/10.22071/gsj.2024.447739.2139
Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A., and Mitchell, S.F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48, 2341-2357. https://doi.org/10.1093/petrology/egm062
He, Y., Zhao, G., Sun, M., and Han, Y. (2010) Petrogenesis and tectonic setting of volcanic rocks in the Xiaoshan and Waifangshan areas along the southern margin of the North China Craton: Constraints from bulk-rock geochemistry and Sr–Nd isotopic composition. Lithos, 114, 186-199. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.08.008
Irvine, T.N., and Baragar, W. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Jackson, J., and McKenzie, D. (1984) Active tectonics of the Alpine-Himalayan Belt between western Turkey and Pakistan. Geophysical Journal International, 77, 185-264. http://dx.doi.org/10.1111/j.1365-246X.1984.tb01931.x
Khalatbari Jafari, M., and Etesami, S. (2018) Tectonomagmatic setting of the Eocene volcanic rocks in Ahovan area (Semnan). Iranian Journal of Geology, 12 (46), 49-64. (In Persian) https://sid.ir/paper/129308
Kinzler, R. (1997) Melting of mantle peridotites at pressure approaching the spinel to garnet transition: application to midocean ridge basalt petrogenesis. Journal of Geophysical Research, 102, 953-974. https://doi.org/10.1029/96JB00988
McCall, G.J.H. (2002) A Summary of the Geology of the Iranian Makran. In: Clift, P.D., Kroon, F.D., Gaedecke, C., and Craig, J., Eds., The Tectonic and Climatic Evolution of the Arabian Sea Region. Geological Society, London, 195, 147-204. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.2002.195.01.10
McDonough, W.F., and Sun, S.S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology, 120(3-4), 223-253. https://doi.org/10.1016/0009-2541(94)00140-4
Mirnejad, H., Lalonde, A.E., Obeid, M., and Hassanzadeh, J. (2013) Geochemistry and petrogenesis of Mashhad granitoids: An insight into the geodynamic history of the Paleo-Tethys in northeast of Iran. Lithos, 170-171, 105-116. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.03.003
Müller, D., and Groves, D.I. (1997) Tectonic settings of potassic igneous rocks. Potassic Igneous Rocks and Associated Gold-Copper Mineralization, 238 p. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg. https://doi.org/10.2113/econgeo.111.3.796
Nabavi, M.H. (1987) Geological map of Semnan Quadrangle Scale 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Nagudi, B., Koeberl, C., and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the Singo granite, Uganda, and implications for its origin. Journal of African earth sciences, 36, 73-87. https://doi.org/10.1016/S0899-5362(03)00014-9
Pearce, J.A. (1982) Trace Element Characteristics of Lavas from Destructive Plate Boundaries. In: Thorpe, R.S., Ed., Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks, John Wiley and Sons, 252-548. https://orca.cardiff.ac.uk/id/eprint/8625
Pearce, J.A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos, 100, 14-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.016
Pearce, J.A., Harris, N.B., and Tindle, A.G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983. http://dx.doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Pearce, J.A., and Norry, M.J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 33-47. http://dx.doi.org/10.1007/BF00375192
Pearce, T., Gorman, B., and Birkett, T. (1977) The relationship between major element chemistry and tectonic environment of basic and intermediate volcanic rocks. Earth and Planetary Science Letters, 36, 121-132. https://doi.org/10.1016/0012-821X(77)90193-5
Peccerillo, A., and Taylor, S. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. https://doi.org/10.1007/BF00384745
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation. Presentation, Interpretation, 384p. London. https://doi.org/10.4324/9781315845548
Saidi, A., Brunet, M.F., and Ricou, L.E. (1997) Continental accretion of the Iran Block to Eurasia as seen from Late Paleozoic to Early Cretaceous subsidence curves. Geodinamica Acta, 10, 189-208. https://doi.org/10.1080/09853111.1997.11105302
Saunders, A.D., Storey, M., Kent, R., and Norry, M. (1992) Consequences of plume-lithosphere interactions. Geological Society, London, Special Publications, 68, 41-60. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1992.068.01.04
Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences, 24, 405-417. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2003.11.007
Shaw, D.M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 34, 237-243. https://doi.org/10.1016/0016-7037(70)90009-8
Stampfli, G. (2000) Tethyan Oceans. In: Bozkurt, E., Winchester, J.A. and Piper, J.D.A., Eds., Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area. Geological Society of London, Special Publication, London, 1-23. http://dx.doi.org/10.1144/gsl.sp.2000.173.01.01
Stampfli, G.M., and Kozur, H. (2006) Europe from the Variscan to the Alpine Cycles. Geological Society, London, Memoirs, 32, 57-82. https://doi.org/10.1144/GSL.MEM.2006.032.01.04
Stocklin, J. (1968) Structural History and Tectonics of Iran1: A Review. AAPG Bulletin, 52, 1229-1258. https://doi.org/10.1306/5D25C4A5-16C1-11D7-8645000102C1865D
Stocklin, J., and Nabavi, M.H. (1973) Tectonic Map of Iran, 1:2500000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Stolz, A., Varne, R., Davies, G., Wheller, G., and Foden, J. (1990) Magma source components in an arc-continent collision zone: the Flores-Lembata sector, Sunda arc, Indonesia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 105, 585-601. https://doi.org/10.1007/BF00302497
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, AD. And Norry, M.J.(eds), Magmatism in oceanic basins. Geological Society, London, Special Publications, 42, 313-345. https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19
Tang, J., Xu, W., Wang, F., Li, Y., Sun, C., Xiong, S., and Wang, D. (2022) Temporal variations in the geochemistry of Mesozoic mafic–intermediate volcanic rocks in the northern Great Xing'an Range, Northeast China, and implications for deep lithospheric mantle processes. Lithos, 422-423, 106721. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2022.106721
Vermeesch, P., and Pease, V. (2021) A genetic classification of the tholeiitic and calc-alkaline magma series. Geochemical Perspectives Letters, 19, 1-6. https://doi.org/10.7185/geochemlet.2125
Walker, R., and Jackson, J. (2002) Active Tectonics of Eastern Iran. AGU Fall Meeting Abstracts.
Walter, M.J. (1998) Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere. Journal of Petrology, 39, 29-60. https://doi.org/10.1093/petroj/39.1.29
Warr, L.N. (2021) IMA–CNMNC approved mineral symbols. Mineralogical Magazine, 85(3), pp. 291–320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach, 466 p. Unwin Hyman, London. https://doi.org/10.1007/978-1-4020-6788-4
Winchester, J.A., and Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20, 325-343. https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2
Petrological Journal
Volume 16, Issue 1 - Serial Number 61
Petrological Journal, 16th Year, No. 61, 2025
March 2025
Pages 51-70

Files

History

  • Receive Date: 24 January 2025
  • Revise Date: 04 April 2025
  • Accept Date: 08 April 2025

Share

How to cite

Statistics