Petrogenesis and tectonomagmatic evolution of the Sabzevar ophiolitic complex based on whole rock geochemistry, zircon U–Pb geochronology, and zircon trace element composition in pillow lavas and sheeted dikes of the Sultanabad area

Mazhari, Seyed Ali; Bea, Fernando

doi:10.22108/ijp.2026.148624.1385

Petrogenesis and tectonomagmatic evolution of the Sabzevar ophiolitic complex based on whole rock geochemistry, zircon U–Pb geochronology, and zircon trace element composition in pillow lavas and sheeted dikes of the Sultanabad area

Document Type : Original Article

Authors

Seyed Ali Mazhari ¹
Fernando Bea ²

¹ Professor, Department of Social Sciences, University of Isfahan, Isfahan, Iran Associate Professor, Heavy Metals Research Center, University of Hakim Sabzevari, Sabzevar, Iran

² Professor, Department of Geology, University of Granada, Spain

10.22108/ijp.2026.148624.1385

Abstract

Introduction
Ophiolitic complexes—fragments of oceanic lithosphere tectonically emplaced onto continental margins—serve as crucial archives for reconstructing the formation and evolution of ancient ocean basins. The Sabzevar ophiolite in northeastern Iran represents one of the most significant remnants of Mesozoic Neotethyan oceanic lithosphere and provides a key window into the tectonic development of the northern Neotethys branch. Previous studies have assigned this ophiolite to diverse tectonic settings, including mid‑ocean ridge, supra‑subduction zone, and back‑arc environments (Khalatbari Jafari et al., 2013a, b; Rezaei et al., 2018; Jafari and Ghasemi, 2023). Nevertheless, the co‑occurrence of contrasting magmatic signatures within its volcanic sequences points to a polyphase magmatic history in a complex geodynamic framework (Omrani et al., 2018; Moghadam et al., 2025). This study investigates the pillow lavas and sheeted dikes exposed in the Sultanabad area, in the eastern sector of the Sabzevar ophiolite. Its primary aims are to characterize the geochemistry, constrain the crystallization ages of the volcanic units via zircon U–Pb geochronology, and assess their tectonomagmatic significance for the evolution of the Sabzevar oceanic basin.
Geological Setting
The Sabzevar ophiolite, situated in northeastern Iran, constitutes an integral component of the tectonic structure of the Central Iranian microcontinent (Alavi, 1994). It is widely interpreted as a relict of the northern Neotethyan oceanic realm, which formed within the Central Iranian terrane between Central Iran and the Alborz belt during the Mesozoic (Agard et al., 2005). The ophiolitic succession comprises ultramafic mantle rocks, layered ultramafic–mafic cumulates, sheeted dike complexes, pillow basalts, and pelagic sedimentary cover (e.g., Shojaat et al., 2003; Khalatbari Jafari et al., 2013a, b; Moghadam et al., 2025). The Sultanabad area hosts well‑preserved volcanic units, dominated by pillow basalts intercalated with sheeted dikes and minor massive lava flows. These rocks represent the uppermost levels of the oceanic crust. Field relations indicate that the pillow lavas erupted in a submarine setting and were subsequently affected by tectonic deformation during the Neotethyan closure and obduction of the ophiolitic complex onto the continental margin.
Materials and Methods
Representative samples of pillow basalts and sheeted dikes were collected from the Sultanabad area. Petrographic examination was performed using optical microscopy to characterize mineral assemblages and textural features. Whole‑rock major and trace element concentrations were determined via X‑ray fluorescence (XRF) and inductively coupled plasma mass spectrometry (ICP‑MS). Zircon grains were extracted from selected samples and subjected to U–Pb isotopic dating and trace element analysis using laser ablation‑inductively coupled plasma mass spectrometry (LA‑ICP‑MS). The geochemical data served to classify magma types, constrain magma sources, and discern tectonic affinities. Zircon trace element compositions were additionally examined to offer complementary constraints on magmatic processes and crystallization conditions.
Results
Petrographic observations reveal that the studied volcanic rocks consist predominantly of plagioclase, clinopyroxene, and secondary alteration minerals. The pillow lavas typically exhibit porphyritic to intersertal textures, whereas the sheeted dikes show fine‑grained to subophitic textures.
Whole‑rock geochemical data indicate that the studied samples fall into three main magmatic series: alkaline, calc‑alkaline, and tholeiitic varieties. The alkaline basalts are enriched in incompatible elements and display pronounced LREE enrichment relative to HREE. Their trace element patterns are akin to those of ocean island basalts (OIB). The tholeiitic basalts and sheeted dikes exhibit relatively flat REE patterns and are marked by negative Nb and Ta anomalies, characteristic of magmas generated in supra‑subduction zone settings. Calc‑alkaline basalts show intermediate geochemical signatures between these two groups.
Zircon U–Pb geochronology reveals that magmatic activity in the study area took place during the Cretaceous, yielding ages between ~113 and 90 Ma. The alkaline basalts record the oldest ages (~112–110 Ma), while the tholeiitic and calc‑alkaline rocks give slightly younger but overlapping ages of ~113–91 Ma.
Trace element compositions of zircon grains show HREE enrichment and LREE depletion, consistent with a magmatic origin. Variations in elemental ratios such as Th/U and Eu/Eu* point to differences in magma composition and crystallization conditions across the studied rock types.
Discussion
The geochemical signatures of the studied rocks point to the involvement of multiple magma sources in generating the Sultanabad volcanic sequence. The alkaline basalts most likely originated from low‑degree partial melting of a garnet‑bearing enriched mantle source, consistent with an intraplate or seamount‑related affinity. By contrast, the tholeiitic basalts and sheeted dikes appear to have been derived from higher‑degree partial melting of a depleted mantle source metasomatized by slab‑derived fluids.
The calc‑alkaline basalts exhibit geochemical features characteristic of subduction‑related magmatism and probably represent melts generated in a mantle wedge modified by slab‑derived fluids. The co‑occurrence of alkaline and supra‑subduction zone magmas within the same volcanic sequence implies that the Sabzevar oceanic basin underwent a complex tectonomagmatic history, encompassing both intraplate and subduction‑related processes.
The zircon U–Pb ages obtained in this study show that magmatic activity persisted over a protracted interval during the Middle to Late Cretaceous. This prolonged magmatism likely reflects the progressive evolution of a supra‑subduction zone system linked to the initiation and advancement of subduction within the northern Neotethys.
Conclusions
Combined whole‑rock geochemistry and zircon U–Pb geochronology provide new constraints on the petrogenesis and tectonic evolution of the volcanic units in the eastern Sabzevar ophiolite. The investigated rocks fall into alkaline, calc‑alkaline, and tholeiitic suites, reflecting the contribution of multiple mantle sources and magmatic pathways. Zircon U–Pb dating restricts magmatism to ca. 113–90 Ma, i.e., the Middle–Late Cretaceous. Geochemical fingerprints suggest that the tholeiitic basalts and sheeted dikes formed in a supra‑subduction zone setting, whereas the alkaline basalts represent within‑plate‑related magmatism subsequently incorporated into the ophiolitic succession. Collectively, the results favor a model whereby the Sabzevar ophiolite developed within a complex supra‑subduction zone system during the evolution and final closure of the northern Neotethys Ocean.

Keywords

Main Subjects

پتـرولوژی سنگ‌های آذرین و دگرگونی

Full Text

مقدمه

در ایران، افیولیت‌های مزوزوییک بازماندة پوستة اقیانوس نئوتتیس به‌شمار می‌روند که در راستای زمین‌درزهای پیرامون خردقارۀ ایران‌مرکزی گسترش یافته‌اند (Alavi, 1994; Agard et al., 2005). مجموعۀ افیولیتی سبزوار در شمال‌خاوری ایران از شاخص‌ترین افیولیت‌های نئوتتیس است که هم بجاماندة شاخه‌ای از نئوتتیس میان ایران‌مرکزی و حاشیۀ جنوبی اوراسیا دانسته شده است (Omrani et al., 2018; Moghadam et al., 2025) و هم در برخی بررسی‌ها در لبۀ خاوری ایران‌مرکزی و میان ایران‌مرکزی و البرز خاوری جای گرفته است (Jafari and Ghasemi, 2023). با وجود بررسی‌های پرشمار سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی در این مجموعۀ افیولیتی، پژوهشگران دربارۀ محیط تکتونوماگمایی پیدایش آن به اجماع نظر قطعی نرسیده‌اند. برخی پژوهش‌ها، بر پایۀ شواهد زمین‌شیمیایی، خاستگاه وابسته به فرورانش و محیط‌های پیش‌کمانی یا جزیره‌کمانی را پیشنهاد کرده‌اند (Khalatbari Jafari et al., 2013a, b; Rezaei et al., 2018)؛ اما گروهی دیگر شواهد موجود را گویای پیدایش آن در یک پهنة پشت‌کمانی قاره‌ای دانسته‌اند (Omrani et al., 2018; Moghadam et al., 2025). در برابر آنها، قاسمی و جعفری (Jafari and Ghasemi, 2023) با پیشنهاد الگوی ژئودینامیکی تکاملی پیشنهاد کرده‌اند که حوضۀ سبزوار از تریاس پسین–ژوراسیک پیشین به‌صورت یک پهنة کششی پشت‌کمانی وابسته به سامانۀ زمین‌ساختی سنندج–سیرجان پدید آمده و در ژوراسیک میانی تا کرتاسۀ پیشین گسترش یافته و از نزدیک به ۱۱۰ میلیون سال پیش نخستین مرحلۀ فرورانش با پیدایش آمفیبولیت‌ها و گرانولیت‌ها آغاز شده است. این فرایند در کرتاسۀ پسین (نزدیک به ۱۰۰–۷۵ میلیون سال پیش) با فعالیت ماگماتیسم توله‌ایتی تا کالک‌آلکالن وابسته به جزیره‌های کمانی[1] ادامه یافته و در پالئوسن–آغاز ائوسن با بسته‌شدن حوضه و بالازدگی افیولیت‌ها پایان یافته است. همچنین، دگرگونی فشاربالای شیست آبی سلطان‌آباد با سن نزدیک به ۵۸ میلیون سال پیش به مرحلۀ پایانی این تکامل نسبت داده شده است (Jafari and Ghasemi, 2023). این تفاوت دیدگاه‌ها نشان می‌دهد. برای بیان دقیق‌تر جایگاه ژئودینامیکی افیولیت سبزوار، به داده‌های تکمیلی زمین‌زمان‌سنجی و زمین‌شیمی کانی‌محور نیاز است.

در منطقۀ سلطان‌آباد، واقع در بخش خاوری افیولیت سبزوار، رخنمون‌های خوبی از گدازه‌های بالشی و مجموعۀ دایک‌های ورقه‌ای دیده می‌شود که از بخش‌های شاخص پوستۀ بالایی اقیانوس به‌شمار می‌روند. دایک‌های ورقه‌ای نشان‌دهندۀ راه‌های تغذیۀ ماگما در هنگام گسترش بستر اقیانوسی هستند و گدازه‌های بالشی بازتاب فوران‌های زیردریایی‌اند (Hopson, 2007). از آنجایی‌که این واحدها در مرحلۀ فعال پیدایش پوستۀ اقیانوسی پدید می‌آیند، زمین‌زمان‌سنجی تبلور و بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آنها می‌تواند محدودیت‌های زمانی دقیقی برای مرحلۀ پیدایش پهنۀ اقیانوسی فراهم آورد. با این حال، از آنجایی‌که در پی بسته‌شدن حوضه و بالازدگی افیولیت‌ها معمولاً جوان‌ترین بخش ورقه‌های اقیانوسی جدا می‌شود و بر کرانۀ قاره جای می‌گیرد و بخش‌های کهن‌تر به درون پهنۀ فرورانش رانده می‌شوند، ازاین‌رو، سن‌های به‌دست‌آمده بیشتر زمان پیدایش جوان‌ترین بخش برجای‌مانده از پوستۀ اقیانوسی هنگام بسته‌شدن حوضه را نشان می‌دهند. زیرکن به‌علت پایداری بلوری و مقاومت در برابر دگرسانی، از معتبرترین کانی‌ها در بررسی‌های زمین‌زمان‌شناسی و زمین‌شیمیایی است (Ni et al., 2020). هاسکین و آیرلند (Hoskin and Ireland, 2000) نشان دادند ترکیب عنصرهای کمیاب زیرکن می‌تواند اطلاعات ارزشمندی دربارة خاستگاه مذاب ارائه دهد. بررسی‌های بسیاری کاربرد زمین‌شیمی زیرکن در تفکیک محیط‌های زمین‏‌ساختی گوناگون را به اثبات رسانده‌اند (Grimes et al., 2007, 2015; Słodczyk et al., 2024). بررسی آنومالی‌های Ce و Eu شاخص شرایط اکسایش در ماگما دانسته می‌شوند (Smythe and Brenan, 2016). افزون‌بر این، دماسنج Ti در زیرکن برای برآورد کمی دمای تبلور ماگما پیشنهاد شده است (Ferry and Watson, 2007). بر این پایه، سن‌سنجی U–Pb به‌همراه داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب زیرکن چارچوبی دقیق برای تحلیل شرایط تبلور و تحول ماگمایی فراهم می‌کند.

با وجود اهمیت این رویکرد، تا کنون در مجموعة افیولیتی سبزوار زمین‌زمان‌سنجی رادیومتری از گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای گزارش نشده و زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب زیرکن در این واحدها بررسی نشده است. ازاین‌رو، این پژوهش با هدف پیشنهاد داده‌های نوین زمین‌زمان‌شناختی و زمین‌شیمیایی از گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای در منطقۀ سلطان‌آباد انجام شده است. برای این کار، زمین‌شیمی عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ کل، زمین‌زمان‌سنجی U–Pb زیرکن به روش LA ICP MS و ترکیب عنصرهای کمیاب زیرکن بررسی شدند تا سن تبلور این واحدها به‌دست آید و ویژگی‌های خاستگاه ماگمایی ارزیابی شود و شرایط تکتونوماگمایی پیدایش آنها در چارچوب تحول ژوراسیک تا کرتاسه شاخۀ نئوتتیس در شمال‌خاوری ایران، با تأکید بر جایگاه این واحدها در مراحل پایانی تکامل حوضه، تحلیل شود.

زمین‌شناسی منطقه

مجموعة افیولیتی سبزوار در شمال‏‌خاوری پهنه ایران مرکزی و در شمال بلوک لوت واقع شده است (شکل 1-A) و به‌عنوان بخشی از بقایای شاخه شمالی اقیانوس نئوتتیس شناخته می‌شود که تکامل آن به بازه‌های زمانی ژوراسیک–کرتاسه (Jafari and Ghasemi, 2023)، کرتاسه میانی تا پسین (Ohnenstetter, 1983; Shojaat et al., 2003) یا کرتاسه پسین تا پالئوسن–ائوسن (Bröcker et al., 2021) نسبت داده شده است. افیولیت سبزوار یک توالی نسبتاً کامل از شبه‌استراتیگرافی پنروز را نمایش می‌دهد (Dilek and Furnes, 2019; Moghadam et al., 2014) که شامل سنگ‌های گوشته‌ای (هارزبورگیت، دونیت و عدسی‌های کرومیتی)، مجموعة گابرویی لایه‌ای و ایزوتروپ، کمپلکس دایک‌های ورقه‌ای و در نهایت گدازه‌های بالشی و توده‌ای است (Lensch et al., 1979; Khalatbari Jafari et al., 2013a, b; Moghadam et al., 2014, 2025). افزون‌بر این، واحدهای دگرگونی شامل انواع شیست، آمفیبولیت و گرانولیت نیز در این مجموعه گزارش شده‌اند (Rossetti et al., 2010; Bröcker et al., 2021).

منطقه مورد بررسی در نقشة زمین‌شناسی 1:100000 سلطان‌آباد و در بخش خاوری مجموعة افیولیتی سبزوار جای دارد (شکل 1). بخش بزرگی از این منطقه را واحدهای افیولیتی و پساافیولیتی در بر گرفته‌اند (Akrami and Askari, 2000؛ شکل 1-B). رخنمون‌های پساافیولیتی شامل سنگ‌های آذرین، آذرآواری و رسوبی هستند که پس از بسته‌شدن پهنة اقیانوسی سبزوار و فرارانش سنگ‌کرة اقیانوسی پدید آمده‌اند (Hamzehlou, 2021) و بیشتر در شمال منطقه، با مرزهای گسلی از واحدهای افیولیتی جدا می‌شوند (شکل 1-B).

ارتباط صحرایی واحدهای بررسی‌شده

در منطقۀ سلطان‌آباد نزدیک به همة واحدهای یک توالی افیولیتی دیده می‌شوند، با این حال رفتار فرایندهای زمین‌ساختی باعث دگرریختی شدید ساختاری و گسیختگی این توالی شده و نظم چینه‌نگاشتی اولیة آنها را برهم زده است. بر همین پایه، با توجه به اهداف این پژوهش، تمرکز بر واحدهای گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای قرار داده شده است.

شکل 1. A) جایگاه منطقۀ بررسی‌شده در نقشۀ پراکندگی سنگ‌های ماگمایی در پهنه‌های ساختاری ایران با چهارگوش نمایانده شده است (برگرفته از Alavi, 1994)؛ B) نقشۀ زمین‌شناسی گسترة بررسی‌شده (برگرفته از Akrami and Askari (2000)). جایگاه نمونه‌های تجزیه‌شده در این پژوهش نیز در شکل نشان داده شده است.

Figure 1. A) Location of the study area shown by a rectangle on the distribution map of magmatic rocks in the structural zones of Iran (modified after Alavi, 1994); B) Geological map of the study area (modified after Akrami and Askari, 2000). The positions of the analyzed samples in this study are also marked on the map.

به‌علت این آشفتگی ساختاری، واحد دایک‌های ورقه‌ای در گسترۀ بررسی‌شده ارتباط چینه‌نگاشتی مستقیمی با گابروها یا بازالت‌ها نشان نمی‌دهد. این واحد از انباشت دایک‌های فراوان با راستای موازی یا نزدیک به موازی ساخته شده است که ضخامت بیشتر آنها از یک متر کمتر است. در بخش‌های هوازده، این سنگ‌ها طیفی از رنگ‌های قهوه‌ای روشن تا خاکستری مایل به سبز را نشان می‌دهند (شکل‌های 2-A و 2-B).

شکل 2. رخنمون صحرایی سنگ‌های بررسی‌شده در این پژوهش. A-B) نمایی از دایک‌های ورقه‌ای. گدازه‌های بالشی به‏‌صورت C) صخره‌ای؛ D) تپه‌های کم ارتفاع در این محدوده ظاهر می‌شوند (دید رو به شمال‏‌خاوری)؛ E-F) نمایی نزدیک از گدازه‌های بالشی که نمای سخت و مقاوم در برابر فرسایش نشان می‌دهند.

Figure 2. Field outcrops of the rocks studied in this research. A–B) View of sheeted dikes. Pillow lavas appear as C) cliff-forming; D) low hills in this area (view toward NE); E–F) Close-up views of pillow lavas showing a hard and erosion-resistant appearance.

گدازه‌های بالشی در بخش‌های گوناگون منطقه رخنمون دارند و در برخی بخش‌های به‌طور مستقیم در همبری پریدوتیت‌های گوشته‌ای دیده می‌شوند. این وضعیت صحرایی نشان‌دهندۀ جابه‌جایی روابط سنگ‌چینه‌ای اولیه در پی حرکت‌های زمین‌ساختی است. بیشتر گدازه‌های بالشی به‌صورت تپه‌های کم‌ارتفاع در راستای مرزهای گسلی با پریدوتیت‌ها دیده می‌شوند (شکل ۲-D) و رخنمون‌هایی پراکنده با گسترۀ نزدیک به چند صد متر مربع دارند. این رخنمون‌ها معمولاً به فرسایش مقاوم هستند و نمای صخره‌ای دارند (شکل‌های ۲-C و 2-F). بیشتر بالش‌ها براق و تیره مایل به قهوه‌ای هستند و قطر آنها نزدیک به ۵/۰ تا ۲ متر است.

سنگ‌نگاری

بیشتر سنگ‌های بررسی‌شده در این پژوهش، در سطوح گوناگون دچار دگرسانی شده‌اند که به جایگزینی فازهای آذرین اولیه انجامیده است. با این وجود، صرف‌نظر از میزان تغییرات کانی‌شناسی، بافت‌های آذرین اولیه همواره به‌خوبی حفظ شده‌اند. دگرسانی کلینوپیروکسن معمولاً به‌صورت جایگزینی با کلریت یا اکتینولیت رخ می‌دهد؛ با این حال، در برخی نمونه‌ها، بازمانده‌های تازه کلینوپیروکسن هم به‌صورت فنوکریست و هم به‌عنوان کانی زمینه دیده می‌شوند. پلاژیوکلاز دگرسان‌نشده کمتر دیده می‌شود؛ زیرا معمولاً با آلبیت و کلسیت جایگزین شده است. اولیوین دگرسان‌نشده برجای نمانده است و همواره با ایدینگسیت و/یا کلریت جایگزین شده است. شیشة آتشفشانی درون زمینه با مجموعه‌ای از کانی‌های کلریت و پرهنیت جایگزین شده است. شماری از نمونه‌ها بافت واریولیت نشان می‌دهند؛ به گونه‌ای که واریول‌ها بیشتر با کلسیت و در درجة دوم با کلریت و زئولیت پر شده‌اند. افزون بر این، رگچه‌های کوچک کلسیت فراوان هستند. صرف‌نظر از تغییرات کانی‌شناسی ثانویه، توصیف سنگ‌نگاری زیر بر پایۀ فازهای آذرین اولیه ارائه خواهد شد.

سنگ‌نگاری دایک‌های ورقه‌ای

بیشتر دایک‌های ورقه‌ای دگرسان شده‌اند و یا تا حد رخسارة شیست‌سبز دچار دگرگونی شده‌اند. فرایند دگرسانی معمولاً از راه جایگزینی ریخت‌دروغین فازهای آذرین با کانی‌های ثانویه رخ می‌دهد، هرچند بافت‌های اولیه آذرین همچنان پابرجا مانده‌اند. بیشتر این دایک‌ها بازالت و بازالت آندزیتی پورفیری هستند. در برخی دایک‌ها، بافت‌های میان‌دانه‌ای، گلومروفیری و اینترسرتال (به‌ویژه در بخش‌های حاشیه‌ای دایک‌ها) به‌همراه فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن دیده می‌شوند. کلینوپیروکسن تا اندازه‌ای با کلریت و گاهی با اکتینولیت جایگزین شده است (شکل‌های ۳-A و 3-B). زئولیت نیز از کانی‌های دگرسانی رایج به‌شمار می‌رود. اکسید آهن ریزدانه نیز یک فاز فرعی فراگیر است.

سنگ‌نگاری گدازه‌های بالشی

گدازه‌های بالشی با وجود نمای مقاوم در سطح رخنمون و نمونة دستی، در زیر میکروسکوپ دگرسانی چشمگیری نشان می‌دهند. این سنگ‌ها طیف ترکیبی گوناگون از بازالت اولیوین‌دار تا بازالت آندزیتی را در بر می‌گیرند و بافت‌های پورفیری، اینترسرتال و ویتروفیری دارند (شکل‌های ۳-C و 3-D). فنوکریست‌ها و میکروفنوکریست‌ها بیشتر دربردارندۀ پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن و در برخی نمونه‌ها الیوین می‌شوند. بافت زمینه میان‌دانه‌ای و نیمه‌شیشه‌ای است و از تیغه‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن دانه‌ای، شیشة دگرسان‌شده، اسپینل و اکسیدهای آهن-تیتانیم ساخته شده است. در برخی نمونه‌ها مقدار اندکی آمفیبول اولیه نیز به‌صورت میکروفنوکریست دیده می‌شود. این آمفیبول‌ها در نور PPL قهوه‌ای رنگ دیده می‌شوند. در گدازه‌های بالشی اولیوین‌دار، فنوکریست‌های اولیوین به طور کامل با ایدینگسیت و/یا کلریت جایگزین شده‌اند (شکل‌های ۳-E و 3-F).

شکل 3. نمای کلی از ویژگی‌های میکروسکوپی از سنگ‌های منطقة سلطان‌آباد. A-B) نمونه‌ای از بافت دایک‌های ورقه‌ای با بافت پورفیری که درشت بلور کلینوپیروکسن در زمینه‌ای ریزدانه دیده می‌شود؛ C-D) بافت میکروسکوپی اینترسرتال و میکرولیتی در نمونة گدازة بالشی بازالت آندزیتی؛ E-F) بافت میکروسکوپی اینترسرتال و میکرولیتی در نمونة گدازة بالشی آلکالی‌بازالت الیوین‌دار. درشت بلورهایِ نمونة بازالت‌آندزیتی پلاژیوکلاز هستند؛ اما در آلکالی‌بازالت الیوین‌دار، درشت بلورها کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز هستند. تصویرهای سمت چپ در نور PPL و تصویرهای سمت راست در نور XPL گرفته شده‌اند. نام اختصاری کانی‌ها از وار (Warr, 2021).

Figure 3. Overview of the microscopic features of the rocks from the Sultanabad area. A–B) Representative photomicrographs of porphyritic texture in sheeted dikes showing clinopyroxene phenocrysts in a fine-grained groundmass; C–D) Intersertal and microlitic microtextures in a pillow lava sample of basaltic andesite; E–F) Intersertal and microlitic microtextures in a pillow lava sample of olivine-bearing alkali basalt. In the andesitic basalt, phenocrysts are plagioclase, whereas in the olivine alkali basalt, phenocrysts are clinopyroxene and plagioclase. Images on the left are taken under PPL, and images on the right under XPL. Mineral abbreviations after Warr (2021).

روش انجام پژوهش

در این پژوهش ،پس از بررسی دقیق کتابخانه‌ای و داده‌های موجود از عکس‌های هوایی، نقشه‌های زمین‌شناسی و پژوهش‌های پیشین، پیمایش صحرایی و نمونه‌برداری دقیق از رخنمون‌های گوناگون دایک‌های ورقه‌ای و گدازه‌های بالشی انجامشد. در مجموع ۷۵ مقطع نازک از نمونه‌های گردآوری‌شده تهیه شد و بررسی‌های میکروسکوپی شدند. از این‌میان، ۲۵ نمونه که کمترین میزان دگرسانی را داشتند، برای تجزیه‌های شیمیایی و جدایش زیرکن برگزیده شدند. همۀ تجزیه‌های شیمیایی این پژوهش در دانشگاه گرانادا، اسپانیا، انجام شده است.

نمونه‌های برگزیده برای تجزیه عنصرهای اصلی و کمیاب با به‌کارگیری روش‌های XRF (عنصرهای اصلی و Zr) و ICP-MS تجزیه شدند. این روش‌ها را مظاهری و همکاران (Mazhari et al., 2009) به تفصیل شرح داده‌اند. برای آماده‌سازی نمونه‌ها روش ذوب با تترابورات لیتیم برای تجزیة XRF و هضم اسیدی تحت‌فشار برای تجزیة ICP-MS به‌کار برده شد. دقت اندازه‌گیری‌های XRF برای عنصری با غلظت نزدیک به ۱۰ درصد وزنی، بهتر از ۱.۵±٪ برآورد شد. دقت تجزیة ICP-MS برای عنصری با غلظت ۱۰۰ ppm، بهتر از ۵±٪ برآورد شد.

زیرکن با به‌کارگیری روش شست‌وشوی دستی[2]، نخست در آب و سپس در اتانول جداسازی شد. در ادامه، جداسازی مغناطیسی کانی‌های غنی از آهن و در پایان، جداسازی دستی زیر ذره‌بین انجام شد. زیرکن‌ها با به‌کارگیری دستگاه SHRIMP IIe/mc و بر پایۀ روش توصیفی ویلیامز و کلاسون (Williams and Claesson, 1987) تجزیه شدند. فرایند تجزیه شامل تابش پرتو به مدت ۱۲۰ ثانیه و اندازه‌گیری ۶ اسکن با دنباله‌های ایزوتوپی ویژه بود. پیکربندی دستگاه شامل پرتوی اولیه ۵ نانوآمپر و رزولوشن[3] ۵۰۰۰ بود. کالیبراسیون با به‌کارگیری استانداردهای REG، SL13 (برای غلظت) و TEMORA (برای نسبت‌های ایزوتوپی) که هر ۴ نمونه یک‌بار اندازه‌گیری می‌شد، انجام شد. یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015) جزئیات روش تجزیه و محاسبه خطاها را ارائه کرده‌اند. میزان خطای محاسبات ایزوتوپی با یک سیگما و خطای سن سنگ‌ها با دو سیگما گزارش شده است.

تجزیه عنصرهای کمیاب در دانه‌های زیرکن با به‌کارگیری طیف‌سنج چهارقطبی Agilent-7500 و سامانۀ لیزر-ابلیشن Nd-YAG Mercantek انجام شد که در طول‌موج ۲۱۳ نانومتر و در اتمسفر هلیوم کار می‌کرد. شرایط عملیاتی دقیق سامانۀ لیزر-ابلیشن و دستگاه ICP-MS و همچنین، پردازش داده‌ها همانند آنچه لیانگ و همکاران (Liang et al., 2009) توصیف کرده‌اند، است. قطر پرتوهای لیزر-ابلیشن نزدیک به ۳۱ میکرون و چگالی انرژی لیزر ۸.۵ ژول بر سانتیمتر مربع بود. همۀ تجزیه‌های نقطه‌ای با نرخ تکرار ۱۰ هرتز انجام شد. در این روش، NIST SRM610 و TEMORA 2 (TEM) استانداردهای بیرونی و Si29 استاندارد درونی بودند. افزون بر این، برای درستی‌سنجی، ترکیب عنصرهای کمیاب بلور‌های زیرکن گرمابی از نمونة B1-10 با به‌کارگیری هر دو استاندارد بیرونی NIST SRM610 و SRM612 تجزیه شدند. همۀ نقاط لیزر-ابلیشن با دقت برگزیده شدند تا از تجزیة بخش‌های که ناخالصی‌های کانی و مذاب داشتند و نیز ترک‌های درون دانه‌های زیرکن جلوگیری شود. تنها سیگنال‌های روان LA-ICPMS برگزیده شدند. پس از تجزیه، یکپارچه‌سازی سیگنال‌های پس‌زمینه و تجزیه، و همچنین، اصلاح جابه‌جایی زمانی و کالیبراسیون کمی برای تجزیه عنصرهای کمیاب با به‌کارگیری الگوریتم GLITTER 4.0 (دانشگاه مک‌کواری) محاسبه شد. غلظت‌های تیتانیم و عنصرهای خاکی نادر (REE) در نمونه‌های تجزیه‌شده، سه مرتبه بزرگی بالاتر از آستانۀ آشکارسازی دستگاه بود و خطاهای نسبی تجزیه کمتر از ۵٪ بود.

نتایج

زمین‌شیمی سنگ‌کل

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ‌کل نمونه‌های بررسی‌شده در جدول ۱ آورده شده‌اند.

جدول 1. داده‌های تجزیۀ اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة wt%) و عنصرهای کمیاب (بر پایة ppm) سنگ‌کل در نمونه‌های منطقة سلطان‌آباد (CA: گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن؛ B: گدازه‌های بالشی آلکالن؛ T: گدازه‌های بالشی توله‌ایتی؛ SD: دایک‌های ورقه‌ای).

Table 1. Major element oxides (in wt%) and trace elements (in ppm) whole-rock geochemical data for the samples from the Sultanabad area (CA: calc-alkaline pillow lavas; B: alkaline pillow lavas; T: tholeiitic pillow lavas; SD: sheeted dikes).

Sample No.	KH7	KH8	KH11	KH13	KH31	KH32	KH37	KH38
ID	CA	CA	CA	CA	CA	CA	B	B
SiO₂	49.17	50.17	46.34	63.44	61.69	58.10	48.37	47.19
TiO₂	1.79	1.86	1.39	0.70	1.71	1.76	2.31	2.16
Al₂O₃	13.95	14.36	15.83	13.81	14.14	14.19	16.73	15.39
FeO_T	13.28	10.21	8.19	4.07	5.53	5.61	8.77	8.29
MnO	0.21	0.18	0.16	0.10	0.09	0.08	0.19	0.16
MgO	4.79	5.63	6.51	1.92	2.43	1.79	5.86	4.93
CaO	9.85	9.60	12.03	2.96	2.69	3.97	10.89	11.26
Na₂O	3.13	3.28	3.28	6.16	9.36	8.88	4.15	4.19
K₂O	0.21	1.09	0.19	2.05	0.21	0.45	0.05	0.09
P₂O₅	0.21	0.18	0.17	0.31	0.26	0.28	0.55	0.56
LOI	3.06	3.16	5.89	1.54	1.97	4.85	2.35	5.27
Sum	99.65	99.72	99.98	97.06	100.08	99.96	100.22	99.49
Sc	39.16	42.28	33.75	14.55	14.28	15.30	26.93	25.16
V	374.29	401.65	357.19	108.64	136.68	164.22	417.00	407.68
Cr	66.19	100.17	386.06	16.49	17.34	15.30	168.15	161.17
Co	36.75	39.42	41.17	15.52	19.38	18.36	33.16	32.19
Ni	30.90	55.62	176.13	11.94	23.18	15.40	110.21	66.95
Cu	52.80	35.52	65.28	16.49	48.96	33.66	55.68	56.64
Zn	11.12	9.96	7.79	4.85	28.56	16.32	8.17	7.79
Rb	30.60	165.24	12.24	30.23	2.40	6.50	12.24	6.12
Sr	131.65	131.26	165.73	359.87	169.32	148.92	363.29	195.43
Y	38.86	33.62	24.79	17.36	17.85	15.40	27.83	26.34
Zr	99.98	101.33	109.43	133.86	138.72	170.34	243.18	232.37
Nb	0.94	2.13	7.83	3.66	3.13	3.75	36.35	48.09
La	8.43	6.02	8.47	14.36	13.57	11.42	33.42	31.79
Ce	25.25	22.71	25.18	32.40	30.70	26.93	74.29	69.73
Pr	3.46	3.06	2.92	4.41	4.18	3.93	7.95	8.03
Nd	15.16	13.84	13.72	18.62	16.22	16.83	31.04	31.23
Sm	4.66	4.30	3.82	4.56	4.40	4.15	6.75	6.68
Eu	1.88	1.72	1.39	1.22	1.17	1.08	2.22	2.06
Gd	5.19	4.82	4.03	3.71	4.05	3.23	5.63	5.75
Tb	1.02	0.96	0.77	0.56	0.59	0.50	0.82	0.89
Dy	7.54	7.23	5.59	3.09	3.37	2.84	5.73	5.42
Ho	1.52	1.44	1.12	0.62	0.69	0.60	1.04	0.96
Er	4.93	4.43	2.98	1.70	1.94	1.57	3.01	3.26
Tm	0.62	0.69	0.52	0.26	0.30	0.24	0.39	0.41
Yb	4.35	3.92	3.03	1.70	1.98	1.56	3.18	3.17
Lu	0.68	0.63	0.42	0.24	0.30	0.22	0.51	0.44
Hf	3.68	3.41	3.58	3.83	3.86	4.08	5.62	5.21
Ta	0.31	0.25	0.62	0.16	0.13	0.10	1.72	2.81
Pb	1.16	5.03	2.20	2.91	4.07	4.08	3.31	6.84
Th	1.51	1.45	1.63	2.28	2.67	1.90	3.51	3.41
U	0.49	0.37	0.54	0.69	0.90	0.96	1.16	1.27

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.	KH45	KH46	KH36	KH48	KH40	KH43	KH6	KH35
ID	B	B	B	B	B	B	T	T
SiO₂	45.28	45.84	53.93	47.96	48.23	51.41	52.79	54.27
TiO₂	3.29	3.38	2.30	1.64	1.58	1.87	1.51	1.72
Al₂O₃	13.05	13.76	13.50	15.46	15.48	15.97	16.67	15.31
FeO_T	12.34	12.69	3.81	8.04	7.60	7.88	5.32	6.80
MnO	0.19	0.15	0.14	0.14	0.13	0.24	0.11	0.12
MgO	4.79	3.05	1.88	8.26	8.36	2.66	10.76	8.36
CaO	9.63	9.27	7.94	10.25	9.75	12.63	4.65	5.93
Na₂O	3.26	3.91	10.66	4.23	3.56	6.68	2.49	4.39
K₂O	2.12	1.89	0.42	0.50	1.68	0.38	0.33	0.11
P₂O₅	0.64	0.74	1.16	0.37	0.41	0.52	0.06	0.08
LOI	3.28	3.31	2.19	5.20	5.38	1.73	5.63	3.01
Sum	97.87	97.99	97.93	102.05	102.16	101.97	100.32	100.10
Sc	32.34	24.50	12.74	24.48	26.52	24.48	40.80	33.66
V	285.18	292.04	124.46	260.10	250.92	347.82	274.38	276.42
Cr	57.82	55.86	5.88	41.82	36.72	27.54	131.58	21.42
Co	38.22	37.24	17.64	42.84	39.78	41.82	34.68	35.70
Ni	23.52	28.42	21.34	30.60	36.72	23.46	33.66	14.28
Cu	22.54	33.32	22.03	65.28	32.64	23.46	27.19	49.98
Zn	52.92	39.20	91.14	27.54	28.56	17.34	9.65	7.41
Rb	33.61	32.28	8.68	10.08	33.76	7.01	0.84	0.28
Sr	573.30	434.14	370.44	519.18	900.66	423.30	135.66	170.34
Y	36.65	30.67	50.86	28.05	18.46	26.72	11.73	16.32
Zr	235.20	247.94	447.86	194.82	169.32	170.34	33.56	143.76
Nb	54.29	48.12	79.38	51.51	51.00	45.19	0.75	1.40
La	32.14	30.38	58.60	34.78	31.01	33.05	1.59	2.21
Ce	62.33	63.11	115.64	64.77	62.93	59.16	4.24	6.65
Pr	7.81	7.84	14.21	7.23	6.74	6.82	0.69	1.07
Nd	28.03	30.28	55.96	24.07	24.08	22.85	3.49	5.74
Sm	7.06	7.30	13.23	5.32	4.91	4.99	1.15	1.96
Eu	2.20	2.22	3.99	1.59	1.49	1.47	0.23	0.73
Gd	5.93	6.87	12.15	4.60	4.35	4.23	1.61	2.27
Tb	0.99	1.00	1.74	0.75	0.63	0.69	0.31	0.43
Dy	5.68	5.58	9.49	4.31	3.54	4.01	2.04	2.92
Ho	1.14	0.99	1.66	0.88	0.74	0.83	0.47	0.65
Er	2.96	2.86	4.69	2.37	1.90	2.22	1.38	1.85
Tm	0.41	0.38	0.61	0.34	0.27	0.32	0.21	0.28
Yb	2.60	2.49	3.89	2.20	1.68	2.08	1.38	1.88
Lu	0.39	0.36	0.56	0.34	0.27	0.32	0.21	0.28
Hf	6.90	5.48	9.99	5.14	4.73	4.49	0.28	1.61
Ta	3.25	2.43	3.71	2.90	2.94	2.62	0.06	0.07
Pb	2.94	2.94	2.94	3.06	2.04	2.04	2.04	2.04
Th	4.93	4.32	7.51	5.49	3.97	5.14	0.24	0.56
U	1.33	1.24	2.35	1.50	1.24	0.74	0.05	0.14

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.	KH2	KH25	KH28	KH17	KH22	KH20	KH1	KH4	KH16
ID	T	T	T	T	T	SD	SD	SD	SD
SiO₂	53.90	53.82	47.16	46.85	47.92	48.01	52.19	50.75	48.43
TiO₂	1.58	1.62	1.99	1.95	1.94	2.03	1.38	1.48	2.05
Al₂O₃	14.25	15.87	15.65	15.14	15.53	15.38	14.69	15.13	14.42
FeO_T	7.15	6.11	8.42	8.22	8.09	7.91	7.76	6.35	8.76
MnO	0.13	0.16	0.17	0.14	0.14	0.15	0.18	0.11	0.14
MgO	9.96	6.92	7.98	8.42	8.35	8.51	10.34	11.29	9.45
CaO	7.38	7.51	10.56	11.92	11.26	10.68	6.72	9.25	9.73
Na₂O	2.78	2.97	3.51	3.42	3.71	3.65	2.45	2.43	4.02
K₂O	0.24	1.02	0.68	0.31	0.27	0.28	0.38	0.23	0.33
P₂O₅	0.06	0.06	0.08	0.08	0.07	0.07	0.05	0.04	0.09
LOI	2.53	3.78	3.91	3.97	3.13	3.25	3.78	3.07	2.72
Sum	99.96	99.84	100.11	100.42	100.41	99.92	99.92	100.13	100.14
Sc	39.78	29.58	26.46	26.46	27.44	28.42	37.74	39.78	31.36
V	268.26	257.04	189.14	200.90	196.98	200.90	293.76	221.34	214.62
Cr	60.18	31.62	327.32	321.44	310.66	310.66	146.88	206.04	347.90
Co	35.70	38.76	49.98	42.14	36.26	43.12	41.82	43.86	40.18
Ni	30.60	21.42	73.50	73.50	63.70	69.58	55.08	57.12	57.82
Cu	2.04	25.50	64.68	66.64	69.58	69.58	3.18	44.88	69.58
Zn	31.25	23.16	65.66	64.68	63.70	66.64	9.37	11.85	73.50
Rb	0.97	28.15	6.86	1.96	1.96	2.52	1.90	3.64	3.63
Sr	146.88	103.02	206.78	271.46	239.12	217.56	138.72	165.24	214.62
Y	18.67	11.83	19.60	19.65	17.64	18.62	15.30	17.03	18.91
Zr	134.58	137.54	172.52	169.58	169.58	163.41	129.17	139.98	176.64
Nb	0.98	1.42	1.12	0.98	0.98	0.96	0.95	1.00	1.04
La	1.72	1.28	2.39	1.35	1.32	2.43	4.92	2.14	2.11
Ce	5.22	3.73	7.84	5.88	5.88	6.27	11.02	6.04	6.50
Pr	0.91	0.49	1.08	0.92	1.09	1.11	1.57	1.01	0.99
Nd	5.04	2.59	4.90	5.88	4.90	4.93	7.09	5.42	5.50
Sm	1.81	0.83	1.83	1.58	1.84	1.92	1.86	1.90	1.60
Eu	0.67	0.30	0.71	0.65	0.75	0.76	0.57	0.78	0.61
Gd	2.20	1.06	2.42	2.09	2.45	2.73	2.12	2.44	2.04
Tb	0.43	0.17	0.44	0.39	0.46	0.48	0.38	0.46	0.36
Dy	2.92	1.18	3.01	2.67	3.18	3.39	2.52	3.07	2.46
Ho	0.60	0.27	0.65	0.58	0.70	0.75	0.57	0.70	0.53
Er	1.90	0.75	1.88	1.71	2.07	2.13	1.61	2.10	1.51
Tm	0.28	0.12	0.28	0.26	0.32	0.34	0.24	0.31	0.23
Yb	1.95	0.80	1.90	1.78	2.21	2.12	1.63	2.14	1.53
Lu	0.29	0.13	0.28	0.26	0.33	0.33	0.25	0.30	0.22
Hf	1.17	1.20	2.21	1.67	1.84	2.11	0.99	1.42	1.77
Ta	0.09	0.30	0.07	0.12	0.11	0.11	0.11	0.09	0.07
Pb	2.04	2.04	5.88	9.80	8.82	5.88	1.90	3.06	7.84
Th	0.41	0.28	0.31	0.17	0.13	0.14	0.43	0.31	0.18
U	0.09	0.12	0.06	0.07	0.10	0.06	0.06	0.13	0.08

همان‌گونه‌که در بخش سنگ‌نگاری گفته شد، بیشتر نمونه‌ها نشانه‌هایی از دگرسانی درجه پایین را نشان می‌دهند. ازاین‌رو، برای بررسی ویژگی‌ها و رفتار گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای منطقۀ سلطان‌آباد عنصرهایی به‌کار برده شدند که در هنگام دگرسانی و دگرگونی درجه پایین نامتحرک هستند. این عنصرها دربردارندۀ برخی عنصرهای کمیاب ناسازگار (مانند: Ti، P، Zr، Y، Sc، Nb، Ta، Hf، Th)، عنصرهای خاکی نادر متوسط (MREE) و سنگین (HREE) و همچنین، فلزات حد واسط (مانند: Ni، Co، Cr، V) هستند (Pearce and Norry, 1979). عنصرهای لیتوفیل بزرگ‌یون (LILE) و عنصرهای اصلی معمولاً در هنگام دگرسانی متحرک هستند (Pearce and Norry, 1979). در نمونه‌های بررسی‌شده تغییرات نسبی Ba، Rb، SiO₂، FeO، MgO و CaO نسبت به عنصرهای نامتحرک (مانند: Zr و Y) نشان می‌دهد این عنصرها در بسیاری از نمونه‌ها متحرک بوده‌اند. عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) نیز چه‌بسا در پی دگرسانی تا اندازه‌ای متحرک شوند (Rollinson, 1993)؛ هرچند در نمونه‌های بررسی‌شده همخوانی خوبی میان LREE و بسیاری از عنصرهای نامتحرک دیده می‌شود (برای نمونه، ضریب همبستگی برای تغییرات La-Y برابر ۹۴/۰ = r² است) که می‌تواند نشان‌دهندۀ نامتحرکی LREE در هنگام رخداد فرایندهای دگرسانی این سنگ‌ها باشد. ازاین‌رو، این عنصرها نیز در بررسی زمین‌شیمی و تفسیر سنگ‌زایی به‌کار برده شدند.از دیدگاه زمین‌شیمیایی، گدازه‌های بالشی منطقۀ سلطان‌آباد به سه گروه آلکالن، کالک‌آلکالن و توله‌ایتی دسته‌بندی می‌شوند (شکل‌های ۴-A و 4-B). گدازه‌های آلکالن نزدیک به همگی آلکالی‌بازالت هستند؛ اما گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن و توله‌ایتی گسترۀ ترکیبی گسترده‌تری دارند و دربردارندۀ بازالت، بازالت آندزیتی و آندزیت می‌شوند (شکل‌های ۴-C و 4-D). دایک‌های ورقه‌ای همانند گدازه‌های بالشی توله‌ایتی هستند و بیشتر ترکیب بازالت تا بازالت آندزیتی دارند (شکل ۴).

ترکیب شیمیایی گروه‌های گوناگون از سنگ‌های بررسی‌شده تفاوت‌های چشمگیری با هم دارند. نمونه‌های آلکالن نسبت به سنگ‌های کالک‌آلکالن و توله‌ایتی غنی‌شدگی آشکار از Th (شکل ۵-B) و Nb/Y (شکل‌های ۴-C و 4-D) نشان می‌دهند. در گدازه‌های بالشی آلکالن مقدار TiO₂ (wt% ۵۸/۱- ۳۸/۳) و P₂O₅ (wt% ۳۷/۰- ۱۶/۱) بیشتر از گدازه‌های کالک‌آلکالن (TiO₂: wt% ۷۰/۰- ۸۶/۱)؛ P₂O₅: wt% ۱۷/۰- ۳۱/۰) و گدازه‌ها و دایک‌های توله‌ایتی (TiO₂: wt% ۳۸/۱- ۰۵/۲؛ P₂O₅: wt% ۰۴/۰- ۰۹/۰) است (شکل ۵-A). بیشترین انباشت عنصرهای خاکی نادر (REE) و Zr نیز در بازالت‌های آلکالن دیده می‌شود؛ اما نمونه‌های توله‌ایتی کمترین میزان از این عنصرها را دارند. در گدازه‌های بالشی غلظت REE و Zr میانة این دو گروه است (جدول ۱؛ شکل ۵-B).

پراکندگی REE در گروه‌های گوناگون سنگ‌های بررسی‌شده نشان می‌دهد گدازه‌های آلکالن بازیک بالاترین میزان LREE/HREE و MREE/HREE را دارند. این نسبت‌ها در گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن کاهش می‌یابد و در گدازه‌های بالشی و دایک‌های توله‌ایتی به کمترین می‌رسد (جدول ۱). این ویژگی در شکل ۵-C نیز دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که سنگ‌های آلکالن LaN/Yb_N و EuN/Yb_N بالاتری نسبت به دیگر نمونه‌ها دارند.

الگوی نمودارهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت نیز گویای این نکته است؛ به‌گونه‌ای‌که بازالت‌های آلکالن نمای تفکیک‌یافته با شیب بسیار نشان می‌دهند (۴۴/۱۲- ۷۶/۶=La_N/Yb_N)؛ اما الگوی REE در گدازه‌ها و دایک‌های توله‌ایتی هموار و با شیب یکنواخت (۳/۲- ۴/۰=La_N/Yb_N) است؛ الگوی REE گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن میانة دو گروه پیشین است (۶۹/۵- ۰۴/۱=La_N/Yb_N؛ شکل‌های ۵-C و 5-D).

در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه نیز تمایز ترکیب سری‌های ماگمایی گوناگون در نمونه‌های بررسی‌شده به‌خوبی دیده می‌شود. گدازه‌های بالشی آلکالن در بیشتر عنصرهای کمیاب نسبت به دیگر نمونه‌ها غنی‌شدگی نشان می‌دهند و مقدارهای بالاتری از عنصرهای لیتوفیل بزرگ‌یون (LILE) نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) نشان می‌دهند؛ اما در سوی دیگر، در نمونه‌های توله‌ایتی پراکندگی عنصرها در نمودار عنکبوتی یکنواخت است (شکل ۵-E). بر خلاف گدازه‌های آلکالن، در سنگ‌های کالک‌آلکالن و توله‌ایتی تهی‌شدگی نسبی از عنصرهای Nb، Th و P دیده می‌شود که با ویژگی‌های ماگماهای پهنه‌های فرورانش (Tatsumi and Eggins, 1995) همخوانی دارد.

شکل 4. تعیین سری ماگمایی و ترکیب نمونه‌های منطقة سلطان‌آباد در A) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1982)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce, 1996)؛ D) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO₂ (Winchester and Floyd, 1977).

Figure 4. Determination of the magmatic series and composition of the samples from the Sultanabad area A) Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007); B) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1982); C) Nb/Y versus Zr/Ti diagram (Pearce, 1996); D) Nb/Y versus Zr/TiO₂ diagram (Winchester and Floyd, 1977).

ژئوکرونولوژی

فرایند جدایش زیرکن از همۀ نمونه‌های برگزیده (۲۵ نمونه) از سنگ‌های بررسی‌شده انجام شد؛ اما تنها از ۱۱ نمونه به شمار مناسب زیرکن برای زمین‌زمان‌سنجی و عنصرهای کمیاب به‌دست آمد. این نمونه‌ها شامل سه نمونه از گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن (نمونه‌های KH13، KH31، KH8)، دو نمونه از گدازه‌های بالشی آلکالن (نمونه‌های KH37 و KH36)، چهار نمونه از گدازه‌های بالشی توله‌ایتی (KH2، KH35، KH6، KH25) و دو نمونه از دایک‌های توله‌ایتی (KH4 و KH1) هستند.

بلور‌های زیرکن در گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای بیشتر شفاف، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و هم‌بعد تا منشوری کشیده هستند که درازای آنها نزدیک به ۵۰ تا ۲۰۰ میکرون است (شکل ۶). این بلور‌ها از دیدگاه رنگی بی‌رنگ تا قهوه‌ای روشن و زرد هستند. همۀ دانه‌های زیرکن در نور کاتدولومینسانس (CL) پهنه‌بندی نوسانی و قطعه‌ای یا ساختارهای نواری را نشان می‌دهند که این ویژگی‌ها نشان‌دهندۀ خاستگاه ماگمایی آنهاست (Corfu et al., 2003).

شکل 5. A-C) نمودارهای دوتایی گوناگون که نشان‌دهندۀ تفاوت ترکیب گونه‌های سنگ‌های منطقۀ سلطان‌آباد هستند؛ D) الگوی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ E) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب MORB (مقادیر بهنجار شده از Sun and McDonough, 1989).

Figure 5 A-C) Various binary diagrams showing compositional differences among the rock types from the Sultanabad area; D) Chondrite-normalized REE pattern; E) MORB-normalized pattern (Normalization values are from Sun and McDonough, 1989).

شکل 6. تصویرهای کاتادولومینسانس از برخی بلورهای زیرکن جداشده از سنگ‌های منطقة سلطان‌آباد.

Figure 6. Cathodoluminescence (CL) images of selected zircon crystals separated from the rocks of the Sultanabad area.

نتایج زمین‌زمان‌سنجی نمونه‌های گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن بدین‌گونه است:

بیست تجزﯾﮥ نقطه‌ای زیرکن در نمونة KH13 یک نمودار کنکوردیا با سن ۳۸/۰ ± ۲۸/۱۰۰ میلیون سال پیش (MSWD= ۷/۴) را نشان می‌دهد (شکل ۷-A). نوزده تجزﯾﮥ نقطه‌ای بلورهای زیرکن نمونة KH31 سن‌های ²⁰⁶Pb/²³⁸U در بازﮤ ۸۵ تا ۹۵ میلیون سال پیش با سن کنکوردیای ۲/۱ ± ۶/۹۰ میلیون سال پیش (MSWD= ۲/۱) را نشان می‌دهند (شکل ۷-B). داده‌های حاصل از تجزﯾﮥ بیست نقطه از بلورهای زیرکن در نمونة KH8 سن کنکوردیای ۵/۰ ± ۹/۹۴ میلیون سال پیش را برای پیدایش این سنگ پیشنهاد می‌دهد (شکل ۷-C). با ۱۶ تجزﯾﮥ نقطه‌ای زیرکن در نمونة KH37 و ۲۱ تجزﯾﮥ در نمونة KH36، به‌ترتیب سن‌های کنکوردیای ۳/۱ ± ۵/۱۰۹ (MSWD= ۵/۶) و ۹۹/۰ ± ۹۳/۱۱۱ (MSWD= ۷/۸) میلیون سال پیش برای این گدازه‌های بالشی آلکالن به‌دست آمد (شکل‌های ۷-D تا 7-E).

شکل 7. منحنی کنکوردیا برای سن‌سنجی U-Pb بلورهای زیرکن در نمونه گدازه‌های بالشی منطقة سلطان‌آباد. A-C) کالک‌آلکالن؛ D-E) آلکالن.

Figure 7. U–Pb zircon concordia diagrams for pillow lava samples from the Sultanabad area. A–C) Calc-alkaline; D–E) Alkaline.

در هر یک از نمونه‌های KH2، KH35، KH6 و KH25 (گدازه‌های بالشی توله‌ایتی) ۱۹ تا ۲۱ تجزﯾﮥ نقطه‌ای از بلورهای زیرکن انجام شد که به‌ترتیب سن‌های کنکوردیای ۵/۱ ± ۱/۱۱۲ (MSWD= ۵/۴)، ۸/۱ ± ۸/۱۰۲ (MSWD= ۳/۴)، ۳/۱ ± ۶/۹۶ (MSWD= ۷۹/۰) و ۲/۱ ± ۶/۹۱ (MSWD= ۱/۲) میلیون سال پیش به‌دست آمد (شکل‌های ۸-A تا 8-D). در هر یک از نمونه‌های KH4 و KH1 (دایک‌های ورقه‌ای) نیز ۲۰ تجزﯾﮥ نقطه‌ای روی بلورهای زیرکن انجام شد و نمودارهای کنکوردیا به‌ترتیب سن‌های ۴۸/۰ ± ۵۸/۱۰۰ (MSWD= ۱۱۰) و ۲/۱ ± ۸/۱۰۷ (MSWD= ۴۷) میلیون سال پیش را نشان دادند (شکل‌های ۸-E و 8-F).

شکل 8. نمودارهای منحنی کنکوردیا برای سن‌سنجی U-Pb بلورهای زیرکن در نمونة گدازه‌های بالشی منطقة سلطان‌آباد A-D) توله‌ایتی؛ E-F) دایک‌های ورقه‌ای.

Figure 8. U–Pb zircon Concordia diagrams for pillow lava samples from the Sultanabad area A-D) tholeiitic; E-F) sheeted dikes.

عنصرهای کمیاب زیرکن

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزﯾﮥ عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکن در این پژوهش در جدول ۲ آورده شده‌اند. در همۀ بلورهای تجزیه‌شده، نسبت Th/U بیش از ۱/۰ (در بازﮤ ۲/۰ تا ۳۰) اندازه‌گیری شد که این ویژگی نشان‌دهندۀ خاستگاه ماگمایی این زیرکن‌هاست (Hoskin and Black, 2000). به‌گزارش بی و مونترو (Bea and Montero, 1999)، پراکندگی فراوانی نسبی عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر سنگین (HREE) در زیرکن، از شرایط و محیط پیدایش آن پیروی می‌کند.

جدول 2. داده‌های تجزﯾﮥ عنصرهای کمیاب زیرکن در نمونه‌های منطقة سلطان‌آباد (CA: گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن؛ B: گدازه‌های بالشی آلکالن؛ T: گدازه‌های بالشی توله‌ایتی؛ SD: دایک‌های ورقه‌ای؛ T˚(C): دمای به‌دست‌آمده به درجة سانتیگراد).

Table 2. Trace element analytical results of zircon in the Sultanabad samples. CA: calc-alkaline pillow lavas; B: alkaline pillow lavas; T: tholeiitic pillow lavas; SD: sheeted dikes; T˚(C): calculated temperature in degrees Celsius.

Sample No	KH36-1	KH36-2	KH36-3	KH36-4	KH36-5	KH36-6	KH36-7	KH36-8	KH37-1
ID	B	B	B	B	B	B	B	B	B
Ti	26.13	3.5	6.81	3.75	6.13	3.42	20.29	9.16	2.78
Sc	113.52	135.37	182.2	41.35	206.75	150.1	171.35	149.15	19.75
Sr	0.58	0.48	0.5	0.1	0.68	0.55	0.89	1.28	0.1
Y	1398.5	1242	1520	183	1988	1433	967.58	4533	91.1
Nb	14.61	17.01	18.32	2.13	23.18	24.37	15.06	62.03	1.14
La	0.11	0.01	0.01	0.01	0.07	0.01	0.17	0.02	0.02
Ce	10.38	16	28.4	0.49	65.9	27.9	7.7	111	0.72
Pr	0.24	0.09	0.12	0.01	0.12	0.16	0.09	0.33	0.01
Nd	3.61	1.45	1.86	0.16	2.12	2.26	1.77	5.42	0.22
Sm	7.13	2.99	3.69	0.5	5.62	4.27	3.31	13.6	0.52
Eu	0.9	2.11	2.34	0.43	2.9	3.06	0.95	4.12	0.35
Gd	35.05	16.5	21	3.55	31.7	22.2	18.96	79.2	2.58
Tb	13.37	6.47	8	1.33	12.4	8.2	6.87	28.9	0.81
Dy	123.63	90.6	112.7	17.7	167.8	110.5	83.45	375.7	9.5
Ho	44.02	34.7	42.6	6.14	59.7	40.8	29.69	132	3
Er	236.57	178.9	212	27.3	284	208	165.75	607	12.2
Tm	58.96	44.6	49.8	5.9	62.8	49.7	41.29	129	2.46
Yb	398.9	453	479	51.6	560	487	276.23	1132	20.5
Lu	64.98	81.7	83.9	8.18	90.9	90.3	39.42	182	3.2
Hf	8923	5606	5980	6338	8982	5469	5574	11721	8364
Ta	6.27	5.35	6.14	1.59	5.97	6.89	11.19	20.35	1.14
Pb	8.62	9.03	13.2	0.4	2.37	22.16	3.59	4.85	3.47
Th	497.83	156	295	5.9	315	761	495.92	840	5.5
U	358	221	324	25.5	307	335	155.3	643	18.7
T˚(C)	833.06	656.39	708.29	661.52	699.71	654.69	807.23	733.32	639.69

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No	KH37-2	KH37-3	KH37-4	KH37-5	KH37-6	KH37-7	KH37-8	KH37-9	KH8-1
ID	B	B	B	B	B	B	B	B	CA
Ti	7.11	4.41	4.88	2.18	4.47	5.32	3.47	26.3	20.78
Sc	34.2	20.16	190.13	11.67	18.7	13.71	20.96	161.07	24.6
Sr	0.1	0.08	0.37	0.07	0.08	0.09	0.09	1.23	0.97
Y	175	119	975	51.2	119	105	179	1007	795.53
Nb	2.59	1.55	23.81	1.13	2.01	1.93	4.22	2.3	1.82
La	0.02	0.04	0.02	0.02	0	0.01	0.01	0.74	0.58
Ce	0.54	0.63	11.2	0.35	0.63	0.73	0.54	20.1	15.88
Pr	0.03	0.04	0.14	0	0.04	0.03	0.44	0.37	0.29
Nd	0.57	0.58	2.17	0.05	0.66	0.48	0.69	3	2.37
Sm	1.2	0.99	3.82	0.13	0.95	0.89	1.26	4.1	3.24
Eu	0.81	0.71	2.5	0.13	0.73	0.64	0.81	2.03	1.6
Gd	5.67	4.62	17.3	0.98	4.66	3.77	5.66	18.4	14.54
Tb	1.76	1.34	5.87	0.38	1.35	1.12	1.79	6.5	5.14
Dy	19.9	14.3	76.2	5	14.3	11.8	20.4	72	56.88
Ho	6.08	4.11	27.9	1.67	4.11	3.5	6.2	31	24.49
Er	25	15.6	139	7.4	15.7	13.7	25.6	153	120.87
Tm	5.06	2.9	33.7	1.6	3	2.7	5.16	42	33.18
Yb	43	23.5	337	13.7	23.7	22.4	44	465	367.35
Lu	6.6	3.46	61.4	2.12	3.43	3.44	6.74	91	71.89
Hf	5996	9073	5149	6604	6086	6951	5955	9223	7286
Ta	1.83	1.06	7.37	0.8	1.9	2.2	2.35	0.9	0.71
Pb	0.02	0.14	7.05	0.15	0.44	0.05	0.02	0.48	0.38
Th	13.7	6.2	149	1.6	6.3	5.2	13.2	265	209.35
U	22.3	14.1	172	8.6	14.5	12.4	21.8	700	553
T˚(C)	711.85	673.78	681.6	622.7	674.82	688.38	655.76	833.74	809.6

Sample No	KH8-2	KH8-3	KH8-4	KH8-5	KH8-6	KH8-7	KH8-8	KH8-9	KH13-1
ID	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA
Ti	12.1	21.6	27	20.4	22.7	7.3	12.7	18.8	21.4
Sc	21.2	23.08	5.92	14.26	10.95	10.6	22.18	1.65	2.55
Sr	0.65	0.32	0.22	0.34	0.26	0.26	0.22	0.43	0.28
Y	768	1553	770	1378	886	900	869	841	1317
Nb	1.6	3.3	1.9	3.9	2.6	3.2	2.9	3	4.2
La	0.01	0.01	0.41	0.01	0.62	0.13	0.01	0.43	0.68
Ce	7.9	26.2	8.9	30.5	23.5	27.5	16.5	16.7	35.6
Pr	0.06	0.21	0.16	0.18	0.23	0.2	0.13	0.17	0.27
Nd	0.9	3.4	1.8	3.3	1.9	2.3	1.7	2	2.8
Sm	2.1	6.5	2.2	6.6	3.6	3.8	2.8	4.1	4.7
Eu	1.03	2.52	0.99	2.64	1.51	1.7	1.57	1.65	2.54
Gd	10.2	30.9	11.2	24.4	16.3	16.7	14.4	15.6	26.5
Tb	3.7	10.3	4.1	8.2	5.5	5.7	5.8	5.5	9.1
Dy	47	120	52	100	67	70	67	63	105
Ho	21	50	23	43	28	29	28	26	42
Er	112	245	123	224	133	147	138	131	196
Tm	28	59	31	58	33	38	35	34	48
Yb	296	587	316	643	330	402	362	365	477
Lu	64	126	72	125	68	78	73	74	92
Hf	9610	10308	9859	11140	5325	5923	10564	10708	5357
Ta	0.6	1.2	0.7	1.6	0.8	0.8	1	1	1.1
Pb	0.29	0.32	0.18	0.95	1.29	1.3	2.65	2.4	2.31
Th	61	468	72	477	436	572	177	205	761
U	183	880	230	1147	717	820	439	505	1024
T˚(C)	758.01	813.5	836.5	807.77	818.54	714.04	762.43	799.67	812.57

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No	KH13-2	KH13-3	KH13-4	KH13-5	KH13-6	KH13-7	KH13-8	KH13-9	KH31-1
ID	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA
Ti	23.4	13.4	18.9	15.8	14.4	16.9	1.43	15.9	9.2
Sc	1.75	5.29	1.06	1.33	1.48	1.67	143.7	15.93	16.23
Sr	0.4	0.47	0.34	0.4	0.43	0.28	0.31	0.5	0.5
Y	1376	1899	1083	1822	2666	1066	1533	1077	1227
Nb	5.1	7.6	5.7	10.3	15.8	6.7	2.87	3	8.1
La	0.22	0.57	0.39	0.01	0.02	0.39	0.02	0.07	0.14
Ce	46.9	87.8	44.2	79.5	91.5	44.7	3.91	34.8	58.8
Pr	0.18	0.55	0.27	0.22	0.17	0.2	0.15	0.08	0.21
Nd	2.5	5.7	2.7	4	2.2	1.9	2.66	1.87	2.3
Sm	5.4	8.1	4.3	8.9	6	3.6	5.23	4.46	4.5
Eu	2.42	3.32	1.77	2.79	3.41	1.29	0.98	1	1.8
Gd	27.2	36.9	20.4	32.8	40.9	16.4	25.7	21.6	21.8
Tb	9.8	12.3	6.9	11.9	15	6.3	8.83	7.41	8
Dy	110	145	85	145	193	76	115.4	97.5	94
Ho	43	58	35	58	84	33	42.3	36.2	38
Er	203	289	170	290	419	167	211.2	168	190
Tm	49	72	44	77	111	43	50.3	43.9	48
Yb	501	725	457	808	1147	457	482	498	489
Lu	94	152	89	160	236	93	82.3	68.8	98
Hf	5332	9572	6056	12292	13774	6290	5710	7963	6286
Ta	1.4	2.1	1.4	2.9	3.5	1.7	2.08	1.61	2.1
Pb	0.53	0.61	0.65	0.87	1.19	2.06	0.69	1.32	0.45
Th	1199	1641	900	1784	1945	923	146	225	1337
U	1490	1978	1335	2667	3008	1498	259	295	1808
T˚(C)	821.64	767.37	800.19	782.84	774.07	789.29	594.68	783.44	733.7

Sample No	KH31-2	KH31-3	KH31-4	KH31-5	KH31-6	KH31-7	KH31-8	KH31-9	KH6-1
ID	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA	CA	T
Ti	7.6	7.2	4.82	13.08	46.1	2.27	40.11	1.84	8.21
Sc	11.53	21.35	9.76	5.15	31.3	20.34	27.2	5.16	23.22
Sr	0.33	0.3	0.35	0.36	0.29	0.34	0.25	0.4	0.29
Y	890	848	275.1	257.63	1921	2023	1671.27	244	2060.74
Nb	3.31	6.2	1.37	2.38	5.37	4.06	4.67	0.62	1.03
La	0.06	0.12	0.01	0.04	1.53	0.02	1.33	0.02	0.15
Ce	17	47.8	2.16	1.64	30.1	20	26.19	12.2	10.87
Pr	0.44	0.1	0.04	0.04	0.66	0.3	0.57	0.02	0.27
Nd	5.27	1.8	0.22	0.4	5.09	4.24	4.43	0.53	2.7
Sm	6.12	3.8	1.18	1.33	5.19	7.14	4.52	1.37	6.62
Eu	3.64	1.53	0.53	0.12	0.49	4.53	0.43	0.2	2.29
Gd	26	16	5.26	6.64	27.7	35.6	24.1	5.09	59.17
Tb	7.38	5.6	2.11	2.19	11.3	12.6	9.83	1.74	21.67
Dy	82.3	66	34.54	25.03	166	161.8	144.42	22.7	236.38
Ho	26.2	27	11.58	8.7	62.8	57.3	54.64	7.71	87.07
Er	111	129	48.22	38.06	311	273.9	270.57	36.6	384.55
Tm	22.7	33	11.69	9.4	80.9	63.6	70.38	10.3	71.68
Yb	198	339	147.5	107.72	943	612	820.41	134	561.03
Lu	32.1	66	34.57	20.62	117	106	101.79	22.2	91.45
Hf	5401	6472	8480	8244	8961	6543	7796	7125	10938
Ta	1.85	1.8	0.22	1.14	2.81	1.81	2.44	0.23	0.76
Pb	0.31	0.51	0.7	2.74	1.37	15.4	1.19	0.3	0.34
Th	42.8	1367	67.85	30.46	298	366	259.26	81.7	129.33
U	43.2	1762	160.1	145.3	541	369	470.67	163	16.97
T˚(C)	717.41	712.9	680.64	765.13	895.81	625.48	879.77	611.22	723.97

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No	KH6-2	KH6-3	KH6-4	KH6-5	KH6-6	KH6-7	KH6-8	KH35-1	KH35-2
ID	T	T	T	T	T	T	T	T	T
Ti	18.02	16.68	15.06	9.09	17.99	14.2	19.06	14.24	14.98
Sc	25.44	20.48	20.1	23.28	20.71	23.96	20.63	19.15	22.7
Sr	0.66	0.33	0.23	0.35	0.26	0.26	0.23	0.44	0.29
Y	1277.64	1466.98	2072.36	1735	1980.93	2287.71	2863.21	2439.55	2177.99
Nb	0.63	0.76	1.05	0.96	1.13	1.29	1.68	1.44	1.38
La	0.02	0.03	0.02	0.01	0.06	0.03	0.08	0.03	0.03
Ce	4.62	6.91	10.56	13.18	8.9	7.84	11.34	11.6	10.52
Pr	0.12	0.17	0.26	0.33	0.22	0.2	0.28	0.29	0.26
Nd	2.32	2.44	3.22	2.7	3.19	2.6	3.98	3.52	3.69
Sm	5.05	5.39	6.39	6.58	6.62	6.8	8.98	6.97	7.58
Eu	2.57	2.43	2.52	1.73	3.04	3.27	4.2	2.71	3.14
Gd	41.96	46.12	61.36	55.86	60.33	68.83	88.11	69.53	70.26
Tb	14.39	15.76	21.52	19.8	21.49	23.19	31.12	23.84	24.06
Dy	152.11	170.15	239.4	208.55	232.27	248.96	334.46	262.27	257.34
Ho	53.16	62.49	84.81	74.89	83.33	91.49	122.54	100.4	90.5
Er	223.38	254.91	365.14	319.36	342.47	383.16	507.96	413.73	392.4
Tm	42.31	49.66	69.27	58.83	64.79	71.56	95.76	78.54	75.04
Yb	334.32	379.17	526.55	445.58	496.37	563.55	726.46	590.71	558.18
Lu	56.97	60.85	85.25	69.95	80.9	91.72	117.55	93.89	90.58
Hf	9026	9640	9728	9917	9301	9837	9269	9781	9519
Ta	0.39	1.43	0.28	0.39	0.44	0.27	0.31	0.42	0.7
Pb	0.19	1	1.35	1.37	2.78	2.52	2.43	0.56	0.64
Th	31	35.75	76.25	84.99	58.54	100.95	108.14	93.05	97.25
U	4.28	5.04	9.96	11.43	7.78	12.88	12	11.62	12.02
T˚(C)	795.51	788.04	778.26	732.68	795.34	772.73	801.04	773.03	777.76

Sample No	KH35-3	KH35-4	KH35-5	KH35-6	KH35-7	KH2-1	KH2-2	KH2-3	KH2-4	KH2-5
ID	T	T	T	T	T	T	T	T	T	T
Ti	18.81	10.31	11.54	24	17.3	12.3	13.39	21.27	19.92	23.41
Sc	19.64	57.75	18.73	20.73	21.06	18.57	18.29	17.63	28.51	19.02
Sr	0.42	0.48	0.35	0.41	0.44	0.29	0.32	0.52	0.52	0.34
Y	2446.06	7449.65	2151.96	3976.1	2261.36	2156.62	2444.52	4000.06	1980.25	5227.1
Nb	1.57	4.87	1.42	2.38	1.45	1.43	1.72	3.18	1.44	3.76
La	0.05	0.14	0.05	0.08	0.05	0.05	0.04	0.09	0.02	0.09
Ce	9.15	56.42	11.77	13.13	10.02	11.41	12.32	13.24	9.49	17.14
Pr	0.23	1.41	0.29	0.33	0.25	0.29	0.31	0.33	0.24	0.43
Nd	3.8	11	3.08	4.36	3.68	3.46	3.5	4.52	3.82	5.33
Sm	7.9	28.47	6.28	12.43	7.66	7.46	7.43	8.52	8.31	11.57
Eu	3.69	9.23	2.48	5.87	3.53	2.95	3.11	3.97	3.71	6
Gd	80.89	251.71	63.48	125.59	77.4	62.69	70.41	103.81	69.19	152.04
Tb	27.59	86.12	22.02	41.97	25.27	20.91	25.44	40.05	22.51	55.09
Dy	296.84	903.2	232.52	432.1	262.53	236.94	278.09	473.65	229.02	602.45
Ho	105.52	316.19	89.2	154.53	93.78	89.94	101.8	183.07	81.99	222.2
Er	430.83	1297.72	370.84	642.97	392.56	369.58	424.5	787.8	325.57	913.99
Tm	81.06	243.62	69.78	116.14	71.65	68.58	80.54	146.77	62.52	167.17
Yb	605.57	1814.93	526.82	880.13	530.97	512.47	615.01	1096.5	469.93	1227.06
Lu	101.31	276.46	86.05	138.68	86.64	84.56	102.44	177.22	76.85	195.52
Hf	9078	10149	9797	8656	9155	9573	9767	8629	8733	8592
Ta	1.39	2.17	1.83	0.89	0.57	0.45	1.34	0.29	0.92	1.67
Pb	0.68	0.91	1.25	2.16	0.73	1.39	0.47	0.33	0.54	0.73
Th	82.23	797.75	100.18	131.27	72.58	94.5	108.27	219.72	47.61	233.79
U	9.55	62.9	12.49	13.31	8.85	11.91	13.19	19.75	6.19	20.15
T˚(C)	799.7	743.62	753.7	824.24	791.55	759.52	767.28	811.95	805.38	821.7

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No	KH2-6	KH25-1	KH25-2	KH25-3	KH25-4	KH1-1	KH1-2	KH1-3	KH1-4	KH1-5
ID	T	T	T	T	T	SD	SD	SD	SD	SD
Ti	21.18	14.11	11.42	5.35	25.18	33.04	32.81	18.22	11.86	16.59
Sc	28.33	20.22	19.02	33.26	31.42	44.32	53.15	57.75	86.17	36.99
Sr	0.31	0.36	0.37	0.29	0.35	0.49	0.41	0.06	0.05	0.05
Y	5003	1572.21	1349.71	4680.8	5196.78	2272.79	2454.79	6527.25	13074.75	1118.6
Nb	3.71	1.14	1.08	3.99	4.24	2.57	3.17	8.95	15.56	2.28
La	0.13	0.01	0.01	0.03	0.08	0.03	0.03	0.09	0.47	0.01
Ce	20.19	8.89	8.44	84.94	21.88	20.14	25.85	101.68	427.89	8.88
Pr	0.5	0.22	0.21	2.12	0.55	0.5	0.65	2.54	10.7	0.22
Nd	6.46	2.23	1.58	5.6	7.61	3.06	2.67	14.28	29.65	0.9
Sm	17.77	5.2	4.99	14.83	21.11	7.39	7	29.09	81.54	2.53
Eu	7.9	2.14	1.75	2.85	9.79	3.63	3.72	8.51	12.54	1.07
Gd	175.19	46.1	36.02	141.19	190.33	70.38	74.62	226.76	495.64	24.02
Tb	58.31	15.34	12.66	52.81	61.87	23.96	26.4	87.68	173.27	8.86
Dy	606.16	161.59	139.25	584.51	633.9	253.35	281.69	883.31	1713.39	105.24
Ho	214.58	61.24	52.25	213.64	217.83	94.15	101.51	293.75	580.58	45.22
Er	862.11	242.91	211.44	880.25	869.51	389.65	424.29	1185.67	1981.58	207.79
Tm	158.94	47.67	41.93	163.85	161.65	72.31	78.86	222.46	359.19	44.28
Yb	1177.24	355.1	321.19	1165.89	1183.86	548.02	588.04	1595.11	2488.25	357.69
Lu	186.13	56.8	53.71	165.96	189.98	89.16	96.08	221.58	347.4	65.53
Hf	8823	10002	10347	9127	8536	8418	8256	7399	9060	9393
Ta	1.65	1.48	0.78	0.67	0.58	0.23	2.06	3.12	1.19	0.18
Pb	2.88	1.44	16.17	11.13	6.32	0.78	1.29	3.16	2.51	2.64
Th	196.66	41.42	44.33	905.61	197.71	222.17	231.37	372.89	3572.73	32.57
U	17.98	6.02	6.41	90.68	17.04	15.56	16.39	34.14	118.58	8.33
T˚(C)	811.52	772.15	752.78	688.86	829.22	858.15	857.41	796.59	756.19	787.5

Sample No	KH1-6	KH1-7	KH1-8	KH4-1	KH4-2	KH4-3	KH4-4	KH4-5	KH4-6	KH4-7
ID	SD	SD	SD	SD	SD	SD	SD	SD	SD	SD
Ti	23.06	16.16	8.82	7.38	5.42	9.6	7.45	25	11.1	13.5
Sc	60.1	77.94	56.31	37.08	52.19	19.05	21.13	25.19	32.9	27.16
Sr	0.01	0.07	0.05	0.09	0.12	0.01	0.01	0.01	0.04	0.01
Y	7882.01	5021.34	3836	2951	1878	759.57	2005	2867	2546	1919
Nb	12.02	9.05	3.28	2.6	2.27	0.62	2.23	2.78	3.33	2.47
La	0.21	0.05	0.27	0.01	0.18	0.02	0.1	0.06	0.03	0.03
Ce	150.28	88.61	56.4	17.7	17.7	0.73	37.8	26.2	16.8	6.44
Pr	3.76	2.22	0.71	0.41	0.53	0.03	0.48	0.62	0.22	0.14
Nd	23.89	3.9	13.3	9.04	5.84	0.53	7.79	11.4	4.29	3.22
Sm	48.5	13.34	27.7	17.8	11.5	2.77	13.7	23.1	9.34	8.12
Eu	14.26	4.3	8.67	0.84	2.91	0.12	5.13	3.48	2.15	1.06
Gd	358.66	142.06	117	79.3	48.6	16.69	58.4	94.9	53.5	43.9
Tb	116.24	53.46	34.6	25.7	15.9	6.99	17.5	27.7	19.3	15.3
Dy	1127.15	569.41	414	327	201	84.49	211	341	251	198
Ho	391.5	209.99	133	113	70.5	27.34	71.9	109	91.8	70.1
Er	1394.36	888.42	603	461	296	102.24	305	435	406	297
Tm	250.59	170	144	106	75.7	21.98	70.4	92.1	97.6	69.4
Yb	1784.6	1297.16	1520	1077	858	217.72	733	906	1058	720
Lu	254.8	205.5	196	121	101	39.79	99.2	115	127	88.1
Hf	6518	9973	10234	9687	11206	10108	10507	11236	12875	12148
Ta	0.39	1.26	1.03	0.89	0.84	0.21	0.73	0.9	1.19	0.99
Pb	1.29	0.78	0.26	3.16	2.19	3.23	0.95	1.03	1.3	1.56
Th	471.38	1142.8	460	71.9	91.4	11.45	149	369	144	96.3
U	34.55	93.6	31.33	15.17	14.42	7.63	12.92	17.25	21.67	16.42
T˚(C)	820.12	785	730.05	714.95	689.85	737.4	715.74	828.46	750.23	768.05

از آنجایی‌که شعاع یونی HREE کوچک‌تر و شعاع یونی LREE بزرگ‌تر است، زیرکن‌های ماگمایی معمولاً در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت، روند افزایشی با شیب مثبت از La به Lu همراه با آنومالی مثبت Ce و منفی Eu دارند. در برابر، در زیرکن‌هایی که دچار سیال‌های گرمابی یا فرایندهای دگرگونی شده‌اند، هرچند الگوی افزایشی از La به Lu بیشتر حفظ می‌شود، اما تغییری در شیب رو به کمترشدن دیده می‌شود و مقدار LREEها کمابیش افزایش می‌یابد (Long et al., 2012). داده‌های به‌دست‌آمده در این پژوهش نشان می‌دهند همۀ بلورهای زیرکن، الگوی عنصرهای خاکی نادر (REE) همانند زیرکن‌های ماگمایی دارند و روند افزایشی متمایزی از La تا Lu در آنها دیده می‌شود (شکل ۹).

شکل 9. نمودار الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای بلورهای زیرکن در نمونه‌های منطقة سلطان‌آباد. A) گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن؛ B) گدازه‌های بالشی آلکالن؛ C) دایک‌های ورقه‌ای توله‌ایتی؛ D) گدازه‌های بالشی توله‌ایتی.

Figure 9. Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns (Sun and McDonough, 1989) for zircon crystals from the Sultanabad samples. A) Calc-alkaline pillow lavas; B) Alkaline pillow lavas; C) Tholeiitic sheeted dikes; D) Tholeiitic pillow lavas.

امکان تفکیک زیرکن‌های ماگمایی از گونه‌های دگرگونی یا متأثر از دگرسانی با به‌کارگیری نسبت‌های عنصرهای خاکی نادر (REE) وجود دارد (Hoskin, 2005; Luo et al., 2024). بررسی نمودارهای شناسایی خاستگاه زیرکن که بر پایۀ این نسبت‌ها ترسیم شده‌اند، نشان می‌دهد همۀ بلورهای زیرکنِ درون سنگ‌های بررسی‌شده، در گروه زیرکن‌های ماگمایی رده‌بندی می‌شوند (شکل‌های ۱۰-A و ۱۰-B).

بررسی ترکیب عنصرهای کمیاب در بلورهای زیرکن نشان می‌دهد با اینکه در ویژگی‌های کلیِ ماگمایی همۀ نمونه‌ها همانند هستند، تفاوت‌های ظریفی در نرخ تفریق عنصرهای خاکی نادر دیده می‌شود (شکل ۹). همۀ الگوها شیب مثبت از LREE به HREE دارند؛ اما هندسه منحنی در بخش MREE تا HREE متغیر است؛ به‌گونه‌ای‌که زیرکن‌های گدازه‌های آلکالن روندی خطی و مستقیم[4] را نشان می‌دهند (شکل ۹-B)؛ اما در نمونه‌های توله‌ایتی، این روند با یک تحدب ملایم رو به بالا همراه است (شکل‌های ۹-C و ۹-D). بلورهای زیرکن در گدازه‌های آلکالن روندی میانه نشان می‌دهند (شکل ۹-A). این موضوع می‌تواند بازتابی از تفاوت در ترکیب شیمیایی ماگمای مادر و شرایط تبلور باشد.

از تفاوت‌های دیگر ترکیب عنصرهای کمیاب میان زیرکن‌ها در گونه‌های سنگ‌های بررسی‌شده می‌توان نسبت‌های بالاتر Th/U و کمتر U/Yb، Eu/Eu* و Yb/Gd در نمونه‌های دایک‌های ورقه‌ای و گدازه‌های توله‌ایتی نسبت به دیگر نمونه‌ها را نام برد (شکل‌های ۱۰-C و ۱۰-D).

شکل 10. تمایز زیرکن ماگمایی و دگرسان‌شده در منطقة سلطان‌آباد A) نمودار La در برابر ((Sm/La)_N (Hoskin, 2005)؛ B) نمودار U+Th در برابر La_N (Luo et al., 2024)؛ C) نمودار دوتایی Th/U در برابر U/Yb؛ D) نمودار Eu/Eu^* در برابر Yb/Gd.

Figure 10. Discrimination of magmatic and altered zircons from the Sultanabad area. A) La versus (Sm/La)_N diagram (Hoskin, 2005); B) U+Th versus LaN diagram (Luo et al., 2024); C) Th/U versus U/Yb binary diagram; D) Eu/Eu* versus Yb/Gd diagram.

بحث

محیط پیدایش و سنگ‌زایی ماگماها

همان‌گونه که در بخش‌های پیشین گفته شد، ترکیب زمین‌شیمیایی گروه‌های گوناگون سنگی در منطقۀ سلطان‌آباد، روندهای گوناگونی را نمایش می‌دهد. این تمایز به‌خوبی در نمودارهای عنصرهای کمیاب که براب شناخت سرشت و محیط پیدایش سنگ‌های آذرین به‌کار گرفته می‌شوند، آشکار است (شکل‌های 11-A و 11-B).

شکل 11. ترسیم ترکیب نمونه‌های منطقة سلطان‌آباد در A) نمودار ‌سه‌تایی Th، Nb/16 و Hf/3 (Wood, 1980)؛ B) نمودار ‌سه‌تایی Th، Nb/16 و Zr/17 (Wood, 1980)؛ C) نمودار Nb در برابر Th (Saccani, 2015) بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) ( N-MORB: بازالت پشته میان اقیانوسی نرمال؛ OIB: بازالت جزیره‌های اقیانوسی؛ AFC: هضم- تبلور تفریقی؛ OIB-CE: غنی‌شدگی جزء OIB؛ FC: تبلور بخشی؛ E-MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی غنی‌شده؛ IAT: توله‌ایت جزیره‌های کمانی؛ CAB: بازالت کالک‌آلکالن؛ BABB: بازالت پهنة پشت‌کمانی؛ SSZ-E: غنی‌شدگی پهنة فرافرورانشی؛ D-MORB: بازالت پشتة میان‌اقیانوسی تهی‌شده؛ MTB: بازالت توله‌ایتی گوشته‌ای).

Figure 11. Compositional plots of the samples from the Sultanabad area in A) Th versus Nb/16 versus Hf/3 ternary diagram (Wood, 1980); B) Th versus Nb/16 versus Zr/17 ternary diagram (Wood, 1980); C) Nb versus Th diagram (Saccani, 2015) normalized to N-MORB composition (Sun and McDonough, 1989) (N-MORB: normal-type mid-ocean ridge basalt; OIB: ocean island basalt; AFC: assimilation-fractional crystallization; OIB-CE: OIB-type component enrichment; FC: fractional crystallization; E-MORB: enriched-type mid-ocean ridge basalt; IAT: island arc tholeiite; CAB: calc-alkaline basalt; BABB: back-arc basin basalt; SSZ-E: supra-subduction zone enrichment; D-MORB: depleted-type mid-ocean ridge basalt; MTB: mantle tholeiitic basalt).

بر این پایه، گدازه‌های بالشی آلکالن در ردة بازالت‌های درون‌صفحه‌ای جای می‌گیرند؛ اما گدازه‌های کالک‌آلکالن در گسترۀ بازالت‌های کالک‌آلکالن (CAB) و گدازه‌های توله‌ایتی به‌همراه دایک‌های ورقه‌ای، بیشتر در ردة بازالت‌های توله‌ایتی جزیره‌های کمانی (IAT) رده‌بندی می‌شوند (شکل‌های ۱۱-A و 11-B).

در نمودار دوبعدی Nb_N در برابر Th_N نیز تمایز میان گونه‌های ماگماها به‌خوبی آشکار است؛ بدین‌گونه که گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن، توله‌ایتی و دایک‌های ورقه‌ای، روند متناسب با کمان‌های آتشفشانی را نشان می‌دهند؛ اما گدازه‌های آلکالن در گسترۀ MORB-OIB جای گرفته‌اند و ترکیبی همانند بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی (OIB) دارند (شکل‌های ۱۱-C و ۱۱-D). در این نمودار نیز گدازه‌های توله‌ایتی و دایک‌ها در ردة IAT و گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن در گسترۀ CAB جای می‌گیرند (شکل‌های ۱۱-C و ۱۱-D). تفاوت در سرشت ماگمای اولیه در ترکیب عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکنِ سنگ‌های بررسی‌شده به‌خوبی آشکار است (شکل ۱۲). سنگ‌های توله‌ا‌یتی، دربردارندۀ گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای، زیرکن‌هایی با نسبت پایین U/Th دارند که می‌تواند نشان‌دهندۀ تبلور آنها در پوستۀ اقیانوسی باشد (Grimes et al., 2007). در برابر، بلورهای زیرکن در دیگر سنگ‌ها در گسترۀ ترکیب زیرکن‌های قاره‌ای جای می‌گیرند (شکل ۱۲-A). بر پایۀ ترکیب عنصرهای با جابه‌جایی کم (HFSE) و REE، بیشتر بلورهای زیرکن درون گدازه‌های بالشی آلکالن، خاستگاهی غیرکمانی را نشان می‌دهند؛ اما زیرکن‌های درون گدازه‌های کالک‌آلکالن و سنگ‌های توله‌ایتی بیشتر در محیط‌های کمانی قاره‌ای یا جزیره‌های کمانی تبلور یافته‌اند (شکل ۱۲-B).

شکل 12. نمودار‌های تمایز محیط پیدایش ماگما بر پایة ترکیب زیرکن. A) نمودار Hf در برابر U/Yb (Grimes et al., 2007)؛ (B) نمودار log (U+Th) در برابر log LREE/HREE (Luo et al., 2024).

Figure 12. Discrimination diagrams of magma genesis environments based on zircon composition. A) Hf versus U/Yb diagram (Grimes et al., 2007); B) log(U+Th) versus log(LREE/HREE) diagram (Luo et al., 2024).

با وجود این، باید توجه داشت که این نمودارها به‌ویژه برای ماگماهای مافیک، به‌تنهایی نمی‌توانند به‌طور قطعی محیط زمین‌ساختی یا سرشت ماگمای اولیه را تعیین کنند؛ زیرا پارامترهایی مانند دما، فشار اکسیژن، و ضرایب پراکندگی عنصرهای کمیاب در زیرکن، بر ترکیب نهایی این بلورها تأثیرگذار هستند (Grimes et al., 2015; Luo et al., 2024). به همین‌رو، برخی داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی ترکیب عنصرهای کمیاب در زیرکن‌ها چه‌بسا با دیگر شواهد سنگ‌شیمیایی یا ترکیب شیمیایی سنگ‌کُل همخوانی کامل نداشته باشد. برای نمونه؛ ترکیب شیمیایی سنگ‌کُل در نمونه‌های آلکالن خاستگاهی اقیانوسی را پیشنهاد می‌کند (توضیح در پاراگراف بعدی)، ترکیب شیمیایی بلورهای زیرکن در همین نمونه‌ها با محیط‌های قاره‌ای همخوانی دارد (شکل ۱۲-A). به‌هر روی، در بسیاری از پهنه‌های زمین‌شناسی، تغییر در سرشت و خاستگاه ماگمای اولیه به‌روشنی در ترکیب بلورهای زیرکن بازتاب می‌یابد (Chagondah et al., 2025). ازاین‌رو، تفاوت در غلظت و روند پراکندگی عنصرهای کمیاب در زیرکن‌های سنگ‌های گوناگون این بررسی، نشان‌دهندۀ تفاوت در سرشت ماگمای اولیه در زمان تبلور آنها است (شکل‌های ۹، ۱۰ و ۱۲).

گدازه‌های بالشی آلکالن، در نمودار Nb_N-Th_N (شکل ۱۱-D)، روند N-MORB-OIB را دنبال می‌کنند که نشان‌دهندۀ دست‌کم تأثیر پوسته در فرایند ماگمایی آنهاست. ترکیب این گدازه‌ها همانندی بالایی به ماگمای اولیه‌ای دارد که از منابع گوشته‌ای در سنگ‌کرة اقیانوسی ریشه گرفته است (شکل‌های ۱۱-A و ۱۱-B). نسبت‌های بالای MREE/HREE در این سنگ‌ها (شکل‌های ۵-C و 5-D) گویای نقش یک منبع پریدوتیت گارنت‌دار در فرایند پیدایش آنهاست (Beker et al., 1997). بر پایة نمودارهای Th در برابر Nb/Yb (شکل ۱۳-A) و La/Yb در برابر Dy/Yb (شکل ۱۳-B)، الگوهای سنگ‌زایی نشان می‌دهند ترکیب شیمیایی بیشتر گدازه‌های آلکالن پیامد ذوب‌بخشی درصدی کم (۵/۰ تا ۵/۲ درصد) یک منبع گوشته‌ای غنی‌شده بوده است (شکل ۱۳).

گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای توله‌ا‌یتی، از دیدگاه ترکیب شیمیایی، همانند بازالت‌های نوع IAT در کمان‌های آتشفشانی هستند (شکل ۱۱). نسبت پایین MREE/HREE در این سنگ‌ها (شکل‌های 5-C و 5-D) نشان‌دهندۀ ذوب‌بخشی با درجة بالاست (Saccani, 2015) و الگوهای سنگ‌زایی نشان می‌دهند این سنگ‌ها از ذوب‌بخشی بیش از ۵/۲ درصد یک منبع گوشته‌ای تهی‌شده از نوع MORB ریشه گرفته‌اند (Saccani et al., 2022؛ شکل ۱۳).

گدازه‌های بالشی کالک‌آلکالن، ترکیبی میان‌ دو گروه یادشده نشان می‌دهند (شکل‌های ۴ و ۵) و از دیدگاه عنصرهای کمیاب، با بازالت‌های کالک‌آلکالن وابسته به کمان‌های آتشفشانی همانندی دارند (شکل ۱۱). داده‌های به‌دست‌آمده از الگوهای سنگ‌زایی نیز گویای آن است که این سنگ‌ها از ذوب‌بخشی منبعی گوشته‌ای دست‌یافت شده‌اند که نسبت به منبع تهی‌شدة MORB، از دیدگاه ترکیب شیمیایی غنی‌تر است (شکل ۱۳).

شکل 13. الگوهای سنگ‌زایی بر پایة منحنی‌های ذوب دسته‌ای در (A) نمودار Th در برابر Nb/Yb؛ B) نمودار La/Yb در برابر Dy/Yb. ترکیب منابع گوشته‌ای به‌کاررفته در نمودارها از ساکانی (Saccani et al., 2022).

Figure 13. Petrogenetic models based on batch melting curves for Nb/Yb versus Th (A) and La/Yb versus Dy/Yb (B) diagrams. Mantle source compositions used in the diagrams are from Saccani et al. (2022).

اهمیت زمین‏‌ساختی و جایگاه ژئودینامیکی

داده‌های به‌دست‌آمده از این پژوهش، همراه با داده‌های پیشین (مانند: Lensch et al., 1979; Shojaat et al., 2003; Khalatbari Jafari et al., 2013a, b; Omrani et al., 2018; Rezaei et al., 2018; Moghadam et al., 2025) نشان می‌دهند مجموعة افیولیتی سبزوار دربردارندۀ گسترۀ بزرگی از سنگ‌های آذرین است. گوناگونیِ زمین‌شیمیایی و سنگ‌شناسی این سنگ‌ها گویای رخداد چندین رویداد زمین‌ساختی-ماگمایی متمایز در پهنۀ اقیانوسی سبزوار و همچنین، در کرانه‌های قاره‌ای آن، دربردارندۀ خردقارۀ ایران مرکزی (CIM) در جنوب و البرز خاوری در شمال است. تا کنون الگوهای گوناگونی برای پیدایش سنگ‌های ماگمایی افیولیت سبزوار پیشنهاد شده است.

اشتوکلین (Stöcklin, 1974) این مجموعة افیولیتی را برجای‌ماندۀ پهنۀ اقیانوسی سبزوار، شاخه‌ای از نئوتتیس در ژوراسیک پیشین، برشمرد. پژوهش‌های بعدی (مانند: Khalatbari Jafari et al., 2013a) گویای آن است که سنگ‌های آتشفشانی IAT و آلکالن این منطقه در کرتاسۀ بالایی و در محیط پشت‌کمانی پدید آمده‌اند؛ اما مجموعه دایک‌های ورقه‌ای در بستر پیش‌کمانی پدید آمده‌اند روزتی و همکاران (Rossetti et al., 2010) با بررسی گرانولیت‌های بازیک در کرانۀ شمالی افیولیت (منطقۀ شمال‌باختری سلطان‌آباد)، پیدایش آنها را پیامد فرورانش اقیانوس سیستان دانسته و افیولیت‌های سبزوار و نایین را وابسته به پهنة پشت‌کمانیِ این فرورانش در کرتاسۀ بالایی برشمرده‌اند. هرچند پیشتر لنچ و همکاران (Lensch et al., 1979) با بررسی بخش‌های میانی مجموعة افیولیتی سبزوار ترکیب گدازه‌های بالشی را به کمانی جزیره‌ای نابالغ نسبت داده بودند و نتیجه گرفته‌ بودند که این مجموعة افیولیتی بازماندۀ یک کرانۀ فرورانشی فعال قاره‌ای است. شجاعت و همکاران نیز (Shojaat et al., 2003) الگوی پیدایش افیولیت در پی بسته‌شدن اقیانوس سبزوار از راه فرورانش رو به شمال‌خاوری را پیشنهاد کرده بودند که این دیدگاه را عمرانی و همکاران (Omrani et al., 2018) در پژوهش سنگ‌های دگرگونی با فشار بالا-دمای پایین (HP-LT) تأیید کردند.

با وجود این گوناگونیِ الگوها، هنوز هم‌افزایی کامل دربارۀ موقعیت زمین‌ساختی و فرایند پیدایش افیولیت سبزوار به‌دست نیامده است. کاظمی و همکاران (Kazemi et al., 2019) با بررسی سنگ‌های ماگمایی کرتاسه (۱۰۱-۷۵ میلیون سال پیش) در جنوب افیولیت سبزوار و با توجه به همانندی ترکیب آنها به ماگماهای جزیره‌های کمانی، پیشنهاد دادند ماگمای سازندۀ سنگ‌های آذرین از یک گوة گوشته‌ای تهی‌شده فرافرورانشی[5] و در یک محیط فرورانش جزیرۀ کمانی در هنگام فرورانش پهنۀ اقیانوسی نئوتتیس سبزوار پدید آمده است. هرچند حضور سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن با ویژگی‌های ماگماهای کمان قاره‌ای[6] در بخش‌های گوناگون پهنۀ سبزوار با سن همانند، موجب شده است برخی دیگر از پژوهشگران هر دو محیط فرورانش (جزیرۀ کمانی و کرانۀ فعال قاره‌ای) را برای پیدایش سنگ‌های آذرین پهنۀ سبزوار در نظر بگیرند (Omrani et al., 2018; Mazhari et al., 2019; Jafari and Ghasemi, 2023). بررسی سنگ‌شناسی گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای مناطق سلیمانیه و باغجر در مرکز مجموعة افیولیتی سبزوار، همانند این پژوهش، گویای وجود سه گونه‌ی ماگمای آلکالن، کالک‌آلکالن و IAT است (Rezaei et al., 2018). این پژوهشگران یک الگوی زمین‌ساختی برای تفسیر همراهی گونه‌های ماگمای یادشده پیشنهاد داده‌اند. این الگو نشان‌دهندۀ آن است که در کرانۀ جنوبی صفحۀ توران در دوران کرتاسۀ بالایی، یک سامانۀ کمان قاره‌ای-پیش‌کمانی[7] وجود داشته است که به‌ترتیب، سنگ‌های کالک‌آلکالن (CA) و IAT در آن فوران کرده‌اند. بازالت‌های آلکالن در یک پهنۀ اقیانوسی نا وابسته به فرورانش[8] فوران کرده‌اند و سپس در پی برخورد کوه زیردریایی با سامانۀ کمان قاره‌ای-پیش‌کمانی، به‌صورت زمین‌ساختی به پیش‌کمان پیوسته‌اند (Rezaei et al., 2018).

گدازه‌های بالشی بررسی‌شده ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سازگار با ماگماتیسم در یک پهنۀ اقیانوسی نا وابسته به فرورانش دارند (شکل ۱۱-C). چنین ویژگی‌هایی می‌تواند نشان‌دهندۀ پیدایش این سنگ‌ها در کوه‌های زیردریایی[9] باشد. در بسیاری از کوه‌های زیردریایی، فعالیت ماگمایی معمولاً با بازالت‌های توله‌ایتی در مراحل آغازین رشد آغاز می‌شود و در مراحل پایانی به ترکیب‌های آلکالن دگرگون می‌شود. بر این پایه، حضور هم‌زمان سنگ‌های توله‌ایتی و آلکالن در منطقه سلطان‌آباد می‌تواند بازتابی از چنین دگرگونی ماگمایی در یک سامانۀ کوه‌ زیردریایی باشد. این ساختارهای آتشفشانی که شناوری بیشتری نسبت به پوستۀ اقیانوسی اطراف دارند، می‌توانند در پی فرایندهای برخوردی و پیوستنِ زمین‌ساختی به کمان‌های جزیره‌ای یا کرانه‌های قاره‌ای فعال افزوده شوند. وجود دنباله‌های رسوبی–آتشفشانی وابسته به فرورانش در کنار این بازالت‌ها (شکل ۱-B) نیز با این تفسیر و با داده‌های رضایی و همکاران (Rezaei et al., 2018) همخوانی دارد.

توالی سنی به‌دست‌آمده در این بررسی، دیدگاه تازه‌ای از دگرگونی زمین‌ساختی حوضۀ سبزوار ارائه می‌دهد. سن بالاتر گدازه‌های آلکالن (۱۱۰-۱۱۲ میلیون سال پیش) در مقایسه با واحدهای IAT و دایک‌های ورقه‌ای (۹۰-۱۰۷ میلیون سال پیش)، همراه با گزارش حضور واحدهای N-MORB در این افیولیت (Shojaat et al., 2003)، پیشنهاد می‌دهد ماگماتیسم آلکالن چه‌بسا در مراحل آغازین کافت اقیانوسی[10] یا در ارتباط با گسل‌های عمیق کششی در کرانۀ حوضه روی داده است. در این الگو، پهنۀ اقیانوسی سبزوار پس از یک فاز بازشدگی آغازین و گسترش بستر، در بازۀ زمانی کوتاهی (کمتر از ۱۰ میلیون سال) وارد فاز فرورانش شده است که به جایگیری سنگ‌های IAT و کالک‌آلکالن در یک محیط پیش‌کمانی انجامیده است. این فرایند گذار پرشتاب از کافت به فرورانش[11] با الگوهای ژئودینامیکی حوضه‌های کوچک اقیانوسی کاملاً همخوانی دارد (Stern and Dickinson, 2010; Fu et al., 2023). بنابراین، هرچند احتمال پیدایش سنگ‌های آلکالن به‌صورت کوه‌های زیردریایی وجود دارد، اما نقش آنها به‌عنوان نشانه‌هایی از ماگماتیسم آغازین کافت در این حوضه نیز محتمل است. در پیشنهاد ارائه الگوی قطعی نیازمند بررسی دقیق و در صورت امکان سن‌سنجی ماگماهای با ترکیب MORB در منطقه سبزوار است.

ویژگی‌های شیمیایی سنگ‌ها (شکل ۱۱) و بلورهای زیرکن (شکل ۱۲-A) در نمونه‌های IAT نشان می‌دهند محیط پیدایش آنها بدونِ یا با دست‌کم تأثیر از بخش‌های پوستۀ قاره‌ای بوده است؛ امری که نشان می‌دهد این سنگ‌ها در پوستۀ اقیانوسی و در بخش پیش‌کمان یک کمان قاره‌ای در کرتاسه (۱۰۷-۹۱ میلیون سال پیش) پدید آمده‌اند. این مجموعه دربردارندۀ سنگ‌های نفوذی و دایک‌های ورقه‌ای است که گویای زمین‌ساخت کششی در محیط پیش‌کمان هستند (Moghadam et al., 2014; Rezaei et al., 2018). از سوی دیگر، شیمی سنگ‌های آتشفشانی و بلورهای زیرکن کالک‌آلکالن (شکل‌های ۱۱ و ۱۲) تأثیر چشمگیر بخش‌های پوستۀ قاره‌ای را نشان می‌دهد که می‌تواند گویای فوران این سنگ‌ها روی گسترة جنوبی حوضۀ قاره‌ای توران باشد. در پایان، حضور سنگ‌های نوع N-MORB (Shojaat et al., 2003) و سنگ‌های دگرگونی فشار بالا- دمای پایین (HP-LT) (Rossetti et al., 2010) در این منطقه با یک سامانۀ کمان– پیش‌کمان- گوِه برافزایشی[12]، سازگار است و نشان‌دهندۀ آمیختگی زمین‌ساختی سنگ‌های صفحه‌های بالایی و زیرین، به‌ویژه در جریان بسته‌شدن پایانی پهنۀ اقیانوسی است (شکل ۱۴).

شکل 14. الگوی زمین‏‌ساختی برای فرورانش پهنة اقیانوسی سبزوار در طول برشی از شمال پهنة ایران مرکزی (CIM) تا کرانۀ قاره‌ای جنوبی اوراسیا (توران) در زمان‌ کرتاسه (برگرفته از: Rezaei et al., 2018) (MOR: پشتة میان‌اقیانوسی؛ HP-LT : فشار بالا – کم دما، IAT : توله‌ایت کمان جزیره‌ای، CA : کالک‌آلکالن).

Figure 14. Tectonic model for the subduction of the Sabzevar oceanic basin along a cross-section from the northern Central Iranian Microcontinent (CIM) to the southern continental margin of Eurasia (Turan) during the Cretaceous (modified after Rezaei et al., 2018) (MOR: mid-ocean ridge; HP-LT: high-pressure–low-temperature; IAT: island-arc tholeiite; CA: calc-alkaline).

برداشت

این پژوهش با پیشنهاد داده‌های نوین زمین‌شیمی سنگ‌کل، زمین‌زمان‌سنجی U–Pb و زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب زیرکن از گدازه‌های بالشی و دایک‌های ورقه‌ای منطقة سلطان‌آباد، بازۀهای زمانی و تکتونوماگمایی برای دگرگونی مجموعۀ افیولیتی سبزوار فراهم می‌کند. داده‌های به‌دست‌آمده نشان می‌دهند ماگماتیسم این بخش از پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس از کرتاسه میانی تا پسین، سرشتی ناهمگن داشته است.

داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌کل نشان‌دهندۀ حضور سه سری ماگمایی آلکالن، کالک‌آلکالن و توله‌ایتی است که هر یک خاستگاه و شرایط تکتونوماگمایی گوناگونی را بازتاب می‌دهند. بازالت‌های آلکالن با غنی‌شدگی چشمگیر از HFSE و LREE، نسبت‌های بالای La_N/Yb_N و الگوهای همانند OIB، حاصل از ذوب‌بخشی کم‌درجه از یک منبع گوشته‌ای غنی‌شده و گارنت‌دار هستند. در برابر، گدازه‌های توله‌ایتی و دایک‌های ورقه‌ای با تهی‌شدگی Nb–Th، الگوهای تخت REE و ویژگی‌های همانند IAT، از ذوب‌بخشی بالاتر یک منبع گوشته‌ای تهی‌شده وابسته به سامانۀ فرافرورانش ریشه گرفته‌اند. ماگماهای کالک‌آلکالن نیز ترکیبی میانه دارند و تأثیر سیالات فرورانشی و بخش‌های پوسته‌ای در آنها آشکار است.

زمین‌زمان‌سنجی U–Pb زیرکن‌ها نشان می‌دهد فعالیت ماگمایی در این منطقه در بازۀ زمانی نزدیک به ۱۱۳ تا ۹۰ میلیون سال پیش رخ داده است. بازالت‌های آلکالن کهن‌ترین سن‌ها (نزدیک به ۱۱۲–۱۱۰ Ma) را ثبت کرده‌اند؛ اما ماگماهای توله‌ایتی و کالک‌آلکالن در یک بازۀ زمانی همپوشان، اما گسترده‌تر (۱۱۳–۹۰ Ma) تبلور یافته‌اند. این همپوشانی زمانی، نشان‌دهندۀ همزیستی فرایندهای ماگمایی وابسته به گسترش اقیانوسی و فرورانش فعال در هنگام دگرگونی حوضة سبزوار است.

ترکیب عنصرهای کمیاب بلورهای زیرکن، به‌ویژه نسبت‌های Th/U، U/Yb، Eu/Eu* و الگوهای REE، خاستگاه ماگمایی بلورها را نشان می‌دهد و بازتابی از تفاوت سرشت ماگمای اولیه در گروه‌های گوناگون سنگی است. زیرکن‌های وابسته به سنگ‌های توله‌ایتی بیشتر ویژگی‌های محیط‌های اقیانوسی–جزیره‌های کمانی را نشان می‌دهند؛ اما زیرکن‌های درون سنگ‌های کالک‌آلکالن و آلکالن تأثیر منابع غنی‌تر گوشته‌ای یا بخش‌های پوسته‌ای را بازتاب می‌دهند. این تفاوت‌ها نشان می‌دهند ترکیب زیرکن، با وجود محدودیت‌ها در ماگماهای مافیک، ابزاری کارآمد برای ردیابی دگرگونی‌های ژئودینامیکی در مجموعه‌های پیچیدة افیولیتی است.

در مجموع، داده‌های این پژوهش از الگویی پشتیبانی می‌کند که در آن افیولیت سبزوار محصول دگرگونی یک سامانۀ فرورانشی فعال دربردارندۀ پیش‌کمان- کمان آتشفشانی در کرانۀ جنوبی صفحۀ توران در کرتاسه میانی تا پسین است. در این چارچوب، گدازه‌های توله‌ایتی و دایک‌های ورقه‌ای نمایانگر پوستۀ اقیانوسی پیش‌کمان هستند؛ اما بازالت‌های آلکالن به‌عنوان بازمانده‌های ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای پدیدآمده در یک پهنۀ اقیانوسی نا وابسته به فرورانش تفسیر می‌شوند که در ادامه، در پی فرایندهای همگرایی و بسته‌شدن پایانی حوضه نئوتتیس، به‌صورت زمین‌ساختی به سامانۀ کمانی افزوده شده‌اند. این دستاوردها، شواهد مستقلی برای سرشت چندمرحله‌ای و ناهمگن ماگماتیسم در شاخۀ شمالی نئوتتیس در شمال‌خاوری ایران فراهم می‌آورد.

[1] island arc

[2] Panning

[3] resolution

[4] Linear trend

[5] supra-subduction

[6] continental arc

[7] continental arc-forearc system

[8] subduction-unrelated

[9] seamounts

[10] Incipient Rifting

[11] Rifting-to-Subduction Transition

[12] accretionary wedge-forearc-arc system

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): Constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences, 94(3), 401–419. https://doi.org/10.1007/s00531-005-0481-4

Akrami, M.A., and Askari, A. (2000) Geological map of Soltanabad (scale 1:100000). Geological Survey of Iran.

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics, 229(3–4), 211–238. https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2

Bea, F., and Montero, P. (1999) Behavior of accessory phases and redistribution of Zr, REE, Y, Th, and U during metamorphism and partial melting of metapelites in the lower crust: an example from the Kinzigite Formation of Ivrea-Verbano, NW Italy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 7-8, 1133-1153 https://doi.org/10.1016/S0016-7037(98)00292-0

Beker J.A., Menzies M.A., Thirlwall M.F., and Macpherson C.G. (1997) Petrogenesis of Quaternary intraplate volcanism, Sana’a, Yemen: Implications for plume-Lithosphere interaction and polybaric melt hybridization. Journal of Petrology, 38, 1359-1390.

Bröcker, M., Omrani, H., Berndt, J., and Moslempour, M.E. (2021) Unravelling metamorphic ages of suture zone rocks from the Sabzevar and Makran areas (Iran): Robust age constraints for the larger Arabia–Eurasian collision zone. Journal of Metamorphic Geology, v. 39, no. 9, p. 1099–1129, https://doi.org/10.1111/jmg.12603

Chagondah, G.S., Elburg, M.A., Hofmann, A., Rollinson, H., Ueckermann, H., and Vorster, C. (2025) Zircon trace element geochemistry of the neoarchaean late-granite suites along the southern margin of the Zimbabwe craton, Zimbabwe. Journal of African Earth Sciences, 228, 105619. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2025.105619

Corfu, F., Hanchar, J.M., Hoskin, P.W., and Kinny, P. (2003) Atlas of zircon textures. Review of Mineralogy and Geochemistry, 53, 469–500.

Dilek, Y., and Furnes, H. (2019) Tethyan ophiolites and Tethyan seaways. Journal of the Geological Society, 176 (5), 899–912, https://doi.org/10.1144/jgs2019-129

Ferry, J.M., and Watson, E.B. (2007) New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers. Contributions to Mineralogy and Petrology, 154, 429–437. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0201-0

Fu, D., Huang, B., Wilde, S.A., Johnson, T.E., Polat, A., Windley, B.F., Hu, Z.C., Zhou, Z.P., and Kusky, T.M. (2023) The tempo of back-arc basin evolution: Insights from the early Paleozoic Proto-Tethyan North Qilian orogenic belt, northeastern Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 603, 117976. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2022.117976

Grimes, C.B., John, B.E., Cheadle, M.J., Mazdab, F.K., Wooden, J.L., Swapp, S., and Schwartz, J.J. (2007) Trace element chemistry of zircons from oceanic crust: A method for distinguishing detrital zircon provenance. Geology, 35(7), 643–646. https://doi.org/10.1130/G23603A.1

Grimes, C.B., Wooden, J.L., Cheadle, M.J., and John, B.E. (2015) Fingerprinting tectono-magmatic provenance using trace elements in igneous zircon. Contributions to Mineralogy and Petrology, 170(5–6), 46. https://doi.org/10.1007/s00410-015-1199-3

Hamzehlou, S. (2021) Petrology and geochemistry of the volcanic rocks in the east of Soltan-Abad, NE of Sabzevar zone. 143 p. M.Sc. Thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (In Persian).

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.

Hopson, C.A. (2007) Subvolcanic sheeted sills and nonsheeted dikes in ophiolites: Occurrence, origin, and tectonic significance for oceanic crust generation, in Cloos, M., Carlson, W.D., Gilbert, M.C., Liou, J.G., and Sorensen, S.S., eds., Convergent Margin Terranes and Associated Regions: A Tribute to W.G. Ernst: Geological Society of America Special Paper 419, p. 225–254. https://doi.org/10.1130/2006.2419(12)

Hoskin, P.W.O., and Ireland, T.R. (2000) Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator. Geology, 28(7), 627–630. https://doi.org/10.1130/0091-7613(2000)28<627:REECOZ>2.0.CO;2

Hoskin, P.W.O., and Black, L.P. (2000) Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon. Journal of Metamorphic Geology,18 (4), 423-439. https://doi.org/10.1046/j.1525-1314.2000.00266.x

Hoskin, P.W.O. (2005) Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69, 637-648. https://doi.org/10.1016/j.gca.2004.07.006

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

Kazemi, Z., Ghasemi, H., Tilhac, R., Griffin, W., Moghaddam, H.S., O'Reilly, S., and Mousivand, F. (2019) Late Cretaceous subduction-related magmatism on the southern edge of Sabzevar basin, NE Iran. Journal of the Geological Society of London 176, 530–552.

Khalatbari Jafari, M., Babaie, H., and Gani, M. (2013a) Geochemical evidence for Late Cretaceous marginal arc-to-backarc transition in the Sabzevar ophiolitic extrusive sequence, northeast Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 70–71, 209–230.

Khalatbari Jafari M., Babaie H.A., and Mirzaie, M. (2013b) Geology, petrology and tectonomagmatic evolution of the plutonic crustal rocks of the Sabzevar ophiolite, NE Iran. Geological Magazine, 150, 862-884.

Lensch G., Mihm A., and Alavi-Tehrani N. (1979) Major element geochemistry of the ophiolites north of Sabzevar (Iran). Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Monatshefte, 7, 415- 447.

Liang, J.L., Ding, X., Sun, X.M., Zhang, Z.M., Zhang, H., and Sun,W.D. (2009) Nb/Ta fractionation observed in eclogites from the Chinese Continental Scientific Drilling Project. Chemical Geology, 268, 27–40.

Long, X., Sun, M., Yuan, C., Kroner, A. and Hu, A. (2012) Zircon REE patterns and geochemical characteristics of Paleoproterozoic anatectic granite in the northern Tarim Craton, NW China: Implications for the reconstruction of the Columbia supercontinent. Precambrian Research, 222- 223, 474-487. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2011.09.009

Luo, L., Chen, G., and Li, Z. (2024) Identifying tectonic settings of porphyry copper deposits using zircon trace elements – A semi-supervised machine learning method. Ore Geology Reviews, 171, 106170. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2024.106170

Mazhari, S.A., Bea, F., Amini, S., Ghalamghash, J., Molina, J.F., Montero, P., Scarrow, J.H., and Williams, I.S. (2009) The Eocene bimodal Piranshahr massif of the Sanandaj–Sirjan Zone, NW Iran: a marker of the end of the collision in the Zagros orogen. Journal of Geological Society, London, 166, 53–69.

Mazhari, S.A., Klötzli, U., Safari, M. (2019) Petrological investigation of Late Cretaceous magmatism in Kaboodan area, NE Iran: Evidence for an active continental arc at Sabzevar zone. Lithos, 348-349, 105183. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2019.105183

Moghadam, S.H., Corfu, F., Chiaradia, M., Stern, R.J., Ghorbani, G.H. (2014) Sabzevar Ophiolite, NE Iran: Progress from embryonic oceanic lithosphere into magmatic arc constrained by new isotopic and geochemical data. Lithos, 210–211, 224–241. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.10.004

Moghadam, S.H., Xiao, W., Dilek, Y., Ghorbani, G., Chiaradia, M., Santos, J.F., Ottley, C.J., Karsli, O., Khedr, M.Z., and Arai, S. (2025) Mineral, bulk rock, and isotope geochemistry of the Late Cretaceous Sabzevar ophiolite in NE Iran and the magmatic and tectonic evolution of a continental back-arc basin oceanic crust. Geological Society of America Bulletin, 137(1–2), 649–681. https://doi.org/10.1130/B37690.1

Ni, Z., Arevalo, R., Piccoli, P., and Reno, B. L. (2020) A novel approach to identifying mantle-equilibrated zircon by using trace element chemistry. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 21, e2020GC009230. https://doi.org/10.1029/2020GC009230

Ohnenstetter, M. (1983) The role of possible transverse faults in the development of the Sabzevar ophiolites, North- East Iran, with special reference to magma chamber tectonics. Sciences Géologiques bulletins et mémoires, 36 (1), 73–90.

Omrani, H., Moazzen, M., and Oberhansli, R. (2018) Geodynamic evolution of the Sabzevar zone, northern central Iranian micro-continent. Mineralogy and Petrology, 112, 65–83. https://doi.org/10.1007/s00710-017-0505-3

Pearce J.A., and Norry M.J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contribution to Mineralogy and Petrology, 69, 33-47.

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 & Sons, Chichester, pp. 525-548, ISBN 0 471 28034 8

Pearce, J.A. (1996) A user's guide to basalt discrimination diagrams. In: Wyman, D. A. (ed.) Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration. Geological Association of Canada, Short Course Notes 12, 79–113.

Rezaei, Z., Noghreyan, M., and Saccani, E. (2018) Petrology and geochemistry of sheeted dykes and pillow lavas from the Sabzevar ophiolitic mélange (NE Iran): New constraints for the Late Cretaceous evolution of the Neo-Tethys. Ofioliti, 43(2), 147–172. https://doi.org/10.4454/ofioliti.v43i2.461

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific & Technical.

Rossetti, F., Nasrabady, M., Vignaroli, G., Theye, T., Gerdes, A., Razavi, M.H., and Moin Vaziri, H. (2010) Early Cretaceous migmatitic mafic granulites from the Sabzevar range (NE Iran): implications for the closure of the Mesozoic peri-Tethyan oceans in central Iran. Terra Nova, 22, 26–34.

Saccani, E. (2015) A new method of discriminating different types of post-Archean ophiolitic basalts and their tectonic significance using Th-Nb and Ce-Dy-Yb systematics. Geoscience Frontiers, 6, 481-501. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2014.03.006

Saccani, E., Delavari, M., Dolati, A., Pandolfi, L., Barbero, E., Tassinari, R., and Marroni, M. (2022) Geochemistry of basaltic blueschists from the Deyader Metamorphic Complex (Makran Accretionary Prism, SE Iran): New constraints for magma generation in the Makran sector of the Neo-Tethys. Journal of Asian Earth Sciences, 228, 105141. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2022.105141

Shojaat, B., Hassanipak, A., Mobasher, K., and Ghazi, A. (2003) Petrology, geochemistry and tectonics of the Sabzevar ophiolite, North Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21 (9) 1053–1067, https://doi .org /10 .1016 /S1367-9120(02)00143-8.

Słodczyk, E., Pietranik, A., Repstock, A., Przybyło, A., Glynn, S., and Lukács, R. (2024) Zircon trace element fingerprint of changing tectonic regimes in Permian rhyolites from the Central European Lowlands. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 113, 779–795. https://doi.org/10.1007/s00531-024-02419-5

Smythe, D.J., and Brenan, J.M. (2016) Magmatic oxygen fugacity estimated using zircon–melt partitioning of cerium. Earth and Planetary Science Letters, 453, 260–266. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2016.08.013

Stern, R.J., and Dickinson, W.R. (2010) The Gulf of Mexico is a Jurassic backarc basin. Geosphere, 6, 739–754, https://doi.org/10.1130/GES00585.1

Stöcklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: C.A. Burk and C.L. Drake, (Ed.), The geology of continental margins. Springer-Verlag, New York, 873-887.

Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(1), 313-345. http://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

Tatsumi, Y. and Eggins, S.M. (1995) Subduction Zone Magmatism. Blackwell Science, Cambridge, MA.

Trail, D., Watson, E.B., and Tailby, N.D. (2011) The oxidation state of Hadean magmas and implications for early Earth’s atmosphere. Nature, 480, 79–82. https://doi.org/10.1038/nature10655

Warr, L.N. (2021) IMA–CNMNC approved mineral symbols. Mineralogical Magazine, 85(3), 291-320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43

Williams, I.S., and Claesson, S. (1987) Isotopic evidence for the Precambrian provenance and Caledonian metamorphism of high grade paragneisses from the Seve Nappes, Scandinavian Caledonides. II: Ion microprobe zircon U-Th-Pb. Contribution to Mineralogy and Petrology, 97, 205-217. https://doi.org/10.1007/BF00371240

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

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

Yajam, S., Montero, P., Scarrow, J.H., Ghalamghash, J., Razavi, S.M.H., and Bea, F. (2015) The spatial and compositional evolution of the Late Jurassic Ghorveh-Dehgolan plutons of the Zagros Orogen, Iran: SHRIMP zircon U-Pb and Sr and Nd isotope evidence. Geologica Acta, 13, 25–43. https://doi.org/10.1344/GeologicaActa2015.13.1.2

Petrogenesis and tectonomagmatic evolution of the Sabzevar ophiolitic complex based on whole rock geochemistry, zircon U–Pb geochronology, and zircon trace element composition in pillow lavas and sheeted dikes of the Sultanabad area

Full Text

References

Volume 17, Issue 2 - Serial Number 66
Petrological Journal, 17th Year, No. 65 2026
July 2026
Pages 95-130

Files

History

Share

How to cite

Statistics

Petrogenesis and tectonomagmatic evolution of the Sabzevar ophiolitic complex based on whole rock geochemistry, zircon U–Pb geochronology, and zircon trace element composition in pillow lavas and sheeted dikes of the Sultanabad area

Full Text

References

Volume 17, Issue 2 - Serial Number 66Petrological Journal, 17th Year, No. 65 2026July 2026Pages 95-130

Files

History

Share

How to cite

Statistics

Volume 17, Issue 2 - Serial Number 66
Petrological Journal, 17th Year, No. 65 2026
July 2026
Pages 95-130