پترولوژی سنگ¬های آتشفشانی الیگوسن گستره ده¬ته، جنوب دیهوک، بلوک لوت
الموضوعات :مرتضی خلعتبری جعفری 1 , نرمین بانه ای 2 , محمد فریدی 3
1 - پژوهشکده علوم زمین، سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور،
2 - سازمان زمین¬شناسی کشور، مدیریت سنندج
3 - سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور، مدیریت مرکز تبریز
الکلمات المفتاحية: آندزیت, آمیختگی ماگمایی, پسا برخوردی, کالک¬آلکالن ,
ملخص المقالة :
محدوده مورد مطالعه، در جنوب ده ته، بلوک لوت، دربردارنده گدازه های آتشفشانی الیگوسن با ترکیب آندزیت، تراکی آندزیت، تراکی داسیت، داسیت و ریولیت است. این گدازه ها، دارای بافت پورفیریک و پورفیریتیک بوده و فنوکریست آمفیبول فراوان دارند. بیشتر گدازه های الیگوسن، روندهای ماگمایی کالک آلکالن تا کالک آلکالن پتاسیم بالا را نشان می دهند. در نمودارهای دوتایی، نمونه های گدازه های آندزیتی و تراکی آندزیتی در قلمرویی جدای از گدازه های تراکی داسیتی، داسیتی و ریولیتی اجتماع یافته اند که نشان می دهد تفریق ماگمایی، به‌تنهایی در ژنز این گدازه ها تاثیر نداشته است. در الگوهای عناصر نادر خاکی و نمودارهای عنکبوتی، این گدازه ها غنی شدگی عناصر کمیاب دارای یون بزرگ و تهی شدگی از عناصر کمیاب با شدت میدان بالا را نشان می دهند. الگوهای به هنجار شده از گدازه های آندزیتی و تراکی آندزیتی، انطباق قابل توجهی با قلمروی بازالت جزیره اقیانوسی دارند. الگوهای گدازه های اسیدی، قابل مقایسه با الگوهای پوسته قاره ای بالایی هستند. این ویژگی-های ژئوشیمیایی، دلالت بر این دارند، که گدازه های آندزیتی و تراکی آندزیتی، از ذوب بخشی گوشته لیتوسفری منشاء گرفته اند، که پیش از این توسط مولفه های فرورانش (مذاب و سیالات) غنی شده اند. در ژنز گدازه های اسیدی نیز ذوب بخشی پوسته قاره ای، نقش مهمی داشته است. بر اساس موقعیت زمین شناسی و داده های ژئوشیمیایی، به نظر می رسد که گدازه های آتشفشانی الیگوسن ده ته، در یک پهنه پسابرخورد، در پسامد نازک شدگی لیتوسفر قاره ای، در بلوک لوت تشکیل شده اند. این فرایندها، شاید پیامد قطعه شدگی لیتوسفر بوده است، که در یک کمربند کوهزایی پسابرخورد روی داده است.
خلعت¬بری جعفری، م.، کیلانی جعفری ثانی، ز. و عمرانی، ج.، 1398. پترولوژی و ژئوشیمی سنگ¬های آتشفشاني ائوسن در باختر سه¬چنگي، بلوک لوت، مجله علوم زمین خوارزمی، 2، 54-19.
- کیلانی جعفری ثانی، ز.، 1396. پترولوژی سنگ¬های آتشفشانی ائوسن در باختر سه چنگی، پژوهشکده علوم زمین، 131.
- فریدی، م.، 1384. شرح نقشه زمین¬شناسی زنوغان با مقیاس1:100,000، سازمان زمين¬شناسي و اکتشافات معدنی كشور، نقشه شماره 7555.
Abdel-Rahman, A.M., 2002. Mesozoic volcanism in the Middle East: geochemical, isotopic and petrogenetic evolution of extention-related alkali basalts Lebanon. Geological Magazine, 139, 621-640.
Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F. and Mitchell, J.G., 2000. "Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey". Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67-95.
Andrew, G., Conly, J. M., Brenen, H. B. and Steven, D. S., 2005. Arc to rift transitional volcanism in the Santa Rosalia region, Baja California Sur Mexico. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 142, 303-341.
Arslan, M., Temizel, I., Boztug, D., Abdiogiu, E., Kolayli, H. and Yucel, C., 2009. Petrochemistry, 40Ar-39Ar geochronology and Sr–Pb isotopic geochemistry of the Tertiary volcanic rocks in eastern Pontide southern zone, NE Turkey: geodynamic evolution related to slab break-off and transional tectonics. 2: International symposium on the Geology of the Black Sea region, Abstract Book, 24.
Ashrafi, N., Jahangiri, J., Hasebe, N. and Eby, G.N., 2018. Petrology, geochemistry and geodynamic setting of Eocene-Oligocene alkaline intrusions from the Alborz-Azerbaijan magmatic belt, NW Iran. Chemie der Erde, https://doi.org/10.1016/j.chemer.2018.10.004.
Askren, D.R., Roden, M.F. and Whitney, J.A., 1997. Petrologenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuff of Western USA. Journal of Petrology, 38, 1021-1046.
Ayabe, M., Takahashi, K., Shuto, K., Ishimoto, H. and Kawabata, H., 2012. Petrology and geochemistry of adakitic dacites and high-MgO andesites and related calk-alkaline dacites from the Miocene Okoppe volcanic field, N Hllaido, Japan. Journal of Petrology, 53, 547-588.
Aydincakir, E., 2014. The petrogenesis of Early Eocene non-adakitic volcanism in NE Turkey: Constraints on the geodynamic implications. http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2014.08.019
Beccaluva, L., Di Girolamo P. and Serri G., 1991.Petrogenesis and tectonic setting of the Roman volcanic province, Italy. Lithos, 26, 191-221.
Beccaluva, L., Bianchini, G., Mameli, P. and Natali. C., 2013. Miocene shoshonite volcanism in Sardinia: Implications for magma sources and geodynamic evolution of the central-western Mediterranean. Lithos, http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2013.08.006
Camp, V.E. and Griffis R.J., 1982. Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, Eastern Iran. Lithos, 15, 221-239.
Castro, A., Aghazadeh, M. and Chachorro, M., 2013. Late Eocene-Oligocene post colisional monzonitic intrusions from the alborz magmatic belt, NW Iran, An example of monzonite magma generation from the metasomatized mantle source. Lithos, 1-19, doi:org/1016j.lithos.2013.08.003.
Çoban H., Karacık Z. and Ece Ö.I., 2012. Source contamination and tectonomagmatic signals of overlapping Early to Middle Miocene orogenic magmas associated with shallow continental subduction and asthenospheric mantle flows in Western Anatolia: A record from Simav (Kütahya) region", Lithos,140-141,119-141.
Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S., 2010. Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review, 52(4–6), 536–578.
Dogan, A.U., Dogan M., Peate D.W. and Dogruel Z., 2011. Textural and mineralogical diversity of compositionally homogeneous dacites from the summit of Mt. Erciyes, central Anatolia, Turkey. Lithos, 127, 387-400.
Donaldson, C.H. and Handerson, C.M.B., 1988. A new interpretation of round embayments in quartz crystal. Mineralogical Magazine., 52, 27-33.
Ersoy, Y., Helvacı C., Sözbilir H., Erkül F. and Bozkurt E., 2008. A geochemical approach to Neogene–Quaternary volcanic activity of western Anatolia: An example of episodic bimodal volcanism within the Selendi Basin, Turkey. Chemical Geology, 255, 265-282.
Erturk, M.A., Beyarslan, M., Chung, S.L. and Lin, T.H., 2017. Eocene magmatism (Maden Complex) in the Southeast Anatolian orogenic belt: Magma genesis and tectonic implications. Geoscience Frontiers doi: 10.1016/j.gsf.2017.09.008.
Gao, J.F., Zhou, M.F., Robinson, P.T., Wang, C.Y., Zhao, J.H. and Malpas, J., 2014. Magma mixin recorded by Sr isotopes of plagioclase from dacites of the Quaternary Tengchong volcanic field, SE Tibetan Plateau. Journal of Asian Earth Sciences, 98, 1-17.
Ghadami, G., Shahre Babaki, A. M. and Mortazavi, M., 2008. Post-collisional Plio-Pleistocene adakitic volcanism in centeral Iranian volcanic belt: geochemical and geodynamic implications. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 19, 223-235.
Ghorbani, M. R., 2006. Lead enrichment in Neotethyan volcanic rocks from Iran: the implications of a descending slab. Geochemical Journal, 40, 557–68.
Gill, R., 2010. Igneous Rocks and Processes, a practical guide,. A John Wiley and Sons Publication, 428.
Gribble, R.F., Stern, R.J. and Newman, S., 1998. Chemical and isotopic composition of lavas from the northern Mariana Trough: implications for magma genesis in back arc basins. Journal of Petrology, 39, 125-154.
Hofmann, A.W., 1988. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90, 297-314.
Irvine, T.N. and Baragar, W.R.A., 1971. A guide to chemical classification of the common volcanic rocks, Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523-548.
Jahangiri, A., 2007. Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 30, 433-447.
Jahn, B.M. and Zhang, Z.Q., 1984. Archean granulite genesis from eastern Hebel Province, China: rare earth geochemistry and tectonic implications. Contributions to Mineralogy and Petrology, 85, 224-243.
Karimpour, M.H., Stern, C.R., Farmer, L., Saadat, S. and Malekezadeh, A., 2011. Review of age, Rb-Sr geochemistry and petrogenesis of Jurassic to Quaternary igneous rocks in Lut Block, eastern Iran. Journal of Geology, 1, 19-36.
Kepezhinskas, P., McDermott, F., Defant, M., Hochstaedter, A., Drummond, M.S., Hawdesworth, C.J., Koloskiv, A., Maury, R.C. and Bellon, H., 1997. Trace element and Sr-Nb-Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka Arc petrogenesis. Geochim Cosmochim Acta, 16, 577-600.
Keskin, M., Genç S.C. and Tüysüz O., 2008. Petrology and geochemistry of post-collisional Middle Eocene volcanic units in North-Central Turkey: Evidence for magma generation by slab breakoff following the closure of the Northern Neotethys Ocean, Lithos, 104, 267-305.
Khanna, T.C., Sai, V.V.S., Bizimis, M. and Krishna, A.K., 2015. Petrogenesis of basalt-high-Mg andesite-adakite in the Neoarchean Veligallu greenstone terrane: geochemical evidence for a rifted back-arc crust in the eastern Dharwar craton, India. Precambrian Research, 258, 260-277.
Kluyver, H.M., Tirrul, R., Chance, P.N., and Meixner, H.M., 1981. Explanatory text of the Naybandan Quadrangle map 1:250,000, 143.
Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W. and Woolley, A.R., 1992. The contraction of the Total Alkali-Silica chemical classification of volcanic rocks. Mineralogy and Petrology, 46, 1-22.
Liu, H. Q., Xu Y. G., Tian W., Zhong Y. T, Mundil R., Li X. H., Yang Y. H., Luo Z. Y. and Shang-Guan S. M., 2014. Origin of two types of rhyolites in the Tarim large igneous province: Consequences of incubation and melting of a mantle plume. Lithos, 319, 1-14, doi: 10.1016/j.lithos.2014.02.007.
Martin, H., 1999. Adakitic magmas: modern analogues of Archean granitoid. Lithos, 46, 411-429.
Massaferro, G., Haller, M.J., Dostal, J., Pecskay, Z., Prez, H., Meister, C. and Alric, V., 2014. Possible sources for monogenetic Pliocenee Quaternary basaltic volcanism in northern patagonia. Journal of South American Earth Sciences, 55, 29-42.
Mbowou, G.I.B., Botelho, N.F., Lagmet, C.A. and Ngounouno, I., 2015. Petrology of peraluminous and peralkaline rhyolites from 1 the SE Lake Chad (northernmost Cameroon Line). Journal of African Earth Sciences, DOI: 10.1016/j.jafrearsci.09.015.
Nelson, S.T. and Montana, A., 1992. Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineral, 77, 1242-1249.
Pang, k. N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Mohammadi, S.S., Yang, H.M., Chu, C.H., Lee, H.Y. and Lo, C.H., 2012. Age, geochemical characteristic and petrogenesis of late Cenozoic intraplate alkali basalt in the lut-Sistan region, Eastern Iran. Geology, dio: 1016/j.chemgeo.2012.02.020.
Pang, k. N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Khatib, M.M., Mohammadi, S.S., Chiu, H.Y., Chu, C.H., Lee, H.Y. and Lo, C.H., 2013. Eocene-Oligocene post collisional magmatism in the lut-sistan region, Eastern Iran: magma genesis and tectonic implication. lithos. http://dx.dio.org/10.1016/j.lithos.2013.05.009.
Pfänder, J. A., Jochum, K. P., Kozakov, I., Kröner, A. and Todt, W., 2002. Coupled evolution of back-arc and island arc-like mafic crust in the Late-Neoproterozoic Agardagh Tes-Chem ophiolite, central Asia: evidence from trace element and Sr–Nd–Pb isotope data. Contribution to Mineralogy and Petrology, 143, 154-17.
Plechov, P.Y., Tsai, A.E., Shcherbakov, V.D. and Dirksen, O.V., 2008. Opacitization conditions of hornblende in Bezymyannyi volcano andesites (March 30, 1956 eruption). Petrology, 16, 19-35.
Qian, X., Feng, Q., Yang, W., Wang, Y., Chonglakmani, C. and Monjai, D., 2015. Arc-like volcanic rocks in NW Laos: Geochronological and geochemical constraints and their tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 98, 342-357.
Qiang, F., Zhao, Z.F., Qun, L., 2016. Slab-Mantle Interaction in the Petrogenesis of Andesitic Magmas: Geochemical Evidence from Post collisional Intermediate volcanic rocks in the Dabie Orogen, China. Dio: 10.1093/petrology/egw034.
Renjith, M.L., 2014. Micro-textures in plagioclase from 1994e1995 eruption, Barren Island Volcano: Evidence of dynamic magma plumbing system in the Andaman subduction zone. Geoscience Frontiers 5, 113-126.
Rudnick, R.L. and Gao, S., 2003. Composition of the continental crust. In the crust (ed. R. L. Rudnick), 3, Treatise on Geochemistry (eds. H. D. Holland and K. K. Turekian) [M]. Elsevier-pergamon, Oxford, 1-64.
Santosh, M., Satyanarayana, M., Subba Rao, D.V. and Tang, L., 2016. Multiple rifting and alkaline magmatism in southern India during Paleoproterozoic and Neoproterozoic, Tectonophysics, doi: 10.1016/j.tecto.2016.04.041.
Schandlle, E.S. and Gorton, M., 2002. Application of high field strength elements to discrimination tectonic setting in VMS environments. Economic Geology, 97, 629-642.
Shelly, D., 1993. Igneous and Metamorphic rocks under the microscope, Chapman and hall, Landon, 445.
Stöcklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: a review American association of Petroleum Geologists, 1229-1258.
Stöcklin, J. and Nabavi, M.H., 1971. Explanatory text of the Boshruyeh quadrangle map, scale 1:250,000. Geological Survey of Iran.
Sumner, J.M. and Wolff, J., 2003. Petrogenesis of mixed-magma, high-grade, peralkaline ignimbrite ‘TL’ (Gran Canaria): diverse styles of mixing in a replenished, zoned magma chamber. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 126, 109-126.
Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publication, 42, 313-345.
Tarkian, M., Lotfi, M., and Baumann, A., 1983. Tectonic, magmatism and the formation of mineral deposits in the central Lut, east Iran, Ministry of Mines and Metals, GSI, Geodynamic Project (Geotraverse) in Iran, 51, 357-383.
Temizel, I. and Arslan, M., 2008. Petrology and geochemistry of Tertiary volcanic rocks from the Ikizce (Ordu) area, NE Turkey: Implications for the evolution of the eastern Pontide paleo-magmatic arc. Journal of Asian Earth Sciences, 31, 439-463.
Temizel, I., Arslan, M., Ruffet, G. and Peucat, J.J., 2012. Petrochemistry, geochronology and Sr-Nd isotopic systematics of the Tertiary collisional and post-collisional volcnic rocks from the Ulubey (Ordu) area, eastern pontide, NE Turkey: Implications for extension-related origin and mantle source characteristics, dio: 10.1016/j.lithos.2011.10.006.
Tepley, F.J., Davidson, J.P. and Clynne, M.A.,1999. Magmatic Interactions as recorded in lagioclase phenocrysts of Chaos Crags, Lassen Volcanic Center, California. Journal of Petrology, 40,5, 787- 806.
Thirlwall, M.F., Smith, T.E., Graham, A.M., Theodorou, N., Hollings, P., Davidson, J.P. and Arculus, R.J., 1994. High field strength element anomalies in arc lavas; Source or process? Journal of Petrology 35, 819-838.
Tirrul R., Bell, I.R., Griffis, R,J. and Camp, V.E., 1983. The Sistan suture zone of Eastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 944, 134-150.
Topuz, G., Okay, Altherr, R., Schwarz, W.H., Siebe, l.W., Zack, T., Satır, M. and Şen, C., 2011. Post-collisional adakite-like magmatism in the Ağvanis Massif and implications for the evolution of the Eocene magmatism in the Eastern Pontides (NE Turkey). Lithos 125,131–150.
Winter, J.D., 2014. Principles of igneous and metamorphic petrology, Second edition. Pearson education limited, 737.
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 Sciences Letter, 50, 11-30.
Zarrinkoub, M. H., Pang K. N., Chung, S. L., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y. and Lee, H. Y., 2012. Zircon U-Pb age and geochemical constraints on the origin of the Birjand ophiolite, Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 154, 392-405.
Zhang, S.H., Zhao, Y., Ye, H., Hou, K.J. and Li, C.F., 2012. Early Mesozoic alkaline complexes in the northern North China Craton: Implications for cratonic lithospheric destruction, http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2012.08.009.
پترولوژی سنگهای آتشفشانی الیگوسن گستره دهته، جنوب دیهوک، بلوک لوت
مرتضی خلعتبری جعفری (1و *) نرمین بانهای 2محمد فریدی3
1. دانشیار، پژوهشکده علوم زمین، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران
2. کارشناس، سازمان زمینشناسی کشور، مدیریت سنندج
3. استادیار، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور ، مدیریت تبریز
چکیده
محدوده مورد مطالعه، در جنوب دهته، بلوک لوت، دربردارنده گدازههای آتشفشانی الیگوسن با ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت، تراکیداسیت، داسیت و ریولیت است. این گدازهها، دارای بافت پورفیریک و پورفیریتیک بوده و فنوکریست آمفیبول فراوان دارند. بیشتر گدازههای الیگوسن، روندهای ماگمایی کالکآلکالن تا کالکآلکالن پتاسیم بالا را نشان میدهند. در نمودارهای دوتایی، نمونههای گدازههای آندزیتی و تراکیآندزیتی در قلمرویی جدای از گدازههای تراکی داسیتی، داسیتی و ریولیتی اجتماع یافتهاند که نشان میدهد تفریق ماگمایی، به‌تنهایی در ژنز این گدازهها تاثیر نداشته است. در الگوهای عناصر نادر خاکی و نمودارهای عنکبوتی، این گدازهها غنیشدگی عناصر کمیاب دارای یون بزرگ و تهیشدگی از عناصر کمیاب با شدت میدان بالا را نشان میدهند. الگوهای به هنجار شده از گدازههای آندزیتی و تراکیآندزیتی، انطباق قابل توجهی با قلمروی بازالت جزیره اقیانوسی دارند. الگوهای گدازههای اسیدی، قابل مقایسه با الگوهای پوسته قارهای بالایی هستند. این ویژگیهای ژئوشیمیایی، دلالت بر این دارند، که گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، از ذوب بخشی گوشته لیتوسفری منشاء گرفتهاند، که پیش از این توسط مولفههای فرورانش (مذاب و سیالات) غنی شدهاند. در ژنز گدازههای اسیدی نیز ذوب بخشی پوسته قارهای، نقش مهمی داشته است. بر اساس موقعیت زمینشناسی و دادههای ژئوشیمیایی، به نظر میرسد که گدازههای آتشفشانی الیگوسن دهته، در یک پهنه پسابرخورد، در پسامد نازکشدگی لیتوسفر قارهای، در بلوک لوت تشکیل شدهاند. این فرایندها، شاید پیامد قطعه شدگی لیتوسفر بوده است، که در یک کمربند کوهزایی پسابرخورد روی داده است.
واژههای کلیدی: آندزیت، آمیختگی ماگمایی، پسا برخوردی، کالکآلکالن
Petrology of Oigocene volcanic rocks in the Deh Tah area, south Dehuk, Lut block
Khalatbari-Jafari, M.1, Banehee, N.2 and Faridi, M. 3
1. Associate Professor of Research Institute for Earth Sciences, Geological Survey of Iran
2. Deputy Manager, Geological Survey of Iran, Sannadaj management
3. Assistant Professor, Geological Survey of Iran, Northwest management
Abstract:
The study area in south of Deh Tah, Lut block include Oligocene volcanic rocks comprise of andesite, trachyandesite, trachyandesite, dacite and rhyolite. These lavas have porphyric to porphyritic textures with abundant amphibole phenocrysts. Most of the Oligocene lavas display calck alkaline to high-K calck alkaline magmatic affinities. In the binary diagrams, the andesitic to trachyandesitic samples cluster far away from the trachydacitic, dacitic and rhyolitic samples which suggesting that they were not carried only by magmatic differentiation. The REE patterns and spider diagrams show enrichement in light Ion litophile element (LILE) and hight field strength element (HFSE) depletion. The normalized patterns of the andesite to trachyandsite have a relieable overlape with oceanic island basalt (OIB). The patterns of the acidic lavas are correlated with the patterns of continental crust. These geochemical evidences indicate that the andesitic to trachyandesitic lavas are generated from partial melting of lithospheric mantle which previously metasomatized by subduction components (melt-fluids). Partial melting of the continental crust has important role in generation of the acidic lavas. Based on geological setting and geochemical data, it seems that the Oligocene volcanic rocks formed in a post-collision zone, in consequence of thinning of the continental lithosphere in Lut block. This process probably related to lithospheric delamination which occurs in a post-collisional zone in Lut block, as a part of the Alpine-Hymalaya orogenic belt.
Keywords: Andesite, Magma mingling, Post-collision, Calc-alkaline
مقدمه
منطقه مورد مطالعه، در بلوک لوت، استان خراسان جنوبی و در جنوب روستای دهته (مسیر جاده دیهوک-راوند کرمان)، واقع است. این منطقه، در بین طولهای جغرافیایی '25°57 تا ´00 ˚58 شرقی و عرضهای جغرافیایی´35 ˚32 تا ´05 ˚33 شمالی، در شمال ناحیه نایبندان (Kluyver et al., 1981)، واقع است. این ناحیه، جزیی از بلوک لوت است که سنگهای آتشفشانی منسوب به ترشیری، در آن گسترش قابل توجهی دارند. بلوک لوت، از شرق با گسل نهبندان، به پهنه جوش خورده خاور ایران و در غرب با گسل نایبندان، به رشته کوههای شتری متصل است (Stöcklin, 1968). گستره مورد مطالعه، در شمال ورقه زمینشناسی 1:250000 نایبندان (Kluyver et al., 1981) و در ورقه زمینشناسی 1:100000 زنوغان (فریدی، 1384)، برونزد دارد. در این ورقه، سنگهای آتشفشانی ائوسن، الیگوسن، نئوژن و کواترنری رخنمون دارند (فریدی، 1384) که بررسی پترولوژی گدازههای آتشفشانی الیگوسن، موضوع این مقاله است.
در مورد سنگهای آتشفشانی در بلوک لوت، نقطه نظراتی منتشر شده است. طبق مدل ژئودینامیکی Camp and Griffis (1982)، از مائستریشتین، فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر بلوک افغان آغاز و تا ائوسن میانی ادامه یافته است. ادامه همگرایی و برخورد بین بلوکهای لوت و افغان، سبب چینخوردگی و گسلش امتدادلغز، طی الیگوسن، میوسن-میوسن پایانی، کواترنری و تسهیل در خروج مواد آتشفشانی شده است (Camp and Griffis, 1982). به باور آنها، سنگهای آتشفشانی این ناحیه، از نظر پتروگرافی و ژئوشیمیایی، با سنگهای آتشفشانی کمان ارومیه-دختر و البرز متفاوتند. Tirrul et al. (1983) پهنه جوشخورده سیستان، در شرق ایران را جزء کمربند کوهزایی و برخوردی آلپ-هیمالیا دانستهاند، که طی کرتاسه-ترشیری شکل گرفته است. به اعتقاد Tarkian et al. (1983)، در آغاز سنوزوئیک، رسوبات کربناته در شرق ایران، بخصوص در جنوب سهچنگی نهشته شدند، اما در ائوسن گدازههای آتشفشانی با ترکیب آندزیتی و تراکیآندزیتی فوران یافتند. به نظر Karimpour et al. (2011)، فعالیتهای آتشفشانی در بلوک لوت، از پالئوسن پایانی آغاز شد. سپس طی دوره ائوسن میانی-الیگوسن آغازین، تودههای آذرین درونی از نوع دیوریت، مونزونیت و گرانودیوریت، در بخشهای مختلف بلوک لوت، با ویژگیهای ژئوشیمیایی مشابه با مناطق فرورانش، رخنمون یافتند. در مدل ژئودینامیکی پیشنهادی Zarrinkoub et al. (2012)، در ائوسن میانی-الیگوسن پایانی، لیتوسفر شکسته شده و جریانهای آستنوسفری به سمت بالا حرکت کردند، که نتیجه آن ولکانیسم با منشاء گوشتهای بوده است. طبق نظر Pang et al. (2012, 2013) سنگهای ماگمایی ائوسن-الیگوسن، در بلوک لوت-سیستان، با سنگهای ماگمایی کمربند ارومیه-دختر و البرز متفاوتند. به باور آنها، این سنگها دارای منشاء گوشتهای (مانند منشاء بازالتهای میان اقیانوسی) بوده، که با مواد پوسته قارهای فوقانی آلایش یافتهاند. به باور کیلانی جعفری ثانی (1396)، منشاء گدازههای بازیک-حدواسط در شرق سه چنگی، گوشته لیتوسفری زیر قاره بوده است، که پیش از ذوب بخشی توسط ترکیبات فرورانش (سیالات و مذاب رها شده از صفحه اقیانوسی فرورو)، غنی‌شده است. ماگمای حاصل از ذوب بخشی گوشته لیتوسفری زیر قاره، سبب ذوب بخشی مواد پوستهای و ایجاد ماگمای اسیدی شده و با آن آمیخته شده است. به نظر میرسد، که سنگهای آتشفشانی ائوسن غرب سه چنگی، پس از بسته شدن نئوتتیس، برخورد قارهای و ضخیم شدن لیتوسفر قارهای در بلوک لوت، در یک محیط بازشدگی مربوط به برخورد تشکیل شدهاند (کیلانی جعفری ثانی، 1396).
علیرغم انتشار نقشههای زمینشناسی توسط سازمان زمینشناسی کشور، مطالعات جامع پترولوژی و ژئوشیمیایی برروی سنگهای آتشفشانی الیگوسن گستره دهته انجام نشده است. مطالعات (Pang et al. (2012, 2013، بیشتر در مقیاس ناحیهای بوده است، که در شمال ناحیه لوت انجام شد. تعداد اندکی از دادههای ژئوشیمیایی این مطالعات، منطقه مورد مطالعه را پوشش داده است.
روستای ده ته، تنها آبادی در شمال گستره مورد مطالعه است (شکل 1) که همراه با روستاهای زنوغان و عرب‌آباد، در امتداد جاده دیهوک-راوند-کرمان بنا شدهاند. یک پاسگاه متروکه نیروی انتظامی و چند آبانبار (شکل 1)، از دیگر ساختههای دست بشر در این منطقه هستند.
زمینشناسی منطقه
همان‌طور که اشاره شد، در منطقه مورد مطالعه، سنگهای آتشفشانی ائوسن، الیگوسن و نئوژن برونزد دارند. در این منطقه، سنگهای آتشفشانی ائوسن، دربردارنده ته نهشتههای پیروکلاستیک و گدازهای هستند. این سنگها، دارای ترکیب بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت، تراکیآندزیت، تراکیداسیت، داسیت و ریولیت-ایگنمبریت هستند (کیلانی جعفری ثانی، 1396). در جنوب شرقی و در خارج از گستره مورد مطالعه، در قاعده توالی آتشفشانی ائوسن، ماسهسنگ، مارن قرمز رنگ و عدسیهای سنگ‌آهک همراه با کنگلومرا یافت شده است، که با ناپیوستگی هم‌شیب، برروی سنگهای رسوبی مزوزوئیک نهشته شدهاند. در عدسیهای سنگ‌آهک، ریز فسیلهای ائوسن یافت شده است (Stöcklin et al., 1971).
گدازههای آتشفشانی الیگوسن مورد مطالعه، دارای ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت، تراکیداسیت، داسیت و ریولیت همراه با نهشتههای اندک پیروکلاستیک هستند. ویژگی شاخص گدازههای آتشفشانی الیگوسن، فراوانی فنوکریستهای سوزنی شکل آمفیبول است که در گدازههای مورد مطالعه میتوان به‌عنوان یک شاخص کانیشناسی، در تشخیص این گدازهها استفاده کرد.
شکل1. نقشه زمینشناسی منطقه که بر اساس نقشه زمینشناسی با مقیاس 1:100000 زنوغان (فریدی، 1384) و با اصلاحاتی کلی، باز رسم شده است
این گدازهها در قاعده، بر روی سطح فرسایشی گدازههای آندزیتی بازالتی ائوسن نهشته شدهاند (شکل 2-الف، ب). برروی گدازههای آتشفشانی الیگوسن، گدازههای آتشفشانی نئوژن جای دارند (شکل 2-پ، ت). این گدازهها، در اثر فرسایش، تپه ماهورهای کم ارتفاعی را تشکیل دادهاند (شکل 2-پ، ت). عدسیها و لایههای پرلیتی، در بخشهای مختلف از توالی آتشفشانی الیگوسن یافت شدهاند (شکل 2-ث). در این عدسیها و لایهها، پرلیت بهصورت نواری دیده میشود. عدسیهای پرلیت، اغلب در اثر فرسایش خرد شدهاند. آثار آنها را میتوان، حتی در مرز الیگوسن-نئوژن نیز یافت (فریدی، 1384). همان‌گونه که نوشته شد، در بخش قاعدهای توالی آتشفشانی الیگوسن، این گدازهها سیمای منشوری دارند (شکل 2-ب). در شمال آبانبار شماره 8، میتوان سطح فرسایش یافته (شکل 2-ب) را به ضخامت چند سانتیمتر یافت. در این محل و برروی سطح فرسایش یافته، گدازههای قاعده الیگوسن بهصورت منشورهای عمود بر آن و ناهمشیب نهشته شدهاند. این نشان از یک وقفه زمانی بعد از فورانهای آتشفشانی ائوسن و قبل از فورانهای آتشفشانی الیگوسن در گستره جنوب دهته را دارد. علیرغم اینکه بخشهای زیرین توالی آتشفشانی الیگوسن دارای گدازههای منشوری است، اما در بخشهای بالاتر، این گدازهها بهصورت روانههای مطبق برروی یکدیگر تهنشست شدهاند. گاهی در بخشهای میانی توالی آتشفشانی الیگوسن، این سنگها بهصورت هیالوکلاستیت رخنمون یافتهاند. این سنگها سیمای پوست پیازی داشته (شکل 2-ج)، به‌طوری‌که قطعههای گرد شده توسط زمینهای از هیالوکلاستیت به یکدیگر متصل شدهاند. همراه آنها خردههای کربناته نیز یافت شده است که این حدس را تقویت مینماید که بخشهایی از میانه این توالی، در محیط آبدار فوران یافته است.
در محلهایی مانند جنوب غربی آبانبار شماره 8 (شکل 1)، گدازههای آتشفشانی الیگوسن، آفانتیک و ریزبلور هستند. گاهی هم بافت جریانی را نشان میدهند. برحسب فراوانی فنوکریستها، میتوان این گدازهها را در انواع زیر تقسیم نمود: 1-گدازههایی که فنوکریستهای آمفیبول و پلاژیوکلاز فراوان دارند (شکل 2-چ). 2-گدازههایی که دربردارنده فنوکریستهای آمفیبول هستند (شکل 2-ح). 3-گدازههایی که فنوکریستهای درشت پیروکسن، آمفیبول و پلاژیوکلاز در آنها فراوان است. گاهی گدازههای با ترکیب داسیتی و ریولیتی، بهصورت روانههای آتشفشانی ضخیم دیده میشوند. بخش میانی این روانهها، دارای فنوکریستهای درشت و خمیره آنها بهطور کامل متبلور و میکروکریستالین است و سیمای کوارتز مونزودیوریتی را یافته است. در خاور منطقه مورد مطالعه و به سمت بالای توالی آتشفشانی الیگوسن، گدازهها بافت پورفیریتیک یافتهاند. به‌طوری‌که، طول فنوکریستهای آمفیبول تا 5/1 سانتیمتر نیز رسیده است. فنوکریستهای پلاژیوکلاز نیز در آنها ظاهر شده و خمیره میکروکریستالین، دربردارنده بلورهای ریز بیوتیت است. برروی این گدازهها، فرآوردههای آتشفشانی نئوژن نهشته شدهاند.
در گدازههای منسوب به الیگوسن، تاکنون ریزفسیل مشخصی یافت نشده است. اما در رابطه با انتساب این گدازهها به الیگوسن، دلایل چینهنگاری و ژئوکرونولوژی وجود دارد (Pang et al., 2013; Kluyver et al., 1981). همان‌گونه که در بالا نوشته شد، در بررسیهای دیرینهشناسی از بخش زیرین توالی آتشفشانی ائوسن، ریزفسیلهای ائوسن شناسایی شدند. تعیین سن به روش پتاسیم/آرگن، بر روی یک نمونه از سنگ پیروکلاستیک، در امتداد گسل نایبندان، واقع در غرب منطقه مورد مطالعه، سن ائوسن (5/2±4/49میلیون سال) را به دست داده است (Kluyver et al., 1981). گدازههای آتشفشانی الیگوسن مورد مطالعه در این مقاله، برروی گدازههای ائوسن نهشته شدهاند. بعلاوه، تعیین سن به روش آرگن/آرگن، از یک نمونه از گدازه آندزیتی در جنوب دیهوک، سن الیگوسن تحتانی (3/0±4/38 میلیون سال) (Pang et al., 2013) به‌دست‌آمده است. تعیین سن به روش پتاسیم/آرگن، بر روی سنگ کل در شرق آبانبار شماره 8 (شکل 1)، سن 34 میلیون سال را تخمین زده است (Kluyver et al., 1981).
شکل2. الف) گدازههای تراکی آندزیتی آمفیبولدار الیگوسن را در شمال آبانبار شماره 8 (شکل 1) نشان میدهد که برروی گدازههای آندزیتی بازالتی ائوسن نهشته شدهاند (دید به سمت شمال شرق)، ب) گدازههای منشوری شکل تراکی آندزیتی در قاعده الیگوسن، که به صورتی ناهم شیب، برروی سطح فرسایشی گدازههای تراکی آندزیتی ائوسن، جای دارند (دید به سمت شمال)، پ) فراوردههای آتشفشانی نئوژن در شرق منطقه، که برروی گدازههای الیگوسن قرار گرفتهاند (دید به سمت شمال)، ت) منظرهای دیگر، از قرارگیری نهشتههای آتشفشانی نئوژن، بر روی گدازههای آتشفشانی الیگوسن را در جنوب منطقه نشان میدهد (دید به سمت شمال)، ث) تصویر نزدیک از شکل الف (دید به سمت شمال شرق)، که بلوکهایی تیره رنگ پرلیت را نشان میدهد که از عدسی پرلیتی قاعده الیگوسن رها شدهاند، ج) فرسایش پوست پیازی، در میانه توالی آتشفشانی در شرق آبانبار شماره 5، چ) گدازه داسیتی پورفیریتیک، که فنوکریستهای پلاژیوکلاز و آمفیبول در آن فراوان است، ح) گدازه تراکی آندزیتی که دارای فنوکریستهای آمفیبول فراوان است
بنابراین، براساس دادههای دیرینهشناسی و ژئوکرونولوژی موجود، میتوان انتظار داشت، که سنگهای آتشفشانی مورد مطالعه، در بازه زمانی الیگوسن فوران یافتهاند.
توالی آتشفشانی نئوژن، شامل بخشهای پیروکلاستیک و گدازهای است. بخش پیروکلاستیک، شامل برش و توف است، اما بخش گدازهای، در قاعده، ترکیب آندزیتی-تراکیآندزیتی و در بالا ترکیب داسیتی-آندزیتی دارد. گدازههای آتشفشانی سنوزوئیک پایانی (کواترنری)، نیز بهصورت روانههای پهن و کم ضخامت، رسوبات کواترنری و سنگهای آتشفشانی ترشیری را در کوه شاهانی در شمال و تخت نادر در شمال غربی (در خارج از منطقه مورد مطالعه) را پوشاندهاند.
روش مطالعه
بازدید صحرایی از رخنمونهای زمینشناسی، در آذرماه 1395 به مدت 10 روز انجام شد. در پیمایشهای صحرایی، از عکسهای هوایی با مقیاس 1:50000و تصاویر ماهوارهای ETM با مقیاس 1:80000SAS planet استفاده شد. پس از تهیه مقاطع میکروسکوپی، مطالعات پتروگرافی انجام و نمونههای سالمتر جهت انجام آنالیزهای شیمیایی انتخاب و به آزمایشگاههای سازمان زمینشناسی کشور (GSI)، و آزمایشگاه SGS در کشور کانادا ارسال شدند (جدول 1). در آزمایشگاه سازمان زمینشناسی، اکسیدهای اصلی به روش XRF (با دقت 1/0 درصد)، و عناصر نادر و کمیاب (با دقت ppm)، به روش ICP-OES اندازهگیری شدند. در آزمایشگاه ALS نیز اکسیدهای اصلی و عناصر نادر شامل Ba, Sr, Y, Zr, Zn با روش ICP-AES و سایر عناصر با روش ICP-Mass spectrometry تجزیه شدند، که نتایج این تجزیهها، در جدول 1 آورده شدند. با کمک نرمافزارهای Excel و Igpet 2007، نمودارهای ژئوشیمیایی رسم و سپس در نرمافزار Corel DRAW X6 بازرسم شدند. نتایج بررسیهای صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمی، اساس این مقاله را تشکیل میدهد.
پتروگرافی
بر اساس مطالعات پتروگرافی و نام‌گذاری ژئوشیمیایی، فراوردههای آتشفشانی الیگوسن، دارای ترکیب آندزیتی، تراکیآندزیتی، تراکیداسیتی، داسیتی و ریولیتی هستند. بافت آنها پورفیریک-پورفیریتیک با خمیره میکرولیتیک، هیالومیکرولیتیک و میکروکریستالین (در انواع مونزودیوریتی)، تشخیص داده شد. در این گدازهها، فنوکریستهای آمفیبول و پلاژیوکلاز فراوان هستند. میتوان گفت که هورنبلند با حاشیه اکسید شده، مهمترین شاخص کانیایی در این توالی آتشفشانی است. با توجه به فراوانی هورنبلند، چه بهصورت فنوکریست و یا بهصورت بلورهای ریز در خمیره، شاید بتوان گفت که سنگ مادر ماگمای سازنده گدازههای الیگوسن، دارای آمفیبول بوده یا اینکه در حین تبلور، آب به فراوانی در دسترس بوده است (Winter, 2014; Sumner and Wolff, 2003).
گدازه آندزیتی، دارای بافت پورفیریک، با خمیره شیشهای و میکرولیتیک است. فنوکریستها، دربردارنده آمفیبول (هورنبلند) و پلاژیوکلاز (آندزین) هستند. فنوکریستهای پلاژیوکلاز، دارای شکل بلورین تختهای بوده و در مواردی بافت الکی (شکل3-الف) و منطقهبندی تلاطمی دارند (شکل3-ب). این شواهد، به‌عنوان نشانه آمیختگی و اختلاط ماگمایی (Renjith, 2014; Shelley, 1993)، و یا کاهش فشار هنگام انتقال ماگما به سطح زمین (Nelson and Montana, 1992) در نظر گرفته شدهاند. فنوکریستهای هورنبلند، در گدازههای آندزیتی منطقه «ساردینیا» در باختر مدیترانه Beccaluva et al., 2013))، در گدازههای آندزیتی شمال شرقی ترکیه Aydincakir, 2014)) به‌عنوان نشانههای کانیشناسی فرورانش گزارش شدهاند.
جدول 1. نتایج تجزیه شیمیایی اکسیدهای اصلی (Wt%)، عناصر کمیاب و نادر (ppm) از سنگهای آتشفشانی الیگوسن منطقه ده ته، که در آن گدازهها با این نشانهها معرفی شدند: (and) آندزیت، (t-and) تراکی آندزیت، (t-dac) تراکیداسیت، (dac) داسیت، (rhy) ریولیت.
Samples | Z.242 | Z.272 | Z.272 | Z.320 | Z.273 | Z.274a | Z.275a | Z.278a | Z.278a |
Rock type | and | and | and | t-and | t-and | t-and | t-and | t-and | t-and |
L.B | ALS | ALS | GSI | GSI | ALS | ALS | ALS | ALS | GSI |
SiO2 | 61.1 | 57.6 | 57.63 | 61.23 | 60.2 | 59.4 | 59 | 59.3 | 60.14 |
Al2O3 | 15.8 | 17.25 | 16.48 | 15.05 | 15.9 | 16.2 | 16.1 | 15.5 | 15.41 |
Fe2O3 | 5/18 | 6/68 | 6.68 | 4.22 | 5.16 | 4.93 | 5.86 | 5.13 | 4.42 |
CaO | 4.33 | 6.77 | 7.13 | 5.77 | 4.78 | 4.01 | 3.01 | 4.93 | 5.34 |
MgO | 2.1 | 4.15 | 7.13 | 3.15 | 2.99 | 2.55 | 3.65 | 2.97 | 5.34 |
Na2O | 3.48 | 3.39 | 3.04 | 3.84 | 4.53 | 3.81 | 3.52 | 4.38 | 3.88 |
K2O | 3.82 | 1.03 | 1.01 | 2.06 | 2.62 | 4.58 | 4.57 | 2.48 | 2.58 |
TiO2 | 0.67 | 0.68 | 0.89 | 0.76 | 0.78 | 0.69 | 0.68 | 0.77 | 0.05 |
MnO | 0.1 | 0.12 | 0.1 | 0.08 | 0.09 | 0.09 | 0.1 | 0.08 | 0.06 |
P2O5 | 0.27 | 0.15 | 0.15 | 0.27 | 0.3 | 0.29 | 0.27 | 0.28 | 0.29 |
SrO | 0.07 | 0.06 | - | - | 0.1 | 0.06 | 0.06 | 0.1 | - |
BaO | 0.07 | 0.03 | - | - | 0.1 | 0.08 | 0.08 | 0.09 | - |
L.O.I | 1.92 | 1.52 | 2 | 3.2 | 2.2 | 2.38 | 3.31 | 2.07 | 2.11 |
Total | 98.9 | 99.6 | 99.46 | 99.85 | 99.8 | 100 | 100 | 98/1 | 99.99 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
V | 111 | 147 | 144.6 | 123 | 94 | 158 | 153 | 99 | 139.4 |
Cr | <10 | 170 | 144.7 | - | 70 | 50 | 40 | 80 | 70.9 |
Co | 23 | 21.4 | 22.2 | 30.43 | 16 | 14.3 | 14.6 | 16.7 | 15.1 |
Ni | <5 | 30 | 26 | 10.8 | 38 | 5 | 5 | 41 | 33.5 |
Cu | 22 | 24 | 24.6 | 20.1 | 37 | 44 | 49 | 37 | 36.5 |
Zn | 71 | 86 | 65.6 | 58.7 | 87 | 73 | 89 | 78 | 60.7 |
Ga | 17 | 20.7 | 13 | 11.5 | 19.9 | 17.3 | 17.2 | 20.2 | 9.1 |
Rb | 120 | 59.1 | 59.1 | 70.61 | 69.5 | 175.5 | 177.5 | 67.9 | 62.1 |
Sr | 543 | 415 | 439.6 | 1063.8 | 729 | 449 | 448 | 777 | 84.56 |
Y | 21.9 | 24.4 | 31.2 | 15.99 | 14.4 | 20.8 | 22.2 | 15.3 | 24.5 |
Zr | 211 | 154 | 143.2 | 292.42 | 161 | 202 | 208 | 165 | 180.3 |
Nb | 12 | 11.1 | 5.3 | 18.16 | 17.6 | 11.3 | 11.6 | 17.1 | 7.3 |
Cs | 3.6 | 15.1 | - | 2.108 | 1.55 | 11.55 | 11.95 | 1.78 | - |
Ba | 595 | 279 | 126.8 | 68.7 | 813 | 647 | 627 | 777 | 110.6 |
La | 30.8 | 25.9 | 21.9 | 45.37 | 40 | 32.4 | 32.6 | 42.2 | 37.4 |
Ce | 60.1 | 23.4 | 17.6 | 72.54 | 71.8 | 63.6 | 63.8 | 77.1 | 55.7 |
Pr | 7.08 | 6.5 | - | 7.902 | 7.86 | 7.7 | 7.71 | 8.31 | - |
Nd | 27.9 | 25.6 | 2.6 | 28.8 | 28.7 | 30.1 | 30.4 | 29.9 | 1 |
Sm | 5.52 | 5.32 | 1.8 | 5.40 | 4.81 | 6.17 | 6.16 | 5.14 | 0.1 |
Eu | 1.34 | 1.32 | 0.5 | 1.63 | 1.29 | 1.44 | 1.53 | 1.43 | 0.2 |
Gd | 5.19 | 5.29 | - | - | 4.5 | 5.41 | 5.72 | 4.77 | - |
Tb | 0.74 | 0.8 | - | 0.54 | 0.57 | 0.76 | 0.81 | 0.62 | - |
Dy | 3.99 | 4.56 | - | 3.07 | 2.87 | 4.02 | 4.14 | 2.99 | - |
Ho | 0.81 | 0.94 | - | 0.62 | 0.54 | 0.8 | 0.85 | 0.57 | - |
Er | 2.52 | 2.69 | - | 1.75 | 1.63 | 2.43 | 2.55 | 1.75 | - |
Tm | 3.35 | 0.39 | - | 0.25 | 0.24 | 0.34 | 0.36 | 0.22 | - |
Yb | 2.36 | 2.43 | 24 | 1.74 | 1.38 | 2.3 | 2.42 | 1.43 | 2.5 |
Lu | 0.38 | 0.36 | - | 0.28 | 0.21 | 0.38 | 0.4 | 0.22 | - |
Hf | 5.4 | 4.4 | 0.8 | 6.84 | 4.2 | 5.2 | 5.4 | 4.3 | 1.3 |
Ta | 0.8 | 0.8 | 0.2 | 1.01 | 1.1 | 0.8 | 0.7 | 1.1 | 0.2 |
Pb | 15 | 13 | 8.1 | 11.8 | 12 | 17 | 17 | 13 | 6.5 |
Th | 12.6 | 9.03 | 3.9 | 10.61 | 12.9 | 12.5 | 13.05 | 12.7 | 4.5 |
U | 2.94 | 2.07 | - | 2.27 | 2.66 | 2.99 | 3.14 | 2.65 | - |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Samples | Z. 273 | Z.242 | Z.138b | Z.276 | Z.276a | Z.277 | Z.14-1 | Z.277 | Z.277a |
Rock type | t-and | t-and | t-dac | t-dac | dac | dac | dac | rhy | rhy |
L.B | GSI | GSI | GSI | GSI | GSI | GSI | GSI | ALS | ALS |
SiO2 | 60.14 | 61.56 | 62.93 | 60.44 | 68.2 | 69.55 | 65.55 | 70.9 | 68.9 |
Al2O3 | 15.32 | 15.38 | 14.44 | 15.21 | 14.79 | 14.31 | 14.81 | 13.4 | 14.26 |
Fe2O3 | 5.03 | 4.52 | 4.43 | 4.97 | 2.46 | 1.92 | 1.6 | 2.01 | 1.92 |
CaO | 5.14 | 4.5 | 4.67 | 4.77 | 3.63 | 2.46 | 4.87 | 2.4 | 2.71 |
MgO | 5.14 | 3.67 | 4.67 | 4.77 | 3.63 | 2.46 | 1.65 | 0.82 | 2.71 |
Na2O | 3.84 | 3.02 | 4.94 | 4.1 | 2.98 | 3.99 | 3.61 | 4.11 | 4.1 |
K2O | 2.61 | 4.09 | 2.33 | 2.64 | 3.32 | 3.16 | 1.93 | 2.94 | 3.16 |
TiO2 | 0.86 | 0.74 | 0.65 | 0.83 | 0.43 | 0.35 | 0.58 | 0.24 | 0.35 |
MnO | 0.08 | 0.07 | 0.07 | 0.07 | 0.1 | 0.04 | 0.05 | 0.05 | 0.03 |
P2O5 | 0.28 | 0.29 | 0.23 | 0.27 | 0.15 | 0.11 | 0.23 | 0.09 | 0.11 |
SrO | - | - | - | - | - | - | - | 0.03 | - |
BaO | - | - | - | - | - | - | - | 0.08 | - |
L.O.I | 1.52 | 1.62 | 1.72 | 1.32 | 1. 3 | 2 | 2 | 1.87 | 2 |
Total | 99.61 | 99.85 | 100.05 | 99.98 | 99.87 | 99.57 | 99.39 | 99 | 99.23 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
V | 138 | 124 | 106 | 136 | 83 | 72 | 104 | 23 | 71 |
Cr | 61.3 | - | 66.5 | 70.3 | 34.3 | 49 | - | 60 | 49.4 |
Co | 14.8 | 14.4 | 12.77 | 16.93 | 5.9 | 1.9 | 11 | 3.6 | 4.59 |
Ni | 33.5 | 5 | 12.2 | 32.6 | 5 | 5 | 1.9 | 5 | 5 |
Cu | 39.8 | 23 | 34.5 | 67.9 | 27.3 | 20.6 | 35.2 | 20 | 16.9 |
Zn | 74 | 48 | 55.6 | 80.8 | 37.4 | 37.7 | 50.3 | 49 | 38.3 |
Ga | 11.2 | 7.2 | 4.5 | 10.9 | 3.9 | 5 | 6.4 | 14.3 | 5 |
Rb | 68.1 | 117 | 61.82 | 78.35 | 86.93 | 64.7 | 45.9 | 70.5 | 91.73 |
Sr | 817 | 617 | 537 | 778 | 383 | 258 | 711 | 262 | 285 |
Y | 26.6 | 38.3 | 14.74 | 15.65 | 9.13 | 18.8 | 21.8 | 8.6 | 9.33 |
Zr | 185 | 187 | 259 | 384 | 160 | 113 | 203 | 141 | 177 |
Nb | 11 | 8.3 | 13.98 | 34.66 | 11.02 | 1 | 7.3 | 8.8 | 12.78 |
Cs | - | - | 1.17 | 1.9 | 1.08 | - | - | 1.29 | 1.43 |
Ba | 107 | 71.5 | 38.5 | 105 | 1 | 1 | 24.8 | 660 | 1 |
La | 30.9 | 19.3 | 36.77 | 44.43 | 32.91 | 1 | 16 | 30.4 | 36.58 |
Ce | 55.8 | 45.9 | 58.33 | 71.62 | 49.44 | 42.7 | 51.5 | 50.9 | 54.42 |
Pr | - | - | 6.64 | 8.16 | 5.1 | - | - | 5.14 | 5.69 |
Nd | 1 | 1 | 23.81 | 29.27 | 18.04 | 1 | 1 | 17 | 19.45 |
Sm | 0.7 | 0.4 | 4.65 | 5.71 | 3.6 | 1 | 1 | 2.77 | 3.89 |
Eu | 0.1 | 0.2 | 1.29 | 1.62 | 1.53 | 0.2 | 0.2 | 0.71 | 1.19 |
Gd | - | - | - | - | - | - | - | 2.69 | - |
Tb | - | - | 0.54 | 0.57 | 0.34 | - | - | 0.34 | 0.35 |
Dy | - | - | 2.93 | 2.95 | 1.82 | - | - | 1.57 | 1.81 |
Ho | - | - | 0.59 | 0.62 | 0.36 | - | - | 0.31 | 0.36 |
Er | - | - | 1.52 | 1.64 | 0.92 | - | - | 0.91 | 0.95 |
Tm | - | - | 0.24 | 0.24 | 0.18 | - | - | 0.12 | 0.13 |
Yb | 2.5 | 2.1 | 1.39 | 1.6 | 1.08 | 2.1 | 2.2 | 0.78 | 0.90 |
Lu | - | - | 0.22 | 0.29 | 0.38 | - | - | 0.12 | 0.17 |
Hf | 1.4 | 0.8 | 6.13 | 69.18 | 4.33 | 0.7 | 1.2 | 3.7 | 4.92 |
Ta | 0.4 | 0.2 | 0.96 | 1.88 | 1.06 | 0.2 | 0.2 | 0.8 | 1.08 |
Pb | 8.3 | 9.2 | 7.6 | 8.8 | 8.1 | 6.6 | 9.6 | 12 | 6.5 |
Th | 4.9 | 8 | 10.4 | 12.88 | 14.59 | 4.7 | 3.6 | 13.85 | 14.47 |
U | - | - | 1.92 | 2.6 | 2.8 | - | - | 2.8 | 2.86 |
گدازه تراکیآندزیتی، دارای بافت پورفیریک با خمیره میکرولیتیک است. فنوکریستها، دربردارنده پلاژیوکلاز، هورنبلند و اوژیت هستند. فنوکریستهای پلاژیوکلاز، از نوع آندزین بوده، شکل بلورین تختهای و منطقهبندی عادی و گاهی معکوس را نشان میدهند. این فنوکریستها، بهطور غالب سالم هستند، اما گاهی توسط کانیهای رسی و آلبیت جانشین شدهاند.
شکل3. تصاویر میکروسکوپی سنگهای آذرین مورد مطالعه، الف) بافت الکی در فنوکریستهای پلاژیوکلاز از گدازه آندزیتی، ب) منطقهبندی تلاطمی در فنوکریست پلاژیوکلاز از گدازه آندزیتی، پ) فنوکریستهای هورنبلند قهوهای با حاشیه اکسیده و انحلال یافته در گدازه تراکی آندزیتی، ت) میانبار پلاژیوکلاز در فنوکریست هورنبلند از گدازه تراکی آندزیتی، ث) تصویری نزدیکتر از حاشیه انحلال یافته در فنوکریست هورنبلند، ج) فنوکریستهای خودشکل سانیدین در گدازه تراکیداسیتی، چ) زنولیت ریز پیروکسنیت با حاشیه واکنشی در گدازه داسیتی، ح) خمیره نامتجانس در گدازه داسیتی، خ) فنوکریست کوارتز با حاشیه خلیجی در گدازه ریولیتی . عکسهای ب و چ در نور عادی و بقیه عکسها در نور پلاریزه با عدسی 4x برداشته شدند. علایم اختصاری مورد استفاده در این تصاویر میکروسکوپی عبارتند از Plg- پلاژیوکلاز، Hbl- هورنبلند، Sa- سانیدین، Q- کوارتز، -Enc زنولیت ریز
همانند فنوکریستهای پلاژیوکلاز، در گدازه آندزیتی، گاهی میتوان، بافت الکی را هم مشاهده کرد. بافت اسفنجی نیز در این فنوکریستها دیده میشود و فضای خالی آنها توسط کوارتز یا شیشه آتشفشانی پر شده است. فنوکریستهای هورنبلند، چندرنگی قهوهای دارند، که از حاشیه توسط کانیهای اپاک جانشین شدهاند (شکل3-پ، ث). در این فنوکریستها، میانبارهای ریز پلاژیوکلاز نیز یافت شده است (شکل3-ت). بعلاوه، گاهی هورنبلند دارای حاشیه انحلال یافته است (شکل3-ت و ث). حاشیه اکسیده و انحلال یافته، در هورنبلند و بیوتیت سنگهای آتشفشانی، به پایین آمدن فشار در نتیجه صعود ماگما به سطح زمین و خروج گاز (Winter, 2014; Sumner and Wolff, 2003) نسبت داده شده است. مواجهه گدازهها با اکسیژن هوا در هنگام فوران و یا افزایش دما و دیگر تغییرات در شرایط فیزیکوشیمیایی، مانند تغییرات فشار آب، میتواند سبب ایجاد این پدیدهها در گدازههای آتشفشانی شود (Plechov et al., 2008; Tepley, 1999). به باور Dogan et al., (2011)، نبود تعادل در ماگما، سبب خوردگی در حاشیه آمفیبول و بیوتیت و اکسیده شدن آنها در گدازههای داسیتی و آندزیتی کوههای ارسیس در مرکز آناتولی، ترکیه شده است. Temizel and Arslan (2008) تخریب، ریزش، انحلال و خورده شدگی در حاشیه بلورهای آمفیبول و بیوتیت را، نشانهای از عدم تعادل در اثر آمیختگی ماگمایی در بازالتها و آندزیتهای ایکیزی در شمال خاوری ترکیه تفسیر کردهاند. به باور Keskin et al. (2008) خوردگی و حاشیه انحلالی در فنوکریستهای بیوتیت و آمفیبول، در گدازههای بازالتی تا ریولیتی شمال و مرکز ترکیه در اثر عدم توازن و آمیختگی ماگمایی رخ داده است. Gao et al. (2014) ضمن مطالعه داسیتهای کواترنری منطقه آتشفشانی تنگ چونگ در جنوب شرقی فلات تبت، این پدیده را به آمیختگی ماگماهای بازیک و فلسیک نسبت دادهاند. خمیره این گدازه، از شیشه نامتجانس و از بلورهای ریز مشابه با فنوکریستها و کانیهای اپاک، اسفن و آپاتیت تشکیل شده است.
گدازه تراکیداسیتی الیگوسن، دارای بافت پورفیریک با خمیره شیشهای و میکرولیتیک جریانی است. فنوکریست غالب در آنها، پلاژیوکلاز (آندزین-الیگوکلاز) است. سودومورفهای کانیهای فرومنیزین نیز دیده میشوند که بهطور کامل توسط کانیهای اپاک جانشین شدهاند، به‌طوری‌که، نمیتوان کانی مافیک اولیه را تشخیص داد. در خمیره، میکرولیتهای ریز پلاژیوکلاز (الیگوکلاز-آلبیت)، و بلورهای ریز و خودشکل سانیدین (شکل3-ج)، و بلورهای ریز و بیشکل کوارتز را میتوان مشاهده کرد. به دلیل ریز بودن بلورهای فلدسپار در خمیره، تشخیص نوع فلدسپار ممکن نیست. بلورهای ریز کانیهای آپاتیت، زیرکن، اسفن و اپاک در خمیره پراکندهاند.
گدازه داسیتی دارای بافت پورفیریک است و دربردارنده فنوکریستهای پلاژیوکلاز، آمفیبول و کلینوپیروکسن به مقدار ناچیز هستند. زنولیتهای ریز پیروکسنیت هم دیده میشوند که دارای حاشیه واکنشی بوده و پیروکسنهای آنها در حال جانشینی توسط کلسیت، کلریت و ترمولیت-اکتینولیت هستند (شکل3-چ). خمیره این گدازه، نامتجانس است و در نور عادی به رنگهای تیره و روشن دیده میشود، که علت آن ممکن است، آمیختگی ماگمایی باشد (شکل3-ح). بلورهای ریز و کشیده کوارتز نیز بهصورت پراکنده در خمیره دیده میشوند.
گدازه ریولیتی، دارای بافت پورفیریک با خمیره میکروکریستالین است و دربردارنده فنوکریستهای پلاژیوکلاز، کوارتز، سانیدین، بیوتیت و آمفیبول هستند. فنوکریستهای کوارتز، دارای حاشیه خلیجی هستند (شکل3-خ) که ممکن است، طی صعود ماگما و در اثر برداشته شدن فشار از روی حجره ماگمایی ایجاد شده باشد (Mbowou et al., 2015; Topuz et al., 2011; Shelly 1993). به باور Shelley (1993)، در طی بالا آمدن ماگما به سطح زمین و تغییر فشار، تغییر در حالت اوتکتیک کوارتز-آلکالی فلدسپار روی میدهد و کوارتز حاشیه خلیجی شکل مییابد. البته، تشکیل کوارتز با حاشیه خلیجی، ممکن است ناشی از رشد اولیه بلورها، در حالت ناپایدار باشد، که در این حالت، سطوح بلورین انحلال مییابندDonaldson and Hendeson, 1988) ). خمیره این گدازه، میکروکریستالین و مشابه با فنوکریستها است. نظر به انجام تجزیههای شیمیایی، از نمونههای انتخابی در این پژوهش، در ادامه به نام‌گذاری ژئوشیمیایی و روندهای ماگمایی خواهیم پرداخت. سپس تفسیر نمودارهای دوتایی و نقش تفریق ماگمایی، الگوهای عناصر نادر و نادر خاکی و جایگاه تکتونوماگمایی و منشاء گدازههای الیگوسن گستره ده ته مورد بحث قرار خواهند گرفت.
نام‌گذاری ژئوشیمیایی و روندهای ماگمایی: در نمودار تغییرات Na2O+K2O به SiO2 (Le Bas et al., 1992)، گدازههای آتشفشانی الیگوسن، در قلمروهای آندزیت، تراکیآندزیت، تراکیداسیت، داسیت و ریولیت رسم شدهاند (شکل4-الف). برای تعیین سریهای ماگمایی، نمونههای گدازههای آتشفشانی الیگوسن دهته، در نمودار K2O به SiO2(Beccaluva et al., 1991)، رسم شدند. در این نمودار، بیشتر نمونهها در قلمروهای کالکآلکالن و کالکآلکالن پتاسیم بالا و تعداد کمتری از گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، در قلمرو آلکالن-شوشونیتی جای گرفتهاند (شکل4-ب). رسم این نمودارها، در روندهای مختلف ماگمایی، میتواند نشانگر منشاء متفاوت این گدازهها باشد و نمیتوان به‌سادگی با تفریق ماگمایی توجیه کرد. در نمودار تغییرات K2Oبه SiO2، نمونههای آتشفشانی الیگوسن، دارای پراکندگی هستند (شکل4-ب) که میتوان از اثرات دگرسانی (Ayabe et al., 2012) در منطقه به‌حساب آورد.
شکل4. الف) نمودار تغییرات Na2O+K2Oبه SiO2 ((Le Bas et al., 1992 از گدازههای آتشفشانی الیگوسن گستره ده ته، خط‌چین، جداکننده مرز سری آلکالن و ساب آلکالن (Irvine and Baragar, 1971) ، ب) نمودار تمایز ماگمایی که بر پایه تغییرات K2Oبه SiO2 Beccaluva et al., 1991)) تعریف شده است. در هر دو این نمودارها، خطهای 1، 2 و 3 به ترتیب روندهای تبلور تفریقی در سریهای ماگمایی کالکآلکالن، کالکآلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی را نشان میدهند (Beccaluva et al., 2013)
تمرکز بالای K2O در بعضی از گدازههای تراکیآندزیتی و ریولیتی الیگوسن را نیز میتوان به تبلور آلکالی فلدسپار در این گدازهها، نسبت داد. در هر دو این نمودارها، این گدازهها، از روندهای تبلور تفریقی خاصی تبعیت نمیکنند.
بحث
نمودارهای دوتایی و نقش تفریق ماگمایی: با مطالعه نحوه تغییرات اکسیدهای اصلی و عناصر فرعی، نسبت به SiO2 در نمودارهای دوتایی، میتوان به نقش تحولات ماگمایی، از جمله تبلور تفریقی و اختلاط ماگمایی پی برد. در اغلب نمودارهای دوتایی (شکل 5)، تغییرات از قطب حدواسط به قطب اسیدی پیوسته نیست. بنابراین، نمیتوان تبلور تفریقی را به‌عنوان عامل تحول ماگمایی در توالی آتشفشانی الیگوسن منطقه دانست.
شکل5. نمودارهای تغییرات اکسیدهای اصلی و عناصر کمیاب نسبت به SiO2 در سنگهای آتشفشانی الیگوسن منطقه دهته
در بعضی از نمودارهای دوتایی، روند تغییرات از قطب حدواسط به قطب اسیدی، کاهشی است (شکل 5-الف، ب، پ، ت، ذ). اما نبود تغییرات مشخصی مابین پراکندگی نقاط این دو مجموعه دیده میشود. در باقی نمودارهای دوتایی (شکل 5- ث، ج، چ، ح، خ)، نمونههای حدواسط یا دارای چیدمانی متفاوت با نمونههای اسیدی هستند و یا اینکه پراکندگی نشان میدهند. در شکل5-الف، با افزایش SiO2 از مقدار Al2O3 کاسته شده است که میتوان به تبلور کلینوپیروکسن و هورنبلند، در جریان تفریق ماگما نسبت داد (Castro et al., 2013; Ayabe et al., 2012; Askren et al., 1997). در گدازههای آندزیتی و تراکیآندزیتی، Al2O3 دارای تمرکز بالایی است، اما به سمت گدازههای ریوداسیتی و ریولیتی، از تمرکز آن کاسته شده است. درعین‌حال، روند تغییرات Fe2O3 (شکل 5-ب)، و CaO (شکل 5-پ)، نسبت به SiO2، با روند تغییرات Al2O3 نسبت به SiO2، مشابه است. این کاهش روند میتواند، با تبلور کلینوپیروکسن و بخصوص هورنبلند ارتباط مستقیمی داشته باشد.
در شکل5-ب، کاهش مقدار Fe2O3 از قطب گدازههای حدواسط به سمت اسیدی را شاید بتوان با تبلور بخشی هماتیت، منیتیت و ایلمنیت توجیه کرد. در شکل5-ت، با افزایش مقدار سیلیس، CaO روند کاهشی نشان میدهد، که میتوان به تفریق کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز نسبت داد (Ayabe et al., 2012). کاهش مقدار TiO2 از قطب سنگهای حدواسط به سمت سنگهای اسیدی را میتوان به انباشت اسفن در گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی و کاهش آن در گدازههای اسیدی نسبت داد (شکل 5-ت).
در شکل 5-ث، P2O5 از گدازههای آندزیتی به سمت تراکی آندزیتی به آرامی افزایش مییابد، که با تبلور آپاتیت در ارتباط است. سپس به سمت قطب اسیدی، روند کاهشی یافته است. Y از جمله عناصر ناسازگار است که تمایل چندانی به شرکت در واکنشها را ندارد. Yb از جمله عناصر نادر خاکی سنگین است، که میتواند در شبکه گارنت و پیروکسن شرکت کند. پراکندگی Y (شکل 5-ج)، و Yb (شکل 5-چ)، را میتوان با خاستگاه متفاوت گدازههای حدواسط از گدازههای اسیدی در ارتباط دانست. Sr، عنصری ناسازگار است که در سنگهای آذرین بیشتر در پلاژیوکلاز و آلکالی فلدسپار تمرکز یافته و غلظت آن با پیشرفت تبلور افزایش مییابد. تمرکز استرانسیوم هم مانند روبیدیوم، با مقدار پتاسیم در ماگما رابطه مستقیمی دارد.
در نمودار تغییرات Sr به SiO2 (شکل 5-ح)، نمونههای حدواسط پراکندگی دارند که میتوان با فراوانی متغیر آلکالی فلدسپار و بیوتیت در این سنگها و دگرسانی آنها تفسیر نمود. پراکندگی Sr در نمونههای اسیدی، روند کاهشی منظمی دارد و کاهش آن با افزایش SiO2، نشانه جدایش پلاژیوکلاز است. نمودار تغییرات Rbبه SiO2 (شکل5-خ)، پراکندگی نشان میدهد. روبیدیوم کانی مستقلی را تشکیل نمیدهد، ولی در کانیهای پتاسیمدار، مانند آلکالیفلدسپار و آمفیبول تجمع مییابد. این عنصر نسبت به سایر کانیها، ناسازگار است و با افزایش تبلور، تمرکز آن در ماگمای باقیمانده افزوده میشود. تحرک عنصر روبیدیوم بالاست، بنابراین، پراکندگی این عنصر در نمودار تغییرات Rb به SiO2 را میتوان، به دگرسانی و یا هضم سنگهای پوستهای نسبت داد (Ҫoban et al., 2012).
زیرکن عنصری ناسازگار است و بهصورت غیرمتحرک عمل مینماید و نمیتواند، جانشین فازهای سیلیکاته اصلی شود (Winter, 2014; Zhang et al., 2012). این عنصر، تحت تاثیر دگرسانی قرار نمیگیرد، اما غلظت آن طی تبلور تقریقی بالا میرود (شکل 5-د). روند تمرکز این عنصر، در مجموعه آندزیتی-تراکی آندزیتی از مجموعه داسیتی-ریولیتی متفاوت است. افزایش زیرکن در بعضی از نمونههای تراکی داسیتی و آندزیتی، با نرخ ذوب بخشی زیاد و هضم پوسته و یا زیرکن باقیمانده در سنگ منشاء در ارتباط است (Winter, 2014). در نمودار تغییرات V به SiO2 (شکل 5-ذ)، روند کاهشی دیده میشود که میتوان به تبلور کلینوپیروکسن، هورنبلند و منیتیت نسبت داد (شکل 5-ذ).
الگوهای عناصر نادر و نمودارهای عنکبوتی: الگوهای عناصر نادر خاکی به هنجار شده با مقادیر کندریت (Sun and McDonough, 1989)، از گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی (شکل 6-الف)، و گدازههای اسیدی (شکل 6-پ)، نشان داده شدند. نمودارهای عنکبوتی به هنجار شده با مقادیر گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، از گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی (شکل 6-ب) و گدازههای اسیدی (شکل 6-ت) نیز معرفی شدهاند. در مورد گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی (شکل 6-الف و ب)، قلمروهای میانگین سنگهای آتشفشانی کمان قارهای و الگوهای N-MORB، T-MORB و OIB از (Qian et al., 2015)، اقتباس شده است. در رابطه با گدازههای تراکی داسیتی، داسیتی و ریولیتی (شکل 6-پ، ت)، الگوهای میانگین پوسته بالایی، میانی و زیرین نیز از (Liu et al., 2014)، گرفته شده است.
الگوهای بههنجار شده با مقادیر کندریت، از گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، دارای غنیشدگی بیشتر از LREE (مرتبه 100 الی 200)، در مقایسه با HREE (مرتبه 8 الی 25) هستند. همچنین این الگوها، دارای غنیشدگی بیشتر از HREE نسبت به قلمروی کمان قارهای (Qian et al., 2015)، بوده و از الگوهای میانگین N-MORB و T-MORB فاصله گرفتهاند (شکل 6-الف). رفتار عناصر نادر خاکی در گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، انطباق مناسبتری با روند عناصر OIB دارند، اگرچه غنیشدگی این گدازهها کمتر است (شکل6-الف). اغلب الگوها از Dy تا Lu مسطح هستند، اما تهیشدگی خفیف Eu در این الگوها دیده میشود، که میتوان به تبلور تفریقی فلدسپارها نسبت داد (Ersoy et al., 2008).
در نمودارهای عنکبوتی بههنجار شده با مقادیر گوشته اولیه (Sun, and McDonough, 1989)، برای گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی (شکل 6-ب)، غنیشدگی از عناصر LILE و تهیشدگی از عناصر HFSE دیده میشود که از ویژگیهای مناطق کمانی و پسابرخورد است (Qiang et al., 2016; Gill, 2010; Andrew et al., 2005., Pfändar et al., 2002). به باور Rudnick and Gao (2003) تهیشدگی این عناصر، نشاندهنده آلایش ماگمای اولیه با پوسته زیرین است. یا اینکه منشاء گدازههای آتشفشانی، مشابه گوشته لیتوسفری در مناطق پسابرخورد بوده که پیشتر توسط مولفههای فرورانش متاسوماتیزه شده است (Erturk et al., 2017; Zhang et al., 2012., Aldanmaz et al., 2000). تهی شدگی HREE و قرار گرفتن آنها در مرتبه 10، دلالت بر منشاء پریدوتیتی اسپینلدار را دارد (Topuz et al., 2011). تهیشدگی Ti در گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی الیگوسن، شاید نشانه وجود روتیل به‌عنوان فاز باقیمانده در سنگ مادر گوشتهای بوده و سبب شده است تا این عنصر در آن متمرکز شود (Massaferro et al., 2014). غنیشدگی Sr در این الگوها را میتوان، با تشکیل فنوکریستهای پلاژیوکلاز توجیه کرد (Jahangiri, 2007; Martin, 1999; Ghadami et al., 2008).
الگوهای بههنجار شده از گدازههای تراکی داسیتی، داسیتی و ریولیتی با مقادیر کندریت (Sun and McDonough, 1989)، غنیشدگی از LREE (مرتبه 150 الی 200) (شکل6-پ) در مقایسه با HREE (مرتبه 5 الی 15) را نشان میدهند که قابل مقایسه با ولکانیسم مناطق فرورانش و پسابرخورد است. با این تفاوت، که LILE در مقایسه با HREE در مناطق پسابرخورد، دارای غنیشدگی بیشتری (مانند منطقه مورد مطالعه) است (Qiang et al., 2016; Gill, 2010; Andrew et al., 2005; Pfändar et al., 2002). بهطور عمده، در ماگماتیسم مناطق پسابرخوردی، غنیشدگی از LILE و تهی شدگی از HFSE، به منشاء گوشتهای لیتوسفری نسبت داده شده است، که توسط مولفههای رها شده از صفحه فرورانش (سیالات و مذاب)، متاسوماتیزه شده است (Erturk et al., 2017; Zhang et al., 2012; Aldanmaz et al., 2000).
شکل6. الف) الگوهای عناصر نادر خاکی بههنجار شده با مقادیر کندریت از گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، ب) نمودارهای عنکبوتی از گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، پ) الگوهای عناصر نادر خاکی بههنجار شده با مقادیر کندریت از گدازههای تراکی داسیتی، داسیتی و ریولیتی، ت) نمودارهای عنکبوتی از گدازههای تراکی داسیتی، داسیتی و ریولیتی. مقادیر کندریت و گوشته اولیه از (Sun, and McDonough, 1989 ، قلمروی کمانی از (Qian et al., 2016) و الگوهای پوسته زیرین، میانی و بالایی از (Liu et al., 2014) اقتباس شده است
در مقایسه با الگوهای گدازههای حدواسط (شکل 7-الف)، توزیع HREE در گدازههای اسیدی (شکل6-پ)، قاشقی شکل است که نشاندهنده نقش مهم هورنبلند در سنگ منشاء و همچنین در تحولات ماگمایی است. ازآنجاکه هورنبلند میزبان اصلی MREE است (Gill, 2010; Thirlwall, 1994)، بنابراین میتوان حدس زد که در ژنز گدازههایی که الگوهای آنها شکل قاشقی دارند، آمفیبول نقش مهمی داشته است. همچنین، در نمودارهای عنکبوتی از گدازههای الیگوسن جنوب دهته، باریم نسبت به روبیدیم، دارای تهیشدگی است، که این فرض تقویت میشود که منشاء پریدوتیتی این گدازهها دارای پسماند آمفیبول بوده است (Topuz et al., 2011). تهی شدگی نیوبیوم، تانتالیم و تیتان، همراه با نبود آنومالی مشخص از زیرکونیوم و هافنیم، وجود آمفیبول در منشاء پریدوتیتی این را گدازهها را تقویت مینماید (Topuz et al., 2011).
وجود کانیهای آبدار، مانند بیوتیت و آمفیبول در گدازههای الیگوسن دهته، نشانگر حضور آب در حین تبلور بوده است (Gill, 2010). بالا بودن مقدار آمفیبول در مقایسه با بیوتیت، در گدازههای الیگوسن محدوده دهته، حاکی از H2O<2% در حجره ماگمایی را داشته است (Gill, 2010).
الگوهای بههنجار شده از گدازههای تراکی داسیتی، داسیتی و ریولیتی، با مقادیر گوشته اولیه (Sun, and McDonough, 1989)، غنیشدگی از Th، U،La ، Pb، Zr، Hf (شکل 6-ت)، را نشان میدهند. تهی شدگی واضح از Nb و Ta نیز در این الگوها دیده میشوند. در مقایسه با الگوهای پوسته قارهای زیرین، میانی و بالایی، نمودارهای عنکبوتی گدازههای اسیدی الیگوسن، انطباق قابل‌توجهی با گستره پوسته قارهای بالایی نشان میدهند. دلیل این انطباق، میتواند ذوب بخشی پوسته قارهای و یا گوشته لیتوسفری زیر قاره بوده باشد که توسط سیالات رها شده از صفحه فرورو اقیانوسی غنی‌شده است (Ghorbani, 2006; Ashrafi et al., 2018). غنیشدگی از Zr در نمودارهای عنکبوتی گدازههای اسیدی الیگوسن را شاید بتوان با هضم سنگهای پوستهای توجیه کرد (Khanna et al., 2015).
نمودارهای تکتونوماگمایی و منشاء: در نمودار نسبت Th/Yb به Ta/Yb(Schandlle and Gorton, 2002) (شکل 7-الف)، گدازههای آندزیتی، تراکی آندزیتی و داسیتی در قلمروهای کمان اقیانوسی و کمان قارهای جنبا رسم شدهاند. نمونههای تراکی داسیتی و ریولیتی نیز در کمان قارهای جنبا و درون صفحهای جای گرفتهاند. شاید بتوان، تغییر در محیط تکتونوماگمایی را با منشاء متفاوت آنها و غنیشدگی با درجات متفاوت از ترکیبات فرورانش (سیالات و مذاب)، توجیه کرد (بهطور مثال Gill, 2010).
در نمودار نسبت Ce/Pbبه Ce (Jahn and Zhang, 1984)، گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، در محدوده کمان آتشفشانی، و در نزدیکی مقدار میانگین پوسته جای گرفتهاند (شکل7-ب). میانگین پایین نسبت Ce/Pb در اغلب نمونهها، نشانه این است، که این گدازهها از گوشته آستنوسفری حاصل نشدهاند (Gribble et al., 1998). قرارگیری نمونهها، در حوالی پوسته قارهای نیز این حدس را تقویت میکند که یا گوشته لیتوسفری زیر قاره (Sub Continantal lithospharic mantle SCLM) توسط مؤلفههای فرورانش (سیالات و مذاب)، غنی شده است یا اینکه ماگمای مادر گدازهها با مواد پوستهای آلوده و آغشته شدهاند. در نمودار نسبت Nb/Laبه La/Yb (Abdel-Rahman, 2002)، نمونههای آندزیتی و تراکی آندزیتی در قلمروی گوشته لیتوسفری رسم شدهاند (شکل 7-ث).
رسم گدازههای الیگوسن برروی نمودار نسبت Nb/Zrبه Th/Zr (Kepezhinskas et al., 1997)، نشان میدهد که ممکن است هم سیالات و هم مذاب رها شده از صفحه فرورو، بر گوشته لیتوسفری زیر قارهای، تاثیر داشتهاند (شکل 7-ت). به دلیل شباهتهای ژئوشیمیایی، نمیتوان، عملکرد مواد پوسته زیرین را در ژنز گدازههای مورد مطالعه، از عملکرد مولفههای فرورانش از یکدیگر تفکیک کرد.
شکل7. نمودارهای تکتونوماگمایی الف) نسبت Th/Yb به Ta/Yb، این نمودار از Schandle and Gorton (2002) اقتباس شده است، ب) نمودار نسبت Ce/Pbبه Ce (Jahn and Zhang, 1984)، پ) نمودار نسبت Nb/Laبه La/Yb (Abdel-Rahman, 2002)، ث) نمودار Nb/Zrبه Th/Zr (Kepezhinskas et al., 1997)، که نشان میدهد که هم سیالات و هم مذاب رها شده از صفحه اقیانوسی فرورو، در غنیشدگی سنگ مادر موثر بودهاند
با توجه به نمودارهای تعیین سریهای ماگمایی، اکثر نمونههای آتشفشانی مورد مطالعه، در قلمرو کالکآلکالن تا کالکالکالن پتاسیم بالا و تعداد کمتری نیز در قلمروی الکالن-شوشونیتی قرار گرفتهاند. در الگوهای عناصر نادر و نمودارهاي عنكبوتي، غنیشدگی از LILE و تهیشدگی از HFSE دیده میشوند که از ویژگیهای مناطق کمانی و منطبق با ولکانیسم مناطق پسا-برخوردی هستند. غنیشدگی از LILE در مقایسه با HFSE در نمونههای مورد مطالعه، نشان از متاسوماتیسم منشاء گوشتهای و غنیشدگی آنها توسط مؤلفههای فرورانش را دارد. درعین‌حال نقش ذوب بخشی پوسته و دخالت آن در ژنز گدازههای داسیتی و ریولیتی را نیز نمیتوان از نظر دور داشت. بررسی نمودارهای تکتونوماگمایی، نشانگر نقش سیالات و مذاب رها شده از پوسته اقیانوسی فرورو برروی گوشته لیتوسفری را نشان میدهد (Erturk et al., 2017; Zhang et al., 2012; Ҫoban et al., 2012; Ersoy et al., 2008; Aldanmaz et al., 2000).
ماگماهای کالکالکالن و کالکالکالن پتاسیم بالا، در مناطق پساکوهزایی گزارش شدهاند (Ҫoban et al., 2012). طی ترشیری، این نوع ماگما، در ناحیه مدیترانه و اطراف آن مانند اسپانیا، جنوب ایبری، حوضه پانونین و غرب آناتولی فوران داشته است (Ҫoban et al., 2012). سنگهای آتشفشانی و پلوتونیک ترشیری، در قفقاز کوچک، آذربایجان و در همبری صفحه عربی، به‌عنوان ماگماتیسم پسابرخورد معرفی شدهاند (Dilek et al., 2010). فرایندهای ژئودینامیکی، که سبب فعالیتهای آتشفشانی در مناطق پسابرخورد قارهای شدهاند، نقش مهمی در درک تحولات گوشته و پوسته در این مناطق دارند. غرب آناتولی، مثالی از این نمونه است، که فرایندهای ژئودینامیکی مانند برخورد قارهای، شکستگی اسلب، ضخیم شدگی پوسته، فروریختگی کوهزایی، عقب رفتن صفحه فرورانش، و کشش کافتی، طی سنوزوئیک در آن گزارش شده است (Ҫoban et al., 2012; Erosy et al., 2008; Dilek et al., 2010).
در شرق ایران، با توجه به بسته شدن شاخههای نئوتتیس در کرتاسه بالایی (Karimpour et al., 2011; Zarrinkoub et al., 2010; Tarkian et al ., 1983; Tirrul et al 1983; Camp and Griffis, 1982 )، نمیتوان انتظار یک گوه گوشتهای فعال را پس از دوره ائوسن (به‌خصوص در الیگوسن) را داشت. در مدل ژئودینامیکی پیشنهادی Zarrinkoub et al. (2012)، اقیانوس سیستان در کرتاسه آغازین-میانی باز و سپس به زیر بلوک لوت فرورانش کرد. پس از برخورد در ائوسن میانی-الیگوسن پایانی، لیتوسفر شکسته شده و در اثر جریانهای آستنوسفری، ولکانیسم با منشا گوشتهای وقوع یافته است. طبق نظر Pang et al. (2013)، سنگهای ماگمایی ائوسن-الیگوسن در بلوک لوت، دارای منشا گوشتهای بودهاند، که با مواد پوسته قارهای فوقانی، آلایش یافتهاند. ولکانیسم ائوسن در باختر سه چنگی، واقع در جنوب خاوری و جنوب منطقه مورد مطالعه، بیشتر اسیدی با ماهیت شوشونیتی شناسایی شد، که به ضخیم شدگی لیتوسفر طی ائوسن نسبت داده شده است (کیلانی جعفری ثانی، 1396، خلعتبری جعفری و همکاران، 1398). با توجه به ضخیم شدگی پوسته و ولکانیسم شوشونیتی طی ائوسن (کیلانی جعفری ثانی، 1396، خلعتبری جعفری و همکاران، 1398)، میتوان انتظار داشت که ولکانیسم کالکآلکالن و کالک آلکالن پتاسیم بالا در الیگوسن، ناشی از نازک شدگی لیتوسفر در این منطقه بوده است. این احتمال وجود دارد که نازک شدگی لیتوسفر طی الیگوسن و در یک سیستم ژئودینامیکی ترانزیشنال و پس از ضخیم شدن پوسته طی ائوسن روی داده باشد. پدیدهای که مشابه آن در کمان پونتید در جنوب شرقی ترکیه (Temizel et al., 2012; Arslan et al., 2009) گزارش شده است. با توجه به شواهد ژئوشیمیایی مشابه با ولکانیسم پسا-برخورد، طی دوره الیگوسن، شاید قطعه شدگی لیتوسفر زیر قاره، عامل ژئودینامیکی موثر در ولکانیسم الیگوسن، در گستره دهته، جنوب دیهوک، بلوک لوت بوده است. هیپوتزی که اثبات آن، نیاز به دادههای ایزوتوپی و ژئوکرونولوژی همراه با نومریکال مدلینگ در مقیاس گستردهتری دارد.
نتیجهگیری
گدازههای آتشفشانی در منطقه دهته، جنوب دیهوک، بلوک لوت، دربردارنده گدازههای با ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت، تراکیداسیت، داسیت و ریولیت هستند. این گدازهها دارای بافت پورفیریک-پورفیریتیک بوده است. ویژگی کانیایی شاخص آنها فراوانی فنوکریستهای آمفیبول است که همراه با فنوکریستهای پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر همراه با فنوکریستهای کلینوپیروکسن دیده میشوند. این گدازهها دارای روند غالب ماگمایی کالکالکالن تا کالکالکالن پتاسیم بالا هستند. روند تفریق ماگمایی تنها فرایند ماگمایی تاثیرگذار در ژنز این گدازهها نبوده است. الگوهای عناصر نادر خاکی و نمودارهای عنکبوتی بههنجار شده با مقادیر کندریت و گوشته اولیه، دارای غنیشدگی از LREE و LILE نسبت به HFSE بوده که تاییدی بر تاثیر مولفههای فرورانش در ژنز این گدازهها بوده است. گدازههای آندزیتی و تراکی آندزیتی، انطباق قابل‌توجهی با گستره میانگین OIB دارند. گدازههای داسیتی، تراکیداسیتی و ریولیتی نیز قابل مقایسه با الگوهای پوسته قارهای بالایی هستند. با توجه به نمودارهای تکتونوماگمایی و خاستگاه ماگمایی، به نظر میرسد که گدازههای مورد مطالعه، دارای منشاء گوشتهای لیتوسفری بوده است که توسط سیالات و مذاب رها شده از صفحه اقیانوسی فرورو، غنی‌شده است. با توجه به ماهیت غالب کالکالکالن و کالکالکالن پتاسیمدار گدازههای الیگوسن، به نظر میرسد که ولکانیسم الیگوسن، در اثر نازک شدن لیتوسفر در بلوک لوت، رخ داده است. به نظر میرسد، که نازک شدن لیتوسفر در الیگوسن، به دنبال ضخیم شدن آن در ائوسن (همراه با وقوع ماگماتیسم غالب شوشونیتی)، روی داده است. پدیدهای که مشابه آن در کمان پونتید، در جنوب خاوری ترکیه نیز گزارش شده است.
منابع
خلعتبری جعفری، م.، کیلانی جعفری ثانی، ز. و عمرانی، ج.، 1398. پترولوژی و ژئوشیمی سنگهای آتشفشاني ائوسن در باختر سهچنگي، بلوک لوت، مجله علوم زمین خوارزمی، 2، 54-19. ##- کیلانی جعفری ثانی، ز.، 1396. پترولوژی سنگهای آتشفشانی ائوسن در باختر سه چنگی، پژوهشکده علوم زمین، 131. ##- فریدی، م.، 1384. شرح نقشه زمینشناسی زنوغان با مقیاس1:100,000، سازمان زمينشناسي و اکتشافات معدنی كشور، نقشه شماره 7555. ##Abdel-Rahman, A.M., 2002. Mesozoic volcanism in the Middle East: geochemical, isotopic and petrogenetic evolution of extention-related alkali basalts Lebanon. Geological Magazine, 139, 621-640. ##Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F. and Mitchell, J.G., 2000. "Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey". Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67-95. ##Andrew, G., Conly, J. M., Brenen, H. B. and Steven, D. S., 2005. Arc to rift transitional volcanism in the Santa Rosalia region, Baja California Sur Mexico. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 142, 303-341. ##Arslan, M., Temizel, I., Boztug, D., Abdiogiu, E., Kolayli, H. and Yucel, C., 2009. Petrochemistry, 40Ar-39Ar geochronology and Sr–Pb isotopic geochemistry of the Tertiary volcanic rocks in eastern Pontide southern zone, NE Turkey: geodynamic evolution related to slab break-off and transional tectonics. 2: International symposium on the Geology of the Black Sea region, Abstract Book, 24. ##Ashrafi, N., Jahangiri, J., Hasebe, N. and Eby, G.N., 2018. Petrology, geochemistry and geodynamic setting of Eocene-Oligocene alkaline intrusions from the Alborz-Azerbaijan magmatic belt, NW Iran. Chemie der Erde, https://doi.org/10.1016/j.chemer.2018.10.004. ##Askren, D.R., Roden, M.F. and Whitney, J.A., 1997. Petrologenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuff of Western USA. Journal of Petrology, 38, 1021-1046. ##Ayabe, M., Takahashi, K., Shuto, K., Ishimoto, H. and Kawabata, H., 2012. Petrology and geochemistry of adakitic dacites and high-MgO andesites and related calk-alkaline dacites from the Miocene Okoppe volcanic field, N Hllaido, Japan. Journal of Petrology, 53, 547-588. ##Aydincakir, E., 2014. The petrogenesis of Early Eocene non-adakitic volcanism in NE Turkey: Constraints on the geodynamic implications. http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2014.08.019##Beccaluva, L., Di Girolamo P. and Serri G., 1991.Petrogenesis and tectonic setting of the Roman volcanic province, Italy. Lithos, 26, 191-221. ##Beccaluva, L., Bianchini, G., Mameli, P. and Natali. C., 2013. Miocene shoshonite volcanism in Sardinia: Implications for magma sources and geodynamic evolution of the central-western Mediterranean. Lithos, http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2013.08.006##Camp, V.E. and Griffis R.J., 1982. Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, Eastern Iran. Lithos, 15, 221-239. ##Castro, A., Aghazadeh, M. and Chachorro, M., 2013. Late Eocene-Oligocene post colisional monzonitic intrusions from the alborz magmatic belt, NW Iran, An example of monzonite magma generation from the metasomatized mantle source. Lithos, 1-19, doi:org/1016j.lithos.2013.08.003. ##Çoban H., Karacık Z. and Ece Ö.I., 2012. Source contamination and tectonomagmatic signals of overlapping Early to Middle Miocene orogenic magmas associated with shallow continental subduction and asthenospheric mantle flows in Western Anatolia: A record from Simav (Kütahya) region", Lithos,140-141,119-141. ##Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S., 2010. Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review, 52(4–6), 536–578. ##Dogan, A.U., Dogan M., Peate D.W. and Dogruel Z., 2011. Textural and mineralogical diversity of compositionally homogeneous dacites from the summit of Mt. Erciyes, central Anatolia, Turkey. Lithos, 127, 387-400. ##Donaldson, C.H. and Handerson, C.M.B., 1988. A new interpretation of round embayments in quartz crystal. Mineralogical Magazine., 52, 27-33. ##Ersoy, Y., Helvacı C., Sözbilir H., Erkül F. and Bozkurt E., 2008. A geochemical approach to Neogene–Quaternary volcanic activity of western Anatolia: An example of episodic bimodal volcanism within the Selendi Basin, Turkey. Chemical Geology, 255, 265-282. ##Erturk, M.A., Beyarslan, M., Chung, S.L. and Lin, T.H., 2017. Eocene magmatism (Maden Complex) in the Southeast Anatolian orogenic belt: Magma genesis and tectonic implications. Geoscience Frontiers doi: 10.1016/j.gsf.2017.09.008. ##Gao, J.F., Zhou, M.F., Robinson, P.T., Wang, C.Y., Zhao, J.H. and Malpas, J., 2014. Magma mixin recorded by Sr isotopes of plagioclase from dacites of the Quaternary Tengchong volcanic field, SE Tibetan Plateau. Journal of Asian Earth Sciences, 98, 1-17. ##Ghadami, G., Shahre Babaki, A. M. and Mortazavi, M., 2008. Post-collisional Plio-Pleistocene adakitic volcanism in centeral Iranian volcanic belt: geochemical and geodynamic implications. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 19, 223-235. ##Ghorbani, M. R., 2006. Lead enrichment in Neotethyan volcanic rocks from Iran: the implications of a descending slab. Geochemical Journal, 40, 557–68. ##Gill, R., 2010. Igneous Rocks and Processes, a practical guide,. A John Wiley and Sons Publication, 428. ##Gribble, R.F., Stern, R.J. and Newman, S., 1998. Chemical and isotopic composition of lavas from the northern Mariana Trough: implications for magma genesis in back arc basins. Journal of Petrology, 39, 125-154. ##Hofmann, A.W., 1988. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90, 297-314. ##Irvine, T.N. and Baragar, W.R.A., 1971. A guide to chemical classification of the common volcanic rocks, Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523-548. ##Jahangiri, A., 2007. Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 30, 433-447. ##Jahn, B.M. and Zhang, Z.Q., 1984. Archean granulite genesis from eastern Hebel Province, China: rare earth geochemistry and tectonic implications. Contributions to Mineralogy and Petrology, 85, 224-243. ##Karimpour, M.H., Stern, C.R., Farmer, L., Saadat, S. and Malekezadeh, A., 2011. Review of age, Rb-Sr geochemistry and petrogenesis of Jurassic to Quaternary igneous rocks in Lut Block, eastern Iran. Journal of Geology, 1, 19-36. ##Kepezhinskas, P., McDermott, F., Defant, M., Hochstaedter, A., Drummond, M.S., Hawdesworth, C.J., Koloskiv, A., Maury, R.C. and Bellon, H., 1997. Trace element and Sr-Nb-Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka Arc petrogenesis. Geochim Cosmochim Acta, 16, 577-600. ##Keskin, M., Genç S.C. and Tüysüz O., 2008. Petrology and geochemistry of post-collisional Middle Eocene volcanic units in North-Central Turkey: Evidence for magma generation by slab breakoff following the closure of the Northern Neotethys Ocean, Lithos, 104, 267-305. ##Khanna, T.C., Sai, V.V.S., Bizimis, M. and Krishna, A.K., 2015. Petrogenesis of basalt-high-Mg andesite-adakite in the Neoarchean Veligallu greenstone terrane: geochemical evidence for a rifted back-arc crust in the eastern Dharwar craton, India. Precambrian Research, 258, 260-277. ##Kluyver, H.M., Tirrul, R., Chance, P.N., and Meixner, H.M., 1981. Explanatory text of the Naybandan Quadrangle map 1:250,000, 143. ##Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W. and Woolley, A.R., 1992. The contraction of the Total Alkali-Silica chemical classification of volcanic rocks. Mineralogy and Petrology, 46, 1-22. ##Liu, H. Q., Xu Y. G., Tian W., Zhong Y. T, Mundil R., Li X. H., Yang Y. H., Luo Z. Y. and Shang-Guan S. M., 2014. Origin of two types of rhyolites in the Tarim large igneous province: Consequences of incubation and melting of a mantle plume. Lithos, 319, 1-14, doi: 10.1016/j.lithos.2014.02.007. ##Martin, H., 1999. Adakitic magmas: modern analogues of Archean granitoid. Lithos, 46, 411-429. ##Massaferro, G., Haller, M.J., Dostal, J., Pecskay, Z., Prez, H., Meister, C. and Alric, V., 2014. Possible sources for monogenetic Pliocenee Quaternary basaltic volcanism in northern patagonia. Journal of South American Earth Sciences, 55, 29-42. ##Mbowou, G.I.B., Botelho, N.F., Lagmet, C.A. and Ngounouno, I., 2015. Petrology of peraluminous and peralkaline rhyolites from 1 the SE Lake Chad (northernmost Cameroon Line). Journal of African Earth Sciences, DOI: 10.1016/j.jafrearsci.09.015. ##Nelson, S.T. and Montana, A., 1992. Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineral, 77, 1242-1249. ##Pang, k. N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Mohammadi, S.S., Yang, H.M., Chu, C.H., Lee, H.Y. and Lo, C.H., 2012. Age, geochemical characteristic and petrogenesis of late Cenozoic intraplate alkali basalt in the lut-Sistan region, Eastern Iran. Geology, dio: 1016/j.chemgeo.2012.02.020. ##Pang, k. N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Khatib, M.M., Mohammadi, S.S., Chiu, H.Y., Chu, C.H., Lee, H.Y. and Lo, C.H., 2013. Eocene-Oligocene post collisional magmatism in the lut-sistan region, Eastern Iran: magma genesis and tectonic implication. lithos. http://dx.dio.org/10.1016/j.lithos.2013.05.009. ##Pfänder, J. A., Jochum, K. P., Kozakov, I., Kröner, A. and Todt, W., 2002. Coupled evolution of back-arc and island arc-like mafic crust in the Late-Neoproterozoic Agardagh Tes-Chem ophiolite, central Asia: evidence from trace element and Sr–Nd–Pb isotope data. Contribution to Mineralogy and Petrology, 143, 154-17. ##Plechov, P.Y., Tsai, A.E., Shcherbakov, V.D. and Dirksen, O.V., 2008. Opacitization conditions of hornblende in Bezymyannyi volcano andesites (March 30, 1956 eruption). Petrology, 16, 19-35. ##Qian, X., Feng, Q., Yang, W., Wang, Y., Chonglakmani, C. and Monjai, D., 2015. Arc-like volcanic rocks in NW Laos: Geochronological and geochemical constraints and their tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 98, 342-357. ##Qiang, F., Zhao, Z.F., Qun, L., 2016. Slab-Mantle Interaction in the Petrogenesis of Andesitic Magmas: Geochemical Evidence from Post collisional Intermediate volcanic rocks in the Dabie Orogen, China. Dio: 10.1093/petrology/egw034. ##Renjith, M.L., 2014. Micro-textures in plagioclase from 1994e1995 eruption, Barren Island Volcano: Evidence of dynamic magma plumbing system in the Andaman subduction zone. Geoscience Frontiers 5, 113-126. ##Rudnick, R.L. and Gao, S., 2003. Composition of the continental crust. In the crust (ed. R. L. Rudnick), 3, Treatise on Geochemistry (eds. H. D. Holland and K. K. Turekian) [M]. Elsevier-pergamon, Oxford, 1-64. ##Santosh, M., Satyanarayana, M., Subba Rao, D.V. and Tang, L., 2016. Multiple rifting and alkaline magmatism in southern India during Paleoproterozoic and Neoproterozoic, Tectonophysics, doi: 10.1016/j.tecto.2016.04.041. ##Schandlle, E.S. and Gorton, M., 2002. Application of high field strength elements to discrimination tectonic setting in VMS environments. Economic Geology, 97, 629-642. ##Shelly, D., 1993. Igneous and Metamorphic rocks under the microscope, Chapman and hall, Landon, 445. ##Stöcklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: a review American association of Petroleum Geologists, 1229-1258. ##Stöcklin, J. and Nabavi, M.H., 1971. Explanatory text of the Boshruyeh quadrangle map, scale 1:250,000. Geological Survey of Iran. ##Sumner, J.M. and Wolff, J., 2003. Petrogenesis of mixed-magma, high-grade, peralkaline ignimbrite ‘TL’ (Gran Canaria): diverse styles of mixing in a replenished, zoned magma chamber. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 126, 109-126. ##Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publication, 42, 313-345. ##Tarkian, M., Lotfi, M., and Baumann, A., 1983. Tectonic, magmatism and the formation of mineral deposits in the central Lut, east Iran, Ministry of Mines and Metals, GSI, Geodynamic Project (Geotraverse) in Iran, 51, 357-383. ##Temizel, I. and Arslan, M., 2008. Petrology and geochemistry of Tertiary volcanic rocks from the Ikizce (Ordu) area, NE Turkey: Implications for the evolution of the eastern Pontide paleo-magmatic arc. Journal of Asian Earth Sciences, 31, 439-463. ##Temizel, I., Arslan, M., Ruffet, G. and Peucat, J.J., 2012. Petrochemistry, geochronology and Sr-Nd isotopic systematics of the Tertiary collisional and post-collisional volcnic rocks from the Ulubey (Ordu) area, eastern pontide, NE Turkey: Implications for extension-related origin and mantle source characteristics, dio: 10.1016/j.lithos.2011.10.006. ##Tepley, F.J., Davidson, J.P. and Clynne, M.A.,1999. Magmatic Interactions as recorded in lagioclase phenocrysts of Chaos Crags, Lassen Volcanic Center, California. Journal of Petrology, 40,5, 787- 806. ##Thirlwall, M.F., Smith, T.E., Graham, A.M., Theodorou, N., Hollings, P., Davidson, J.P. and Arculus, R.J., 1994. High field strength element anomalies in arc lavas; Source or process? Journal of Petrology 35, 819-838. ##Tirrul R., Bell, I.R., Griffis, R,J. and Camp, V.E., 1983. The Sistan suture zone of Eastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 944, 134-150. ##Topuz, G., Okay, Altherr, R., Schwarz, W.H., Siebe, l.W., Zack, T., Satır, M. and Şen, C., 2011. Post-collisional adakite-like magmatism in the Ağvanis Massif and implications for the evolution of the Eocene magmatism in the Eastern Pontides (NE Turkey). Lithos 125,131–150. ##Winter, J.D., 2014. Principles of igneous and metamorphic petrology, Second edition. Pearson education limited, 737. ##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 Sciences Letter, 50, 11-30. ##Zarrinkoub, M. H., Pang K. N., Chung, S. L., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y. and Lee, H. Y., 2012. Zircon U-Pb age and geochemical constraints on the origin of the Birjand ophiolite, Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 154, 392-405. ##Zhang, S.H., Zhao, Y., Ye, H., Hou, K.J. and Li, C.F., 2012. Early Mesozoic alkaline complexes in the northern North China Craton: Implications for cratonic lithospheric destruction, http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2012.08.009.##
[1] khalat1965@live.com, khalat1965@gmail.com نویسنده مرتبط:*
