ژئوشیمی و پتروژنز گنبد¬های ساب¬ولکانیک دامنه شمالی نوار افیولیتی سبزوار، شمال شرق ایران
الموضوعات :
ابراهیم محمدی گورجی
1
(دانشکده علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران)
قاسم قربانی
2
(علوم زمین)
هادی شفایی مقدم
3
(دانشگاه دامغان)
الکلمات المفتاحية: آندزیت - داسیت, آداکیت¬های غنی از سیلیس, ایزوتوپ¬های Sr-Nd , فرورانش,
ملخص المقالة :
گنبد¬های ساب¬ولکانیک آندزیتی - داسیتی نوده انقلاب و کوه کمرتنگ در دامنه شمالی نوار افيوليتي سبزوار و در بخش شمال شرق زون ساختاری ایران مرکزی واقع شده است. از نظر ژئوشیمیایی سنگ¬های مورد مطالعه دارای ماهیت متاآلومین، کالک-آلکالن تا کالک-آلکالن پتاسيم بالا، غنی¬شدگی از عناصر LREE و LILE و تهی¬شدگی در HREE و HFSE و آنومالی منفی در عناصر TNT (Ta-Nb-Ti) نشان می¬دهند و در یک محیط مرتبط با فرورانش تشکیل شده¬اند. با توجه به سایر ويژگي¬هاي ژئوشيميايي آنها همچون میزان SiO2>62wt%، Al2O3>15wt%، Na2O>3.3wt%، MgO<2.2، Sr/Y>24، La/Yb>8، می¬توان این سنگ¬ها را به‌عنوان آداکیت-های غنی از سیلیس طبقه¬بندی کرد. ویژگی¬های پتروگرافی، ژئوشيميايي و ایزوتوپی Rb-Sr و Sm-Nd ((87Sr/86Sr)i=0.7047-0.7045, ƐNdi=6.02-6.10) آداکیت¬های غنی از سیلیس مورد مطالعه نشان¬دهنده آن است که آنها از ذوب بخشي ورقه اقيانوسي فرورانده شده نئوتتیس (زیر شاخه دریا/اقیانوس سبزوار) به زیر توران در رخساره آمفیبولیت تا گارنت آمفیبولیت تشکیل شده¬اند و طی صعود به سطوح بالا هضم و آغشتگی خیلی کمی با پوسته قاره¬ای نشان می¬دهند.
بهرودی، ا. و عمرانی ج.، 1378. نقشه زمین¬شناسی 1:100000 باشتین، سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
جمشیدی، خ.، 1394. پترولوژی، ژئوشیمی و پتروژنز گنبدهای آداکیتی شمال باشتین، سبزوار. پایان¬نامه دکتری، دانشگاه صنعتی شاهرود، 180.
جمشیدی، خ.، قاسمی، ح. و صادقیان، م.، 1393. پترولوژی و ژئوشیمی سنگ¬های آداکیتی سیلیس بالای پساافیولیتی سبزوار. پترولوژی، 5، 17، 51-61.
جمشیدی، خ.، قاسمی، ح. و میائو، ل.، 1394. سن¬سنجی U-Pb و تعیین ترکیب منشأ گنبدهای آداکیتی پساافیولیتی سبزوار. پترولوژی، 6، 23، 121-138.
حیدری، م.، قربانی، ق. و شفایی مقدم، ه.، 1398. ترکیب اسپینل به‌عنوان شاخص پتروژنتیکی بخش گوشته¬ای افیولیت فرومد، شمال باختر سبزوار، شمال خاور ایران. فصلنامه علوم زمین، 112، 59 -70.
رضایی کهخایی، م.، طاهری، ا.، قاسمی، ح. و گردیده، س.، 1397. زمین¬شیمی و زمین¬شناسی ایزوتوپی گنبدهای آداکیتی پهنه چکنه در جنوب قوچان 0شمال خاوری ایران). پترولوژی، 4، 25-48.
صالحی نژاد، ح.، 1387. بررسی پترولوژی و ژئوشیمی گنبد¬های ساب ولکانیک پهنه باشتین (جنوب غربی سبزوار)، پایاننامه کارشناسی ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود، 210.
قاسمی، ح.، صادقیان، م.، خانعلیزاده ع. و تنها ع.، 1389. سنگ¬شناسی، ژئوشیمی و سن¬سنجی گنبدهای آداکیتی پرسیلیس کمان قاره¬ای نئوژن جنوب قوچان، مجله بلورشناسی و کانی¬شناسی ایران، 3، 18، 347-370.
گردیده، س.، قاسمی، ح. و صادقیان، م.، 1397. سنسنجی U-Pb بر بلورهای زیرکن، نسبت‌های ایزوتوپی Sr-Nd و زمین¬شیمی گنبدهای آداکیتی نئوژن کمان ماگمایی قوچان- اسفراین، شمال شرق ایران. مجله بلورشناسی و کانی¬شناسی ایران، 26، 2، 455-478.
محمدی گورجی، ا.، قربانی، ق. و شفایی مقدم، ه.، 1394. ژئوشیمی و پتروژنز آداکیت¬های دامنه جنوبی نوار افیولیتی شمال سبزوار با تکیه بر نتیجه¬های ایزوتوپ¬های Sr-Nd-Pb. فصلنامه علوم زمین، 94، (95)، 51 - 63.
Castillo, P. R., 2012. Adakite petrogenesis. Lithos, 304-316.
Drummond, M. S., Defant, M. J., 1990. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons. Journal Of Geophysical Research, 95, 21503-21521.
Defant, M. J. and Drummond, M. S., 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347, 662-665.
Foley, S., Tiepolo, M. and vannucci, R., 2002. Growth of the early continental crust controlled by melting of amphibolite in subduction zones. Nature 417, 837-840.
Ghasemi, H. and Rezaei Kahkhaei, M., 2015. Petrochemistry and tectonic setting of the Davarzan Abbas Abad Eocene Volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Journal of Mineralogy and Petrology, 6, 235–252. https://doi.
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, https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2023.105559
Jamshidi, K., Ghasemi, H., Miao, L. and Sadeghian, M., 2018. Adakite magmatism within the Sabzevar ophiolite zone, NE Iran: U-Pb geochronology and Sr-Nd isotopic evidences. Geopersia 8 (1), 2018, PP. 111-130. DOI: 10.22059/geope.2017.242944.648352
Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V., Sadeghian, M. and Dahren, B., 2015b. Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, northeast Iran. Solid Earth 6: 1-24.
Jhon, T., Klemd, R., Klemme, S., Hoffimann, E., J. and Gao J., 2011. Nb-Ta fractionation by partial melting at the titanite-rutile transition. Cont. Mineral. Petrol., 161, 35-45.
Kamei, A., Miyake, Y., Owada, M. and Kimura, J.I., 2009. A pseudoadakite derived from partial melting of tonalitic to granodioritic crust, Kyushu, southwest japan arc. Lithos 112, 615-625.
Le Bas, M. J., Le maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B., 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27, Part 3, 745-750.
Maniar, P. D. and Piccoli, P. M., 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101, 635-643.
Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D., 2005. An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79, 1-24.
Moyen J.F., 2009. High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the “adakitic signature”. 112(3-4), 556–574.
Pearce, J.A., 1983. Trace element characteristics of lavas form destructive plate boundaries. In: Thorpe, R.S (ed), Andesites. Wiley.
Pearce J.A., Harris N.B.W. and Tindle A.G., 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R., 1976. Geochemistry of Eocene calk-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contribution to mineralogy and petrology 58, 63-81.
Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, Singapore, 397.
Shafaii Moghadam, H., Rossetti, F., Lucci, F., Chiaradia, M., Gerdes, A., Martinez, M.L., Ghorbani, G. and Nasrabady, M., 2016. The calc–alkaline and adakitic volcanism of the Sabzevar structural zone (NE Iran): Implications for the Eocene magmatic flare–up in Central Iran. Lithos, 248-251, 517-535.
Shafaii Moghadam, H., Li, Q. L., Kirchenbaur, M., Garbe-Schönberg, D., Lucci, F., Griffin, W. L. and Ghorbani, G., 2021. Geochemical and isotopic evolution of late Oligocene magmatism in Quchan, NE Iran. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 22, 1-40.
Shojaat, B., Hassanipak, A.A., Mobasher, K. and Ghazi, A.M., 2003. Petrology, geochemistry and tectonics of the Sabzevar ophiolite, North Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21, 1053-1067.
Spies, O., Lensch, G. and Mihem, A., 1983. Chemistry of the post ophiolitic Tertiary volcanics between Sabzevar and Quchan, NE Iran.Geodynamic project (Geotravers) in Iran, final report. Geo. Sur. Of Iran. Report No. 3.
Stocklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran; a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52, 1229–1285.
Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders A. D., Norry M. J., (Eds.) Magmatism in the Oceanic Basins. Geological Society Special Publication 42, Blackwell Scientific, Cambridge, 313-345.
Wilson, M., 1989. Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic. Oxford University Press, 466.
White, S., 2024. Mineral names-abbreviations-GSWA standards/policy for publications and ENS.
Zindler, A. and Hart, S. R., 1986. Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14, 493-571.
ژئوشیمی و پتروژنز گنبدهای سابولکانیک دامنه شمالی نوار افیولیتی سبزوار، شمال شرق ایران
ابراهیم محمدی گورجی1، قاسم قربانی*و2 و هادی شفایی مقدم2
1.کارشناسی ارشد پترولوژی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران
2. دانشیار دانشکده علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران
تاریخ دریافت: 26/11/1402
تاریخ پذیرش: 12/12/1402
چكيده
گنبدهای سابولکانیک آندزیتی - داسیتی نوده انقلاب و کوه کمرتنگ در دامنه شمالی نوار افيوليتي سبزوار و در بخش شمال شرق زون ساختاری ایران مرکزی واقع شده است. از نظر ژئوشیمیایی سنگهای مورد مطالعه دارای ماهیت متاآلومین، کالک-آلکالن تا کالک-آلکالن پتاسيم بالا، غنیشدگی از عناصر LREE و LILE و تهیشدگی در HREE و HFSE و آنومالی منفی در عناصر TNT (Ta-Nb-Ti) نشان میدهند و در یک محیط مرتبط با فرورانش تشکیل شدهاند. با توجه به سایر ويژگيهاي ژئوشيميايي آنها همچون میزان SiO2>62wt%، Al2O3>15wt%، Na2O>3.3wt%، MgO<2.2، Sr/Y>24، La/Yb>8، میتوان این سنگها را به‌عنوان آداکیتهای غنی از سیلیس طبقهبندی کرد. ویژگیهای پتروگرافی، ژئوشيميايي و ایزوتوپی Rb-Sr و Sm-Nd ((87Sr/86Sr)i=0.7047-0.7045, ƐNdi=6.02-6.10) آداکیتهای غنی از سیلیس مورد مطالعه نشاندهنده آن است که آنها از ذوب بخشي ورقه اقيانوسي فرورانده شده نئوتتیس (زیر شاخه دریا/اقیانوس سبزوار) به زیر توران در رخساره آمفیبولیت تا گارنت آمفیبولیت تشکیل شدهاند و طی صعود به سطوح بالا هضم و آغشتگی خیلی کمی با پوسته قارهای نشان میدهند.
واژههای کلیدی: آندزیت - داسیت، آداکیتهای غنی از سیلیس، ایزوتوپهای Sr-Nd ، فرورانش
Geochemistry and petrogenesis of the subvolcanic domes of the northern domain of the Sabzevar ophiolitic belt, north east of Iran
Abstract:
Andesitic-dacitic subvolcanic domes of Nudeh Enghelab and Kuh Kamartang are located in the northern domains of the Sabzevar ophiolitic belt, and in the northeast part of the Central Iran structural zone. Geochemically, the studied rocks exhibit a metaluminous, calc-alkaline to high k-calc-alkaline nature, and are enriched in LILE and LREE and depleted in HFSE, HREE and negative anomaly in TNT elements, and have formed in an environment related to subduction zone. With attention to their other geochemical characteristics, such as a silica content (SiO2>61wt%), Al2O3>15wt%, MgO<2.2wt%, Na2O>3.3wt%, Sr/Y>24, La/Yb>8, can be classified these rocks as high silica adakites. The petrographical, geochemical and isotopic ((87Sr/86Sr)i=0.7047-0.7045, ƐNdi=6.02-6.10) characteristics display that the studied high silica adakites have been originated from partial melting of subducted oceanic slab of Neo-Tethys (Sabzevar sea/ocean sub-branch) under the Turan plate in amphibolite to garnet amphibolite facies and during the ascent to high levels, they show very little assimilation and contamination with continental crust.
Keywords: Andesite, Dacite, High-silica adakites, Sr-Nd isotopes, Subduction
· نویسنده مرتبط: ghorbani@du.ac.ir
مقدمه
پهنه مورد مطالعه در حدود 80 کیلومتری شمال غرب سبزوار و در کمربند ساختاری ايران مرکزي (کمربند افیولیتی سبزوار) واقع شده است (Stocklin, 1968) (شکل 1). بیشترین افیولیتهای ایران (شکل 1) از جمله افیولیتهای کمربند سبزوار بقایایی از پوسته اقیانوسی نئوتتیس در شمال شرق ایران هستند که در کرتاسه بالایی در اثر همگرایی رو به شمال بلوک لوت با البرز شرقی و در نتیجه فرورانش پوسته اقیانوسی جایگزین و بر جای ماندهاند (Shojaat et al., 2003؛ Jafari and Ghasemi, 2023). گنبدهای سابولکانیک زیادی در بخشهای مختلف کمربند افیولیتی سبزوار وجود دارد که تاکنون توسط محققین مختلف مطالعه شده و ترکیب سنگشناسی آنها متشکل از آندزیت، داسیت و ریولیت است و ویژگی آداکیتی نشان میدهند. اسپایس و همکاران (1983) (Spies et al., 1983) پیدایش نوار آتشفشانی بعد از افیولیت بین سبزوار و قوچان را ناشی از فرورانش با شیب به سمت شمال لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس حوضهی سبزوار، از زمان ائوسن میانی به بعد میدانند. صالحی نژاد (1387) گنبدهای شمال باشتین را به‌صورت گنبدهای نیمه عمیق با ترکیب آندزیت، داسیت و ریولیت، با ماهیت متاآلومین تا پرآلومین ضعیف و کالکآلکالن و در گروه آداکیتهای پرسیلیس میداند. قاسمی و همکاران (1389) نیز گنبدهای آداکیتی پرسیلیس جنوب قوچان – اسفراین را ناشی از مذابهای حاصل از ذوب بخشی پوسته اقیانوسی فرورانده و دگرگون شدهی نئوتتیس سبزوار در گستره پایداری گارنت و گوه گوشتهای روی آن در یک پهنه فرورانش حاشیهی قارهای در پلیو – پلئیستوسن میدانند. محمدی گورجی و همکاران (1394) ایجاد گنبدهای ریولیتی جنوب نوار افیولیتی شمال سبزوار را حاصل ذوب بخشی ورقه اقیانوسی فرورانده شده نئوتتیس در رخساره گارنتآمفیبولیت میدانند که از طریق تبلور تفریقی تحول یافته است. جمشیدی (1394) و جمشیدی و همکاران (1393، 1394) نیز ماگمای اولیه سازنده سنگهای آداکیتی کمربند سبزوار را از ذوب بخشی یک منبع گارنتآمفیبولیتی یا اکلوژیتی حاصل از دگرگونی لیتوسفر اقیانوسی فرورانده شده سبزوار در ائوسن آغازین در نظر گرفته است. قاسمی و رضایی کهخایی (2015) (Ghasemi and Rezaei Kahkhaei, 2015) سنگهای آتشفشانی ائوسن عباسآباد را مورد مطالعه قرار دادند. گردیده و همکاران (1397) سنسنجی U-Pb زیرکن، نسبت‌های ایزوتوپی Sr-Nd و زمینشیمی گنبدهای آداکیتی نئوژن کمان ماگمایی قوچان- اسفراین را بررسی کردند. رضایی کهخایی و همکاران (1397) زمینشیمی و زمینشناسی ایزوتوپی گنبدهای آداکیتی پهنه چکنه در جنوب قوچان (شمالغربی ایران) را مطالعه کردند و بر اساس این مطالعه گنبدهای آداکیتی چکنه، مقدار نسبت‌های ایزوتوپی اولیه 87Sr/86Sr برابر با 7039/0- 7043/0 و ɛNd10Ma برابر با 9/2 تا 98/4 دارند و این مقدارها با ویژگیهای ایزوتوپی در ترکیب‌های آداکیتی پدید آمده از ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی فروروندة سنوزوئیک به‌طور کامل همخوانی دارند. به نظر شفایی مقدم و همکاران (2016، 2021) (Shafaii Moghadam et al., 2016, 2021) تکتونیک کششی ناشی از نازک شدگی لیتوسفری و شاید همراه با شکستن ورقه فرورونده سبزوار و متعاقب آن ذوب بخشی، منجر به تشکیل سنگهای ماگمایی ائوسن سبزوار شده است. موقعیت گنبدهای مورد مطالعه در نقشه زمینشناسی (شکل 2) مشخص شده است. این گنبدها (شامل گنبد نوده انقلاب و کوه کمرتنگ) هستند و در صحرا به رنگ خاکستری روشن تا تیره و دارای ترکیب آندزیتی و داسیتی میباشند (شکل 3). در اینجا ما دادههای ژئوشیمیایی عناصر اصلی، کمیاب و ایزوتوپی جدید از برخی از گنبدهای موجود (نوده انقلاب و کوه کمر تنگ) در بخش دامنه شمالی مجموعه افیولیتی سبزوار، شاید از ذوب ورقه فرورانده اقیانوس سبزوار به زیر البرز به وجود آمدهاند و ویژگیهای آداکیتی نشان میدهند را ارائه میدهیم.
زمینشناسی عمومی پهنه مورد مطالعه
سنگهای سابولکانیک مورد مطالعه کمر تنگ و نوده انقلاب بخش کوچکی از مجموعه افیولیتی واقع در شمال سبزوار محسوب میشوند (شکل 2). به‌طورکلی واحدهای سنگی پهنه مورد مطالعه شامل واحدهای دگرگونی، واحدهای سنگی افیولیتی، واحدهای آتشفشانی - رسوبی میباشند. قدیمیترین واحدهای سنگی موجود در پهنه، واحدهای دگرگونی و افیولیتی است و سنی معادل کرتاسه فوقانی-پالئوسن دارند (Shojaat et al., 2003). افیولیتهای سبزوار در بخش شمالی کمربند افیولیتی پیرامون خرد قاره ایران مرکزی واقع است. به‌طورکلی توالی افیولیتی سبزوار را میتوان به‌صورت مجموعه‌ای متشکل از توالی‌های گوشتهای مشتمل بر هارزبورژیت‌ها، لرزولیت‌ها، دونیت‌ها و کرومیتیتها به همراه سرپانتینیت‌ها و نیز توالی‌های پوستهای شامل کومولاهای اولترامافیکی به همراه پگماتیت گابروها، گابروها، گابرونوریتها، دیوریتها و کمپلکس دایک‌های صفحهای تا انبوهه‌های دایکی مافیک تا فلسیک، پیلولاواها و گدازه‌های جریانی به همراه رسوبات کرتاسه فوقانی- پالئوسن زیرین معرفی کرد. واحدهای آتشفشانی – رسوبی شامل سنگهای آتشفشانی و آذرآواری ائوسن تا پلیو-کواترنری و سنگهای رسوبی میوسن تا پلیو-کواترنری میباشند (حیدری و همکاران، 1398).
روش تجزیه نمونهها
به‌منظور تعیین خصوصیات ژئوشیمیایی سنگهای مورد مطالعه، تعداد 8 نمونه سنگی به نسبت تازه برای سنجش کل سنگ به روش ICP-AES و ICP-MS برای عناصر اصلی، کمیاب و نادر خاکی در آزمایشگاه ALS کانادا انتخاب شدند (جدول1). تعداد دو نمونه سنگی نیز برای سنجش ایزوتوپی Sr - Nd سنگ کل به آزمایشگاه ایزوتوپی دانشگاه ژنو سوئیس فرستاده شدهاند. نتیجههای سنجش ژئوشیمیایی در جدولهای 1 و 2 آورده شده است.
شکل .1 نقشه پهنههاي رسوبي - ساختاري عمده ايران (با تغییرات از Stocklin, 1968) گستره پهنه مورد مطالعه با کادر نشان داده شده است
مشخصات صحرایی و پتروگرافی نمونههای مورد مطالعه
رخنمون گنبدهای مورد مطالعه در صحرا برخلاف گنبدهای مرتفع و مخروطی شکل دامنه جنوبی، به‌صورت تودهها و گنبدهای به نسبت کم ارتفاع و با توپوگرافی پست دامنه شمالی کمربند افیولیتی سبزوار را نمایش میدهند (شکل 3) و دارای رنگ خاکستری روشن در نمونههای داسیتی، تا خاکستری متمایل به سبز در نمونههای آندزیتی هستند. سنگهاي مورد بررسي از نظر پتروگرافی دارای ترکیب آندزیت و داسیت میباشند و نمونههای داسیتی در سطح، دگرسانی شدیدی به کانیهای رسی نشان میدهند. بافتهاي پورفيریتیک و گلومروپورفیریتیک با خمیره میکرولیتی و میکرولیتی جریانی از مهمترين بافتهاي مشاهده شده در سنگهاي سابولکانیک مورد مطالعه میباشند. فنوکریستها و میکروفنوکریستهای پلاژيوكلاز دارای پهنهبندی و ماکل تکراری در سنگهای آندزیتی و داسیتی از فراوانترین کانیها هستند (شکل4A-) این کانی در سنگهای داسیتی به‌صورت فنوکریست به اندازههای حداکثر تا پنج میلیمتر به‌صورت خودشکل تا نیمهشکلدار دیده میشود (شکل4-B). فلدسپارهای آلکالن موجود در داسیتها از نوع سانیدین است و به‌صورت فنوکریستهای خودشکل تا نیمهشکلدار لوحهای دیده میشوند. میزان فنوکریستها به نسبت کم است و بیشتر پلاژیوکلاز، فلدسپار آلکالن به همراه کوارتز خمیره سنگ را تشکیل میدهند (شکل4-C). کاني کوارتز در داسیتها به‌صورت میکروفنوکریست و بلورهاي ريز و بیشتر بيشکل در خمیره سنگ يافت ميشود. علاوه بر این، حضور کوارتزهای ریزدانه و پلیکریستالین در خمیره سنگ نشاندهنده پدیده شیشهزدایی (دویتریفیکاسیون) خمیره شیشهای این سنگها میباشند. همچنین کاني بیوتیت (4B, D,E,) و آمفیبول (شکل 4-A) به مقدار كم در سنگهاي داسيتي و آندزیتی يافت شده و بیشتر در اثر دگرساني به کلريت و کانيهاي کدر، تبدیل‌شدگی نشان میدهند (شکل4-D). کانیهای فرعی مانند زیرکن به‌صورت انکلوزیون در داخل بیوتیت و کانیهای کدر به‌ویژه در سنگهای آندزیتی دیده میشوند. (شکل4-F-E). از مهمترين كانيهاي ثانويه میتوان به کلریت، کانیهای اکسیدی، سریسیت و کانیهای رسی اشاره کرد.
شکل2. نقشه زمینشناسی کمربند افیولیتی شمال سبزوار و موقعیت پهنه مورد مطالعه در دامنه شمالی آن (ساده شده از نقشه زمینشناسی 1/100000سبزوار و باشتین، بهرودی، 1378؛ اقتباس از محمدی گورجی و همکاران، 1394)، موقعیت رخنمونها و نمونههای آنالیز شده نیز در نقشه مشخص شدهاند
شکل3. نمایی دور و نزدیک از گنبدهای آندزیتی، الف) و داسیتی، ب) کم ارتفاع واقع در شمال کمربند افیولیتی شمال سبزوار. دید به سمت شمال، شمال شرق
شکل4. A) تصویر میکروسکوپی از بافت جریانی و حضور فنوكريست پلاژيوكلاز نيمهشكلدار تا بیشکل با ماكل پليسينتتيك و آمفیبول در سنگهاي آندزیتی روستاي نوده انقلاب، B) فنوکریستهای پلاژیوکلاز دارای ماکلهای کارلسباد و پلیسینتتیک در سنگهای داسیتی کوه کمرتنگ، C) بلور درشت سانیدین در سنگهای داسیتی، D) بافت پورفیریتیک متشکل از فنوکریستهای پلاژیوکلاز و بیوتیت در سنگهای داسیتی کوه کمر تنگ. خمیره سنگ بافت جریانی نشان میدهد، E) وجود کانی زیرکن به صورت ادخال در داخل کانی بیوتیت در سنگهای داسیتی، F) تصویر میکروسکوپی از بافت دانه ريز و جرياني و حضور کانی اپک در سنگهاي آندزیتی روستاي نوده انقلاب (Amp: آمفیبول، Plg: پلاژیوکلاز، Bt: بیوتیت، Zrn: زیرکن (White, 2024)
جدول 1. نتیجههای سنجش شیمیایی عناصر اصلی (برحسب درصد وزنی،) عناصر کمیاب و نادر خاکی (ppm ) سنگهای مورد مطالعه
منطقه | نوده انقلاب | نوده انقلاب | نوده انقلاب | نوده انقلاب | کمر تنگ | کمر تنگ | کمر تنگ | کمر تنگ |
شماره نمونه | SZ11-158 | SZ11-159 | SZ11-161 | SZ11-230 | SZ11-224 | SZ11-225 | SZ11-227 | SZ11-229 |
نوع سنگ | آندزیت | آندزیت | آندزیت | آندزیت | داسیت | داسیت | داسیت | داسیت |
SiO2 | 62 | 96/61 | 1/61 | 1/63 | 52/65 | 7/64 | 2/67 | 2/63 |
Al2O3 | 2/17 | 11/17 | 6/16 | 15/15 | 20/16 | 25/16 | 95/15 | 65/16 |
MgO | 97/0 | 15/2 | 62/1 | 89/2 | 78/0 | 44/0 | 64/0 | 85/0 |
CaO | 13/4 | 02/5 | 44/5 | 19/6 | 32/2 | 18/2 | 19/2 | 28/2 |
Feo(t) | 24/4 | 25/4 | 14/4 | 62/5 | 09/3 | 35/3 | 56/2 | 41/3 |
MnO | 1/0 | 06/0 | 06/0 | 05/0 | 05/0 | 04/0 | 04/0 | 05/0 |
TiO2 | 37/0 | 43/0 | 71/0 | 78/0 | 28/0 | 28/0 | 28/0 | 29/0 |
Na2O | 55/4 | 33/4 | 24/4 | 35/3 | 01/5 | 3/5 | 2/5 | 4/5 |
K2O | 23/2 | 72/1 | 03/2 | 76/0 | 98/2 | 39/3 | 0/3 | 03/3 |
P2O5 | 59/0 | 72/2 | 69/2 | 1/0 | 22/2 | 7/1 | 1/2 | 5/2 |
L.O.I. | 62 | 96/61 | 1/61 | 80/1 | 52/65 | 7/64 | 2/67 | 2/63 |
Total | 7/98 | 92/99 | 9/98 | 79/99 | 64/98 | 9/97 | 4/99 | 9/97 |
Rb | 4/35 | 21/34 | 1/74 | 8/10 | 69/55 | 1/72 | 1/53 | 0/70 |
Ba | 242 | 2/196 | 214 | 130 | 269 | 310 | 306 | 308 |
Sr | 373 | 7/409 | 557 | 585 | 3/312 | 353 | 383 | 374 |
Pb | 0/5 | 023/5 | 0/6 | 5 | 79/9 | 0/12 | 0/9 | 0/10 |
U | 67/0 | 84/0 | 93/0 | 37/0 | 69/1 | 46/1 | 02/2 | 73/1 |
Th | 66/2 | 426/2 | 2.2 | 94/0 | 497/4 | 69/4 | 79/4 | 0/5 |
Y | 2/14 | 81/10 | 9/10 | 1/7 | 01/12 | 7/13 | 4/14 | 3/15 |
Zr | 141 | 7/113 | 101 | 55 | 7/227 | 240 | 261 | 268 |
Hf | 1/3 | 765/2 | 4/2 | 7/1 | 67/4 | 9/4 | 0/5 | 3/5 |
Nb | 0/6 | 25/4 | 9/3 | 1/2 | 31/12 | 7/13 | 3/14 | 9/14 |
Ta | 4/0 | 399/0 | 3/0 | 1/0 | 076/1 | 0/1 | 1/1 | 1/1 |
La | 7/13 | 29/10 | 1/9 | 5/3 | 3/20 | 9/22 | 2/23 | 6/24 |
Ce | 8/27 | 49/19 | 18 | 3/7 | 58/35 | 7/41 | 6/43 | 2/45 |
Pr | 34/3 | 324/3 | 21/2 | 03/1 | 721/3 | 34/4 | 49/4 | 75/4 |
Nd | 1/14 | 02/10 | 4/9 | 7/4 | 27/14 | 7/15 | 6/16 | 6/17 |
Sm | 69/2 | 1/2 | 26/2 | 37/1 | 457/2 | 7/15 | 6/16 | 6/17 |
Eu | 95/0 | 723/0 | 8/0 | 57/0 | 714/0 | 53/2 | 66/2 | 85/2 |
Gd | 31/2 | 99/1 | 05/2 | 31/1 | 95/1 | 8/0 | 78/0 | 88/0 |
Tb | 37/0 | 29/0 | 32/0 | 22/0 | 31/0 | 14/2 | 24/2 | 36/2 |
Dy | 25/2 | 79/1 | 8/1 | 45/1 | 86/1 | 33/0 | 36/0 | 38/0 |
Ho | 48/0 | 351/0 | 39/0 | 28/0 | 389/0 | 09/2 | 08/2 | 33/2 |
Er | 39/1 | 032/1 | 02/1 | 78/0 | 178/1 | 43/0 | 45/0 | 49/0 |
Tm | 22/0 | 16/0 | 16/0 | 1/0 | 194/0 | 36/1 | 26/1 | 52/1 |
Yb | 47/1 | 147/1 | 92/0 | 68/0 | 481/1 | 57/1 | 58/1 | 72/1 |
Lu | 24/0 | 188/0 | 14/0 | 1/0 | 249/0 | 23/0 | 23/0 | 25/0 |
جدول 2. دادههای ایزوتوپSr و Nd نمونههای مورد مطالعه
Location | نوده انقلاب | کمرتنگ |
Rock type | Andesite | Dacite |
Samples | SZ11 - 159 | SZ11 - 224 |
(87Sr/86Sr)s | 70408/0 | 70407/0 |
(87Rb/86Sr)i | 24150/0 | 51547/0 |
(87Sr/86Sr)i | 70407/0 | 70405/0 |
(143Nd/144Nd)s | 51295/0 | 51294/0 |
(147Sm/144Nd)i | 12670/0 | 10409/0 |
(143Nd/144Nd)i | 51295/0 | 51295/0 |
εNdi | 10/6 | 02/6 |
tDM (Ma( | 259 | 215 |
ژئوشیمی
ترکیب کانیشناسی سنگهای مورد مطالعه از آندزیت تا داسیت تغییر میکند (شکل 4). در تقسیمبندی شیمیایی سنگهای آتشفشانی بر اساس Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Le Bas et al., 1986)، نمونههای نوده انقلاب در قلمرو آندزیت و نمونههای کوه کمرتنگ در قلمرو تراکیداسیت واقع میشوند و هر دو گروه، سرشت ماگمایی سابآلکالن نشان میدهند (شکل 5) و با پتروگرافی آنها سازگار هستند. فراوانیهای عناصر اصلی و کمیاب و دادههای ایزوتوپی Sr و Ndسنگهای مورد مطالعه به ترتیب در جدولهای 1 و 2 آورده شده است. برای تعیین سری ماگمایی در نمودار K2O در مقابل SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976)، نمونههای نوده انقلاب در گستره کالکآلکالن (یک نمونه در سری تولئیتی قرار میگیرد) و نمونههای کوه کمرتنگ در گستره کالکآلکالن پتاسیم بالا واقع میشوند (شکل 6). ضریب اشباع از آلومینیم نمونههای مورد مطالعه بر اساس نمودار مانیار و پیکولی (1989) (Maniar and Piccoli, 1989)، نمونههای نوده انقلاب در گستره متاآلومین و نمونههای کوه کمرتنگ در محدوده متاآلومین و متمایل به مرز پرآلومین قرار میگیرند (شکل 7). الگوی فراوانی عناصر نادر خاکی بهنجار شده نسبت به کندریت (Sun and McDonough, 1989) در نمونههای هر دو پهنه دارای غنیشدگی در عناصر نادر خاکی سبک (LREE) نسبت به عناصر نادر خاکی سنگین (HREE) میباشد (شکل 8-الف). در نمودار عنکبوتی چند عنصری بهنجار شده نسبت به گوشته اوليه (Sun and McDonough, 1989) (شكل 8-ب)، تمامی نمونههای مورد بررسی، از عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) غنیشدگی و در عناصر با میدان مقاومت بالا (HFSE) به‌خصوص Nb، Ta و Ti تهیشدگي نشان میدهند که از ویژگیهای سنگهای کمانهای آتشفشانی میباشند (Pearce et al., 1984). در این نمودارها تمامی نمونهها در عناصر Sr ، Pb، K و Rb آنومالی مثبت نشان میدهند، شاید نشان‌دهنده‌ی منشأ گرفتن ماگمای مادر سنگهای مورد مطالعه از یک کمربند مرتبط با فرورانش میباشند. همچنین، آنومالی مثبت در عناصر U، Pb، Zr و Hf میتواند در اثر آلودگی با مواد پوستهای در ضمن جایگیری ماگمای آنها حاصل شود (Wilson, 1989). رولینسون (1993) (Rollinson, 1993) بیان میکند، آنومالی منفی Nb و غنیشدگی خیلی زیاد عناصر Sr، K و همچنین غنیشدگی عناصر Rb، Ba و CS در ارتباط با اختلاط ماگمایی با پوسته قارهای هستند. نسبت Eu/Eu* در تمام نمونههای مورد مطالعه در حدود یک (95/0 تا 27/1) است و این مسئله نشان میدهد، تبلور تفریقی عمده پلاژیوکلاز در طی ژنز آنها رخ نداده است (Rollinson, 1993). به‌علاوه، نمونههای هر دو پهنه با مقادیر پایین عناصر نادر خاکی سنگین (برای مثال، Yb = 0.68-1.47 ppm و Y = 7.1-14.2 ppm برای نمونههای نوده انقلاب و Yb = 1.48-1.72 ppm و Y = 12.01-15.3 ppm برای نمونههای کوه کمرتنگ) مشخص میشوند
شکل5. نام‌گذاری سنگهای آذرین مورد بررسی در نمودارNa2O+K2O در مقابل SiO2 (Le Bas et al., 1986). نمونههای مورد مطالعه در قلمرو آندزیت و تراکیداسیت قرار میگیرند
شکل6. نمودار K2O در مقابل SiO2 برای نمونههای مورد مطالعه (Peccerillo and Taylor, 1976)
شکل7. نمودار A/NK در مقابل A/CNK برای نمونههای مورد مطالعه (Maniar and Piccoli, 1989)
شکل 8. الف و ب) نمودار عناصر نادر خاکی بهنجار شده نسبت به کندریت (Sun and McDonough, 1989)، الف) و عناصر کمیاب بهنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، ب) برای نمونههای مورد مطالعه
پتروژنز و موقعیت تکتونیکی نمونه‌هاي مورد مطالعه
مقدار سیلیس سنگهای مورد مطالعه بین 61 تا 67 درصد وزنی در تغییر است. الگوی فراوانی عناصر نادر خاکی و کمیاب آنها نسبت به کندریت و گوشته اولیه دارای غنیشدگی در عناصر LILE و LREE نسبت به HFSE و HREE و دارای آنومالی منفی از عناصر TNT (Ta ،Nb و Ti) میباشند (شکل 8). آنومالی منفی عناصر با میدان مقاومت بالا همچون نیوبیوم، تیتانیم و تانتالیم توسط فرآیندهای فرورانش کنترل میشوند (Wilson, 1989; Jhon et al., 2011). همان‌طور که در شکل 9 مشاهده میشود سنگهای مورد مطالعه در نمودارهای Rb در مقابل Y+Nbو Ta+Yb (Pearce et al., 1984). در قلمرو قوسهای آتشفشانی قرار میگیرند. نمونههای مورد مطالعه دارای مقادیر Y و Yb به نسبت پائینی هستند و ازاین‌رو براي تمایز بین سنگهای معمول در قوس آتشفشانی از سنگهای آداكيتي، از نمودارهاي Sr/Y در مقابلY و (La/Yb)N در مقابل (Yb)N (Drummond and Defant, 1990) استفاده کردهایم. بر اساس این نمودارها، همگی نمونههای پهنه نوده انقلاب در گستره آداکیت و نمونههای پهنه کوه کمرتنگ در گستره کمان آتشفشانی و در مرز آداکیت و سنگهای قوس ماگمایی واقع شدهاند (شكل 10). در جدول 3 سایر ویژگیهای ژئوشیمیایی نمونههای مورد مطالعه با آداکیتها (Defant and Drummond, 1990) مقایسه شده است و همان‌طور که مشاهده میشود قرابت خیلی نزدیکی بین آنها مشاهده میشود. ترکیب کانیشناسی آداکیتها بین سنگهای حدواسط تا اسیدی (آندزیت، داسیت، ریولیت و معادلهای درونی آنها) بوده و به‌طور معمول از آمفیبول غنی هستند (Defant and Drummond, 1990). نمونههای مورد مطالعه نیز ترکیب آندزیت و داسیت دارند و آمفیبول یکی از کانیهای مافیک آنها است. مطالعات نشان داده است که سنگهای آداکیتی از طریق ذوب پوسته تحتانی توسط ماگماهای بازالتی، تفریق بلورین فشار بالای ماگمای بازالتی، تفریق بلورین فشار پائین ماگمای بازالتی غنی از آب، به‌علاوه فرایندهای اختلاط ماگمایی در محیطهای قوس و غیر قوس به وجود میآیند (Castillo, 2012). موین (2009) (Moyen, 2009) نیز مدلی برای ژنز آداکیتها ارائه کرده است. بر اساس این مدل ماگمای آداکیتی غنی از سیلیس در اثر ذوب ورقه اقیانوسی در اعماق حدود 70 کیلومتری در رخساره آمفیبولیت تا اکلوژیت به وجود میآید. ماگمای به وجود آمده به سطوح بالاتر صعود کرده و با سنگهای میزبان پوستهای آغشته شده و سرانجام در پوسته بالایی جامد میشود.
نمونههای مورد مطالعه در نمودار (La/Yb)N در مقابل (Yb)N (Drummond and Defant, 1990) بیانگر ذوب بخشی از یک منشأ آمفیبولیت تا گارنت آمفیبولیتی هستند (شکل 10). در نمودار Zr/Sm در مقابل Y (Foley et al., 2002) نیز بیانگر منشأ گارنت آمفیبولیتی هستند (شکل 11). نقش آمفیبول در تکامل و تبلور تفریقی بعدی در ماگمای تشکیل‌دهنده سنگهای مورد مطالعه، همچنین توسط مطالعات محققین قبلی بیان و اثبات شده است (Jamshidi et al., 2015b; Jamshidi et al., 2018). آداکیتها بر اساس میزان سیلیس، به دو دستهی سیلیس بالا و سیلیس پایین تقسیم میشوند (Moyen, 2009; Martin et al., 2005). با توجه به میزان سیلیس، نمونههای مورد مطالعه، متعلق به آداکیتهای غني از سيليس (SiO2 ≥ 69.2 wt%،MgO = 0.19-0.31 wt% ، Cao+Na2O<7.62 wt% وSr = 273-936) است و در نتیجه از ذوب بخشی ورقه اقیانوسی فرورانده شده که با گوه گوشتهاي نيز واكنش کرده به وجود آمدهاند (Martin et al., 2005; Moyen, 2009) (شکل12). آداکیتها نه فقط در جایگاههای تکتونیکی جلوقوس، کمان آتشفشانی اصلی، پشت قوس (Castillo, 2012; Drummond et al., 1996; Defant and Drummond, 1990)، همراه با فرورانش پوسته اقیانوسی به‌عنوان یک جزء ضروری، یافت میشوند، بلکه همچنین در پهنههای درون صفحهای، ذوب بخشی پوسته قارهای لایه لایه و ضخیم شده اتفاق میافتد، نیز یافت میشوند (Castillo, 2012). در نمودارهایK2O /Na2O در مقابل درصد وزنی Al2O3 و Sr در مقابل K2O /Na2O (kamei et al., 2009)، همان‌طور که دیده میشود نمونههای مورد مطالعه در گستره آداکیتهای مشتق شده از پوسته اقیانوسی قرار گرفتهاند (شکل 13). استفاده از نمودار Nb/Y در مقابل Rb/Y (Pearce, 1983) برای سنگهای مورد مطالعه، نقش غنیشدگی کمربند فرورانش و یا آغشتگی پوستهای در ژنز آنها را نشان میدهد (شکل 14). نسبت Rb/Nb در نمونههای مورد مطالعه بالا و بین 5/5 تا 37 میباشد و این نسبت بیانگر جایگاه کمربندهای فرورانش است (Pearce, 1983). نمودار Rb/Th در مقابل Th (Pearce, 1983) برای تمایز نقش تبلور تفریقی به‌علاوه هضم (AFC) در مقایسه با تبلور تفریقی (FC) است. این نمودار بیانگر نقش اصلی تبلور تفریقی به‌اضافه مقادیر کمی از آغشتگی و هضم برای نمونههای مورد مطالعه میباشد (شکل 15). به‌منظور بررسی دقیقتر و تحول ماگمای آداکیتی پهنه، از نمودار 143Nd/144Nd در مقابل (87Sr/86Sr)i (Zindler and Hart, 1986) استفاده شد. همان‌طور که در نمودار شکل 16دیده میشود نسبت 87Sr/86Sr نمونههای پهنه مورد مطالعه بین 70405/0 تا 70407/0 و مقدار متوسط 70406/0 و نسبت 143Nd/144Nd مقدار 51295/0 و مقدار 02/6-10/6 
Nd = (جدول 2) میباشند که در ناحیه آداکیتهای مرتبط با فرورانش قرار گرفته است و بیانگر آن است که از ورقه اقیانوسی فرورانده شده سبزوار نشأت گرفته است. بنابراین، بر اساس مشخصات پتروگرافی و ژئوشیمیایی و ایزوتوپی چنین نتیجه میشود که سنگهای آداکیتی پرسیلیس مورد مطالعه شاید از ذوب بخشی ورقه اقیانوسی فرورانده نئوتتیس (زیر شاخه دریا/اقیانوس سبزوار، دور خرد قاره شرق ایران مرکزی) به زیر البرز (توران) در تحت شرایط ترمودینامیکی رخساره آمفیبولیت تا گارنت آمفیبولیت ایجاد شدهاند.
شکل 9. نمودارهای تکتونوماگمایی برای تعیین جایگاه تکتونیکی سنگهای مورد مطالعه (Pearce, 1984)، همان‌طور که مشاهده میشود نمونههای مورد مطالعه در قلمرو گرانیتهای کمان آتشفشانی واقع میشوند
شکل 10. الف) نمودار Sr/Y در مقابل Y، ب) نمودار (La/Yb)N در مقابل (Yb)N (Drummond and Defant, 1990) و قرارگیری نمونههای مورد مطالعه در قلمرو آداکیتی و با منشأ آمفیبولیت تا گارنت آمفیبولیت
معيارهاي شناخت آداکيتها | مقادير محاسبه شده براي نمونههای منطقه نوده انقلاب (شمال سبزوار) | مقادير محاسبه شده براي نمونههای منطقه کوه کمرتنگ (شمال سبزوار) |
SiO2≥56 wt% | SiO2=61.1-63.1 | SiO2=63.2-65.2 |
Al2O3≥15 | Al2O3=15.1-17.2 | Al2O3=15.9-16.6 |
MgO < 3 | MgO =0.973- 2.15 | MgO =0.44- 0.85 |
Sr≥400 ppm | Sr=373-585 | Sr=312-383 |
فقدان آنومالي منفيEu | فقدان آنومالي منفي Eu | فقدان آنومالي منفي Eu |
Y≤18 | Y=7.1-14.2 | Y=12.1-15.3 |
Sr/Y>20 | Sr/Y=26.2-82.3 | Sr/Y=24.4-26.0 |
Yb≤1.9 | Yb=0.68-1.4 | Yb=1.4-1.7 |
La/Yb ≥8 | La/Yb = 5.1-9.8 | La/Yb = 13.7-14.6 |
مقدار کم HFSE (Nb, Ta) | Ta: 0.2, Nb:4.0 (HFSE(مقدار کم | Ta: 0.1, Nb:13.8 (HFSE(مقدار کم |
(87Sr/86Sr)≤0.7040 | (87Sr/86Sr)=0.70407 | (87Sr/86Sr)=0.70405 |
جدول 3. مقايسه ويژگيهاي ژئوشيميايي سنگهاي مورد مطالعه با ويژگيهاي ژئوشيميايي آداکیتها (Defant and Drummond, 1990)
شکل 11. نمودار Zr/Sm در مقابل Y (Foley et al., 2002) برای نمونههای مورد مطالعه
شکل 12. الف) نمودار درصد وزنی MgO در مقابل SiO2، ب) نمودار Sr در مقابل درصد وزنی K2O+Na2O، پ) نمودار Sr/Y در مقابلY و قرارگیری نمونههای پهنه مورد مطالعه در گستره آداکیتهای غنی از سیلیس (Martin et al., 2005; Moyen, 2009)
شکل 13. الف) نمودارK2O /Na2O در مقابل درصد وزنی Al2O3، ب) نمودار Sr در مقابل K2O /Na2O (با تغییر از Kamei et al., 2009). همان‌طور که مشاهده میشود نمونههای مورد مطالعه در قلمرو آداکیتهای مشتق شده از ورقه اقیانوسی در مرز مشترک با آداکیتهای مشتق شده از پوسته ضخیم شده واقع میشوند
شکل 14. نمودار Rb/Y در مقابل Nb/Y (Pearce, 1983). نمونههای مورد مطالعه در امتداد روند غنیشدگی از کمربند فرورانش و یا آغشتگی پوستهای قرار میگیرند
شکل 15. نمودار Rb/Th در مقابل Th (Pearce, 1983). نمونهها از روند تبلور تفریقی تبعیت میکنند و اندکی هضم و آغشتگی نشان میدهند
شكل 16 . نمودار همبستگی 143Nd/144Nd در مقابل (87Sr/86sr)i برای نمونههای مورد مطالعه (Zindler and Hart, 1986)
نتیجه‌گیری
ترکیب سنگشناسی نمونهها با توجه به بررسیهای پتروگرافی و ژئوشیمیایی، آندزیت و داسیت میباشند. طبق نمودارهای عناصر نادر خاکی و کمیاب بهنجار شده نسبت به کندریت و گوشته اولیه، نمونههای مورد بررسی، در عناصر نادر خاکی سبک و لیتوفیل بزرگ یون، غنیشدگی و در عناصر نادر خاکی سنگین و عناصر با شدت میدان بالا به‌خصوص Ta،Nb وTi تهی شدگی نشان میدهند. بر این اساس متعلق به کمربندهای فرورانش میباشند. با توجه به ویژگیهای ژئوشیمیایی از جمله نمودار Sr/Y درمقابلY، سیلیس و سدیم سنگهای ساب ولکانیک مورد مطالعه متعلق به آداکیتهای پرسیلیس هستند و از ذوب بخشی ورقه اقیانوسی فرورانده شده سبزوار به زیر البرز (اوراسیا) نشات گرفتهاند.
منابع
بهرودی، ا. و عمرانی ج.، 1378. نقشه زمینشناسی 1:100000 باشتین، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##جمشیدی، خ.، 1394. پترولوژی، ژئوشیمی و پتروژنز گنبدهای آداکیتی شمال باشتین، سبزوار. پایاننامه دکتری، دانشگاه صنعتی شاهرود، 180. ## جمشیدی، خ.، قاسمی، ح. و صادقیان، م.، 1393. پترولوژی و ژئوشیمی سنگهای آداکیتی سیلیس بالای پساافیولیتی سبزوار. پترولوژی، 5، 17، 51-61. ##جمشیدی، خ.، قاسمی، ح. و میائو، ل.، 1394. سنسنجی U-Pb و تعیین ترکیب منشأ گنبدهای آداکیتی پساافیولیتی سبزوار. پترولوژی، 6، 23، 121-138. ##حیدری، م.، قربانی، ق. و شفایی مقدم، ه.، 1398. ترکیب اسپینل به‌عنوان شاخص پتروژنتیکی بخش گوشتهای افیولیت فرومد، شمال باختر سبزوار، شمال خاور ایران. فصلنامه علوم زمین، 112، 59 -70. ##رضایی کهخایی، م.، طاهری، ا.، قاسمی، ح. و گردیده، س.، 1397. زمینشیمی و زمینشناسی ایزوتوپی گنبدهای آداکیتی پهنه چکنه در جنوب قوچان 0شمال خاوری ایران). پترولوژی، 4، 25-48. ##صالحی نژاد، ح.، 1387. بررسی پترولوژی و ژئوشیمی گنبدهای ساب ولکانیک پهنه باشتین (جنوب غربی سبزوار)، پایاننامه کارشناسی ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود، 210. ##قاسمی، ح.، صادقیان، م.، خانعلیزاده ع. و تنها ع.، 1389. سنگشناسی، ژئوشیمی و سنسنجی گنبدهای آداکیتی پرسیلیس کمان قارهای نئوژن جنوب قوچان، مجله بلورشناسی و کانیشناسی ایران، 3، 18، 347-370. ##گردیده، س.، قاسمی، ح. و صادقیان، م.، 1397. سنسنجی U-Pb بر بلورهای زیرکن، نسبت‌های ایزوتوپی Sr-Nd و زمینشیمی گنبدهای آداکیتی نئوژن کمان ماگمایی قوچان- اسفراین، شمال شرق ایران. مجله بلورشناسی و کانیشناسی ایران، 26، 2، 455-478. ##محمدی گورجی، ا.، قربانی، ق. و شفایی مقدم، ه.، 1394. ژئوشیمی و پتروژنز آداکیتهای دامنه جنوبی نوار افیولیتی شمال سبزوار با تکیه بر نتیجههای ایزوتوپهای Sr-Nd-Pb. فصلنامه علوم زمین، 94، (95)، 51 - 63. ##Castillo, P. R., 2012. Adakite petrogenesis. Lithos, 304-316. ##Drummond, M. S., Defant, M. J., 1990. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons. Journal Of Geophysical Research, 95, 21503-21521. ##Defant, M. J. and Drummond, M. S., 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347, 662-665. ##Foley, S., Tiepolo, M. and vannucci, R., 2002. Growth of the early continental crust controlled by melting of amphibolite in subduction zones. Nature 417, 837-840. ##Ghasemi, H. and Rezaei Kahkhaei, M., 2015. Petrochemistry and tectonic setting of the Davarzan Abbas Abad Eocene Volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Journal of Mineralogy and Petrology, 6, 235–252. https://doi. ##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, https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2023.105559##Jamshidi, K., Ghasemi, H., Miao, L. and Sadeghian, M., 2018. Adakite magmatism within the Sabzevar ophiolite zone, NE Iran: U-Pb geochronology and Sr-Nd isotopic evidences. Geopersia 8 (1), 2018, PP. 111-130. DOI: 10.22059/geope.2017.242944.648352##Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V., Sadeghian, M. and Dahren, B., 2015b. Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, northeast Iran. Solid Earth 6: 1-24. ##Jhon, T., Klemd, R., Klemme, S., Hoffimann, E., J. and Gao J., 2011. Nb-Ta fractionation by partial melting at the titanite-rutile transition. Cont. Mineral. Petrol., 161, 35-45. ##Kamei, A., Miyake, Y., Owada, M. and Kimura, J.I., 2009. A pseudoadakite derived from partial melting of tonalitic to granodioritic crust, Kyushu, southwest japan arc. Lithos 112, 615-625. ##Le Bas, M. J., Le maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B., 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27, Part 3, 745-750. ##Maniar, P. D. and Piccoli, P. M., 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101, 635-643. ##Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D., 2005. An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79, 1-24. ##Moyen J.F., 2009. High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the “adakitic signature”. 112(3-4), 556–574. ##Pearce, J.A., 1983. Trace element characteristics of lavas form destructive plate boundaries. In: Thorpe, R.S (ed), Andesites. Wiley. ##Pearce J.A., Harris N.B.W. and Tindle A.G., 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983. ##Peccerillo, A. and Taylor, S. R., 1976. Geochemistry of Eocene calk-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contribution to mineralogy and petrology 58, 63-81. ##Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, Singapore, 397. ##Shafaii Moghadam, H., Rossetti, F., Lucci, F., Chiaradia, M., Gerdes, A., Martinez, M.L., Ghorbani, G. and Nasrabady, M., 2016. The calc–alkaline and adakitic volcanism of the Sabzevar structural zone (NE Iran): Implications for the Eocene magmatic flare–up in Central Iran. Lithos, 248-251, 517-535. ##Shafaii Moghadam, H., Li, Q. L., Kirchenbaur, M., Garbe-Schönberg, D., Lucci, F., Griffin, W. L. and Ghorbani, G., 2021. Geochemical and isotopic evolution of late Oligocene magmatism in Quchan, NE Iran. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 22, 1-40. ##Shojaat, B., Hassanipak, A.A., Mobasher, K. and Ghazi, A.M., 2003. Petrology, geochemistry and tectonics of the Sabzevar ophiolite, North Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21, 1053-1067. ##Spies, O., Lensch, G. and Mihem, A., 1983. Chemistry of the post ophiolitic Tertiary volcanics between Sabzevar and Quchan, NE Iran.Geodynamic project (Geotravers) in Iran, final report. Geo. Sur. Of Iran. Report No. 3. ##Stocklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran; a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52, 1229–1285. ##Sun, S.S. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders A. D., Norry M. J., (Eds.) Magmatism in the Oceanic Basins. Geological Society Special Publication 42, Blackwell Scientific, Cambridge, 313-345. ##Wilson, M., 1989. Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic. Oxford University Press, 466. ##White, S., 2024. Mineral names-abbreviations-GSWA standards/policy for publications and ENS. ##Zindler, A. and Hart, S. R., 1986. Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14, 493-571.##
