Subject Areas :
sara gardideh 1 , Habibollah Ghasemi 2 , mahmood sadeghian 3 , لایچنگ miao 4 , چانگ fugin 5
1 -
2 -
3 -
4 -
5 -
Abstract :
امینی، ب.، 1379. نقشه زمین شناسی 1:100000چهارگوش مشکان، سازمان زمین شناسی کشور.
- تنها، ع.، 1388. پتروژنز سنگهای آذرین نئوژن، شمال عنبرآباد (مشکان). پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، 162.
- رئیسی، د.، درگاهی، س.، معین زاده، س. ح.، آروین، م. و بهرام بیگی، ب.، 1392. ژئوشیمی و پتروژنز آلکالی بازالت های کواترنزی گندم بریان، شمال شهداد، استان کرمان. فصلنامه علوم زمین، سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی ایران، 23 (89)، 21-32.
- صالحی نژاد، ح.، 1387. بررسی پترولوژی و ژئوشیمی گنبدهای ساب ولکانیک منطقه باشتین )جنوب غربی سبزوار(. پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، 104.
- فتاحی، ا.، 1382. رخساره ها و مکانیسم فوران آتشفشان مارکوه جنوب غرب قوچان. پایان نامه کارشناسی ارشد ،دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، ، 185.
- قاسمی، ح.، صادقیان، م.، خانعلی¬زاده، ع. و تنها، ع.، 1389. سنگ¬شناسی، ژئوشیمی و سن تابش سنجی گنبدهای آداکیتی پرسیلیس کمان قاره¬ای نئوژن، جنوب قوچان. مجله بلورشناسي و كاني شناسي ايران، سال 18، 3، 347-370.
- قاسمی، ح. و جمشیدی، خ.، 1390. ژئوشیمی، سنگ¬شناسی و الگوی تکتونوماگمایی پیشنهادی برای تشکیل سنگ¬های بازی قلیایی در قاعده¬ی سازند شمشک، زون البرز خاوری. مجله بلورشناسی و کانی¬شناسی ایران، 19، 4، 699 - 714.
- قاسمی، ح.، الهیاری، س.، طاهری، ع. و صادقیان م.، 1392. موقعیت چینه شناختی و تحلیل بافتی سنگهای آتشفشانی نوار آتشفشانی رسوبی عبای آّباد، شمال شرق شاهرود. پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی، 1، 29، 25 – 42.
- قاسمی، ح. و برهمند، م.، 1392. پترولوژی و ژئوشیمی سنگ های آذرین موجود در سازند قرمز زیرین منطقه گرمسار. فصلنامه زمین شناسی ایران، 7 (26) ، 17- 33.
- قاسمی، ح.، رستمی، ح. م.، صادقیان، م. و کدخدای عرب، ف.، 1395.(الف) ماگماتیسم کششی پشت کمانی در حوضه الیگومیوسن لبه شمالی ایران مرکزی. فصلنامه علوم زمین، سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی ایران، 25، 99، 239-252.
- قاسمی، ح.، سری¬زن، ر. و طاهری، ع.، 1395.(ب) ویژگی¬های خاستگاه و جایگاه زمین¬ساختی ماگماتیسم بازیک در سازند قرمز زیرین، شمال گرمسار (سمنان، ایران مرکزی). مجله پترولوژي، 7، 27 ، 105-124.
- گردیده، س.، قاسمی، ح.، صادقیان، م.، 1395. ژئوشیمی و ترکیب محل منشا گنبدهای آداکیتی نئوژن (کمان ماگمایی قوچان- اسفراین)، شمال شرق ایران. بیست و چهارمین همایش بلورشناسی و کانی شناسی ایران، دانشگاه صنعتی شاهرود، 329-335.
- گردیده، س.، قاسمی، ح.، صادقیان، م.، 1397. سن سنجی U-Pb بر روی بلورهای زیرکن، نسبت¬های ایزوتوپی Sr-Nd و زمین شیمی گنبدهای آداکیتی نئوژن کمان ماگمایی قوچان- اسفراین، شمال شرق ایران. مجله بلورشناسی و کانی شناسی ایران،26، 2، 453- 476.
-Ahmadi, P., Ghorbani, M.R., Coltori, M., Kuritani, T., Cai, Y., Fioretti, A.M., Braschi, E., Giacomoni, P.P., Babazadeh, Sh. and Conticelli, S., 2017. Slab-derived melt involvement in petrogenesis of the high-Nb basalts and magnesian andesites-dacites from NE Iran. Journal of Geophysical Research Abstracts, 19, 11578-1.
-Alavi, M., 1994. Tectonics of Zagros orogenic belt of Iran, new data and interpretation. Tectonophysics, 229, 211-238.
-Alamnia, Z., Karimpour, M.H., Homam, S.M. and Finger, F., 2013. The magmatic record in the Arghash region (northeast Iran) and tectonic implications. International Journal of Earth Science, 102, 1603-1625.
-Allen, M. B., Jackson, J. and Walker, R., 2004. Late Cenozoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparison of short-term and long-term deformation rates. Tectonics, 23, 1-16.
-Bauman A., Spies O. and Lensch G.,1983 .Strantium isotopic composition of post-ophiolithic tertiary volcanics between kashmar, sabzevar and Quchan NE Iran Geodynamic project (geotraverse) in Iran, Final report. Geology Survey of Iran. 51.
-Castillo, P.R., 2008. Origin of the adakiteehigh-Nb basalt association and its implications for postsubduction magmatism in Baja California, Mexico. Geological Society of America Bulletin. 120, 451-462.
-Castillo, R.C., 2012. Adakite petrogenesis. Lithos, 134,135, 304-316.
-Clague, D. A. and Frey, F.A., 1982. Petrology and trace element geochemistry of the Honolulu Volcanics, Oahu: Implications for the oceanic mantle below Hawaii, I. Journal of Petrology, 23, 447-504.
-Coban, H., 2007. Basalt magma genesis and fractionation in collision- and extensionrelated provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia. EarthScience Reviews, 80, 219-238.
-Defant, M.J., Jackson, T.E., Drummond, M.S., De Boer, J.Z., Bellon, H., Feigenson, M.D., Maury, R.C. and Stewart, R.H., 1992. The geochemistry of young volcanism throughout western Panama and southeastern Costa Rica: an overview Journal Geological Soceity London, 149, 569-579.
-Drummond, M.S. and Defant M. J., 1990. A model for trondhjemite tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: archean to modern comparisons. Jurnal of Geophysical Research, 95, 21503-21521.
-Ellam, R. M., 1992. Lithosperic thickness as a control on basalt geochemistry.Geology, 20,153- 156.
-Emami, M. H., 2001. Magmatism in Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian). 440.
-Gazel, E., Hoernle, K., Carr, M.J., Herzberg, C., Saginor, I., Van den Bogaard, P.,Hauff, F., Feigenson, M. and Swisher III, C., 2011. Plumeesubduction interaction in southern Central America: mantle upwelling and slab melting. Lithos, 121,117-134.
-Ghasemi, H., Rostami, M., Sadeghian, M. and Kadkhodaye, F., 2016. Back- arc extensional magmatism in the Oligo-Miocene basin of the Central Iran. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran. In Persian with English abstract. Geosciences, 25, 99, 239-253.
-Gill, R., 2010. Igneous rocks and processes apractical guide. Department of Earth Sciences Royal Holloway University of London, 472.
-Hart, S.R., Hauri E.H., Oschmann L.A. and Whitehead J. A., 1992. Mantle plumes and entrainment; isotopic evidence. Science, 256, 5056, 517-520
-Hart, W.K., Woldegabriel, G., Walter, R.C. and Mertzman, S.A., 1989 . Basaltic volcanism in Ethiopia: constraints on continental rifting and mantle interactions. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 94, B6, 7731-7748.
-Hastie, A.R., Mitchell, S.F., Kerr, A.C., Minifie, M.J. and Millar, I.L., 2011. Geochemistry of rare high-Nb basalt lavas: are they derived from a mantle wedge metasomatised by slab melts? Geochem. Cosmochem. Acta, 75, 5049-5072.
-Harker, A., 1909. The Natural History of Igneous Rocks. Methuen, London , 255.
-Hofmann, A.W., Jochum, K., Seufert, M. and White, M., 1986. Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth Planet Science Letters, 79, 33-45.
-Hofmann, A.W., 1997. Mantle geochemistry: the message from oceanic magmatism. Nature 385, 219–229.
-Irvine T.N. and Baragar W.R.A., 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks, Canadian Journal of Earth Science, 8, 523–548.
-Imaoka, T., Nakashima, K., Kamei, A., Itaya, T., Ohira, T., Nagashima, M., Kono, N. and Kiji, M., 2014. Episodic magmatism at 105 Ma in the Kinki district, SW Japan:petrogenesis of Nb-rich lamprophyres and adakites, and geodynamic implications.Lithos, 184-187, 105-131
-Jamshidi, Kh., Ghasemi, H. and Sadeghian, M., 2014. Petrology and geochemistry of the Sabzevar post-ophiolitic high silica adakitic rocks. Scientific Quarterly Journal of University of Isfahan, Iran. In Persian with English abstract. Petrology, 5, 17, 51-68.
-Jamshidi, Kh., Ghasemi, H., Troll, V.R., Sadeghian, M. and Dahren, B., 2015a. Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, NE Iran. Journal of Solid Earth, 6, 49-72.
-Jamshidi, Kh., Ghasemi, H. and Miao, L., 2015b. U-Pb age dating and determination of source region composition of post-ophiolite adakitic domes of Sabzevar. Scientific Quarterly Journal of University of Isfahan, Iran. In Persian with English abstract. Petrology, 6, 23, 121-138.
-Kepezhinskas, P.K., Defant, M.J. and Drummond, M.S., 1996. Progressive enrichment of island arc mantle by melteperidotite interaction inferred from Kamchatka xenoliths. Geochim. Cosmochim. Acta 60, 1217-1229.
-Kirkpatrichk, R.G.,1977. Nucleation and growth of plagioclase, Makaopuhe and Alane lava lakes Kilauea volcano, Hawaii. Geological Society of America Bulletin, 88, 78-84.
-Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen A. and Zanettin B.A ., 1986. chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram, Journal of Petrology, 27 ,745-750.
-Khalatbari Jafari, M., Babaie, H.A. and Gani, M., 2013a. Geochemical evidence for Late Cretaceous marginal arc-to-backarc transition in the Sabzevar ophiolitic extrusive sequence, northeast Iran. J. Asian Earth Science, 70-71, 209-230.
-Lentz, D.R., 1998. Petrogenetic evolution of fesic volcanic sequences associated with Phanerozoic volcanic-hosted massiv sulfide systems: The role of extentional geodynamics. Ore Geology Reviews. 289-327.
-Li, C.F., Li, X.H., Li, Q.L., Guo, J.H., Li, X.H. and Yang, Y.H., 2012. Rapid and precise determination of Sr and Nd isotopic ratios in geological samples from the same filament loading by thermal ionization mass spectrometry employing a single-step separation scheme, Analytica Chimica Acta, 727 54-60.
-Li, Z. and Chen, B., 2014. Geochronology and geochemistry of the Paleoproterozoicmeta-basalts from the Jiao-Liao-Ji Belt, North China Craton: Implications for petrogenesis and tectonic setting. Precambrian Research, 255, 653–667.
-Maury, R.C., Defant, M. J., Bellon, H., Jacques, D., Joron, J.-L., McDermott, F. and& Vidal, P., 1998. Temporal geochemical trends in northern Luzon arc lavas (Philippines): implications on metasomatic processes in the island arc mantle. Bulletin de la Société Géologique de France, 69, 1, 69–80.
-Maghfouri, S., Rastad, E., Mousivand, F., Lin, Y. and Zaw, Kh., 2016. Geology, ore facies and sulfur isotopes geochemistry of the Nudeh Besshi-type volcanogenic massive sulfide deposit, southwest Sabzevar basin, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 125,1-25.
-Mazaheri, S.A., 2015. Petrogenesis of adakite and high-Nb basalt association in the SW of Sabzevar Zone, NE of Iran: Evidence for slab meltemantle interaction. Journal of Afeican Earth Science, 116, 170-181.
-McBirney, A. R., 1993. Igneous petrology, Second edition, John and Bartlett. Publication, 507.
-Münker, C.,1998. Nb/Ta fractionation in a Cambrian arc/back arc system, New Zealand: Source constraints and application of refined ICPMS techniques. Chemical Geology, 144, 23–45.
-Nakamura, M. and Shimakita S., 1974. Dissolution origin and syn-entrapment compositional chang of melt inclusion in plagioclase, Earth andP Planetary Science Letters, 161, 119-133.
-Pearce, J.A. and Peate, D.W., 1995. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth Planet Science, 23, 251-285.
-Reagan, M.K. and Gill, J.B., 1989. Coexisting calcalkaline and high-niobium basalts from Turrialba volcano, Costa Rica: implications for residual titanites in arc magma sources. Journal of Geophysical Research, 94, 4619–4633.
-Rollinson, H.R.,1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, 325.
-Rossetti, F., Nasrabady, M., Vignaroli, G., Theye, T., Gerdes, A., Razavi, M. and Moin Vazir, H., 2010. Early Cretaceous migmatitic mafic granulites from the Sabzevar range (NE Iran): implications for the closure of the Mesozoic peri -Tethyan oceans in central Iran. Terra Nova, 22, 26-34.
-Rossetti, F., Nasrabady, M., Theye, T., Gerdes, A., Monié, P., Lucci, F. and Vignaroli G., 2014. Adakite differentiation and emplacement in a subduction channel: The late Paleocene Sabzevar magmatism (NE Iran). Geological Society of America Bulletin, 126, 317-343.
-Sajona, F.G., Maury, R.C., Bellon, H., Cotton, J., Defant, M. J., Pubellier., M. and Rangin, C., 1993. Initiation of subduction and the generation of slab melts in western and eastern Mindanao, Philippines. Geology, 21, 1007-1010.
-Sajona, F.G., Bellon, H., Maury, R.C., Pubellier, M., Cotton, J. and Rangin, C.,1994. Magmatic response to abrupt changes in geodynamic settings: Pliocene-Quaternary calc-alkaline lavas and Nb-en-riched basalts of Leyte and Mindanao (Philippines). Tectono-physics, 237, 47-72
-Sajona, F.G., Maury, R.C., Bellon, H., Cotton, J. and Defant, M.J., 1996. High field strength element enrichment of Pliocene-Pleistocene island arc basalts, Zamboanga Peninsula, western Mindanao (Philippines). Jurnal Petrol, 37, 693-726.
- Samuel, M.D., Moussa, H.E. and Azer, M.K., 2007. A-type volcanics in Central Eastern Sinai, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 47, 203–226.
-Shafaii Moghadam, H., Rossetti, F., Lucci, F., Chiadra, M., Gerdes, A., Martinez, M.L., Ghorbani, Gh. 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.
-Shabanian, E., Acocella, V., Gioncada, A., Ghasemi, H. and Bellier, O., 2012. Structural control on volcanism in intraplate post collisional settings: Late Cenozoic to Quaternary examples of Iran and Eastern Turkey. Tectonics, 31, 3013-3042.
-Shelly, D., 1993. Igneous and Metamorphic Rocks under microscope: classification features, microstructures and mineral preferred orientations, Chapman and Hall, London, 405.
-Shojaat, B., Haanipak, A., Mobasher, K. and Ghazi, A., 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.Geochemistry of the post-ophiolitic Tertiary volcanics between Sabzevar and Quchan (NE Iran). GSI, 51, 247-266.
-Srivastava, R.K. and Singh, R.K., 2004 .Trace element geochemistry and genesis of recambrian sub alkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Jurnal of Asia Earth sciences, 23, 373-389.
-Stolz, A.J., Jochum, K.P., Spettle, B. and Hofmann, A.W.,1996. Fluid- and melt-related enrichment in the subarc mantle: Evidence from Nb/Ta variations in island-arc basalts. Geology, 24(7), 587-590.
-Straub, S.M., Gómez-Tuena, A., Zellmer, G.F., Espinasa-Perena, R., Stuart, F.M., Cai, Y., Langmuir, C.H., Martin del Pozzo, A.L. and Mesko, G.T., 2013. The processes ofmelt differentiation in arc volcanic rocks: insight from OIB-type arc magmas in the central Mexican Volcanic Belt. Journal of Petrology, 54, 665–701.
Sun, 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 Ocean Basins. Geological Society London, 42, 313–345.
-Saunders, A.D. and Norry, M.J., 1979. Magmatism in oceanic basins. Geology Society of London, 42, 313 – 345.
-Von Blanckenburg, F. and Davies, J.H., 1995. Slab breakoff: a model for syncollisional magmatism and tectonics in the Alps. Tectonics, 14, 120-131.
-Wass, S.Y. and Roger, N.W., 1980. Mantle metamorphism- Precursor to alkaline continental volcanism. Geochimica et Cosmochimica Acta, 44, 1811-1823.
-Wilson, M., 1989. Igneous Petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hymen, London, 466.
-Yang, Y., Heng, Zhang, H.F., Chu, Z.Y., Xie, L.W. and Wu, F.Y., 2010. Combined chemical separation of Lu, Hf, Rb, Sr, Sm and Nd from a single rock digest and precise and accurate isotope determinations of Lu-Hf, Rb-Sr and Sm-Nd isotope systems using multi-collector ICP-MS and TIMS. International Journal of Mass Spectrometry, 290, 120-126.
-Zhao, J.H. and Zhou, M.F., 2007 . Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusions in the PanzhihuaNdistrict (Sichuan Province, SW China): Implications for subduction - related metasomatism in the upper mantle. Journal of Precambrian Research, 152, 27-47.
-Zindler, A. and Hart, S., 1986. Chemical Geodynamics.Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14, 493-571.
سنگ های بازالتی نئوژن کمان ماگمایی قوچان- اسفراین، شمال شرق ایران: نشانهای از بالاآمدگی گوشته از طریق پنجره ورقه اقیانوسی
سارا گردیده1،1 ، حبیب الله قاسمی2، محمود صادقیان2 ، لایچنگ میائو3، چانگ فوچین3
1. دانشجوی دکتری، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود
2. استاد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود
2. دانشیار، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود
3. استاد، مؤسسه زمینشناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم چین، پکن
چكيده
سنگهای آذرین نئوژن در نوار ماگمایی قوچان – اسفراین (در شمال سبزوار) نشانگر ماگماتیسم پس از برخورد در زون جوشخورده شمال شرق ایران میباشند. این مجموعه آذرین به شکل گنبد، استوک، دایک و روانه به طور پراکنده و با روند شمال غرب-جنوب شرق در این نوار گسترش دارند. روانهها و دایکهای بازیک (بازالتی) در میان مارنهای نئوژن و در کنار گنبدهای آتشفشانی آداکیتی رخنمون یافته اند. سنگ های مورد بررسی دارای ترکیب الیوین بازالت تا تراکی آندزی بازالت با بافتهای میکرولیتی پورفیری، هیالومیکرولیتی پورفیری، گلومروپورفیری و جریانی هستند و کانیهای اصلی آنها را درشت بلورها و ریزبلورهای الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در زمینه شیشهای تا میکرولیتی تشکیل میدهند. بازالتها دارای ماهیت آلکالن سدیک بوده و نسبت به عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE)، عناصر خاکی کمیاب سبک (LREE) و عناصر با شدت میدان بالا (HFSE) به ویژه نیوبیوم )30-20(Nb= غنیشدگی و از عناصر خاکی کمیاب سنگین (HREE) تهیشدگی نشان میدهد. ماگمای والد بازالتها از ذوب بخشی 10 تا 15 درصدی یک ستون گوشتهای گارنتلرزولیتی در یک محیط زمینساختی کششی درون کمانی در زمان میوسن تشکیل شده و از طریق سیستمهای شکستگی و گسلی، به ترازهای بالاتر پوسته قارهای صعود کرده و در حوضه رسوبی نئوژن فوران کرده است. این ستون گوشتهای از طریق شکسته شدن پنجره ورقه اقیانوسی و هجوم گوشته آستنوسفری داغ به درون گوه گوشتهای روی زون فرورانش حوضه اقیانوسی نئوتتیس سبزوار تشکیل شده است.
واژه‌هاي كليدي: بازالت سرشار از نیوبیوم، نوار ماگمایی، قوچان- اسفراین، نئوتتیس.
Neogene Nb enriched basalts of Quchan-Esfarayen magmatic belt, NE Iran: an evidence to mantle ascending through oceanic slab window
Gardideh,S.1, Ghasemi, H.2, Sadeghian, M.2, Miao, L.3 and Fuqin, Z.3
1. Ph.D Candidate, Faculty of Earthsciences, Shahrood University of Technology, Shahrood
2.Professor, Faculty of Earthsciences, Shahrood University of Technology, Shahrood
2.Associate professor, Faculty of Earthsciences, Shahrood University of Technology, Shahrood
3. Professor, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing, China
Abstract
Neogene igneous rocks of the Quchan-Esfarayen magmatic belt (north of Sabzevar) indicate post collisional magmatism in the northeast Iran suture zone. This NW-SE igneous complex occurs as sporadic dome, stock, dyke and lava flow in the belt. The basic lava flows (basalt) and dykes croped out in the Miocene marls around the adakitic domes. The studied rocks include olivine basalt to trachy andesitic basalt in composition with microlitic porphyry, hyallomicrolitic porphyry, glomeroporphyry and flow textures with composed of olivine, clinopyroxene and plagioclase phenocrysts and microcrysts as main minerals in a glassy or microlitic groundmass.
The basalts have sodic nature, enriched in large ion lithophile elements (LILEs), light rare earth elements (LREEs), high field strenght elements (HFSEs) specially in Nb (20-30 ppm) and depleted in heavy rare earth elements (HREEs). Parental magma of the basaltic rocks originated from 10-15% partial melting from a garnet lherzolitic mantle plume in an intra-arc extensional basin in Miocene time and ascend and extruded in Neogene sedimentary basin via fault and fracture systems. This mantle plume formed by detachment of oceanic slab window and invasion of hot asthenospheric mantle into the mantle wedge over the Sabzevar Neotethyan oceanic subduction zone.
Keywords: Enriche Nb basalt, Quchan-Esfarayen Magmatic belt, Neotethys.
مقدمه
اغلب نواحی ایران مرکزی و البرز در زمان سنوزوئیک میزبان فعالیتهای آتشفشانی شدید ناشی از ماگمازایی در حاشیههای برخورد قارهای بوده است (Allen et al., 2004). گسترش این سنگهای ماگمایی در پهنه ایران مرکزی از آذربایجان تا بزمان و تفتان در سیستان و بلوچستان ادامه داشته و به نام نوار ماگمایی ارومیه - دختر مشهور است (Alavi, 1994). فعالیتهای ماگمایی سنوزوئیک در دورههای زمانی مختلف به صورت خروج گدازه در محیطهای خشکی و زیرآبی و همچنین نفوذ و جایگزینی تودههای آذرین گرانیتوئیدی تظاهر یافته است (Emami, 2001). در شمال شرق ایران نیز کمان ماگمایی قوچان- اسفراین در شمال نوار افیولیتی- دگرگونی سبزوار وجود دارد که از زمان میوسن تا کواترنر فعال بوده است (قاسمی و همکاران، 1389). این نوار از سنگهای آتشفشانی و آذرآواری نوع کمان حاشیه قارهای میوسن پایینی تا پلیوسن بالایی و تودههای آذرین نیمه ژرف (گنبدهای) آندزیتی، تراکی آندزیتی، داسیتی و ریولیتی آداکیتی و همچنین دایکهای دیابازی و روانههای بازالتی سرشار از نیوبیوم نئوژن تشکیل شده است (Spies et al., 1983 Baumann et al., 1983;؛ فتاحی، 1382؛ صالحی نژاد، 1387؛ تنها، 1388؛ قاسمی و همکاران، 1389؛ Shabanian et al., 2012؛ Jamshidi et al., 2014؛ Rossetti et al., 2014؛Jamshidi et al., 2015a,b ؛Shafaii moghadam et al., 2016). این ماگماتیسم ناشی از فرورانش ورقه اقیانوسی نئوتتیس حوضه اقیانوسی سبزوار به زیر البرز شرقی (بینالود) در زمانهای میوسن تا پلیوسن بوده است (گردیده و همکاران، 1397). ویژگی ماگمایی کمان حاشیه قاره در سنگهای آتشفشانی و آذرآواری ائوسن میانی- بالایی، آداکیتی در گنبدهای نئوژن و نیوبیوم بالا در سنگهای بازالتی قلیایی نئوژن، لزوم توجه هرچه بیشتر به خاستگاه ماگما، علل رخداد ماگماتیسم جایگاه زمین ساختی بروز آن را ضروری کرده است. محققان سری بازالتهای قلیایی متفاوتی را شناسایی کردند که با بازالت های شاخص کمان مشابه نبودند(Defant et al., 1992). این بازالتها، در مقایسه با بازالتهای شاخص کمان از عناصر با شدت میدان بالا بویژه Nb (بیشتر از 20پیپیام درمقایسه با کمتر از4 پیپیام) غنیشدگی نشان میدهند و به همراه آداکیت ها در کمانهای ماگمایی مرتبط با فرورانش ورقه بازالتی جوان با سن 25 میلیون سال یا کمتر یافت میشوند. همراهی این بازالتهای قلیایی که بازالتهای سرشار از نیوبیوم نامیده می شوند (Reagan and Gill, 1989) با آداکیتها، به بیان یک رابطه زایشی چند مرحله ای بین این دو گروه سنگی منجر شده است (Defant et al., 1992).
گدازه های بازالتی مورد مطالعه در داخل واحدهای مارنی میوسن در نزدیکی گنبدهای آداکیتی منطقه و بیشتر در اطراف روستاهای عبدالله گیو، زیگ، شمال گلبین و فتح آباد مشاهده میشوند. این بازالتها دارای شباهتهای فراوان با بازالتهای حوضههای کششی پشت کمانی الیگومیوسن شمال شرق ایران مرکزی (قاسمی و جمشیدی، 1390؛ قاسمی و همکاران 1395؛ قاسمی و برهمند، 1392) می باشند. در نقشه زمین شناسی منطقه (امینی، 1379) این بازالتها به ائوسن نسبت داده شده اند، ولی بررسی های صحرایی و تعیین سنهای صورت گرفته به روش K/Ar (قاسمی و همکاران، 1389) سن آنها را 5/0±5/19میلیون سال و به روش 40Ar/39Ar توسط برابر با 7/0±7/21 میلیون سال نشان داده است (Ahmadi et al., 2017). با توجه به کمبود پژوهش دقیق در ارتباط با زمین شناسی، ویژگی های ژئوشیمیایی و نحوه تشکیل ماگمای سازنده این بازالت های سرشار از نیوبیوم در نوار ماگمایی قوچان - اسفراین، در این مطالعه به بررسی این مسائل با استفاده از ژئوشیمی عناصر اصلی و کمیاب و به ویژه داده های ایزوتوپی Sr-Nd پرداخته شده است.
روش مطالعه
از حدود 20 نمونه بازالتی برداشت شده، مقاطع نازک تهیه شد و مورد مطالعه پتروگرافي دقیق قرار گرفت. با در نظر گرفتن کمترین دگرسانی در نمونهها، 6 عدد از آنها انتخاب و به روش بسته ترکیبی با کد LF100 به روشهای ICP- AES و ICP-MS در آزمايشگاه ژئوشيمي ACME ونکووركانادا برای عناصر اصلی، کمیاب و کمیاب خاکی مورد آنالیز شیمیایی قرار گرفتند (جدول1). نتایج بدستآمده از آنالیز شیمیایی نمونههای منتخب، در تفسیرهای پترولوژیکی، سنگزادی و تعیین محیط زمینساختی مورد استفاده قرار گرفتهاند. تجزیههای ایزوتوپی و تعیین نسبتهای 87Sr/86Sr و 144Nd/143 Nd سنگ کل برروی 4 نمونه از سنگهای بازالتی در آزمایشگاه ایزوتوپ رادیوژنیک مؤسسه زمینشناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم چین (IGGCAS) در پکن با روشهای Yang et al. (2010) و Li et al. (2012) انجام شده است (جدول3). جداسازی عناصر Nd، Rb، Sm، Sr با روش کروماتوگرافی تبادل یونی دو مرحلهای انجام گرفته است و مقادیر آنها با روش طیف سنج جرمی یونیزاسیون حرارتی اندازه گیری شده است. در طول جمع آوری داده های ایزوتوپی، به منظور ارزیابی دقت و ثبات دستگاه های تجزیه ی ایزوتوپی، از نمونه استاندارد (NBS-987) با میانگین نسبت (000021/0±710250/0=87Sr/86Sr) و از نمونه استاندارد دیگری به نام (Jndi-1) که با میانگین نسبت (000014/0±512118/0= 87Sr/86Sr) به ترتیب برای بهنجار سازی مقادیر نسبت های ایزوتوپی 87Sr/86Sr و 144Nd/Nd 143 استفاده شده است.
|
شکل1. نقشه زمین شناسی ساده شده منطقه مورد مطالعه ( برگرفته از نقشه 1:100000 زمین شناسی مشکان) (امینی، 1379). نشانه های اختصاری شامل:C=Chakaneh; S=Sheykhmostafa; Z=Zohan; CH=Chargoushli; M=Markooh; Q=Quchkhar; K=Kahan; G=Ghochghou; A=Arsang and Kheyran |
بحث
زمین شناسی
نوار ماگمايي سنوزوئیک قوچان- اسفراین در شمال نوار افيوليتي- دگرگونی سبزوار و در کمربند بينالود (البرز شرقی) واقع شده است. این منطقه در فاصله 60 کیلومتری جنوب قوچان و 50 کیلومتری شرق اسفراین، در راستای شمال غربی- جنوب شرقی به صورت کشیده بین طول های جغرافیایی ´ 47° 57 تا ´18° 58 شرقی و عرض های جغرافیایی´ 37 °36 تا´ 58° 36 شمالی قرار دارد (شکل 1). بخش شمالی این کمان ماگمایی اساساً از واحدهای آذرآواری و گنبدهای آداکیتی نئوژن به همراه روانه های بازالتی تشکیل شده است (شکل2- الف و ب) (تنها، 1388؛ قاسمی و همکاران، 1389؛ گردیده و همکاران، 1395). واحدهای سنگی موجود در این منطقه از قدیم به جدید شامل آندزیت- بازالت های ائوسن، مجموعه های آتشفشانی- رسوبی ائوسن ، الیوین بازالت های میوسن، گنبدهای آداکیتی میوسن- پلیوسن با طیف ترکیبی آندزیت- تراکی آندزیت- تراکی داسیت- داسیت و ریولیت، واحدهای شیلی- مارنی میوسن و کنگلومرای ضخیم پلیوسن و رسوبات عهد حاضر می باشند. واحدهای رسوبی ماسه سنگی- شیلی و شیلی - مارنی گچ دار ائوسن از مهم ترین واحدهای رسوبی منطقه به شمار می روند که به عنوان سنگ میزبان گنبدهای آداکیتی منطقه نیز به حساب می آیند. سنگ های آتشفشانی- رسوبی ائوسن شامل تناوبی از گدازه های بازیک- حدواسط فوران یافته در محیطهای خشکی و دریا، آذرآواری های محیط های خشکی و دریایی و نهشته های رسوبی محیط خشکی، لاگون محصور و نیمه محصور و دریای کم عمق باز هستند که در حوضه های کششی محلی داخل کمان آتشفشانی در ائوسن میانی- بالایی نهشته شده اند )قاسمی و همکاران، 1392). مجموعه های آتشفشانی- رسوبی ائوسن، پی سنگ منطقه مورد مطالعه را تشکیل داده و شامل سه بخش می باشد که ستبرای آن حدود 2000 متر است. بخش سوم این واحد، گسترش بیشتری در گستره مورد مطالعه دارد که شامل سنگ های آتشفشانی با گسترش وسیع می باشند و دارای ترکیب بازیک تا حدواسط و به ندرت اسیدی هستند. قدیمی ترین واحد منطقه در برگیرنده تناوب بازالت، ماسه سنگ توفی، شیل و گدازه های آندزیت - بازالتی است. گدازه ها، رنگ خاکستری مایل به قرمز داشته و در نزدیکی روستای قوزه زن به رنگ قرمز مایل به سیاه درمی آیند. کانی های مگنتیت موجود در این سنگ ها اکثراً هماتیتی شده اند. ضخامت این واحد متغیر بوده و در برخی نقاط به حدود 150 متر می رسد (امینی، 1379). واحد آگلومرایی با ضخامت 1 تا 3 متر به رنگ کرم تا صورتی در نزدیکی روستاهای گلبین و فتح آباد مشاهده می شود. در برخی نقاط، این واحد بر روی شیل ها و مارن های گچ دار ائوسن بالایی قرار می گیرد (شکل2- پ و ت). در برخی مناطق، قطعاتی همچون بمب آتشفشانی در واحد آگلومرایی مشاهده می گردد (شکل2- ث).
|
|
|
|
|
|
شکل2. الف) تصویر صحرایی از رخنمون گنبدهای آداکیتی نوار ماگمایی قوچان- اسفراین در واحدهای رسوبی ائوسن (دید به سمت شمال)، ب) نمایی از گدازه های بازالتی منطقه در کنار گنبدهای آداکیتی که واحدهای رسوبی میوسن را قطع نموده اند (دید به سمت شمال غرب)، پ، ت، ث) رخنمون واحد آگلومرایی در منطقه همراه با قطعات بازالتی و بمب های آتشفشانی در شمال روستای فتح آباد (دید به سمت شمال)، ج) ساخت بادامکی در سنگ های بازالتی منطقه | |
بعد از واحد آگلومرایی، گدازه های اسپیلیتی- اسکوری های آندزیتی و سپس الیوین بازالت های میوسن زیرین در سراسر منطقه گسترش دارند. گدازه اسپیلیتی- اسکوری آندزیتی بخش اول این واحد است که بر روی واحد آگلومرایی قرار می گیرد. نمای دوگانه ی این بخش (واحد اسپیلیتی- اسکوری آندزیتی) نشانگر فوران گدازه با ترکیب بازالتی در زیر آب (فوران زیرآبی) با تشکیل اسپیلیت و فوران در محیط کم عمق آبی که منجر به تشکیل اسکوری آندزیتی گردیده است (تنها، 1388). بلورهای زئولیت و کلسیت در حفرات واحد اسپیلیتی به صورت ساخت بادامکی به وفور و به صورت ثانویه تشکیل شده اند. بخش دوم این واحد را الیوین بازالت های میوسن تشکیل داده اند. این بازالت ها بر روی بخش قبلی قرار گرفته اند (شکل 2- ج). این گدازه ها دارای طیفی ترکیبی محدودی از الیوین بازالت تا آندزیت بازالتی هستند. در صحرا دارای ظاهری خاکستری تا کاملاً سیاه رنگ هستند. فنوکریست های الیوین در این سنگ ها ایدنگزیتی شده اند و به رنگ قرمز در سطح سنگ دیده می شوند.
سنگ نگاری
این سنگ ها بیشتر دارای بافت هیالومیکرولیتی پورفیری، گلومروپورفیری و جریانی هستند و کانیهای اصلی آنها را درشت بلورها و ریزبلورهای الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در زمینه شیشهای تا میکرولیتی تشکیل میدهند. آنها شامل الیوین، بازالت و به میزان کمتر تراکی آندزی بازالت هستند (شکل3- الف و ب). کلینوپیروکسن، اصلیترین پیروکسن موجود در بازالتهاست. کلینوپیروکسن ها اغلب نیمه خودشکل هستند و برخی از آنها حاشیه خلیج مانند نشان می دهند. اندازه فنوکریست های پیروکسن گاهی تا پنج میلی متر نیز می رسد. بافت گلومروپورفیری، ناشی از تجمع بلورهای پیروکسن، الیوین و پلاژیوکلاز در این سنگ ها دیده میشود (شکل3- پ و ت). بافت گلومروپورفیری بیانگر مراحل مختلف تحول ماگما در مسیر بالاآمدگی در آشیانه های ماگمایی مختلف است تشکیل در مرحله تبلور زیرزمینی و پیش از فوران (Samuel et al., 2007)، نطفه بندی ناهمگن روی سطوح از پیش موجود (kirkpatrichk, 1997)، برخورد بلورها در خلال بالا آمدن و موازی همدیگر قرار گرفتن شبکه بلورها و یا قرارگیری آنها درجهت ماکلی و یا روابط اپی تاکسیالی که به ساز و کار اتصال سینوسی معروف است. بلورهای ریز کلینوپیروکسن نیز در بین پلاژیوکلازها به چشم می خورند (Shelly, 1993). میزان دگرسانی فنوکریست ها از ریز بلورها بیشتر است(شکل3- ت). پلاژیوکلازها نیز اغلب به صورت فنوکریست، تیغه ای، میکرولیتی و سوزنی شکل دیده می شوند. برخی از آنها ماکل پلی سنتتیک نشان می دهند. بیشتر بلورها در جهت جریان قرار گرفته و بافت تراکیتی نشان می دهند. اندازه آنها بین 2/0 تا چهار میلیمتر است که بیشتر خودشکل تا نیمه شکل هستند. الیوین در مقاطع میکروسکوپی به صورت نیمه شکل دار تا بی شکل و بیشترگرد شده است و دارای بافت غیرتعادلی، اسکلتی(شکل 3-ج)، حاشیه های خورده شده و خلیج مانند می باشد. فنوکریست های الیوین در این سنگ ها ایدنگزیتی شده اند و به رنگ قرمز در سطح سنگ دیده می شوند. ایدنگزیتی شدن از حاشیه ها و شکستگی ها شروع شده و تا مرکز بلور ها ادامه می یابد.
شیمی سنگکل و ایزوتوپی
برای بررسی ویژگی های ژئوشیمیایی و فرایندهای سنگ شناختی مرتبط با بازالتهای نئوژن از داده های عناصر اصلی، فرعی و کمیاب استفاده شده است (جدول1). نتایج آنالیز شیمیایی 10 نمونه از سنگ های آداکیتی گنیدهای نئوژن نوار ماگمایی قوچان- اسفراین (گردیده و همکاران، 1397) نیز جهت مقایسه با نمونه بازالتی در این پژوهش ارائه شده است (جدول 2). در نمودار SiO2 در مقابل مجموع آلکالی (K2O +Na2O) نمونه های برداشت شده از دایک ها و روانه های بازالتی منطقه در محدوده تراکی بازالت و تراکی آندزیت بازالتی قرار می گیرد (Le Bas et al., 1986) (شکل4- الف) . برای تعیین سری ماگمایی سنگ های مورد مطالعه از نمودار K2O +Na2O در برابر SiO2، (Irvine and Baragar, 1971) (شکل4- ب) استفاده شده است که ماهیت قلیایی این سنگ ها را نشان می دهد. ماهیت قلیایی ماگماهای بازی می تواند توسط دو سازوکار مهم شامل نرخ پایین ذوب بخشی سنگ منبع و یا ذوب بخشی گوشته دگرنهاد ایجاد شود ;McBirney, 1993; Gill, 2010) رئیسی و همکاران، 1392).
|
شکل3. الف، ب) تصویر میکروسکوپی از الیوین بازالت های میوسن زیرین همراه با بافت میکرولیتی پورفیری جریانی(نور XPL)، ث) بافت گلومروفیری در سنگ های بازالتی در اثر تجمع کانی های پیروکسن (نور XPL)، ت، ث) بلورهای خودشکل و درشت پیروکسن همراه با دگرسانی به کانی های کلریت، اپیدوت و سریسیت در فضای بین بلورهای پلاژیوکلاز در تراکی آندزیت های بازالتی (نور XPL)، ج) وجود بافت اسکلتی در الیوین بازالت های منطقه همراه با بافت ساب افتیکی (نور XPL) |
مقدارSiO2 این سنگ ها از 22/49 تا 21/51 درصد، Al2O3 از 55/17 تا 26/19 درصد، MgO از 89/4 تا 35/7 درصد، Fe2O3t از 43/2 تا 71/5 درصد، TiO2 از 17/1 تا 61/1 درصد و Mg# از 78/43 تا 16/64 درصد می باشند. این مقادیر نشان میدهند که این سنگ ها از ماگماهای اولیه ایجاد نشده اند و احتمالا حاصل ماگماهای تحول یافته تر هستند. موقعیت قرار گیری نمونه های بازالتی و نمونه های آداکیتی نوار ماگمایی قوچان- اسفراین در نمودار Sr/Y در برابر Y (Drummond and Defant, 1990) جهت مقایسه تصویر شده است که نشان دهنده تفاوت ماهیت این سنگ ها از سنگ های آداکیتی منطقه می باشد. در نمودارهای فراوانی اکسیدهای عناصر اصلی در برابر SiO2 برای بررسی تحول ژئوشیمیایی گدازه های بازالتی مورد مطالعه استفاده شده است (شکل5). روند تغییرات مقادیر MgO، Fe2O3، MnO، TiO2،CaO در برابر مقدار SiO2 به صورت کاهشی می باشد که می تواند به علت جایگزینی آن ها در ساختار کانی های فرو منیزین در مراحل اولیه تبلور و تفریق ماگما باشد. مقادیر Na2O و K2O بر خلاف اکسیدهای دیگر روند افزایشی و مقدار Al2O3 روند افزایشی همراه با پراکندگی را نشان می دهد. این نمودار ها نشان دهنده نقش فرایند تبلور تفریقی، در تحول ژئوشیمیایی ماگمای سازنده بازالت ها می باشد. نمودار های La/Yb در مقابل La (Saunders and Norry, 1979) و Th در مقابل SiO2 (Wilson, 1989) این روند تبلور تفریقی را تایید می کند (شکل6- الف و ب).
جدول1. نتایج تجزیه های شیمیایی (درصد وزنی) سنگ های بازالتی نئوژن نوار ماگمایی قوچان- اسفراین | ||||||
Sample | GB1 | GB2 | GB3 | GB4 | GB5 | GB6 |
Area | Fathabad & Golbin | |||||
SiO2 | 83/50 | 05/47 | 42/50 | 70/50 | 21/51 | 22/49 |
Al2O3 | 26/19 | 37/18 | 42/18 | 05/18 | 90/17 | 55/17 |
Fe2O3total | 09/8 | 62/9 | 69/9 | 95/8 | 30/9 | 24/9 |
Fe2O3 | 43/2 | 89/2 | 39/3 | 71/5 | 36/3 | 77/2 |
FeO | 67/5 | 73/6 | 30/6 | 24/3 | 94/5 | 47/6 |
MgO | 92/6 | 22/8 | 89/4 | 80/5 | 72/5 | 35/7 |
CaO | 86/7 | 19/9 | 98/8 | 50/7 | 30/7 | 64/8 |
Na2O | 79/3 | 30/4 | 70/3 | 00/5 | 61/4 | 33/4 |
K2O | 52/1 | 95/0 | 76/1 | 30/1 | 70/1 | 41/1 |
TiO2 | 17/1 | 61/1 | 49/1 | 10/1 | 20/1 | 55/1 |
P2O5 | 44/0 | 55/0 | 50/0 | 65/0 | 73/0 | 46/0 |
MnO | 11/0 | 14/0 | 16/0 | 15/0 | 18/0 | 14/0 |
Cr2O3 | 02/0 | 02/0 | 02/0 | 00/0 | 00/0 | 06/0 |
Lol | 03/1 | 30/2 | 90/2 | 10/1 | 00/1 | 50/2 |
Ba | 00/304 | 00/210 | 00/276 | 00/275 | 00/320 | 00/313 |
Be | 00/2 | 00/1 | 00/2 |
|
| 00/3 |
Co | 20/28 | 30/36 | 50/29 | 00/32 | 00/31 | 40/32 |
Cs | 70/0 | 70/0 | 30/0 | 73/0 | 77/0 | 60/0 |
Ga | 60/15 | 60/16 | 70/17 |
|
| 80/14 |
Hf | 00/4 | 10/4 | 40/4 | 20/7 | 30/6 | 00/4 |
Nb | 00/20 | 20/22 | 50/30 | 00/26 | 00/22 | 80/23 |
Rb | 90/26 | 50/13 | 90/35 | 00/40 | 00/37 | 90/17 |
Sn | 00/1 | 00/2 | 00/1 |
|
| 00/1 |
Sr | 00/570 | 90/663 | 10/756 | 00/820 | 00/850 | 30/760 |
Ta | 20/1 | 20/1 | 70/1 | 81/0 | 87/0 | 40/1 |
Th | 90/3 | 70/2 | 80/3 | 50/3 | 60/3 | 80/2 |
U | 00/1 | 60/0 | 20/1 | 90/0 | 60/0 | 70/0 |
V | 00/142 | 00/194 | 00/199 | 00/150 | 00/125 | 00/170 |
W | 5/0 | 5/0 | 60/0 |
|
| 50/0 |
Zr | 80/171 | 70/181 | 20/164 | 00/137 | 00/120 | 10/192 |
Y | 20/21 | 70/22 | 00/23 | 00/22 | 00/24 | 80/20 |
La | 80/23 | 90/24 | 50/28 | 00/32 | 00/32 | 90/24 |
Ce | 90/49 | 70/54 | 70/56 | 00/61 | 00/55 | 20/47 |
Pr | 60/5 | 78/6 | 72/6 | 80/6 | 73/6 | 49/5 |
Nd | 50/20 | 26/40 | 80/25 | 00/25 | 00/27 | 90/21 |
Sm | 08/4 | 62/5 | 81/4 | 50/5 | 00/5 | 22/4 |
Eu | 37/1 | 71/1 | 60/1 | 63/1 | 62/1 | 47/1 |
Gd | 98/3 | 05/5 | 83/4 | 50/4 | 00/4 | 55/4 |
Tb | 66/0 | 78/0 | 76/0 | 56/0 | 43/0 | 74/0 |
Dy | 76/3 | 32/4 | 20/4 | 90/3 | 00/4 | 06/4 |
Ho | 76/0 | 82/0 | 83/0 | 00/0 |
| 81/0 |
Er | 10/2 | 19/2 | 31/2 | 30/2 | 30/2 | 36/2 |
Tm | 34/0 | 35/0 | 34/0 |
|
| 34/0 |
Yb | 00/2 | 07/2 | 15/2 | 20/2 | 00/2 | 12/2 |
Lu | 32/0 | 30/0 | 33/0 |
|
| 33/0 |
Sc | 21 | 00/25 | 00/26 |
|
|
|
جدول 2. نتایج تجزیه شیمیایی (درصد وزنی)10 نمونه از سنگ های آداکیتی نوار ماگمایی قوچان- اسفراین | ||||||||||
Sample | AR4 | AR5 | AR8 | AR12 | GHG1 | GHG3 | GHG5 | GHG13 | ZH6 | ZH12 |
Area | Arsang | Ghochghou | Zohan | |||||||
SiO2 | 36/67 | 35/65 | 49/70 | 83/68 | 80/66 | 62/66 | 40/63 | 56/65 | 58/69 | 94/67 |
Al2O3 | 74/15 | 19/19 | 29/19 | 50/15 | 84/15 | 93/15 | 81/19 | 07/17 | 46/16 | 31/17 |
FeO | 92/1 | 60/1 | 20/0 | 04/2 | 46/1 | 32/1 | 48/1 | 31/2 | 38/1 | 38/1 |
Fe2O3 | 92/1 | 60/1 | 20/0 | 35/1 | 46/1 | 32/1 | 48/1 | 54/1 | 92/0 | 92/0 |
MgO | 89/1 | 40/1 | 08/0 | 45/1 | 40/2 | 34/2 | 37/2 | 66/2 | 92/0 | 93/0 |
CaO | 40/2 | 44/2 | 34/0 | 28/2 | 06/3 | 49/3 | 64/3 | 49/4 | 26/4 | 70/4 |
Na2O | 19/5 | 28/5 | 99/5 | 02/5 | 69/7 | 90/7 | 54/6 | 64/4 | 39/4 | 50/4 |
K2O | 81/2 | 41/2 | 91/2 | 88/2 | 64/0 | 38/0 | 70/0 | 06/1 | 68/ | 75/1 |
TiO2 | 53/0 | 46/0 | 49/0 | 46/0 | 45/0 | 46/0 | 43/0 | 4/0 | 26/0 | 27/0 |
P2O5 | 17/0 | 16/0 | 02/0 | 15/0 | 15/0 | 16/0 | 15/0 | 17/0 | 09/0 | 27/0 |
MnO | 11/0 | 08/0 | 01/0 | 08/0 | 04/0 | 03/0 | 02/0 | 05/0 | 05/0 | 04/0 |
Cr2O3 | 01/0 | 00/0 | 00/0 | 01/0 | 01/0 | 01/0 | 00/0 | 01/0 | 00/0 | 00/0 |
Lol | 10/1 | 70/1 | 00/1 | 50/1 | 00/1 | 60/1 | 50/1 | 40/3 | 90/0 | 70/0 |
Total | 04/100 | 01/100 | 02/100 | 05/100 | 99/99 | 96/99 | 100 | 97/99 | 100 | 100 |
Ba | 595 | 476 | 689 | 592 | 356 | 123 | 258 | 323 | 421 | 389 |
Cs | 10/1 | 05/0 | 04/0 | 07/0 | 03/0 | 10/0 | 20/0 | 70/0 | 70/0 | 90/0 |
Hf | 60/3 | 20/3 | 50/3 | 10/3 | 10/4 | 80/3 | 60/3 | 70/3 | 80/2 | 60/2 |
Nb | 10/22 | 40/24 | 60/25 | 30/24 | 00/15 | 90/13 | 60/14 | 40/14 | 80/6 | 90/6 |
Rb | 30/80 | 40/66 | 60/65 | 40/78 | 30/2 | 70/9 | 90/16 | 40/32 | 50/36 | 60/37 |
Sr | 30/360 | 10/364 | 30/205 | 20/382 | 80/440 | 60/365 | 80/489 | 20/512 | 20/553 | 80/563 |
Ta | 30/2 | 50/2 | 40/2 | 60/2 | 10/1 | 20/1 | 10/1 | 10/1 | 50/0 | 50/0 |
Th | 90/11 | 80/12 | 10/7 | 20/13 | 70/10 | 10/10 | 00/10 | 30/10 | 90/3 | 70/4 |
U | 90/3 | 70/3 | 80/3 | 20/4 | 80/2 | 00/2 | 50/2 | 60/2 | 20/1 | 40/1 |
W | 40/1 | 20/1 | 00/1 | 70/1 | 50/0 | 50/0 | 50/0 | 80/0 | 50/0 | 50/0 |
Zr | 00/132 | 40/111 | 10/121 | 90/118 | 60/148 | 90/146 | 40/134 | 10/133 | 00/100 | 50/93 |
Y | 80/11 | 80/11 | 20/5 | 40/11 | 40/13 | 30/13 | 40/13 | 30/13 | 90/5 | 60/18 |
La | 70/28 | 90/28 | 20/15 | 40/28 | 80/17 | 70/21 | 00/21 | 00/26 | 40/15 | 10/38 |
Ce | 50/45 | 30/48 | 90/23 | 70/45 | 00/34 | 60/37 | 40/41 | 10/44 | 30/25 | 10/79 |
Pr | 52/4 | 50/5 | 35/2 | 67/4 | 51/3 | 74/3 | 52/4 | 72/4 | 61/2 | 8/90 |
Nd | 20/16 | 90/16 | 60/7 | 80/15 | 70/13 | 00/14 | 60/15 | 30/16 | 70/8 | 60/31 |
Sm | 87/2 | 67/2 | 08/1 | 60/2 | 34/2 | 54/2 | 52/2 | 79/2 | 60/1 | 74/4 |
Eu | 76/0 | 72/0 | 39/0 | 73/0 | 70/0 | 66/0 | 68/0 | 76/0 | 46/0 | 79/0 |
Gd | 57/2 | 38/2 | 83/0 | 46/2 | 57/2 | 52/2 | 50/2 | 62/2 | 39/1 | 43/4 |
Tb | 37/ | 36/0 | 14/0 | 35/0 | 43/0 | 38/0 | 39/0 | 40/0 | 21/0 | 61/0 |
Dy | 95/1 | 01/2 | 81/0 | 90/1 | 33/2 | 28/2 | 30/2 | 23/2 | 15/1 | 38/3 |
Ho | 40/0 | 40/0 | 19/0 | 40/0 | 49/0 | 48/0 | 45/0 | 47/0 | 18/0 | 62/0 |
Er | 30/1 | 13/1 | 61/0 | 18/1 | 37/1 | 43/1 | 31/1 | 28/1 | 63/0 | 67/1 |
Tm | 21/0 | 20/0 | 12/0 | 19/0 | 22/0 | 22/0 | 21/0 | 21/0 | 10/0 | 25/0 |
Yb | 28/1 | 31/1 | 87/0 | 15/1 | 52/1 | 31/1 | 35/1 | 39/1 | 63/0 | 39/1 |
Lu | 21/0 | 20/0 | 16/0 | 20/0 | 27/0 | 23/0 | 21/0 | 22/0 | 11/0 | 19/0 |
جدول3. نتایج تجزیه های ایزوتوپی Sr-Nd متعلق به سنگ های بازالتی نئوژن نوار ماگمایی قوچان- اسفراین | |||||||||||
Error (2s) | (87Sr/86Sr)i | (87Sr/86Sr)m | Rb (ppm) | Sr (ppm) | Error (2s) | ɛNd (10Ma) | (143Nd/144Nd)i | (143Nd/144Nd)m | Sm (ppm) | Nd (ppm) | Sample |
000020/0 | 704803/0 | 704821/0 | 17 | 760 | 000023/0 | 52/4 | 512845/0 | 512860/0 | 22/4 | 90/21 | GB1 |
000018/0 | 704334/0 | 704364/0 | 25 | 648 | 000019/0 | 52/4 | 512641/0 | 512861/0 | 77/4 | 85/22 | GB2 |
000021/0 | 704105/0 | 704124/0 | 95/18 | 800 | 000011/0 | 39/4 | 512837/0 | 512854/0 | 80/4 | 23 | GB3 |
000019/0 | 704307/0 | 704387/0 | 52 | 540 | 000011/0 | 86/2 | 512773/0 | 512773/0 | 52/3 | 19 | GB4 |
|
|
| |
شکل4. الف) موقعیت قرار گیری نمونه های بازالتی بر روی نمودار SiO2 در مقابل مجموع آلکالی) K2O +Na2O ) (Le bas et al.,1986)، ب) نمودار SiO2 در برابر K2O) +(Na2O، پ) موقعیت قرار گیری نمونه های بازالتی و نمونه های آداکیتی نوار ماگمایی قوچان – اسفراین در نمودار Sr/Y در برابر Y (Drummond and Defant, 1990) | |
در نمودارهای عنکبوتی بهنجار شده به گوشته اولیه(Sun and McDonough, 1989) و نمودار بهنجار شده به کندریت (Nakamura, 1974) می توان غنی شدگی از عناصر با شدت میدان بالا را در این بازالتها مشاهده نمود. این غنی شدگی به خصوص در عنصر Nb (ppm30-20)، از ویژگی های شاخص بازالت های سرشار از نیوبیوم می باشد. سنگ های بازالتی سرشار از نیوبیوم نوع نادری از بازالت های کمانی هستند که مشابه بازالت های کمانی شاخص نیستند. نمودار عنکبوتی و بهنجار شده سنگ های آداکیتی گنبدهای نئوژن نوار ماگمایی قوچان – اسفریان نیز جهت مقایسه با نمونه های بازالتی در شکل 7 ارائه شده است. نمونه های بازالتی منطقه همچنین دارای غنی شدگی از عناصر لیتوفیل بزرگ یون و عناصر نادر خاکی سبک نسبت به عناصر نادر خاکی سنگین هستند (شکل7). شیب کاهشی از La به Y در سنگ های بازالتی مورد مطالعه، نشانگر درجه پایین ذوب بخشی محل منبع (Srivastava et al., 2004) و بروز فرایند تفریق در ماگمای سازنده سنگ های منطقه است. همچنین، اثر آن می تواند بیانگر حضور گارنت در محل منشأ باشد (Clague et al., 1982)، زیرا گارنت با حفظ عناصر نادر خاکی سنگین در خود، مقدار آن ها را در مذاب کاهش داده و درنتیجه الگوی عناصر نادر خاکی روندی شیب دار پیدا می کند (Lentz, 1998). بالا بودن نسبت LREE/HREE نشان دهنده عمق زیاد تولید ماگما یعنی همان خاستگاه گوشته گارنت لرزولیتی است، زیرا در هنگام ذوب در اعماق زیاد، عناصر نادر خاکی سنگین معمولاً در شبکه روتیل، زیرکن و گارنت جای می گیرند و به درون مذاب بخشی وارد نمی شوند. بنابراین، نسبت HREE/LREE در فاز مایع کاهش می یابد(Ellam, 1992). همچنین درجه های پایین ذوب بخشی گوشته (کمتر از 10 درصد)، می تواند به تشکیل ماگماهای بازالتی قلیایی منجر شود که در الگوی عناصر کمیاب خاکی سبک خود غنی شدگی نشان می دهند (Wass et al., 1980). الگوی موازی روند تغییرت عناصر کمیاب و کمیاب خاکی نمونه ها نشانگر خاستگاه مشترک نمونه ها و نقش برجسته تبلور تفریقی در شکل گیری ماگمای سازنده آن ها است (Rollinson, 1993). در نمودارهای Nb+U در مقابل Nb و P2O5 در مقابل TiO2 (Defant et al, 1992) نمونه های بازالتی مورد مطالعه در محدوده بازالت های نوع HNB واقع می شوند (شکل8). مقایسه این بازالتها با رخدادهای مشابه سنگ های غنی از Nb، بیانگر این است که ذوب ورقه اقیانوسی فرورونده گسیخته شده سبب تشکیل و صعود ماگمای با سرشت آداکیتی به درون گوه گوشتهای و دگرنهادی آن میشود. در این فرایند دگرنهادی، آمفیبول تشکیل میشود که عناصر با شدت میدان بالا را در خود جای میدهد. بازشدن پنجره در ورقه اقیانوسی فرورو سبب هجوم گوشته آستنوسفری داغ به درون گوه گوشتهای دگرنهاد و ذوب بخشی آن، واپاشی آمفیبول و رهاسازی عناصر با شدت میدان بالا به ویژه نیوبیوم و تشکیل ماگماهای بازالتی آلکالن سرشار از Nb می شوند (Defant et al., 1992; Hastie, 2011; Castillo, 2012).
مقادیر نسبت آغازین143Nd/144Nd نمونه های بازالتی مورد مطالعه در محدوده 512774/0 تا 512845/0، مقادیر نسبت آغازین 87Sr/86Sr این نمونه ها بین 70446/0تا 704803/0و مقادیرNd(t)ɛ آنها بین 70/2+ تا 52/4+ متغیر است. نتایج تجزیه ایزوتوپی نمونه ها در جدول 2 آمده است. نمودار نسبت های ایزوتوپی Sr و Nd نشان می دهد که همه نمونه ها در محدوده آرایه گوشته ای و محدوده همپوشان بازالت های نوع OIB و IAB قرار گرفته اند (شکل9- الف و ب). همانگونه که در نمودارهای ایزوتوپی مشاهده می شود، گدازه های بازالتی منطقه در مقایسه با منابع فرضی مانند DMM (گوشته تهی شده MORB) که منشایی برای بازالت های پشته میان اقیانوسی است و PM (گوشته اولیه) به عنوان منشا بازالت های درون ورقهای نوع OIB، از یک منشاء غنی شدهتر سرچشمه گرفته اند. در نمونه های تراکی آندزی بازالتی نسبت های 143Nd/144Nd پایین تر و 87Sr/86Srبالاتر از نمونه های الیوین بازالتی می باشد که می تواند به دلیل آلایش با سنگ های پوسته ای ایجاد شده باشد. میانگین نسبتهای Nb/Th، Nb/U و Nb/La برای سنگهای بازالتی مورد مطالعه، به ترتیب 24/7، 33/30 و 8/0 است، که نسبت به مقادیر گوشته اولیه (4/8=Nb/Th، 34=Nb/U، 04/1=Nb/La)، (Sun and McDonough, 1989) کمتر میباشند و می تواند نشانگر آلایش ماگمای تشکیل دهنده سنگهای منطقه مورد مطالعه با ترکیبات پوسته قارهای بالایی در خلال بالاآمدن و یا تأثیر رسوبات بالای ورقه فرورونده اقیانوسی باشد.
|
| ||||
|
| ||||
|
| ||||
|
| ||||
شکل5. موقعیت نمونه های بازالتی میوسن زیرین نوار ماگمایی قوچان - اسفراین در نمودارهای هارکر(Harker, 1909) | |||||
|
| ||||
شکل6.الف) موقعیت قرارگیری نمونه های بازالتی منطقه در نمودار La/Yb در برابر La (Saunders et., al 1979)، ب)نمودار Th در برابر SiO2 (Wilson, 1989) | |||||
|
| ||||
شکل7. نمودارهای بهنجار شده ی عناصر خاکی نادر سنگ های بازالتی میوسن همراه با سنگ های آداکیتی نوار ماگمایی قوچان - اسفراین نسبت به الف) گوشته ی اولیه (Sun & McDonough, 1989). ب) نسبت به کندریت (Nakamura,1974)
| |||||
|
| ||||
شکل8. نمودارهای Nb+U در مقابل Nb و P2O5 در مقابل TiO2 (Defant et al., 1992) برای سنگ های بازالتی منطقه و محدوده های متمایز کننده بازالت های غنی از نیوبیوم (HNB) از بازالت های جزایر قوسی(IA) | |||||
|
| ||||
شکل9. الف) نمودار نسبت های ایزوتوپی143Nd/144Nd(i) در مقابل 87Sr/86Sr(i) ازHofmann (1997)، ب) eNd(t) در مقابل 87Sr/86Sr(i) (موقعیت محدوده های MORB، OIB، island arc volcanic وcontinental volcanis از;Hart et al., (1989) Zindler and Hart (1986) ;Hart et al., (1992) استفاده شده است) | |||||
محیط زمین ساختی
همانگونه که ذکر شد در برخی از محیط های زمینساختی که آداکیت ها یافت می شوند می توان بازالت های غنی از HFSE را مشاهده کرد که بازالت های سرشار از نیوبیوم (Reagan and Gill 1989; Defant et al., 1991) یا بازالت های نیوبیوم دار (Sajona et al., 1993, 1994) خوانده میشوند که به عنوان مذاب های حاصل از ذوب بخشی گوشته متاسوماتیسم شده توسط مذاب های آداکیتی تفسیر می شوند (Defant et al., 1992; Sajona et al., 1996) . نسبت مقادیر Nb/Ta در ماگماهای کمانی حاصل از گوشته متاسوماتیسم شده توسط سیالات آبدار نسبت به گوشته ای که با مذاب های آداکیتی در تماس بوده است، به طور مشخصی قابل تفکیک است (با نسبت های بالای Nb/Ta تا حدود 33) (Stolz et al.,1996). به عنوان مثال می توان به ماگماهای کمانی و پشت کمانی کامبرین نیوزلند (Munker, 1998)، ماگماهای آداکیتی کمان غرب لوزان شامل جزایر باتان (Maury et al., 1998) و کامچاتکای شمالی (Kepezhinskas et al., 1996) اشاره کرد. برای تشکیل بازالت های سرشار ازنیوبیوم دو مدل توسط پژوهشگران پیشنهاد شده است. در مدل اول، این سنگ ها از یک منشأ گوشته ای نوع OIB (بازالت های جزایر اقیانوسی) به وجود آمده اند (Castillo, 2008; Gazel et al., 2011) ، ولی در مدل دوم، گوشته متاسوماتیسم شده توسط مذاب های آداکیتی را سبب به وجود آمدن این بازالت های سرشار از نیوبیوم می دانند(Defant et al., 1992; Straub, 2013; Imaoka et al ., 2014) . با در نظر گرفتن محتوای عناصر کمیاب، تمایز بین این دو منشأ قابل تشخیص می باشد. بازالت های منطقه مورد مطالعه بوسیله نسبت های پایین Nb/U (20-35)، که به طور مشخصی کمتر از بازالت های نوع MORB و OIB (حدود47) می باشد، متمایز می شوند(Hofann et al., 1986). این مقادیر با تولید ماگما در محیط های مرتبط با فرورانش مطابقت دارد (Pearce and Peate, 1995). تمرکز عناصر با شدت میدان بالا در بازالت های منطقه مورد مطالعه نشان می دهند که این سنگ ها نمی توانند بوسیله ذوب منشأ اسپینل پریدوتیت (منشاء متداول برای بازالت های نوع OIB) تشکیل شوند. این سنگ ها دارای تمرکز پایینREE و Y هستند که نشان دهنده وجود گارنت در ناحیه منشأ آنها می باشد (Rollinson, 1993). همانگونه که ذکر گردید از ژئوشیمی عناصر کمیاب خاکی برای تعیین درجه ذوب بخشی و ژرفای خاستگاه گوشته ای ماگماهای اولیه استفاده می شود. در نمودار Sm/Yb در برابر Ce/Yb که برای تشخیص حضور یا نبود گارنت در محل منبع تولید مذاب استفاده می شود، حضور گارنت را در محل منشا این سنگ ها به اثبات می رساند (شکل10- الف). در نمودار Sm/Yb نسبت Sm ذوب بخشی یک گوشته گارنت پریدوتیتی نسبت به گوشته اسپینل پریدوتیتی روندهایی با شیب تندتر را نشان می دهند (Zhao and Zhou, 2007). در این نمودار سنگ های منطقه مورد مطالعه دارای نسبت های بالاتری از Sm/Yb نسبت به منحنی ذوب اسپینل پریدوتیت و اسپینل گارنت پریدوتیت است که نشان دهنده ذوب بخشی 10 تا 15 درصدی گارنت پریدوتیت است (شکل10- ب). با توجه به حساسیت نسبت عناصر نادرخاکی مانند Ce/Yb به تغییرات ضخامت لیتوسفر و مقدار این نسبت در بازالت های های منطقه (26> ) (شکل10- ث)، می توان گفت که ماگمای والد آنها در منطقه پایداری گارنت و عمق حدود 100 تا 110 کیلومتری به وجود آمده است (Ellam, 1992).
|
|
|
شکل10. موقعیت نمونه های بازالتی میوسن نوار ماگمایی قوچان – اسفراین در نمودارهای الف) Ce/Yb در برابر Sm/Yb (Coban, 2007)، ب) Sm/Yb در برابر Sm جهت تعیین درجه ذوببخشی (Li and Chen, 2014) بیانگر این است که ماگماهای سازنده این سنگها از ذوب بخشی 10 تا 15 درصدی ستونهای گوشتهای گارنت لرزولیتی (در زیر البرز شرقی) حاصل شده است، پ) نمودار Ce/Yb در برابر Ce ((Ellam, 1992 بیانگر عمق منشأگیری ماگمای تشکیل دهنده سنگهای مورد مطالعه در اعماق 100 تا 110 کیلومتری میباشد | ||
مطالعات ساختاری و ژئوشیمیایی بر روی سنگ های آتشفشانی و سنگ های آذرین درونی
(Rossetti et al., 2010; Alaminia et al., 2013; Khalatbari Jafari et al., 2013; Jamshidi et al., 2014; Shafaii Moghadam et al., 2016; Jamshidi et al., 2015b; Jamshidi et al., 2015a ; Maghfouri et al., 2016; Ghasemi et al., 2016 ) در توالی افیولیتی سبزوار نشان دهنده ی تغییر ترکیب سنگ های ماگمایی از تولئیتی به کالک آلکن و آلکالن می باشد. به نظر می رسد فرایند عقب نشینی ورقه نئوتتیس که معمولا به وسیله افزایش سرعت همگرایی در کمربند فرورانش اتّفاق می افتد سبب تحریک تشکیل قلمروهای کششی پشت کمان در صفحه بالایی قاره ای شده است. همانطور که پیش تر ذکر گردید، مجموعه افیولیتی سبزوار در طول رخداد حرکت رو به شمال و پر شیب اقیانوس سبزوار و در نهایت بسته شدن این حوضه آبی در کرتاسه بالایی- پالئوسن زیرین حاصل شده است(Shojaat et al., 2003) . جایگزینی نوار افیولیتی سبزوار به وسیله فعالیت های آتشفشانی از ائوسن (40 میلیون سال) در کمربند سبزوار و تا انتهای پلیوسن (3/2 میلیون سال) در کمان آتشفشانی قوچان – اسفراین ادامه یافته است
(Spies et al., 1983 ;Baumann et al., 1983; قاسمی و همکاران، 1389). با توجه به این بازه زمانی از فعالیت های آتشفشانی و جوانتر شدن ماگماتیسم از کمربند افیولیتی سبزوار به سمت قوچان در کمان ماگمایی قوچان – اسفراین به نظر نمی رسد که ورقه اقیانوسی سبزوار به سرعت مصرف شده باشد و فرایندهای دیگری باید در تولید جریان های بالای گرمایی و ایجاد مذاب هایی مشتق شده از ورقه اقیانوسی و تولید ماگمای آداکیتی سیلیس بالا در این نواحی درگیر بوده باشند. گسیختگی ورقه فرورونده (بازشدن پنجره) و بالا آمدن آستنوسفر داغ از طریق این دریچه، فرایند قابل توجیهی برای توضیح تولید و تداوم جریانهای گرمایی داغ در کمان های بالغ می باشد (Von Blanckenburg and Davis, 1995) . برخی از بخش های ماگماهای آداکیتی با پریدوتیت های گوه گوشتهای واکنش می دهند و باعث دگرنهاد شدن آن می شوند. این مذاب های آداکیتی حاصل از ذوب ورقه اقیانوسی فرورو به سوی سطح زمین حرکت میکنند و سنگ هایی با ماهیت آداکیتی سیلیس بالا را تولید می کنند. گسیختگی ورقه فرورونده سبزوار و بالا آمدگی گوشته در این ناحیه باعث ایجاد محیط کششی در زیر سنگ کرهی قاره ای شده است (Mazaheri et al., 2015). بالا آمدگی بخش هایی از آستنوسفر داغ از میان دریچه ورقه گسیخته شده به سمت گوه گوشته ایی دگرنهاد شده باعث ذوب بخشی درجه پایین در این ناحیه گردیده و مذاب های بازالتی نادری با ویژگی دوگانه محیط های کششی درون ورقه ای و فرورانشی حاشیه قاره ای و با ترکیب بازالت های قلیایی سرشار از نیوبیوم ایجاد کرده است (Castillo, 2008). این مذاب ها از طریق سیستمهای شکستگی و گسلی، به ترازهای بالاتر پوسته قارهای صعود کردهاند و در داخل حوضههای رسوبی این پهنهها جایگزین شدهاند.
نتيجهگيري
سنگ های آتشفشانی با ترکیب الیوین بازالتی و تراکی آندزیت بازالتی با سن میوسن در نوار ماگمایی قوچان - اسفراین در شمال افیولیت های سبزوار قرار دارند. با توجه به شواهد ژئوشیمیایی و ایزوتوپی، ماگمای والد این بازالتها دارای ماهیت آلکالن سدیک بوده و از نوع بازالت های کمیاب سرشار از نیوبیوم بوده است که همراه با آداکیت های سلیس بالا در مناطق کششی داخل کمان و در مرحله پس از برخورد ایجاد می گردند. ماگمای سازنده این سنگ ها از ذوب بخشی 10 تا 15 درصدی یک ستون گوشتهای گارنت لرزولیتی در اعماق 100 تا 110 کیلومتری، حاصل شده و در جریان صعود به سطح متحمل فرایندهای تبلور تفریقی و آلایش پوسته ای شده است.
سپاسگزاری
این پژوهش در راستای انجام رساله دکتری نگارنده اول مقاله و با حمایتهای مالی و معنوی معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود انجام شده است، بنابراین از آنان تقدیر میشود.
مراجع
(e) |
[1] نویسنده ی مرتبط:Sara.gardideh@gmail.com
