Petrology, geochemistry, and tectonomagmatic setting of volcanic rocks of the Hormuz and the Gachin salt domes (Hormozgan Province, Iran)

Rostami, Ali; Alipour, Samad; Abedini, Ali

doi:10.22108/ijp.2020.121790.1162

Number of Journals	44
Number of Issues	1,877
Number of Articles	15,278
Article View	43,731,779
PDF Download	17,564,044

Petrology, geochemistry, and tectonomagmatic setting of volcanic rocks of the Hormuz and the Gachin salt domes (Hormozgan Province, Iran)

پترولوژی

Article 6, Volume 11, Issue 2 - Serial Number 42, August 2020, Pages 81-104 PDF (2.13 M)

Document Type: Original Article

DOI: 10.22108/ijp.2020.121790.1162

Authors

Ali Rostami; Samad Alipour; Ali Abedini^*

Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Urmia, Iran

Abstract

The Hormuz and the Gachin salt domes are located in the south of Bandar Abbas, the Hormozgan Province, in Zagros Structure Zone. The domes are dominated by andesite, trachy-andesite, basalt, dacite, and rhyolite belonging to Permian to Triassic age. Based on geochemical evidence, these rocks are calc-alkaline originated in orogenic setting related to subduction environment. The presence of oxide minerals (hematite and magnetite) in the volcanic rocks of the domes reflect oxidization conditions and high oxygen activity during their formation. Negative TNT and high LREE/HREE anomalies along with positive Pb anomalies and low Nb/U ratios (0.48 to 14.6), as well as tectonomagmatic diagrams indicate that the studied rocks are magmatic products of primary mantle origin, which has been metasomatized by continental crustal rocks. High Ba/Nb values, low Sr and Zr/Y>3 ratio along with geochemical diagrams, confirm the characteristics of arc magmas related to the formation of the rocks under study in a subduction environment.

Keywords

Iran; Bandar Abbas; Hormuz; Gachin; salt dome; volcanic rocks; geochemistry

Full Text

گنبدهای نمک در بسیاری از نقاط جهان مانند خلیج مکزیک، دریای شمال، دریای مدیترانه و خلیج‏‌فارس پدید آمده‏‏‌اند (Nairn and Alsharhan, 1997). به‌علت شناوربودن روی رسوب‌های پوشانندة سطح زمین، این گنبدها از میان رسوب‌ها پخش می‏‏‌شوند. عوامل زمین‌ساختی مانند کشیدگی منطقه‏‏‌ای یا کوتاه‏‏‌‏‏‌شدگی پوسته زمین و همچنین، نیروی جاذبه پیدایش آنها را کنترل می‏‏‌کنند (Hudec and Jackson, 2007; Mohamadi, 2011). گنبدهای نمکی بزرگ مقیاس در جنوب استان‏‏‌های فارس، بوشهر و هرمزگان دیده می‌شوند. سری هرمز مهم‌ترین گنبدهای نمکی خاورمیانه و به سن پرکامبرین است. سری هرمز آمیزه‌ای رنگی از نمک، انیدریت، دولومیت، شیل، ماسه‏‏‌سنگ و سنگ‏‏‌های آتشفشانی است (Jahani et al., 2007; Khodabakhshnezhad and Arian, 2016). بررسی‌های بسیاری روی گنبدهای نمکی سری هرمز انجام شده‌اند؛ مانند: بررسی‌های زمین‏‏‌شناسی و زمان جایگیری آنها (Talbot et al., 1998)، تأثیر فرایندهای دیاژنتیک (Talbot et al., 2009; Ghazban and Al-Aasm, 2010 )، کانه‏‏‌زایی آهن (Hassanlouei and Rajabzadeh, 2019) و سنگ‌زایی سنگ‏‏‌های آذرین مرتبط با این گنبدها (Faramarzi et al., 2015). با این حال، تا کنون هیچ‌ بررسیِ جامع و کاملی روی سنگ‏‏‌های آتشفشانی گنبدنمکی هرمز برپایة داده‏‏‌های عنصرهای خاکی کمیاب و مقایسة آن با گنبدنمکی گچین انجام نشده است.

بررسی‏‏‌های انجام‌شده نشان داده‌اند غنی‏‏‌شدگی و یا تهی‏‏‌شدگی عنصرها در این واحدهای سنگی ردیابی در تعیین فرایندهای حاکم بر پیدایش سنگ‏‏‌های میزبان کانسارهای سولفیدی کاربرد دارند (Sasmaz et al., 2005; Schwinn and Markl, 2005). کانه‏‏‌سازی سولفیدی و تمرکز عنصرهای خاکی کمیاب از ویژگی‏‏‌های زمین‏‏‌شناسی این منطقه هستند. در این پژوهش، برپایة ویژگی‏‏‌های سنگ‏‏‌شناسی، کانی‏‏‌شناسی و زمین‏‏‌شیمیایی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در سنگ‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانی گنبدهای نمکی هرمز و گچین، جایگاه تکتونوماگمایی و شرایط پیدایش آنها بررسی و تعیین شده است.

زمین‏‏‌شناسی منطقة هرمز و گچین

برپایة پهنه‌بندی زمین‏‏‌ساختاری ایران، گنبدهای نمکی هرمز و گچین بخشی از پهنة زاگرس چین‏‌خوردة سنوزوییک هستند که در بخش میانی رشته‏‌کوه‏‌های آلپ هیمالیا و مرز شمال‏‏خاوری صفحة عربی جای دارند. زاگرس چین‌خورده که این دو منطقه در آن جای دارند، پیامد باز و بسته‌شدن پوستة اقیانوس نئوتتیس و همگرایی میان صفحة عربی و اوراسیا است (Agard et al., 2005). از دیدگاه زمین‏‏‌ساختی، پهنة یاد شده در ۵ مرحله پدید آمده است که عبارتند از: ۱) پیدایش فلات قاره در پالئوزوییک؛ ۲) کافت‏‏‌زایی در پرمین و تریاس؛ ۳) پیدایش مرز قاره‏‏‌ای غیرفعال اقیانوس نئوتتیس در ژوراسیک و کرتاسه آغازین؛ ۴) جایگیری افیولیت در کرتاسه پایانی؛ 5) برخورد صفحة عربی با صفحة اوراسیا و کوتاه‏‏‌شدگی پوسته در نئوژن (Abdollahie Fard et al., 2006).

سری هرمز (نئوپروتروزوییک تا پرکامبرین پیشین؛ Stӧcklin، 1968)، مارن‏‏‌های میشان (میوسن)، ماسه‏‏‌سنگ آغاجاری (پلیوسن) و کنگلومرای بختیاری (الیگوسن) از واحدهای مهم منطقه به‌شمار می‌روند (شکل ۱). سری اول (h1) گنبدهای نمکی تبخیری هرمز در پرکامبرین و کامبرین پیشین، در شمال و جنوب‌خاوری خلیج فارس، از بندرعباس تا سروستان و کازرون، سری هرمز دانسته می‏‏‌شوند. گنبدهای نمکی بررسی‌شده (گچین و هرمز) به سری هرمز تعلق دارند. از پایین به بالا واحدهای رسوبی زیر از سنگ‏‌های رسوبی سازندة سازند هرمز هستند (Blanford, 1872; Alian and Bazamad, 2014):

۱) سازند نمکی هرمز:این سازند دربردارندة لایه‏‏‌های نمکی همراه با میان‌لایه‏‏‌های نازکی از توف، مارن، آهک، اکسیدها و سولفورهای آهن است؛

۲)سازند هرمز (h2):این سازند دربردارندة تناوبی از مارن‏‏‌های سفید تا زرد کم‏‏‌رنگ، انیدریت، توف، ایگنمبریت، آهک‏‏‌های نازک‌لایة سیاه‌رنگ و نوارهای نازک سنگ آهن است؛

۳) سازند آهکی سیاه رنگ جلبکی (h3):این سازند دربردارندة طبقات نازک‌لایة آهکی سیاه سرشار از فسیل جلبک‏‏‌های گوناگون است؛

۴) سازند آواری- آتشفشانی (h4):این سازند دربردارندة ماسه‏‏‌سنگ‏‏‌های قرمز و سبز رنگ با میان‌لایه‏‏‌هایی از توفیت است.

سنگ‏‏‌های آتشفشانی سازند هرمز دو دسته هستند: دسته نخست، سرشت اسیدی تا حد واسط دارند و از ریولیت، داسیت و تراکیت ساخته شده‏‏‌اند. دسته دوم دربردارندة دایک‏‏‌های دیابازی و گرانوفیری با سن 14±227 میلیون سال پیش (Richardson, 1972) هستند. همچنین، روند خاوری- باختری دارند و سازند هرمز را قطع کرده‏‏‌اند (Rostami et al., 2014).

شکل ۱- نقشة زمین‏‌شناسی واحدهای سنگی گنبدهای نمکی: A) هرمز؛ B) گچین (تهیه‌شده از نقشة زمین‏‌شناسی 250000: 1 بندرعباس (نقشة تلفیق‌شدة نهایی توسط Fakhari (1994))

گنبدنمکی هرمز از سازندهای تبخیری و لایه‏‌های نمکی ستبر ساخته شده است. از ویژگی‏‌های خاص گنبدنمکی هرمز حضور سنگ‏‌های آذرین و بیشتر آتشفشانی گوناگون به‌همراه سنگ‏‌های رسوبی به اندازه‏‌های مختلف روی یا درون نمک‏‌هاست. تقریباً همة سنگ‏‌های آذرین (ریولیت و توف ریولیتی، گابرو و گرانیت) در این گنبد دچار متاسوماتیسم شده‏‌اند (Taghipour et al., 2008). بررسی‏‏‌های سنی انجام‌شده به روش سن‏‏‌سنجی ²⁰⁶Pb/²³⁸U روی واحدهای ماگمایی گنبدنمکی هرمز، سن آنها را پرمین پایانی تا تریاس آغازین نشان داده‌اند (Richardson, 1972; Faramarzi et al., 2015). در این گنبد، توده‏‏‌های آذرین به شکل استوک و دایک هم‌روند با گسل‏‏‌های زمین‌ساختی با مرز مشخص نسبت به دیگر واحدهای اطراف خود جای گرفته‏‏‌اند (شکل ۲- A). از دیدگاه زمین‌ساختی، منطقة هرمز بیشتر تحت‌تأثیر کوهزایی عمان و کمی تحت‌تأثیر کوهزایی زاگرس قرار گرفته است (Haghshenas, 2015).

کهن‏‏‌ترین واحد‏‏‌های سنگی در گنبدنمکی گچین، سنگ‏‏‌های تبخیری، رسوبی و آتشفشانیِ سازند هرمز با سن کامبرین زیرین در هستة گنبد هستند که اطراف آنها را رسوب‌های سازندهای جوان (میشان و آغاجاری) فرا گرفته‌اند. در میان رسوب‌ها، سنگ‏‏‌های آذرین اسیدی و بازیک درونی و بیرونی دیده می‌شوند که مرز آنها با رسوب‌های سازندهای جوان آشکار و روشن است (شکل ۲- B). سنگ‏‌های آذرین گچین دو نوعِ بازیک و اسیدی هستند. سنگ‏‌های بازیک دربردارندة بازالت، گابرو و دیاباز به‌شدت دگرسان‌شده‏‌ هستند. سنگ‏‌های اسیدی دربردارندة توف‏‌ها و گنبدهای ریولیتی و گرانیتی کم‌ژرفا هستند. به احتمال بسیار، این سنگ‏‏‌ها در پایان میوسن و آغاز پلیوسن در گنبدنمکی گچین رخنمون یافته‏‏‌اند (Jafari Sadr, 2001). در این گنبدها، سنگ‏‏‌های آتشفشانی به‌صورت دایک و استوک تزریقی به درازای بیشتر از ۲ کیلومتر با حاشیة انجماد سریع در ارتباط با برخی سنگ‏‏‌های پیرامون دیده می‏‏‌شوند. دایک‏‏‌ها در بخش‏‏‌هایی با گسل‏‏‌های راست‏‏‌گرد به‌صورت افقی جابجا شده‏‏‌اند. این سنگ‏‏‌ها دانه‌ریز هستند و در نمونة دستی به رنگ سفید، خاکستری، سبز روشن تا تیره دیده می‏‏‌شوند.

شکل ۲- تصویرهای صحرایی از توده‏‌های آتشفشانی و مرز آشکار و روشن آنها با واحدهای سنگی اطرافدر گنبدهای نمکی: A) هرمز (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B) گچین (دید رو به جنوب)

روش انجام پژوهش

در این پژوهش، تفکیک واحدهای سنگی برپایة بررسی‌های پیشینِ Rostami و همکاران (2014) و نیز Alian و Bazamad (2014) و نیز مشاهدات صحرایی انجام شد. سپس، از سنگ‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانیِ گنبدهای نمکی هرمز و گچین، شمار ۵۰ نمونة شاخص سالم و کمتر دگرسان‌شده برگزیده شد. مختصات جغرافیایی و موقعیت نمونه سنگ‏‌های برداشت‌شده در هر دو گنبد به‌ترتیب در جدول ۱ و شکل ۳ نشان داده شده‌اند. پس از این مرحله، شمار ۲۶ مقطع نازک از سنگ‏‏‌های آتشفشانی و شمار ۴ مقطع صیقلی از کانه‏‏‌های مرتبط با این سنگ‏‏‌ها، برای شناسایی فازهای کانیایی فلزی تهیه و با میکروسکوپ دومنظوره بررسی شدند. همچنین، شمار ۶ نمونه برای شناسایی فازهای کانیایی نامشخص در این سنگ‏‏‌ها، در آزمایشگاه زر‏‌ آزما به روش پراش پرتوی ایکس (XRD) با دستگاه Asenware مدل Awxdm300 در طول موج ۵۴/۱ آنگسترم، ولتاژ ۴۵ کیلو وات و ۴۰ میلی‌آمپر با زاویه 2θ برابربا ۳ تا ۶۰ درجه تجزیه شدند.

برای بررسی‌های زمین‏‏‌شیمیایی و تعیین مقادیر عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب شمار ۱۲ نمونه از سنگ‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانی گنبدنمکی هرمز و شمار ۱۵ نمونه از سنگ‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانی گچین برگزیده و با روش طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) و با دستگاه ICP-MS Perkin Elmenr Elan DRC در آزمایشگاه زرآزمای تهران تجزیه شدند. فرایند آماده‏‌سازی در آزمایشگاه زرآزما بدین‌گونه بوده است که هر نمونه پس از ورود به آزمایشگاه نخست خشک شد. سپس، با سنگ‏‌شکن‏‌های فکی (Jaw Crusher) تا ابعاد کمتر از ۴ میلیمتر خردایش و در آسیاب دیسکی تا اندازة ۷۵ میکرون (۲۰۰ مش) نرمایش شد. پس از نرمایش هر نمونه، هاون با مواد ساینده تمیز شد. پودر به‌دست‌آمده برای هر نمونه با روش چهار اسید حل و سپس مقادیر عنصرها با دستگاه ICP-MS اندازه‏‏‌گیری شد. برای راستی‌آزمایی، نمونه‏‏‌های استاندارد مرجع گواهی‌شده بین‏‌المللی CRM (Certified Reference Material) به‌کار برده شدند.

جدول ۱- مختصات نقاط نمونه‌برداری‌شده در گنبدهای نمکی هرمز و گچین

Gachin			Hormuz
Sample No.	Latitude	Longitude	Sample No.	Latitude	Longitude
1-G	27° 4' 46.59"N	55° 55' 46.48"E	31-H	27° 2'5 5.59"N	56° 26' 24.76"E
2-G	27° 4' 37.16"N	55° 54' 50.04"E	32-H	27° 3' 18.75"N	56° 26' 4.57"E
3-G	27° 4' 43.75"N	55° 55' 2.79"E	34-H	27° 3' 43.62"N	56° 28' 9.52"E
46-G	27° 5' 55.40"N	55° 56' 13.27"E	35-H	27° 2' 18.20"N	56° 27' 9.48"E
47-G	27° 6' 34.72"N	55° 54' 6.56"E	36-H	27° 4' 39.10"N	56° 29' 37.59"E
49-G	27° 6' 34.68"N	55° 55' 28.89"E	39-H	27° 3' 40.64"N	56° 29' 23.41"E
50-G	27° 6' 38.04"N	55° 55' 0.64"E	40-H	27° 2' 43.13"N	56° 26' 53.39"E
52-G	27° 7' 8.50"N	55° 55' 35.68"E	41-H	27° 4' 41.04"N	56° 27' 41.51"E
56-G	27° 7' 6.05"N	55° 55' 29.82"E	44-H	27° 4' 17.21"N	56°26' 0.87"E
57-G	27° 6' 51.86"N	55° 56' 32.39"E	2-KH	27° 2' 49.83"N	56° 26' 30.75"E
58-G	27° 7' 24.10"N	55° 54' 20.71"E	3-KH	27° 2' 17.72"N	56° 26' 55.22"E
59-G	27° 7' 2.92"N	55° 54' 58.91"E
60-G	27° 6' 52.98"N	55° 55' 8.92"E
62-G	27° 6' 29.19"N	55° 55' 54.80"E
73-G	27° 6' 32.85"N	55° 56' 19.49"E
1-KG	27° 5' 43.04"N	55° 58' 49.24"E

شکل ۳- تصویر Google Earth از موقعیت نمونه‏‌های برداشت‌شده از گنبدهای نمکی. A) گنبدنمکی هرمز؛ B) گنبدنمکی گچین

نتایج

کانی‏‏‌شناسی

برپایة بررسی‌های مقاطع نازک، بیشتر سنگ‏‏‌های آتشفشانی در گنبد‏‌نمکی هرمز از نوع ریولیت، توف و تراکی‏‏‌آندزیت هستند (جدول ۲). ریولیت‏‏‌های این گنبد با بافت پورفیری، ۲۵ درصدحجمی درشت بلورهای کوارتز همراه با ۳۰ درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار، ۱۵ درصدحجمی پلاژیوکلاز و ۱۰ درصدحجمی کانی‏‏‌های تیره در زمینة ریزدانه و شیشه در زیر میکروسکوپ دیده می‏‌شوند. فنوکریست‏‏‌ها و میکروفنوکریست‏‏‌های کوارتز به‌صورت بلورهای بی‏‌شکل و شمار اندکی از آنها نیز به‌صورت بلورهای منشوری شکل‏‌دار دیده می‏‌شوند که گاه به‌صورت اندک با اکسید آهن جایگزین شده‏‏‌اند (شکل ۴- A).

جدول ۲- نوع سنگ و کانی‏‏‌های سازندة آنها برپایة بررسی مقاطع نازک

Sample No.	Rock Name	Major Minerals	Secondary Minerals	Accessory Minerals
1-G	Tuff	Quartz, Feldspar	Clay mineral, Sericite, Carbonate, Iron oxide	Opaque mineral-Iron oxide, Gypsum-Bassanite
2-G	Rhyolite tuff	Quartz, Orthose	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
3-G	Rhyolite tuff	Quartz, Feldspar	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
46-G	Trachyandesite	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite, Carbonate	Opaque mineral-Iron oxide, Tourmaline
47-G	Altered tuff	Quartz, Feldspar	Gypsum-Bassanite, Carbonate	Opaque mineral-Iron oxide
49-G	Metamorphic rock	Epidote, Zoisite	Chlorite, Sphene, Amphibole	Opaque mineral-Iron oxide
50-G	Granite	Orthose, Plagioclase	Clay mineral, Chlorite, Muscovite, Epidote, Carbonate	Opaque mineral-Iron oxide, Apatite, Sphene
52-G	Rhyolite tuff	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
56-G	Rhyolite	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite, Muscovite	Opaque mineral-Iron oxide
57-G	Rhyolite	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite, Muscovite, Amphibole	Opaque mineral-Iron oxide
58-G	Rhyolite tuff	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite, Muscovite	Opaque mineral-Iron oxide
59-G	Altered rhyolite	Quartz, Feldspar	Clay mineral, Sericite, Chlorite	Opaque mineral-Iron oxide, Apatite
60-G	Rhyolite tuff	Quartz, Orthose	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
62-G	Tuff	Quartz, Feldspar	Clay mineral, Sericite, Carbonate, Quartz	Opaque mineral-Iron oxide
73-G	Rhyolite tuff	Quartz, Sanidine	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
31-H	Rhyolite	Quartz, Feldspar	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
32-H	Rhyolite tuff	Quartz, Orthose	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
34-H	Tuff	Quartz	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
35-H	Rhyolite tuff	Quartz, Sanidine	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
36-H	Rhyolite tuff	Quartz, Sanidine	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
39-H	Tuff	Quartz	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
40-H	Trachyandesite	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
41-H	Rhyolite	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
44-H	Tuff	Quartz	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
45-H	Rhyolite	Quartz, Plagioclase	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide
48-H	Rhyolite	Quartz, Sanidine	Clay mineral, Sericite	Opaque mineral-Iron oxide

توف ریولیتی با بافت کریستالوکلاستیک از فنوکریستال‏‌های بلوری کوارتز و مقدار کمی آثار بلوری از کانی تیره در خمیره شیشه‏‌ای ساخته شده است. توف‏‏‌ها با بافت غالب میکروکریستالین از کانی اصلی کوارتز (۵۵ درصدحجمی)، فلدسپار (۲۰ درصدحجمی) و همچنین ۵ درصدحجمی کانی فرعی (اکسیدهای آهن و کانی‏‏‌های رسی) در زمینه‏‌ای از شیشه ساخته شده‌اند (شکل ۴- B). کوارتز (۲۵ درصدحجمی) و آلکالی‌فلدسپار (۲۰ درصدحجمی) از کانی‌های اصلی سنگ‏‏‌های تراکی‏‏‌آندزیت هستند. بافت این سنگ‏‏‌ها پورفیری است و شامل ۳۰ درصدحجمی کانی‏‏‌های رسی و کانی‏‌های کدر به‌ویژه اکسیدهای آهن در زمینه‏‏‌ای ریز دانه و شیشه هستند (شکل ۴- C). توف، ریولیت و تراکی‌آندزیت نیز از سنگ‏‏‌های آتشفشانی در گنبد‏‌نمکی گچین هستند (جدول ۲). سنگ‏‌های ریولیتی که بیشترین فراوانی را دارند، شامل کانی‏‏‌های اصلی کوارتز (۳۵ درصدحجمی) و فلدسپارهای دگرسان‌شده (۱۵ درصدحجمی) هستند که با فازهای فرعی مانند مسکوویت، سریسیت، کانی‏‏‌های رسی و کانی‏‌های کدر (۱۵ درصدحجمی) همراهی می‏‏‌شوند. بافت غالب این‏‏‌ سنگ‏‏‌ها پورفیری با دانه‏‏‌های درشت کوارتز در زمینة ریزدانه و شیشه است. کانی‏‌های فلدسپار (ارتوکلاز و پلاژیوکلازهای سدیک) به‌صورت بلورهای نیمه‏‏‌شکل‏‌دار و بیشتر بی‏‌شکل دیده می‏‏‌شوند که با اکسیدهای آهن جایگزین و یا به کانی رسی و سریسیت تجزیه شده‏‏‌اند (شکل ۴- D). در این گنبد، توف‏‌های ریولیتی تجزیه‌شده با بافت کریستالوکلاستیک متشکل از مقدار کمی فنوکریست‏‌های بلوری کوارتز (۴۰ درصدحجمی) به‌صورت بی‏‌شکل گاه با حواشی خردشده و خوردگی خلیجی در خمیرة شیشه‏‌ای با ۱۵ درصدحجمی درشت‌بلورهای فلدسپار و ۱۵ درصدحجمی کانی‏‏‌های تیره دیده می‏‌شوند (شکل ۴- E).در تراکی‌آندزیت با بافت گلومروپرفیریتیک، کوارتز (۲۰ درصدحجمی) همراه با پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار (۳۵ درصدحجمی) به‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار دیده می‏‌شوند و گاه در آنها آثار خردشدگی و تجزیه به کانی رسی و سریسیت (۱۵ درصدحجمی) در زمینه‏‌ای از شیشه پدیدار شده است (شکل ۴- F).

کانه‏‏‌زایی

در مقاطع صیقلی از کانه‏‏‌های مرتبط با سنگ‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانی هرمز، هماتیت با فراوانی نزدیک به ۵۰ تا ۸۵ درصدحجمی و ابعاد ۲ تا ۶۰۰ میکرون به‌صورت تیغه‏‏‌ای (شکل ۵- A) با ابعاد ۲ میکرون تا ۱ میلیمتر فاز غالب فلزی است که بافت توده‏‏‌ای را در سنگ پدید آورده است (شکل ۵- B). هماتیت‏‏‌ها به‌صورت دو نسل کانه‏‏‌زایی دیده می‏‏‌شوند. هماتیت‏‏‌های تیغه‏‌ای یا توده‏‏‌ای به‌صورت نخستین (نسل نخست) و هماتیت‏‏‌های رگچه‏‏‌ای به‌صورت ثانویه (نسل دوم) هستند. مگنتیت، پیریت و کالکوپیریت از دیگر کانی‏‏‌های فراوان در نمونه‏‏‌های کانه مرتبط با سنگ‏‏‌های آتشفشانی موجود در گنبدهای نمکی گچین هستند که به‌صورت بلورهای شکل‌دار با ابعاد ۲ تا ۵۰۰ میکرون بافت موزاییکی را پدید آورده‌‏‏‌اند (شکل ۵- C). برپایة روابط کانه‏‏‌ها، فاز اکسیدی (مگنتیت) در آغاز و سپس فاز سولفیدی (پیریت و کالکوپیریت) پدید آمده‏‏‌اند. همچنین، بافت خوردگی پیریت و کالکوپیریت توسط مگنتیت نشان‌دهندة پیدایش مگنتیت در فاز پس از این کانی‏‏‌هاست. پیریت با فراوانی نزدیک به ۱۰ درصد به‌صورت بلورهای شکل‌دار با ابعاد ۲۰ تا ۴۰۰ میکرون به‌صورت رگچه‏‏‌ای میان مگنتیت دیده می‏‏‌شود. پس این کانی نسل دوم به‌صورت ثانویه و تأخیری پدید آمده است و نشان‌دهندة فرایند پرکنندگی فضای خالی است (Parvaresh Darbandi et al., 2020) (شکل ۵- D). کالکوپیریت به‌صورت لکه‏‏‌های بی‏‏‌شکل در میان دانه‏‏‌های مگنتیت دیده می‌شود (شکل ۵- C).

شکل ۴- تصویر مقاطع نازک سنگ‏‏‌های آتشفشانی هرمز و گچین در XPL. A) سنگ ریولیتی در هرمز با فلدسپارهای دگرسان‌شده (نمونة 45-H)؛ B) نمونة توف هرمز با بافت میکروکریستالین (نمونة 34-H)؛ C) تراکی‌آندزیت هرمز با بافت پورفیری (نمونة 40-H)؛ D) بافت پورفیری در ریولیت گچین با دانه‏‏‌های درشت کوارتز (نمونه 3-G)؛ E) توف ریولیتی تجزیه‌شدة گچین (نمونة 52-G)؛ F) بافت گلومروپورفیری در نمونة تراکی‌آندزیت گچین (نمونة 46-G) (Php: کانی‏‏ فیلوسیلیکاته؛ نام اختصاری دیگر کانی‌ها برپایة Whitney و Evans (2010): Fsp: فلدسپار؛ Opq: کانی‏‏‌های تیره؛ Qz: کوارتز)

شکل ۵- مقاطع صیقلی از سنگ‏‏‌های آتشفشانی هرمز (A و B) و گچین (C و D) در نور بازتابی PPL. A) هماتیت تیغه‏‏‌ای با فراوانی نزدیک به ۵۰ تا ۸۵ درصد و ابعاد ۲ تا ۶۰۰ میکرون (46H)؛ B) هماتیت با بافت توده‏‏‌ای و ابعاد ۲ میکرون الی ۱ میلیمتر (نمونة 47H)؛ C) کانی مگنتیت با بافت موزاییکی با فراوانی نزدیک به ۸۰ درصد و ابعاد ۲ تا ۵۰۰ میکرون همراه با دانه‏‏‌های بی‏‏‌شکل کالکوپیریت با فراوانی نزدیک به ۴ درصد (نمونة 2G)؛ D) رگچه‏‏‌هایی از بلورهای شکل‌دار پیریت با فراوانی نزدیک به ۱۰ درصد و ابعاد ۲۰ تا ۴۰۰ میکرون در میان مگنتیت (نمونة 2G) (نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans (2010): Mag: مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛ Ccp: کالکوپیریت؛ Py: پیریت)

تجزیه‏‏‌های XRD از بخش‏‏‌های کانه‏‏‌دار مرتبط با سنگ‏‏‌های آتشفشانی، کانی‏‌های مهم گنبدنمکی هرمز، مانند هماتیت، دولومیت، کوارتز، اوژیت و با اندکی تفاوت در تنوع، کانی‏‏‌های اصلی گنبدنمکی گچین مانند هماتیت، مگنتیت، کوارتز، کلسیت، اپیدوت و کلریت را نشان می‏‏‌دهند (جدول ۳).

جدول ۳- نتایج XRD بخش‏‏‌های کانه‏‏‌دار مرتبط با سنگ‏‏‌های آتشفشانی گنبدهای نمکی هرمز (KH) و گچین (KG)

Sample No.	Major phases	Minor phases
1KH	Quartz, Fluorapatite, Hematite, Dolomite	Mica-Elite, Chlorite, Microcline
2KH	Augite	Quartz, Brucite
3KH	Quartz, Hematite	Albite
1KG	Quartz, Magnetite, Hematite, Calcite	Fluorapatite, Goethite, Orthoclase, Mica- illite
2KG	Chlorite, Albite	Muscovite- illite , Hornblende, Microcline
3KG	Quartz, Calcite, Epidote	Hornblende, Microcline, Chlorite, Albite

زمین‏‏‌شیمی

برپایة داده‌های زمین‏‏‌شیمیایی به‌دست‌آمده، مقدار Al₂O₃ در سنگ‏‏‌های آتشفشانی در گنبدهای نمکی هرمز و گچین از 03/0 تا 62/1 درصدوزنی در نوسان است. مقدار Fe₂O₃ در این سنگ‏‏‌ها نیز از 58/0درصدوزنی به بیشتر از ۱۰ درصدوزنی می‏‏‌رسد. همچنین، بیشترین مقدار CaO از ۱۰ درصدوزنی و بیشترین مقدار MgO از ۲ درصدوزنی بیشتر هستند. مقدار TiO₂ کمابیش بالاست و بیشترین مقدار آن به 31/1 درصدوزنی می‏‏‌رسد (جدول ۴). افزون‌بر این، مقدار Y بسیار بالاست؛ ‌به‌گونه‌ای‌که بیشترین مقدار آن ۱۶۰۱ پی‌پی‌ام است (جدول ۳).

با به‌کارگیری عنصرهای Y، Ti، Nb و Zr که عنصرهای نامتحرک دانسته شده‏‏‌اند (Pearce, 1996)، در شناسایی نوع سنگ‏‏‌ها و برپایة نتایج عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب (جدول‌های ۴، ۵ و ۶) و ترسیم نمودار Zr/TiO₂ دربرابر Nb/Y، سنگ‏‏‌های بررسی‌شده از نوع ریولیت، تراکی‏‏‌آندزیت، بازالت و داسیت هستند (شکل ۶). در میان این سنگ‌ها، سنگ‏‏‌های گچین با دو منطقة جداگانه از تنوع و ناهمگنی و تغییر ترکیب نسبت به سنگ‏‏‌های هرمز بیشتری دارند. این ویژگی شاید پیامد چندین فاز فعالیت آتشفشانی در این جزیره باشد. گفتنی است در این پژوهش، غلظت عنصرهای اصلی برپایة ppm و با نرم‏‌افزار OXDPPM به مقادیر اکسید تبدیل شده‏‏‌اند (Al-Mishwat, 2016) (جدول ۴).

جدول ۴- مقدار اکسیدی عنصرهای اصلی در سنگ‏‏‌های آتشفشانی گنبدنمکی هرمز (H) و گچین (G) (داده‏‌ها برپایة درصدوزنی)

Sample No.	DL	1-G	2-G	3-G	46-G	47-G	49-G	50-G	52-G	56-G	57-G	58-G	59-G	60-G
Al₂O₃	0.01	1.33	0.03	1.12	1.17	1.16	1.62	1.3	1.2	1.2	1.27	1.28	1.26	1.49
Fe₂O₃	0.01	2.22	>10	1.86	4.11	1.6	9.08	1.14	5.25	0.58	4.65	4.64	2.55	6.4
MnO	0.01	0.4	0.01	0.28	0.05	0.13	0.1	0.03	0.09	0.02	0.12	0.05	0.03	0
MgO	0.02	1.19	0.07	1.37	1.79	0.48	>2	0.68	>2	1.44	2.47	2.69	1.52	0.09
CaO	0.01	1.8	>10	2.27	0.39	2.54	9.29	0.97	0.1	0.64	0.18	0.11	0.31	0.15
K₂O	0.01	5.72	0.29	4.83	6.25	4.98	2.96	3.84	3.74	8.53	5.92	6.05	3.85	5.19
Na₂O	0.01	0.14	0.06	0.45	1.56	0.7	0.32	5.07	0.67	0.58	0.15	0.4	4.1	0.24
P₂O₅	0.01	0.02	0.38	0.03	0.06	0.02	0.16	0.03	0.02	0.05	0.06	0.05	0.03	0.04
TiO₂	0.01	0.13	<10	0.12	0.34	0.11	1.31	0.4	0.16	0.14	0.32	0.28	0.18	0.12
Sample No.	DL	62-G	73-G	31-H	32-H	34-H	35-H	36-H	39-H	40-H	41-H	44-H	45-H	48-H
Al₂O₃	0.01	1.23	1.09	1.5	0.15	1.34	0.98	1.21	1.25	1.32	1.35	1.17	1.22	0.38
Fe₂O₃	0.01	0.93	3.34	2.89	>10	5.23	9.11	2.61	4.2	3.84	3.01	2.09	2.1	4.87
MnO	0.01	0.03	0.04	0.01	1.41	0.03	0.04	0.02	0.04	0.03	0.01	0	0.01	1.6
MgO	0.02	1.18	1.09	>2	2.59	>2	0.24	2.74	2.99	>2	>2	2.96	1.89	>2
CaO	0.01	2.67	1.11	0.21	>10	0.2	0.39	0.31	0.86	0.19	0.12	0.34	0.35	1.49
K₂O	0.01	5.28	8.96	4.77	1.26	5.22	3.79	6.96	4.71	4.36	3.8	5.69	4.23	2.69
Na₂O	0.01	0.85	1.63	0.25	0.3	1.15	0.8	1.19	0.68	0.31	0.25	1.92	0.12	0.87
P₂O₅	0.01	0.03	0.03	0.06	>3	0.09	0.03	0.02	0.06	0.07	0.06	0.05	0.02	0.16
TiO₂	0.01	0.14	0.17	0.54	0.06	0.36	0.17	0.13	0.3	0.43	0.17	0.21	0.16	0.11

جدول ۵- مقادیر عنصرهای کمیاب در سنگ‏‏‌های آتشفشانی گنبدنمکی هرمز (H) و گچین (G) به‌دست‌آمده با روش ICP-MS (داده‏‌ها برپایة ppm)

Sample No.	DL	1-G	2-G	3-G	46-G	47-G	49-G	50-G	52-G	56-G	57-G	58-G	59-G	60-G
Rb	1	167	<1	102	140	135	22	43	100	100	166	153	90	367
S	50	1918	>3%	1408	646	205	223	150	101	1454	2853	383	435	4108
Sr	1	143	50.3	166	16.6	20.6	465	72	18.6	30	287	17.5	46	320
Cs	0.5	13	<0.5	7.8	3.3	5.1	<0.5	0.6	3.6	0.9	3.7	8.1	0.7	3.1
Ba	1	106	168	145	531	198	228	693	438	451	>1%	189	295	32
Ta	0.1	0.8	0.25	0.5	0.5	0.63	0.59	0.49	0.84	0.34	0.58	0.6	0.51	0.52
Nb	1	8.9	3.3	6.6	6.7	7	7.3	8	7.5	4.6	6.7	6.2	5.9	5.6
Zr	5	115	11	59	7	74	79	13	87	7	11	10	17	9
Hf	0.5	3.93	1.05	1.99	1.21	2.82	2.9	1.31	3.45	0.99	1.23	1.14	1.25	0.97
Th	0.1	18	3.69	10.35	10.08	15.76	4.1	21.63	23.67	13.35	8.42	8.79	15.39	9.57
U	0.1	2.7	6.7	1.8	1	1.8	0.5	3.3	3.7	1.8	2.1	0.6	1.6	0.4
Y	0.5	16.9	379	12.8	21.3	20.1	22.4	38.1	12.4	9.8	16.7	6.3	36.7	<0.5
Sample No.	DL	62-G	73-G	31-H	32-H	34-H	35-H	36-H	39-H	40-H	41-H	44-H	45-H	48-H
Rb	1	196	124	156	18	126	98	138	88	79	119	69	121	202
S	50	353	6696	395	1670	336	731	396	435	289	271	244	2190	815
Sr	1	60.4	306	121	361	39.5	119	34.8	201	86.4	31.5	57.5	38.3	372
Cs	0.5	6.1	3.5	5.7	1.2	5.6	3.6	3.7	4.8	6.8	3.3	3	3.8	6.8
Ba	1	691	1691	64	4876	942	680	185	1423	95	159	58	88	249
Ta	0.1	0.83	0.65	0.87	0.43	0.84	0.66	0.52	0.62	1.07	0.53	0.47	0.74	0.39
Nb	1	8.8	9	11.3	3	8.8	7.5	7.5	7.6	9.4	6.2	6.4	10	4.9
Zr	5	68	69	130	6	79	99	75	68	93	118	6	132	27
Hf	0.5	2.74	3.09	4.09	2.16	2.68	3.17	3.25	2.75	3.16	3.69	1.11	5.04	1.51
Th	0.1	16.31	13.8	14.51	68.54	8.65	10.33	12.85	10.73	10.17	12.72	8.56	11.24	4.53
U	0.1	2.7	7.1	4.3	6.3	1.5	1.8	1.9	1.6	3.2	2.3	0.7	4.1	6.8
Y	0.5	20.4	9.8	21.8	1601	13.4	7.6	21.2	7.2	17.5	11.2	2.3	20.9	5.5

جدول ۶- مقادیر عنصرهای خاکی کمیاب و برخی پارامترهای زمین‏‏‌شیمیایی در سنگ‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانی گنبدنمکی هرمز (H) و گچین (G) تعیین شده با روش ICP-MS (داده‏‌ها برپایة ppm)

Sample No.	DL	1-G	2-G	3-G	46-G	47-G	49-G	50-G	52-G	56-G	57-G	58-G	59-G	60-G
La	1	43	36	30	16	36	12	33	8	41	10	21	3	31
Ce	0.5	93	65	60	26	71	25	82	14	74	15	34	5	32
Pr	0.05	9.75	6.4	6.06	2.73	7.17	2.41	9.38	0.74	7.19	1.35	3.81	<0.05	2.02
Nd	0.5	38	34.4	23	12.6	27.9	11.1	39.3	2.5	26.8	6.4	14.6	0.8	4.9
Sm	0.02	7.19	19.6	4.27	3.55	5.27	3.23	7.45	0.76	4.88	5.31	3.09	1.75	0.12
Eu	0.1	0.31	6.86	0.22	0.68	0.42	1.4	0.79	0.18	0.82	2.91	0.46	0.52	<0.1
Gd	0.05	5.47	28.25	4.08	4.12	4.97	4.28	7.05	2	4.75	3.01	2.96	4.53	1.53
Tb	0.1	0.56	6.25	0.49	0.67	0.68	0.72	1.14	0.29	0.63	0.56	0.37	0.92	0.17
Dy	0.02	2.43	53.05	2.05	4.27	3.36	4.72	7.39	1.58	2.38	3.49	1.44	7.21	0.28
Er	0.05	1.94	38.35	1.56	2.55	1.75	2.96	4.2	1.58	1.32	2.15	0.9	3.91	0.25
Tm	0.1	0.3	5.82	0.18	0.34	0.3	0.36	0.59	0.29	0.15	0.29	0.11	0.54	<0.1
Yb	0.05	2.6	29.2	1.7	1.9	1.9	2.8	3.3	2.5	0.8	1.5	0.7	2.5	0.4
Lu	0.1	0.3	3.72	0.27	0.25	0.31	0.37	0.52	0.44	0.16	0.22	0.12	0.39	<0.1
Eu/Eu*		0.15	0.89	0.16	0.54	0.25	1.15	0.33	0.45	0.52	2.23	0.47	0.56	0.71
La_N/Yb_N		11.15	0.82	11.9	5.68	12.77	2.89	6.74	2.16	34.55	4.49	20.23	0.81	52.25
Ce_N/Yb_N		9.25	0.58	9.13	3.54	9.67	2.31	6.43	1.45	23.93	2.59	12.56	0.52	20.69
Sample No.	DL	62-G	73-G	31-H	32-H	34-H	35-H	36-H	39-H	40-H	41-H	44-H	45-H	48-H
La	1	37	33	52	1894	11	11	13	23	22	42	4	4	26
Ce	0.5	72	49	131	3691	20	15	18	44	42	72	3	10	25
Pr	0.05	7.43	6.74	18.16	400	1.44	0.44	0.84	4.48	3.48	6.08	0.07	<0.05	1.34
Nd	0.5	28.5	27	103	1633	6	0.9	3.7	17.7	12.1	20.1	<0.5	<0.5	3.1
Sm	0.02	5.52	3.63	33.23	295	1.95	0.62	0.98	4.04	2.94	2.64	0.11	0.48	0.26
Eu	0.1	0.5	0.64	3.22	31.42	0.59	0.34	0.16	1.1	0.56	0.61	<0.1	0.23	0.25
Gd	0.05	4.93	2.5	7.47	273	2.61	2.12	2.69	3.27	3.6	3.25	1.49	2.75	1.81
Tb	0.1	0.65	0.38	0.72	42.51	0.39	0.3	0.48	0.41	0.51	0.54	0.22	0.54	0.28
Dy	0.02	3.7	1.79	3.81	277	2.22	1.18	2.92	1.35	2.65	1.84	0.68	3.22	0.96
Er	0.05	2.17	1.78	2.79	161	1.68	1	2.19	1.29	1.89	1.72	0.46	2.49	0.79
Tm	0.1	0.31	0.35	0.44	20.14	0.26	0.17	0.37	0.17	0.36	0.22	<0.1	0.41	0.14
Yb	0.05	2.2	2.3	3.1	97.6	1.7	1.6	2.7	1.2	2.4	1.6	0.3	2.9	0.8
Lu	0.1	0.35	0.44	0.5	13.15	0.25	0.22	0.47	0.23	0.36	0.29	<0.1	0.51	0.15
Eu/Eu*		0.29	0.65	0.62	0.34	0.8	0.91	0.3	0.93	0.53	0.64	0.68	0.61	1.11
La_N/Yb_N		11.34	9.67	11.31	13.08	4.36	4.64	3.25	12.92	6.18	17.7	8.99	0.93	21.91
Ce_N/Yb_N		8.47	5.51	10.93	9.78	3.04	2.42	1.72	9.48	4.53	11.64	2.59	0.89	8.08

شکل ۶- سنگ‏‏‌های آتشفشانی هرمز و گچین در نمودار دو متغیرة Zr/TiO₂ دربرابر Nb/Y (Pearce, 1996)

بیشتر این نمونه‏‏‌ها در نمودار سه‌تایی FeO-(Na₂O+K₂O)-MgO یا AFM در محدودة کالک‌آلکالن جای گرفته‌اند (شکل ۷- A). برپایة نمودار شکل ۷- B)، نمونه‏‏‌های بررسی‌شده سرشت آداکیتی ندارند و در محدودة سنگ‏‌های آتشفشانی نرمال جای گرفته‌اند.

شکل ۷- سنگ‌های آتشفشانی هرمز و گچین در: A) نمودار سه متغیرة FeO^t-(Na₂O+K₂O)-MgO (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار دو متغیرة Yb-(La/Yb) (Defant and Drummond, 1990)

در تعیین تفاوت محیط و جایگاه زمین‏‏‌ساختی سنگ‏‏‌های آذرین در این دو گنبدنمکی در نمودار Al₂O₃-FeO-MgO (Pearce and Gale, 1977) آشکار شد نمونه‏‏‌های گنبدنمکی هرمز در محیط کمان وابسته به محیط فرورانش و نمونه‏‏‌های گنبدنمکی گچین در محدودة کوهزایی قاره‏‏‌ای جای دارند (شکل ۸). برپایة بررسی‌های Faramarzi و همکاران (۲۰۱۵) روی زیرکن‏‏‌هایِ ریولیت‏‏‌های هرمز، سن سنگ‏‏‌های آذرین گنبدهای نمکی نئوپروتروزوییک تا کامبرین پیشین به‌دست آمد. نمونه‏‏‌های آتشفشانی دو گنبدنمکی در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای ناسازگار دربرابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجارشدند. در این نمودار، تهی‏‏‌شدگی TNT نشان می‌دهد این سنگ‏‏‌های آتشفشانی به پهنة فرورانشی وابسته هستند (Wang et al., 2004; Seyedqaraeini et al., 2019) (شکل ۹).

شکل ۸- سنگ‌های آتشفشانی هرمز و گچین در: نمودار سه متغیرة FeO_t-MgO-Al₂O₃ (Pearce and Gale, 1977)

شکل ۹- نمودار عنکبوتی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به ترکیب گوشته (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‌های آتشفشانی هرمز و گچین

نمودار عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‏‏‌های بررسی‌شدة بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) (شکل ۱۰) نشان می‏‏‌دهد سنگ‏‏‌های ریولیتی و توف‏‏‌های گنبدنمکی گچین الگوی منظم‏‏‌تری نسبت به نمونه‏‏‌های گنبدنمکی هرمز دارند؛ اما به‏‌طورکلی، غنی‏‏‌شدگی اندک از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) پیامد درجات ذوب‌بخشی کم مواد خاستگاه است. در این نمودار، بی‏‏‌هنجاری منفی Eu نسبت به ترکیب کندریت برای هر دو منطقه دیده می‏‌شود (شکل ۱۰- A). الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‏‌های آتشفشانی هرمز کمابیش مسطح و با شیب بسیار کم و نامنظم‏‏‌تر است (شکل ۱۰- B).

شکل ۱۰- الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) برای: A) نمونه‏‏‌های هرمز؛ B) نمونه‏‏‌های گچین

مقدار کل عنصرهای خاکی کمیاب (ΣREE) و بی‏‏‌هنجاری به‌دست‌آمده برای عنصر یوروپیم با به‌کارگیری رابطة Eu/Eu*=Eu_N(Sm_N×Gd_N)^0.5 (جدول ۶) نشان می‏‌دهند مقدار عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‏‏‌های آذرین گنبدنمکی هرمز بسیار بیشتر (۸۸۲۸ پی‌پی‌ام) از نمونه‏‌های گچین ۳۳۲ پی‌پی‌ام است. مقدار ΣREE در بیشتر نمونه‏‌های گنبدهای نمکی هرمز و گچین، بیشتر از میانگین ΣREE در آب‏‏‌های اقیانوسی (کمتر از 100 پی‌پی‌ام) است (Moghadasi, 2017). بی‏‏‌هنجاری Eu به‌دست‌آمده در همة نمونه‏‏‌ها (مگر در سه نمونه) منفی است (شکل ۹). نبود بی‏‏‌هنجاری منفی Eu در سه نمونة‏‏‌ یادشده نشان‌دهندة فعالیت بیشتر اکسیژن در زمان پیدایش آنهاست ((Rollinson, 1993. مقدارهای تفکیک‏‏‌شدگی کل عنصرهای خاکی کمیاب (La_N/Yb_N) در نمونه‏‏‌های هرمز در بازة 91/21-93/0 و در نمونه‏‏‌های گنبدنمکی گچین، با اندکی افزایش، در بازة 25/52-81/0 هستند. بازة گستردة درجة تفکیک‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب نشانة پیدایش سنگ‏‏‌‏‏‌های آتشفشانی گنبد‏‌نمکی گچین در پی آلایش پوسته‏‏‌ای است (Omidyanfar et al., 2019).

برای بررسی متاسوماتیزم روی‌داده در سنگ‏‏‌های آتشفشانی گنبدهای نمکی هرمز و گچین، نمودار Na دربرابر K به‌کار برده شد (شکل ۱1- A). برپایة این نمودار، دگرسانی جانشینی از نوع کلسیمی و آرژیلیتی است (Cuney et al., 1989). همچنین، در این بررسی برای ارزیابی آلودگی با سنگ‏‏‌های پوسته‏‏‌ای، افزون‌بر ویژگی‏‏‌ها و مقدار عنصرهای خاکی کمیاب، از شاخص La/Sm بهره گرفته شد که از مهم‌ترین معرف‏‌های حساس به ‏‌آلودگی پوسته‏‌ای است. برپایة همبستگی مثبت میان نسبت La/Sm دربرابر نسبت K₂O/P₂O₅ (شکل ۱۱B-)، آلودگی ماگما با پوستة قاره‏‌ای‏‌ سنگ‏‏‌های آتشفشانی گنبدهای نمکی هرمز و گچین روشن است (Lightfoot and Keays, 2005).

شکل ۱۱- A) موقعیت نمونه‏‏‌های هرمز و گچین در محدودة متاسوماتیزم سدیمی و آرژیلیتی در نمودار Na-K (Cuney et al., 1989)؛ B) همبستگی مثبت La/Sm در برابر K₂O/P₂O₅ (Lightfoot and Keays, 2005)

بحث

برپایة بررسی‌های کانه‏‏‌نگاری، نمونه‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانی هرمز کانی اکسیدی هماتیت دارند. حضور این کانی نشان می‏‏‌دهد ماگمای سازندة سنگ‏‏‌های هرمز نخست سرشت اکسیدی داشته است و سپس تحت‌تأثیر سیال‌های گرمابی اکسیده شده و هماتیت‏‏‌های ثانویه پدید آمده‌اند (Rajabzadeh and Rasti, 2012). برپایة بررسی‌های Faramarzi و همکاران (۲۰۱۹)، هماتیت‏‏‌های توده‏‌ای در رگه‏‏‌‏‏‌ها از سیال‌های ماگمایی و یا از تبلور ماگمای اکسیدی به‌صورت نخستین متبلور شده‏‏‌اند و هماتیت‏‏‌های رگه‏‌ای ثانویه پیامد واکنش ریولیت- آب دریا با سیال‌های گرمابی بروندمی چرخش‌یافته در این سنگ‏‌های آتشفشانی هستند. در نمونه‏‏‌های گچین، حضور مگنتیت نشان‌دهندة فاز اکسیدی در مراحل آغازین پیدایش ماگما و حضور کانی‏‏‌های سولفیدی مانند پیریت و کالکوپیریت نشان‌دهندة محیط احیایی در مرحله بعدی پیدایش این سنگ‏‏‌هاست که با حضور مقادیر بالای گوگرد (بیشتر از ۳ درصد) در نمونه‏‌های گچین همخوانی دارد (Etemadi et al., 2002). همچنین، برپایة کانه‏‏‌زایی اولیه و ثانویه، آهن در ماگمای نخستین بسیار بالا بوده است و بیشتر از مقدار موجود در محلول بوده است. ازاین‌رو، با گوگرد بجامانده واکنش داده است. افزون‌بر این، حضور کلسیت در نمونه‏‏‌های گچین دلیلی بر آلودگی پوسته‏‏‌ای ماگمای سازنده در هنگام بالاآمدن است.

برپایة جایگاه سنگ‏‏‌های آندزیت، تراکی‌آندزیت، بازالت، داسیت و ریولیت با سرشت کالک‌آلکالن و استقرار جایگاه زمین‏‏‌ساختی نمونه‏‏‌های هرمز درون محیط گسترش بستر اقیانوسی و سنگ‏‏‌های گچین در کوهزایی قاره‏‌ای (شکل ۸)، خاستگاه این سنگ‏‏‌ها می‏‏‌تواند از جایگیری ماگمای گوشته‏‏‌ای زیر پوستة قاره‏‏‌ای باشد. جای‌گرفتن تقریباً نیمی از نمونه‏‏‌های گچین در محدودة بازالت (شکل ۶)، چه‌بسا دلیلی بر محیط فرورانش است و این نکته با نمودارهای مربوط به جایگاه زمین‏‏‌ساختی و جای‌گرفتن نمونه‏‏‌های گچین در محدودة کوهزایی نیز همخوانی دارد (Biabangard and Molazadeh Baravati, 2018). همچنین، برپایة نسبت La_N/Yb_N، نمونه‏‌های گچین (با مقادیر ۵/۱ تا ۴/۹۵) و کمتر از این مقدار برای نمونه‏‌های هرمز (با مقادیر ۷/۱ تا ۳/۳۲)، سنگ‏‌های گچین ذوب پوستة قاره‏‌ای و محیط درون‏‌قاره‏‌ای نشان می‏‌دهند؛ اما سنگ‏‌های هرمز مربوط به ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی هستند (Rapp et al., 1991; Reich et al., 2003).

تهی‏‏‌شدگی از TNT و کاهش اندک Sr نشان‌دهندة محیط زمین‏‏‌ساختی حاشیة قاره‏‏‌ای فعال مرتبط با فرورانش است (Roger, 1992; Wang et al., 2004; Biabangard et al., 2019; Gholipoor et al., 2020). استرانسیم با داشتن سرشتی ناسازگار به‌طور معمول در پایان جدایش بلورین، جانشین کلسیم و پتاسیم در پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار می‏‏‌شود (Mason and Moore, 1982). سنگ‏‏‌هایی که محصول تبلور ماگمای نسبتاً مافیک بوده‏‏‌اند، در اثر تبلور پلاژیوکلازهای کلسیم‏‏‌دار در مراحل نخستین تبلور، استرانسیم را از مذاب خارج کرده‏‏‌اند. مذاب‏‏‌های بجامانده، سنگ‏‏‌های آتشفشانی فلسیک این دو گنبد را تشکیل می‌دهند و ازاین‌رو، بیشتر نمونه‏‏‌ها بی‏‏‌هنجاری منفی استرانسیم دارند. بی‏‏‌هنجاری مثبت اندکِ استرانسیم در برخی نمونه‏‏‌ها نیز به‌علت دگرسانی و ورود سیال‌های گرمابی با مقادیر ناچیزی استرانسیم به این سنگ‏‏‌ها رخ داده است.بی‏‏‌هنجاری مثبت Pb شاید نشانة متاسوماتیزم گوة گوشته‏‏‌ای با رسوب‌های پوستة فرورو باشد (Kamber et al., 2002; Seyedqaraeini et al., 2019).

بی‏‏‌هنجاری منفی TNT شاخص آلودگی با سنگ‏‏‌های پوستة قاره‏‏‌ای است. مقدار Nb (۱۱/۷ ppm) در سنگ‏‏‌های این دو گنبدنمکی شاید نشان‌دهندة ماگمای جداشده از گوشتة متاسوماتیزم‌شده و ماگماتیسم مرتبط با پهنة فرورانش و شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی ‏‏‌باشد (Zarei Sahamiye and Ebrahimi, 2014; Seyedqaraeini et al., 2019; Amani et al., 2020). مقدار کم نسبت Nb/U (75/4؛ جدول 5) در سنگ‏‏‌های ‏‏‌آتشفشانی هرمز چه‌بسا پیامد دخالت سازنده‏‏‌های پوستة قاره‏‏‌ای در پیدایش ماگمای مادر این سنگ‏‌ها (Rudnick and Fountain, 1995) باشد. افزون‌بر این، مقادیر بالای Rb و Th آلودگی ماگما در پوسته بالایی هنگام تکامل ماگما را نشان می‌دهد (Motamedi et al., 2011). همچنین، همبستگی مثبت La/Sm در برابر K₂O/P₂O₅ (شکل ۱۱- B) در نمونه‏‏‌های این گنبد گویای آلودگی ماگما با پوستة قاره‏‌ای‏‌ دارد (Lightfoot and Keays, 2005). بی‏‌هنجاری مثبت Y و نسبت Zr/Y بیشتر از ۳ در ارتباط با محیط فرورانش است (Mobashergermi et al., 2018). بالابودن مقدار Ba/Nb (2/0 تا 9/18) که از ویژگی‏‏‌های ماگماهای محیط کمانی است (Fitton et al., 1991)، در رابطه با نسبت بالاتر از ۲۸ در این گنبدها نشانة ارتباط این سنگ‏‏‌ها با کمان‏‏‌های آتشفشانی مرتبط با فرورانش (شکل ۸) (Mobashergermi et al., 2018) است. بررسی‌های Faramarzi و همکاران (۲۰۱۵) روی زیرکن‏‏‌های گنبدنمکی هرمز نیز جایگاه مرز قاره‏‌ای فعال و فرورانش را نشان می‏دهند. سنگ‏‏‌های ریولیتی و توف‏‏‌های آتشفشانی هرمز در زمان ادیاکاران (Ediacaran) در جایگاه فرورانش صفحة اقیانوسی پرتوتتیس (Proto-Tethys) به زیر گندوانا روی داده است (Faramarzi et al., 2017).

نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت برای نمونه‏‌های گچین (جدول ۶) به‌صورت موازی و کمابیش پیوسته است. این ویژگی نشان‌دهندة خاستگاه واحد و تبلوربخشی در تحول ماگمایی این سنگ‏‌هاست (Moghadasi, 2017). برپایة ناهمگنی الگوهای REE در نمونه‏‏‌های بررسی‌شده (شکل ۱۰) و نسبت La_N/Yb_N در ریولیتی و توف‏‌های آتشفشانی گچین و هرمز به‌ترتیب 5/12 و 6/9، استنباط می‌شود در این توده‏‏‌ها جدایش بلورین به‌خوبی روی نداده است (Cheshmehsari et al., 2012). همچنین، برپایة بررسی‌های Alimohamadi و همکاران (2016) روی سنگ‏‏‌های آتشفشانی در محیط‏‌های فرورانش، مقدار متوسط La_N/Yb_N برابر با 75/3 نشان‌دهندة جدایش بلورین اندک ماگمای مادر آنها و نیز جدایش‌نیافتن عنصرهای خاکی کمیاب سنگین است. به‌نظر می‏‌رسد افزایش مقدار ΣREE در نمونه‏‏‌های هرمز، به‌علت حضور کانی فلورآپاتیت (Rostami et al., 2014) و غلظت بالای LREE، به‌ویژه در ریولیت و توف‏‏‌های آتشفشانی هرمز، پیامد درجات ذوب‌بخشی کم مواد خاستگاه باشد. این ویژگی شاخص سنگ‏‌های کالک‌آلکالن مرتبط با پهنه‏‌های فرورانش در مرز قاره ای فعال است (Salehi et al., 2010; Yousefzadeh et al., 2019). مقدار کمابیش بالای استرانسیم در برخی نمونه‏‏‌ها نشانة ذوب اندک بخش‏‏‌های بالای گوشته و آلودگی با پوسته است (Zarasvandi et al., 2007; Zarasvandi et al., 2019). ازآنجایی‌که (Eu/Eu*>1) شاخص محیط احیایی و ((Eu/Eu*<1 شاخص اکسیدی است (Mehraban et al., 2016)، تهی‏‏‌شدگی Eu نسبت به کندریت شاید با تبلوربخشی پلاژیوکلاز از ماگمای خاستگاه مرتبط باشد (Frietsch and Pendahl, 1995; Richards et al., 2012; Seyedqaraeini et al., 2019). همچنین، بالابودن مقدار LREE نسبت به HREE (شکل ۱۰) چه‌بسا نشان‌دهندة ذوب‌بخشی و شاخص ماگماهای پدیدآمده در پهنه‏‌های فرورانش است (Pirooj et al., 2019; Amirteymoori et al., 2019).

دامنة نوسان مقدار نسبت La_N/Yb_N در نمونه‏‏‌های هرمز (جدول ۶) از ریولیت و توف‏‌های گچین کمتر است. این نکته نشان می‏‏‌دهد تحولات ماگمایی نمونه‏‌های هرمز از گچین کمتر بوده است (Barati and Gholipour, 2014). مقایسة مقدار میانگین بالای La_N/Yb_N در نمونه‏‌های هرمز (57/9) و گچین (49/12) با میانگین آن در ترکیب پوستة قاره‏‌ای (2/15) و نزدیکی میانگین آن در نمونه‏‏‌های گچین و پوستة قاره‏‏‌ای (جدول ۶) چه‌بسا پیامد پیدایش این گنبدنمکی در محیط‏‏‌های فرورانش مرز فعال قاره‌ای با ذوب‌بخشی لیتوسفر اقیانوسی فرورو و خاستگاه گوشته‌ای متاسوماتیزه باشد (Zarasvandi et al., 2005).

برداشت

مهم‌ترین نتایج به‌دست‌آمده از این بررسی عبارتند از:

۱) بیشتر سنگ‏‌های آتشفشانیِ گنبد‏‌های نمکی هرمز و گچین، ریولیت و توف هستند که در بازة زمانی پرمین پایانی تا تریاس آغازین به شکل استوک و دایک در راستای گسل‏‏‌های زمین‌ساختی با مرز مشخص نسبت به دیگر واحدهای پیرامون خود پدید آمده‌اند؛

۲) بافت غالب میکروکریستالین و پورفیری و زمینة شیشه‌ایِ سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در این گنبدها نشان‏‌دهندة انجماد سریع این سنگ‏‌ها هستند؛

۳) حضور کانی‏‌هایی مانند سرسیت و کانی‏‌های رسی از دگرسانی کانی‏‌های پلاژیوکلاز و فلدسپارها نشان‌دهندة شرایط متاسوماتیزم و دگرسانی این سنگ‏‌هاست؛

۴) همانندیِ روند تغییرات عنصرهای کمیاب در توده‏‏‌های آتشفشانی هرمز و گچین نشان‌دهندة خاستگاه مشترک آنها با اندکی تفاوت است؛

۵) حضور هماتیت در نمونه‏‏‌های هرمز گویای سرشت اکسیدی ماگماست و حضور مگنتیت در نمونه‏‏‌های گچین نشان‏‌دهندة وجود فاز اکسیدی در مراحل آغازین پیدایش ماگما به‌شمار می‌رود. پیدایش پیریت و کالکوپیریت در نمونه‏‏‌های گچین نشان‏‌دهندة حاکمیت محیط احیایی در مراحل بعدی است؛

۶) بی‏‏‌هنجاری منفی TNT و بی‏‏‌هنجاری مثبت Pb نشان‏‌دهندة متاسوماتیزم گوة گوشته‏‏‌ای با سیال‌های پدیدآمده از پوستة اقیانوسی فرورو دربارة پیدایش سنگ‏‌های ریولیتی و توف‏‏‌های آتشفشانی هرمز یا آلایش ماگما با پوستة قاره‏‏‌ای دربارة پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی گچین است؛

۷) بالابودن مقدارBa/Nb و نسبت 3<Zr/Y ویژگی‏‏‌های ماگماهای محیط کمانیِ نمونه‏‏‌های بررسی‌شده را نشان می‏‏‌دهند. نسبت‏‏‌های بالای La_N/Yb_N نشان می‏‌دهند پیدایش این توده‏‏‌های آذرین در ارتباط با پدیدة فرورانش بوده است. بی‏‏‌هنجاری منفی Eu مربوط به جدایش بلورین پلاژیوکلاز در سنگ خاستگاه است؛

۸) برپایة نمودارهای زمین‏‏‌ساختی، نمونه‏‏‌های هرمز در محیط کمان وابسته به محیط فرورانشو نمونه‏‏‌های گچین در محدودة کوهزایی قاره‏‏‌ای جای می‏‏‌گیرند. مقدار بالای نسبت La_N/Yb_N نزدیک به مقدار آن در ترکیب پوستة قاره‏‏‌ای در نمونه‏‏‌های گچین است و حضور سنگ‏‏‌های ریولیتی و توف‏‏‌های گنبدنمکی در مرز قاره‏‏‌ای فعال را نشان می‏‏‌دهد؛

۹) برپایة ویژگی‌های ساختی، بافتی (بافت پورفیری)، کانی‏‏‌شناسی (حضور کانی‏‏‌های آبدار مانند آمفیبول) و کم‌بودن مقدار Zr، Ti، Ta، Nb و نسبت بالای LREE/HREE، پیدایش سنگ‏‏‌های آذرین آتشفشانی بررسی‌شده به محیط فرورانش نسبت داده می‌شود. به‌نظر می‏‏‌رسد ماگمای سازندة این سنگ‏‏‌ها پیامد ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیزه است.

سپاس‌گزاری

این پژوهش با حمایت‏‏‌های مالی معاونت پژوهشی و تحصیلات تکمیلی دانشگاه ارومیه و دانشگاه پیام نور استان هرمزگان انجام شده است؛ ازاین‌رو، نگارندگان نهایت سپاس خود را به همة مسئولان مربوطه اعلام می‏‏کنند. همچنین، نگارندگان از پیشنهاد‏‌های سازنده داوران گرامی مجله سپاس‌گزاری می‏‏کنند.

References

Abdollahie Fard, I., Braathen, A., Mokhtari, M. and Alavi, A. (2006) Interaction of the Zagros Fold-Thrust Belt and the Arabian-type, deep-seated folds in the Abadan Plain and the Dezful Embayment, SW Iran. Petroleum Geoscience 12(4): 347-362. DOI: 10.1144/1354-079305-706

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

Alian, F. and Bazamad, M. (2014) Petrography of Zendan salt dome (Hara), Bandar Lengeh. 6^th Symposium of Iranian Society of Economic Geology, Sistan and Baluchestan University, Zahedan, Iran (in Persian).

Alimohamadi, M., Alirezaei, S., Kentak, D. (2016) Geology, petrogenesis, geological setting of the volcanic and plotonic rocks from Daraloo and Sarmeshk porphyry copper deposits, south Kerman copper belt, Iran. Scientific Quarterly Journal of Geoscience 25(98): 159-170 (in Persian). DOI: 10.22071/gsj.2016.41187

Al-Mishwat, A. T. (2016) OXDPPM: A software to convert chemical elements between oxides and native elements. Journal of Software Engineering and Applications 9: 561. DOI: 10.4236/jsea.2016.911038

Amani, K. H., Delavari, M., Amini, S., Tabbakh Shabani, A. A. (2020) The Late Cretaceous volcanic rocks from Talesh area (western Alborz): Chemical variation, crystallization condition, hygrometry and tectonic setting. Iranian Journal of Petrology 39: 79- 100 (in Persian). DOI: 10.22108/IJP.2019.117648.1140

Amirteymoori, N., Mohammadi, S. S., Nakhaei, M. (2019) Petrography, Geochemistry and tectonomagmatic setting of Tertiary volcanic rocks in Ebrahim Abad area (southwest of Gazik, Southern Khorasan). Iranian Journal of Petrology 37: 53-74 (in Persian). DOI: 10.22108/IJP.2018.111454.1087

Barati, M. and Gholipour, M. (2014) Study of behavior of Rare Earth Elements, fluid inclusions, and stable isotopes of oxygen and sulfur in Zafar Abad skarn iron ore deposit, Northwest of Divandareh, Kurdistan Province. Journal of Economic Geology 2: 35-57 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v6i2.20257

Biabangard, H. and Molazadeh Baravati F. (2018) Geology, geochemistry and tectonomagmatic of some volcanic cones in southeastern Iran. Scientific Quarterly Journal of Geoscience 28(109): 161-174 (in Persian). DOI: 10.22071/gsj.2017.86320.1108

Biabangard, H., Rigie, S. and Soloke, H. R. (2019) Petrology, geochemistry and origin of Rigmalak granite, southeast of Zahedan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 27: 839-854 (in Persian). DOI: 10.29252/ijcm.27.4.839

Blanford, N. T. (1872) Note on the geological formation seen along the coasts of Baluchistan and Persia from Karachi to the head of Persian Gulf. Geological Survey of India 5: 5- 41 (in Persian). http://ijcm.ir/article-1-829-en.html

Cheshmehsari, M., Abedini, A., Alizadeh, A. and Mosavi, S. M. (2012) Mineralogy and geochemistry of Rare Earth Elements of Delir phosphate horizon (Southwest of Chalus, Mazandaran Province). Journal of Economic Geology 2: 319-333 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v4i2.16499

Cuney, M., Leroy, J., Valdiviezo, P. A., Daziano, C., Gamba, M., Zarco, A. J., Molina, P. (1989) Geochemistry of the uranium mineralized Achala granitic complex, Argentina: Comparison with Hercynian peraluminous leucogranites of western Europe. Technical committee on metallogenesis of uranium deposits, Vienna (Austria) 211-232

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347(6294): 662-665. DOI: https://doi.org/10.1038/347662a0

Etemadi, B., Karami, B., Jafari, Y. (2002) Mineralogical and geochemical evaluation of clay minerals of Zounoz mine, in Marand according to REE & SEM studies in comparison with Esteghlal mine, in Abadeh. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 10: 34-50 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-829-en.html

Fakhari, M. (1994) Bandarabbas geological compilation map. M. Fakhari Ph. D. thesis under supervision of S. Shahriyari, Islamic Azad University.

Faramarzi, N. S., Jamshidibadr, M., Heuss-Assbichler, S., Borg, G. (2019) Mineral chemistry and fluid inclusion composition as petrogenetic tracers of iron oxide-apatite ores from Hormuz Island, Iran. Journal of African Earth Sciences 155: 90-108. DOI: 10.1016/j.jafrearsci.2019.03.018

Faramarzi, S., Amini, A. K., Schmitt, J., Hassanzadeh, G., Borg, K., McKeegan, S. M. H., Razavi, S. M., Mortazavi, (2015) Geochronology and geochemistry of rhyolites from Hormuz Island, southern Iran: a new Cadomian arc magmatism in the Hormuz Formation. Lithos 236-237: 203-211. DOI: 10..1016/j.lithos.2015.08.017

Fitton, J. F., James, D., Leeman, W. P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: Compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research 96: 13693-13711. DOI: 10.1029/91JB00372

Frietsch, R. and Pendahl, J. A. (1995) Rare earth elements in apatite and magnetite in kiruna-type iron ores and some other Iron types. Ore Geology Reviews 9: 489-510. DOI: 10.1016/0169-1368(94)00015-G

Ghazban, F. and Al-Aasam, I. S. (2010) Hydrocarbon-induced diagenetic dolomite and pyrite formation associated with the Hormoz Island salt dome, offshore Iran. Journal of Petroleum Geology 33(2): 183- 196. DOI: 10.1111/j.1747-5457.2010.00472.x

Gholipoor, M., Barati, M. and Tale Fazel, E. (2020) Geochemistry of apatite and host rocks in Lakeh Siah iron± apatite deposit (Northeast Bafq): Implications for origin and tectonomagmatic setting. Iranian Journal of Petrology 41: 73-102 (in Persian). DOI: 10.22108/IJP.2020.115080.1118

Haghshenas, E. (2015) Investigation of salt diapir structures of Hormuz Island along with preparation of lithological map. M. Sc. thesis, University of Kerman, Kerman, Iran.

Hassanlouei, B. T., and Rajabzadeh, M. A. (2019) Iron ore deposits associated with Hormuz evaporitic series in Hormuz and Pohl salt diapirs, Hormozgan province, southern Iran. Journal of Asian Earth Sciences 172: 30-55. DOI:10.1016/j.jseaes.2018.08.024

Hudec, M. R. and Jackson, M. P. (2007) Terra infirma: Understanding salt tectonics. Earth-Science Reviews 82: 1-28. DOI: 10.1016/j.earscirev.2007.01.001

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 521-548. DOI: 10.1139/e71-055

Jafari Sadr, A. R. (2001) Geology and petrology of the complex of igneous rocks and the transformation of the salt dome of Gachin (Bandar Abbas). M. Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran.

Jahani, S., Callot, J. P., de Lamotte, D. F., Letouzey, J. and Leturmy, P. (2007) The salt diapirs of the eastern Fars Province (Zagros, Iran): A brief outline of their past and present in Thrust Belt and Foreland Basins. In: Thrust Belts and Foreland Basins (Eds. Lacombe, O., Roure, F., Lavé, J. and Vergés, J.) 289-308. Springer, Berlin, Germany. DOI: 10.1007/978-3-540-69426-7_15

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38-56. DOI: 10.1007/s00410-002-0374-5

Khodabakhshnezhad, A. and Arian, M. (2016) Salt tectonics in the southern Iran. International Journal of Geosciences 7: 367-377 (in Persian). DOI: 10.4236/ijg.2016.73029

Lightfoot, P. C. and Keays, R. R. (2005) Siderophile and chalcophile metal variations in tertiary picrites and basalts from west Greenland with implications for the sulphide saturation history of continental flood basalt magmas. Economic Geology 100: 439-462. DOI: 10..2113/gsecongeo.100.3.439

Mason, B. H. and Moore, C. B. (1982) Principles of geochemistry. John Wiley, New York New York, US.

Mehraban, Z., Shafiei Bafti, B., Shamanian, G. H. (2016) Rare Earths in fluorite deposit of Elika Formation (East of Mazandaran Province). Journal of Economic Geology 8: 201-221 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v8i1.29969

Mobashergermi, M., Aghazadeh, M., Kheirkhah, M. and Ahmadzadeh, G. (2018) Geochemistry and petrogenesis of Cretaceous volcanic rocks from the south and southwest of Germi city (Northwest of Iran). Iranian Journal of Petrology 33: 91-110 (in Persian). DOI: 10.22108/IJP.2017.101362.1004

Moghadasi, S. J. (2017) Mineralogy and rare earth elements geochemistry of Jeirud phosphate deposit in Shemshak Valley, North Tehran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences 26(102): 313-324 (in Persian). DOI: 10.22071/GSJ.2017.44054

Mohamadi, S. S. (2011) Petrology, geochemistry and tectonic granitoid complex of Rodareh, south of Birjand. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 2: 339-352 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-458-en.html

Motamedi, H., Sepehr, M., Sherkati, S. and Pourkermani, M. (2011) Multi-phase Hormuz salt diapirism in the Southern Zagros, SW Iran. Journal of Petroleum Geology 34: 29-44. DOI: 10.1111/j.1747-5457.2011.00491.x

Nairn, A. E. M. and Alsharhan, A. S. (1997) Sedimentary basins and petroleum geology of the Middle East. Elsevier Science. DOI: 10.1016/B978-0-444-82465-3.X5000-1

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous ad ordinary hondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775. DOI: 10.1016/0016-7037(74)90149-5

Omidyanfar, S., Rahgshai, M. and Monsef, I. (2019) Geochemistry and petrogenesis of the Koudakan granitoidic intrusion (Eastern of Lut Block). Scientific Quarterly Journal of Geosciences 29(113): 89-100 (in Persian). DOI: 10.22071/gsj.2018.84181.1100

Parvaresh Darbandi, M., Malekzadeh Shafaroudi, A., Azimzadeh, A. M., Karimpour, M. H. (2020) Magnetite mineralization properties of Narm iron mine with respect to petrology and geochemistry of its adjacent gabbroic-dioritic rocks (North of Tabas, South Khorasan Province). Iranian Journal of Petrology 44: 103-128 (in Persian). DOI: 10.22108/IJP.2020.118478.1145

Pearce, J.A. (1996) A User’s Guide to Basalt Discrimination Diagrams. In: Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration (Ed. Wyman, D. A.) Short Course Notes 12, 79-113. Geological Association of Canada.

Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore deposition environrnents from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society, London, Special Publications 7: 14-24. DOI: 10.1144/gsl.sp.1977.007.01.03

Pirooj, H., Tahmasbi, Z., Ahmadi Khalaji, A. (2019) Mineralogy, geochemistry and radiometric dating of igneous rocks of Champeh salt dome, north Bandar-Lengeh. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 27: 909-924 (in Persian). DOI: 10.29252/ijcm.27.4.909

Rajabzadeh, M. A. and Rasti S. (2012) Mineralization study on magnetite deposit in Dehbid, Fars using by mineralogical and geochemical data. Journal of Economic Geology 2: 217-230 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v3i2.11435

Rapp, R. P., Watson, E. B., Miller, C. F. (1991) Partial melting of amphibolite/ eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities. Precambrian Research 51: 1-25. DOI: 10.1016/0301-9268(91)90092-O

Reich, M., Parada, M., Palacios, C., Dietrich, A., Schultz, F., Lehman, B. (2003) Adakite-like signature of Late Miocene intrusions at the Los Pelambres giant porphyry copper deposit in the Andes of central Chile: metallogenic implications. Mineralium Deposita 38: 876-885. DOI: 10.1007/s00126-003-0369-9

Richards, J. P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A. and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y magmas reflect arc maturity, high magmatic water content, and porphyry Cu±Mo±Au potential: examples from the Tethyan arcs of Central and Eastern Iran and Western Pakistan. Economic Geology 107: 295–332. DOI: 10.2113/econgeo.107.2.295

Richardson, R. K. (1972) Die Geologie und die Salzdoms in sud-Westhichen des Persischen Golfes: Verh. Naturh-med. Ver Teile Heidelberg D. S 15

Rogers, N. W. (1992) Potassic magmatism as a key to trace element enrichment processes in the upper mantle. Journal of Volcanology and Geothermal Research 50: 85-99. DOI: 10.1016/0377-0273(92)90038-F

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Singapore Longman. DOI: 10.1016/0098-3004(95)90001-2

Rostami, A., Bazamad, M., Haj Alilou, B. and Moazzen, M. (2014) Investigation of Rare earth elements in apatite of Hormuz salt dome. Journal of Economic Geology 6: 71-85 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v6i1.20517

Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33: 267-309. DOI: 10.1029/95RG01302

Salehi, T., Ghaderi, M., Rashidnezhad Omran, N. (2010) Mineralogy and geochemistry of rare earth elements in Zn-Pb-Cu (Ag) of Gemish Tapeh deposit, southwestern of Zanjan. Journal of Economic Geology 3: 235-254 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v2i2.7853

Sasmaz, A., Yavuz, F., Sagiroglu, A. and Akgul, B. (2005) Geochemical patterns of the Akdagmadeni (Yozgat, Central Turkey) fluorite deposits and implications. Journal of Asian Earth Sciences 24(4): 469-479. DOI: org/10.1016/j.jseaes.2004.01.003

Schwinn, G. and Markl, G. (2005) REE systematics in hydrothermal fluorite. Chemical Geology 216: 225-248. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2004.11.012

Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. AAPG Bulletin 52: 229-1258. DOI: 10.1306/5D25C4A5-16C1-11D7-8645000102C1865D

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

Seyedqaraeini, A., Mokhtari, M. A. A. and Kouhestani, H. (2019) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Zajkan granitoid, Tarom-Hashtjin sub-zone, West of Qazvin. Iranian Journal of Petrology 10(3): 79-100 (in Persian). DOI:10.22108/IJP.2020.118649.1147

Taghipour, S., Khalili, M., Noghrehyan, M., Torabi, G., Mackizadeh, M. A. and Taghipour B. (2008) Mineralogy and petrology in magmatic rocks of Hormuz Formation (salt diapires of High Zagros). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 16: 377-388 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-621-en.html

Talbot, C. J. (1998) Extrusions of Hormuz salt in Iran. Geological Society, London, Special Publications 143: 315-334. DOI: 10.1144/GSL.SP.1998.143.01.21

Talbot, C., Aftabi, P., Chemia, Z. (2009) Potash in a salt mushroom at Hormuz Island, Hormuz strait, Iran. Ore Geology Reviews 35: 317-332. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2008.11.005

Wang, Y., Chung, S., O’reilly, L., Sun, S. Y., Shinjo, R. and Chen, C. H. (2004) Geochemical constrations for the genesis of post –collisional magmatism and the geodynamic evolution of the Northern Taiwan region. Journal of Petrology 45: 975-1011. DOI: 10.1093/petrology/egh001

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187. DOI: 10.2138/am.2010.3371

Yousefzadeh, M. H., Rahmani, A., Mohammadi, S. S. (2019) Petrology and tectonomagmatic setting of volcanic and subvolcanic rocks in the east of Khousf (Southwest of Birjand). Petrology 37: 1-22 (in Persian). DOI:10.22108/IJP.2018.107138.1058

Zarasvandi, A., Rezaei, M., Tashi, M., Fereydouni, Z., Saed, M. (2019) Comparison of geochemistry and porphyry copper mineralization efficiency in granitoids of the Sanandaj-Sirjan and Urumieh-Dokhtar zones; using rare earth elements geochemistry. Journal of Economic Geology 11: 1-32 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v11i1.64479

Zarasvandi, A., Liaghat, S., Zentilli, M., Reynolds, P. H. (2007) ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology of alteration and petrogenesis of porphyry copper-related granitoids in the Darreh-Zerreshk and Ali-Abad area, central Iran. Exploration and Mining Geology 16: 11-24. DOI: 10.2113/gsemg.16.1-2.11-a.

Zarasvandi, A., Liaghat, S., Zentilli, M. (2005) Geology of the Darreh-Zerreshk and Ali-Abad porphyry copper deposits, central Iran. International Geology Review 47: 620-646. DOI: 10.2747/0020-6814.47.6.620.

Zarei Sahamiye, R. and Ebrahimi, S. (2014) Petrology, mineral chemistry and tectonomagmatic environment of volcanic rocks northeast of Farmahin (North of Arak). Journal of Economic Geology 6: 375-392 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v6i2.2596

Statistics

Article View: 2,877

PDF Download: 889

Journal management system. designed by sinaweb

Related Links

News

Statistics

Petrology, geochemistry, and tectonomagmatic setting of volcanic rocks of the Hormuz and the Gachin salt domes (Hormozgan Province, Iran)