Petrography, geochemistry and tectonic setting of NW Bardaskan volcanic rocks: a case study of Zangalou mine

Ghelichkhanip, Mehdi; Malekzadeh Shafaroudi, Azadeh; Karimpour, Mohammad Hassan; Homam, Masoud

doi:10.22108/ijp.2021.125200.1204

Number of Journals	44
Number of Issues	1,877
Number of Articles	15,278
Article View	43,731,779
PDF Download	17,564,045

Petrography, geochemistry and tectonic setting of NW Bardaskan volcanic rocks: a case study of Zangalou mine

پترولوژی

Article 2, Volume 12, Issue 2 - Serial Number 46, September 2021, Pages 1-22 PDF (3.32 M)

Document Type: Original Article

DOI: 10.22108/ijp.2021.125200.1204

Authors

Mehdi Ghelichkhanip¹; Azadeh Malekzadeh Shafaroudi^* ²; Mohammad Hassan Karimpour³; Masoud Homam⁴

¹Ph.D. Student; Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

²Associate Professor, Department of Geology and Research Center for Ore Deposit of Eastern Iran, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

³Professor; Department of Geology and Research Center for Ore Deposit of Eastern Iran, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

⁴Associate Professor; Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

Abstract

The Zangalou mine area, a part of NW Bardaskan magmatic assemblage, located south of Sabzevar and northwest of Bardaskan cities in Khorasan Razavi province. The rock units of the area are dominated by sedimentary and volcanic racks (andesite, trachyandesite, latite and andesitic tuff). The dominant minerals are plagioclase, hornblende, pyroxene and alkali feldspar locally affected by argillic and propylitic alterations and the main textures are porphyritic, glomeroporphyritic, amygdaloidal and fine grain. The rocks under study formed in continental volcanic arc related to subduction zone, are calcalkaline in nature, metaluminous in composition and classified as shoshoite series. LREE and LILE enrichment compared to HREE and HFSE of the investigated rocks indicate their magma generation in subduction setting. Both Zr/Ba and Sm/Yb ratios point to lithospheric mantle origin and the rare or the absence of garnet in the origin respectively. The parent magma formed from partial melting of an enriched phlogopite spinel lherzolite. The geochemical properties of Zangalou share many signatures with those of the volacic rocks distributed in other parts of NW Bardaskan volcanic assemblage indicate high similarity in geochemical signatures of volcanic rocks. Studying geochemistry of volcanic rocks in these areas indicates formation of these rocks in a subduction setting.

Keywords

petrography; geochemistry; volcanic rocks; Zangalou; Bardaskan; Sabzevar zone

Full Text

منطقة سبزوار بخشی از پهنة ایران مرکزی است که از شمال به کوه‌های البرز و بینالود و از جنوب به بلوک لوت محدود می‏‏‌شود و مرز شمالی پهنة تکنار را محدود می‏‏‌کند (Pilger, 1971) (شکل 1- A). در شمال و جنوب این منطقه به‌ترتیب گسل‏‏‌های میامی و درونه (گسل کویر بزرگ) دیده می‌شوند. تاریخ تحولات پهنة سبزوار، محدودة زمانی کرتاسه پسین و نئوژن را دربر می‏‏‌گیرد. از دیدگاه زمین‏‏‌شناسی پهنة سبزوار شامل واحدهای آتشفشانی، توده‏‏‌های آذرین درونی، توالی‏‏‌های آتشفشانی رسوبی، رسوب‌های پلاژیک و مجموعه‏‏‌های افیولیتی است. چین‏‏‌خوردگی‏‏‌های فراوانی به شکل تاقدیس و ناودیس در این مجموعه دیده می‏‏‌شوند و راستای بیشتر گسل‏‏‌ها خاوری- باختری تا شمال‌خاوری- جنوب‌باختری است (Lindenberg and Jacobshagen, 1983). پهنة سبزوار در شمال‏‌باختری بردسکن (جنوب سبزوار) به‏‌صورت یک مجموعة آتشفشانی- رسوبی با سن ائوسن است که شامل سنگ‏‌های آتشفشانی عمدتاً آندزیتی، سنگ آهک نومولیت‏‏‌دار، مجموعه‏‏‌های افیولیتی (آمیزة رنگین)، توف، رادیولاریت و دیاباز است (شکل 1- B).

شکل 1- A) جایگاه پهنة سبزوار و مجموعه ماگمایی شمال‏‌باختری بردسکن در نقشة پهنه‌های ایران از دیدگاه Alavi، 1991)؛ B) نقشة مجموعة ماگمایی شمال‏‌باختری بردسکن و جایگاه مناطق بررسی‌شده روی آن (برگرفته از نقشة زمین‏‏‌شناسی 1:250000 کاشمر (Eftekharnejad et al., 1976))

وجود معادن متروکه و اندیس‏‏‌های متعدد مس مانند نسیم (Mahvashi and Malekzadeh Shafaroudi, 2016) دهنه‌سیاه، چشمه‌مرضیه (Soltani and Fardust, 2017)، زنگالو (Ghelichkhani and Malekzadeh Shafaroudi, 2018)، کال ابری (Jabbari et al., 2017)، ترنم، کیمیا، چشمه‏‏‌هادی و شریف‏‏‌آباد همراه با آثار کارهای شدادی، کوره‏‏‌های ذوب و سرباره فراوان همراه با اندیس‏‏‌های مس متعدد در حاشیة واحدهای آندزیتی و مرز واحدهای آتشفشانی با رسوبی، نشان‏‏‌دهندة اهمیت کانه‏‏‌زایی مس و پتانسیل بالای اکتشافی این مجموعة آتشفشانی- رسوبی است.

به‏‌طور کلی مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن بخشی از محدودة نقشة زمین‏‏‌شناسی 1:250000 کاشمر (Eftekharnejad et al., 1976) است. بررسی‏‏‌های زمین‌شیمیایی این پروژه با تمرکز روی محدوده معدن مس زنگالو انجام شد. معدن مس زنگالو در 65 کیلومتری شمال‏‌باختری بردسکن در استان خراسان رضوی جای دارد.

پایان‏‏‌نامه‏‏‌های انجام‌شده در مناطق نسیم (Mahvashi et al., 2016)، کال‏‏‌ابری (Jabbari et al., 2017)، چشمه مرضیه (Soltani and Fardust, 2017) و ... از بررسی‌های پیشین در شمال‏‌باختری بردسکن هستند که هر کدام به بررسی کانی‏‏‌سازی‏‏‌های مس در این مناطق پرداخته‏‏‌اند؛ اما تا کنون بررسی زمین‌شیمیایی روی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو انجام نشده است. ازاین‌رو، این پژوهش با هدف بررسی‏‏‌های زمین‏‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی واحدهای آتشفشانی محدوده معدن مس زنگالو و تلفیق آن با اطلاعات زمین‌شیمیایی مناطق کال ابری، نسیم و ریزآب برای بررسی خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن انجام شده است.

زمین‏‏‌شناسی منطقة زنگالو

برپایة نقشه زمین‏‏‌شناسی 1:100000 بردسکن (Shahrabi et al., 2005)، واحدهای سنگی رخنمون‌یافته در گسترة بررسی‌شدة زنگالو شامل رسوب‌های شبه‌فلیشی (سنگ‏‌های مارنی و ماسه‌سنگی و کنگلومرا) هستند که سنگ‏‌های آتشفشانی گدازه‏‏‌ای (آندزیت، تراکی‏‏‌آندزیت) و آذرآواری (توف آندزیتی) نیز همزمان با آنها پدید آمده‌اند. برپایة بررسی‌های دقیق سنگ‏‏‌شناسی و صحرایی، واحدهای سنگی محدودة بررسی‌شده به پنج گروه زیر دسته‌بندی می‌شوند (شکل 2):

الف) مجموعه‏‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی که شامل سنگ‌های آذرآواری و گدازه‏‏‌ای گوناگون هستند. سن این مجموعه ائوسن در نظر گرفته می‌شود؛

ب) دو واحد سنگ آهک ماسه‏‏‌ای فسیل‏‏‌دار با سن نسبی متفاوت که یکی در بخش خاوری محدوده، با روندی شمالی- جنوبی به‏‌صورت هم‏‏‌شیب روی واحد مگاکنگلومراست و دیگری در مرکز منطقه با روند شمالی- جنوبی روی واحدهای آتشفشانی جای گرفته و با واحدهای توف آندزیتی (با مرز گسلی) و ماسه‌سنگی توفی و رسوب‌های آبرفتی پوشیده شده است؛

پ) واحدهای رسوبی (ماسه‏‏‌سنگ توفی و مارن)؛

ت) سه تیپ کنگلومرا (مگاکنگلومرا، کنگلومرای همراه با کانی‏‏‌سازی و کنگلومرای سست پلیوسن) با سن نسبی متفاوت که مجموعه‏‏‌های ‌پیشین خود را می‏‏‌پوشانند؛

ث) رسوب‌های کواترنری که بیشتر شامل رسوب‌های رودخانه‏‏‌ای هستند. همة واحدهای یادشده، با راستای نزدیک به شمالی- جنوبی و شیب زیاد رو به باختر، یال باختری تاقدیسی را می‌سازند که محور آن در خاور منطقة تهیة نقشه است.

در کل، واحدهای آتشفشانی گدازه‏‏‌ای نسبت به واحدهای رسوبی و دو نوع از کنگلومراهای منطقه (مگاکنگلومرا و کنگلومرای سست پلیوسن) ارتفاع چشمگیری دارند.

شکل 2- نقشة زمین‏‏‌شناسی محدودة معدن مس زنگالو با مقیاس 1:1000 به‌همراه جایگاه نمونه‏‏‌های برداشت‌شده برای بررسی‌های سنگ‌شناسی

واحدهای آتشفشانی بخش بزرگی از منطقة زنگالو را می‏‏‌پوشانند. سن این واحدها ائوسن است و روند شمالی- جنوبی دارند. واحدهای آتشفشانی گدازه‏‏‌ای به‌ترتیب سن نسبی و روابط صحرایی عبارت هستند از: هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت، پیروکسن آندزیت، لاتیت و پورفیریتیک هورنبلند آندزیت (شکل‌های 2 و 3- A). در میان این واحدها، واحدهای هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت و پیروکسن آندزیت بیشترین گستردگی را نشان می‌دهند (شکل 3- C). به‏‌طور کلی واحدهای آتشفشانی گدازه‏‏‌ای نسبت به واحدهای رسوبی قدیمی‏‏‌تر و جدیدتر از خود ارتفاع بسیار بیشتری دارند. بیشتر این واحدها ریخت‌شناسی خشن و کوهستانی دارند و مرز آنها در برخی بخش‏‏‌ها گسلی است. واحد پورفیریتیک هورنبلند آندزیت پورفیری و هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت واحدهای آتشفشانی میزبان کانی‏‏‌سازی در منطقة زنگالو هستند (شکل 2). واحد هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت (شکل 2) روندی شمالی- جنوبی دارد که از شمال منطقه تا جنوب آن ادامه دارد. به‌علت جایگیری واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو بین دو واحد سنگ آهک، به احتمال بالا این واحدها در یک محیط دریایی کم‏‏ژرفا پدید آمده‏‏‌اند. این واحد، نخستین فعالیت آتشفشانی زیردریایی در منطقه پس از پیدایش حوضه دریایی کم‏‏ژرفاست که پس از رسوب‌گذاری واحد سنگ‏‏‌آهک ماسه‏‏‌ای کرم زرد رنگ پدید آمده است. این واحد در سطح منطقه دچار هوازدگی شدید شده است؛ به‏‌گونه‌ای‌که درزه و شکاف‌های زمین‌ساختی آن را عوامل فیزیکی و شیمیایی مختلف باز کرده‌اند و سنگ در صحرا و نمونة دستی بسیار سست است. بخش‏‏‌های مرکزی و شمالی آن دگرسانی‏‏‌های سریسیتیک و کربناتی ضعیف دارند. به‌علت هوازدگی بسیار در نمونة دستی کانی‏‏‌ها به‌سختی شناخته می‌شوند. بافت آن در نمونة دستی، ریزدانه و گاه پورفیریتیک است و کانی پلاژیوکلاز و هورنبلند در نمونة دستی شناخته می‌شوند. واحد پیروکسن آندزیت در بخش مرکزی منطقه رخنمون دارد (شکل 2). این واحد نیز همانند واحد هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت دچار هوازدگی شدید شده است و این ویژگی بررسی این سنگ‌ها در نمونة دستی را دشوار می‏‏کند. بافت آن در نمونة دستی ریزدانه تا پورفیری است و پلاژیوکلاز و هورنبلند در نمونة دستی شناخته می‌شوند. واحد لاتیت در دو نقطه در جنوب‌باختری و مرکز منطقه رخنمون دارد (شکل 2). این واحد ریخت‌شناسیِ کمابیش مرتفع دارد. بافت آن ریزدانه تا پورفیری و کانی‏‏‌ پلاژیوکلاز و کانی‏‏‌های دگرسانی (مقداری کربنات و سرسیت) در نمونة دستی شناسایی می‌شوند. واحد هورنبلند آندزیت پورفیری جدیدترین واحد آتشفشانی از نوع گدازه‏‏‌ای است (شکل 2) و با روندی شمالی- جنوبی در مرکز منطقه رخنمون دارد که بلورهای بسیار درشت پلاژیوکلاز به اندازة چندین سانتیمتر دارد و بافت آن پورفیریتیک است. کانی‏‏‌های پلاژیوکلاز و هورنبلند به‌خوبی در نمونة دستی دیده می‌شوند.

روش انجام پژوهش

برای دستیابی به اهداف تعیین‌شده، برداشت‏‏‌های صحرایی و نمونه‏‏‌برداری از واحدهای زمین‏‏‌شناسی انجام شد. شمار 120 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‌نگاری- دگرسانی برداشت شد. نقشة زمین‏‏‌شناسی سطحی 1:1000 تهیه‌شده توسط شرکت پارسی‏‏‌کان‏‏‌کاو، از طریق بررسی مقاطع نازک، تصحیح و با نرم‌افزار Arc GIS رقومی شد. پس از بررسی‌های سنگ‌نگاری، شمار 17 نمونه از واحدهای سنگی گوناگون که کمترین میزان دگرسانی را داشتند برای بررسی زمین‌شیمی سنگ میزبان و جایگاه زمین‌ساختی آن برگزیده شدند و برای اندازه‌گیری میزان اکسیدهای اصلی به روش XRF در آزمایشگاه شرکت کانساران بینالود، و برای اندازه‌گیری میزان عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه ACME کانادا تجزیه شدند. روش آماده‌سازی نمونه‏‏‌ها ذوب قلیایی با کد LF100 بوده است. داده‌های به‌دست‌آمده از این روش‏‏‌ها با نرم‌افزار GCD.kit پردازش شدند و نمودارهای سنگ‌شناسی مناسب رسم و تعبیر و تفسیر شدند. افزون‌بر داده‏‏‌های منطقة زنگالو، از داده‏‏‌های زمین‌شیمی سنگ‏‌های آذرین مناطق نسیم (Mahvashi and Malekzadeh Shafaroudi, 2016)، کال‏‏‌ابری (Jabbari et al., 2017) و ریزاب (Mohammadi et al., 2015) نیز در رسم نمودارها و تعبیر و تفسیر زمین‌شیمیایی مجموعة ماگمایی شمال‏‌باختری بردسکن بهره گرفته شده است.

سنگ‏‏‌نگاری واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو

پورفیریتیک هورنبلند آندزیت: این سنگ‏‌ها بافت‏‏‌های پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک (شکل 3- G) و آمیگدالوییدال دارند. فراوانی فنوکریست‏‏‌ها برابربا 25 تا 30 درصدحجمی است و شامل 15 تا 20 درصدحجمی پلاژیوکلاز (آندزین) با اندازة بیشتر از 2 سانتیمتر، 5 تا 10 درصدحجمی هورنبلند با اندازة حداکثر 7/0 سانتیمتر هستند. بیشتر زمینة سنگ از میکرولیت‏‏‌های پلاژیوکلاز و در برخی بخش‌ها از کانی‏‏‌های ثانویه سریسیت، کلسیت، کلریت، اکسیدهای آهن و پیریت ساخته شده است. هورنبلندها در برخی بخش‌ها تا 10 درصد با کلریت و پلاژیوکلازها تا 15 درصد با کلسیت، سریسیت و کمتر کانی‏‏‌های رسی جایگزین شده‏‏‌اند. حفره‌هایِ سنگ با کانی‏‏‌های کربناته پر شده‏‏‌اند.

شکل 3- تصویرهای صحرایی، میکروسکوپی و نمونة دستی از واحدهای آتشفشانی در منطقة زنگالو: A) تصویر صحرایی از واحد هورنبلند آندزیت پورفیری؛ B) نمونة دستی از واحد هورنبلند آندزیت پورفیری؛ C) رخنمون صحرایی واحدهای پیروکسن آندزیت و هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت؛ D) بافت پورفیری در واحد هورنبلند پیروکسن آندزیت در XPL؛ E) تراکی‏‏‌آندزیت با بافت تراکیتی در XPL؛ F) بافت آمیگدالوییدال در واحد هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت؛ G) بافت گلومروپورفیری در واحد هورنبلند آندزیت پورفیری در XPL؛ H) تصویر میکروسکوپی واحد لاتیت در PPL (نام اختصاری کانی‏‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Hbl: هورنبلند؛ Px: پیروکسن)

پیروکسن آندزیت: تصویر صحرایی این واحد در شکل 3- C دیده می‌شود.بافت این سنگ‏‌ها در مقاطع نازک، ریزدانه تا پورفیریتیک (شکل 3- D) است و 15 تا 20 درصدحجمی فنوکریست دارند. فنوکریست‏‏‌ها شامل 5 تا 10 درصدحجمی پلاژیوکلاز (آندزین) با اندازة حداکثر 4 میلیمتر، کمتر از 5 درصدحجمی هورنبلند با اندازة حداکثر 3 میلیمتر و 3 تا 5 درصدحجمی پیروکسن (اوژیت) با اندازة حداکثر 2/0 میلیمتر است (شکل 3- D). پیروکسن‏‏‌ها از نوع اوژیت هستند. زمینة سنگ شامل کانی‏‏‌های فنوکریست با اندازة کوچک‌تر و همچنین، در برخی بخش‌های این واحد کانی‏‏‌های کلریت، کلسیت، سرسیت، کانی‏‏‌های کدر و اکسیدهای آهن دیده می‏‏‌شوند.

هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت: بافت این سنگ‏‌ها بیشتر پورفیریتیک تا تراکیتی (شکل 3- E) است که از ویژگی‌های تراکی‏‏‌آندزیت‏‏‌ها به‌شمار می‌رود. همچنین، بافت آمیگدالوییدال (شکل 3- F) و گاه گلومروپورفیریتیک نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شوند. این سنگ‏‌ها 15 تا 20 درصدحجمی فنوکریست دارند. فنوکریست‏‏‌ها شامل 10 تا 15 درصدحجمی پلاژیوکلاز از نوع آندزین با اندازه حداکثر 5 میلیمتر و 3 تا 5 درصدحجمی هورنبلند با اندازه حداکثر 3 میلیمتر است. کانی‏‏‌های یادشده در در زمینة سنگ نیز حضور دارند. هورنبلندها تا 10 درصدحجمی با کلریت جایگزین شده‏‏‌اند و فلدسپارها تا 15 درصدحجمی به سریسیت، کلسیت و گاه به کانی‏‏‌های رسی دگرسان شده‏‏‌اند. کانی‏‏‌های کدر و کانی‏‏‌های ثانویه دیگر (مانند سریسیت، کلریت و کلسیت) که در برخی بخش‌های این واحد دیده می‌شوند از دیگر کانی‌های سازندة زمینة سنگ هستند.

لاتیت: این واحد بافت پورفیریتیک (شکل 3- G) و 20 تا 25 درصدحجمی فنوکریست دارد. فنوکریست‏‏‌ها شامل 10 تا 15 درصدحجمی پلاژیوکلاز از نوع آندزین با اندازة حداکثر 8/2 میلیمتر و 10 تا 15 درصدحجمی آلکالی‌فلدسپار با اندازة حداکثر 5/2 میلیمتر هستند. کانی‏‏‌های زمینه دربردارندة پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و در برخی مقاطع تهیه‌شده از این واحد، کلریت، کلسیت، سریسیت و کانی‏‏‌های رسی هستند. در برخی مقطع‌ها، آلکالی‌فلدسپارها (سانیدین) تا 15 درصدحجمی به سریسیت و کانی‏‏‌های رسی دگرسان شده‏‏‌اند. افزون‌بر این، پلاژیوکلازها تا 10 درصدحجمی به کلریت و کلسیت دگرسان شده‏‏‌اند.

زمین‌شیمی سنگ‏‌های آتشفشانی زنگالو و مقایسه با دیگر مناطق

داده‏‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی کمیاب در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو در جدول 1 آورده شده‌اند. همچنین، این داده‏‏‌ها با داد‏‏‌ه‏‏‌های مناطق نسیم (Mahvashi and Malekzadeh Shafaroudi, 2016)، کال‏‏‌ابری (Jabbari et al., 2017) و ریزاب (Mohammadi et al., 2015) تلفیق شد تا بتوان اطلاعات بیشتر و بهتری از مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن به‌دست آورد.

برپایة نمودار Co دربرابر Th، نمونه‏‏‌های منطقة زنگالو و همچنین، همة نمونه‏‏‌های مناطق شمال‏‌باختری بردسکن (کال‏‏‌ابری، نسیم، ریزآب) ترکیب کالک‌آلکالن دارند (شکل 4). ویژگی میزان بالای Al₂O₃ و میزان کم MgO در واحدهای آندزیتی با میزان پتاسیم بالا و غنی از بلورهای پلاژیوکلاز نشان‏‏‌دهندة پیدایش احتمالی آنها در یک پهنة زمین‌ساختی کششی ناشی از فرورانش با زاویة کم و همانند منطقة مانتو در شیلی و حاشیة آند است (Morata and Aguirre, 2003).

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة اکسیدهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) در واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو، شمال‌باختری بردسکن

Lithology	Andesite porphyry	Hbl Trachyandesite
Sample No.	T8	T22	T38	T29	T26	T41
Longitude	57°35'49"	35°29'23"	57°36'12"	57°36'04"	57°36'8"	57°36'11"
Latitude	35°28'56"	35°29'23"	35°28'52"	35°29'09"	35°29'17"	35°28'44"
SiO₂	53.09	53.48	53.72	54.03	54.73	54.77
TiO₂	0.86	0.85	0.86	0.86	0.83	0.87
Al₂O₃	18.4	18.17	18.35	18.45	15.71	15.33
FeOT	6.8	5.98	6.48	6.01	8.45	8.8
MnO	0.13	0.16	0.14	0.14	0.12	0.15
MgO	1.93	2.53	3.48	3.21	3.97	3.8
CaO	6.51	6.8	5.39	5.67	4.39	4.44
Na₂O	3.52	3.47	3.47	3.44	4.31	4.16
K₂O	5.07	4.69	4.7	4.63	4.37	4.46
P₂O₅	0.78	0.79	0.79	0.78	0.62	0.6
LOI	2.59	2.75	2.22	2.37	2.28	2.37
Total	99.68	99.67	99.6	99.59	99.78	99.75
Ba	244	246	251	234	282	271
Be	2	2	3	2	3	2
Rb	186.1	179.8	193.0	189.8	193.3	196.7
Sr	522.4	540.5	520.9	528.7	537.1	512.8
Zr	133.8	127.9	132.9	131.8	132.7	135.2
Nb	7.9	7.5	8.1	7.8	8.2	8.1
Co	10.3	14.4	16.5	16.5	17.1	16.5
Y	15.1	15.7	16.0	16	16.4	16.0
Cs	1.6	2.4	3.1	3.1	2.9	3.4
Ta	0.6	0.5	0.5	0.4	0.5	0.5
Hf	3.3	3	3.0	3.3	3.2	3.2
Ga	14.3	15.1	16.0	15.1	16	15.4
Sn	1	1	1	3	1	1
Th	7.7	6.2	6.4	6.4	6.2	6.2
U	2.2	2	2.1	2.3	2	2.4
V	197	195	196	194	188	193
W	3.8	1.4	1.1	0.9	0.5	0.7
La	20.7	21.1	21.7	20.9	21.4	21.3
Ce	38.9	40.9	41.3	40.5	41.3	41.8
Pr	4.81	4.84	4.93	4.84	4.91	5.00
Nd	18.5	19.7	19.7	19.9	20.4	19.4
Sm	3.51	3.45	3.58	3.65	3.64	3.65
Eu	0.97	1.04	0.98	1.03	1.07	1.01
Gd	3.06	3.28	3.20	3.3	3.24	3.45
Tb	0.45	0.45	0.48	0.46	0.48	0.46
Dy	2.6	2.75	2.92	2.7	2.74	2.83
Ho	0.52	0.54	0.59	0.55	0.62	0.59
Er	1.67	1.66	1.61	1.77	1.71	1.67
Tm	0.23	0.24	0.24	0.24	0.24	0.25
Yb	1.66	1.58	1.69	1.68	1.66	1.73
Lu	0.26	0.25	0.25	0.27	0.25	0.26
Ce/Yb	23.43	25.88	24.43	24.1	24.87	24.16
Sr/Y	34.59	34.42	32.55	33.04	32.75	32.05
Eu/Eu*	0.9	0.95	0.89	0.91	0.95	0.87
La_N/Yb_N	8.41	9	8.66	8.39	8.69	8.3

جدول 1- ادامه

Lithology	Hbl Trachyandesite
Sample No.	T18	T36	T37	T32	T24	T35
Longitude	57°36'03"	57°36'14"	57°36'09"	57°36'09"	57°36'10"	57°36'13"
Latitude	35°29'25"	35°28'55"	35°28'51"	35°29'04"	35°29'14"	35°29'00"
SiO₂	54.87	55	55.14	55.64	55.9	56.16
TiO₂	0.87	0.86	0.88	0.9	0.88	0.88
Al₂O₃	15.29	15.57	15.46	15.5	16.26	16.74
FeOT	8.37	8.27	8.39	7.97	4.74	6.68
MnO	0.15	0.13	0.13	0.14	0.17	0.14
MgO	4.18	3.7	3.66	3.53	0.57	2.78
CaO	4	4.31	4.55	4.38	7.78	3.83
Na₂O	4.13	4.24	4.12	4.07	4.13	4.57
K₂O	4.59	4.56	4.52	4.66	5.83	5.05
P₂O₅	0.61	0.62	0.61	0.61	0.86	0.6
LOI	2.74	2.42	2.3	2.41	2.65	2.37
Total	99.8	99.68	99.76	99.81	99.77	99.8
Ba	309	301	266	301	393	308
Be	3	4	3	2	3	2
Rb	199.6	207.1	197.7	199.8	188.1	205.9
Sr	499.9	541.2	531.8	528.6	577.1	520.7
Zr	138.5	140.2	132.3	134.6	137.7	139.5
Nb	8	8.5	7.7	8.5	8.0	8.6
Co	18.2	15.7	15.7	14.8	5.1	12.6
Y	16.3	16.9	15.6	16.0	18.1	14.9
Cs	2.1	3.7	4.3	2.9	0.8	2.8
Ta	0.6	0.5	0.5	0.5	0.5	0.6
Hf	3.2	3.5	3.1	3.2	3.3	3.3
Ga	16.2	15.9	16.6	16.5	18.7	16.4
Sn	1	1	1	1	1	1
Th	6.7	7.1	6.5	6.7	6.7	6.9
U	1.1	2.3	2.2	2.1	2.2	2.3
V	200	202	194	199	184	216
W	0.5	2.0	0.5	0.5	0.5	0.7
La	23.2	22.7	21.8	23.0	27.1	23.7
Ce	42.9	43.2	41.7	43.4	47.0	42.0
Pr	5.18	5.18	4.97	5.04	5.61	5.10
Nd	20.2	19.6	19.6	20.0	22.4	19.7
Sm	3.76	3.72	3.59	3.66	4.02	3.54
Eu	1.04	1.08	1.01	1.05	1.07	1.04
Gd	3.38	3.39	3.25	3.36	3.81	3.39
Tb	0.48	0.49	0.46	0.47	0.52	0.48
Dy	3.05	2.99	2.80	2.83	3.01	2.62
Ho	0.58	0.60	0.55	0.56	0.63	0.53
Er	1.77	1.68	1.74	1.72	1.83	1.57
Tm	0.24	0.24	0.24	0.23	0.28	0.23
Yb	1.75	1.61	1.62	1.65	1.86	1.69
Lu	0.26	0.25	0.25	0.25	0.29	0.23
Ce/Yb	24.51	26.83	25.74	26.3	25.26	24.85
Sr/Y	30.66	32.02	34.08	33.03	31.88	34.96
Eu/Eu*	0.89	0.93	0.9	0.92	0.84	0.92
La_N/Yb_N	8.94	9.51	9.07	9.4	9.82	9.45

جدول 1- ادامه

Lithology	Hbl Trachyandesite	Px Andesite			Latite
Sample No.	T33	T61	T60	T25	T68
Longitude	57°36'06"	57°35'55"	57°35'56"	57°36'00"	57°35'55"
Latitude	35°29'02"	35°28'54"	35°28'55"	35°29'14"	35°28'41"
SiO₂	57.12	53.55	54.6	55.36	55.6
TiO₂	0.89	0.82	0.9	0.87	0.8
Al₂O₃	16.14	14.95	14.75	15.54	14.84
FeOT	6.72	5.45	9.06	7.97	7.01
MnO	0.13	0.19	0.16	0.11	0.12
MgO	2.59	1.17	4	3.46	4.3
CaO	3.77	9.64	4.52	4.54	2.96
Na₂O	4.13	4.03	4.22	4.27	2.82
K₂O	5.63	5.31	4.59	4.49	7.01
P₂O₅	0.62	0.73	0.59	0.58	0.61
LOI	2.03	3.96	2.35	2.5	3.69
Total	99.77	99.8	99.74	99.69	99.76
Ba	397	256	277	311	449
Be	1	1	2	1	1
Rb	213.3	183.6	198.2	186.3	179.5
Sr	495.5	532.5	513.6	523.1	336.3
Zr	141.6	132.9	134.1	130.2	126.9
Nb	8.5	7.7	8.6	7.9	7.8
Co	13.1	6.7	16.8	16.8	14.3
Y	17.3	18.1	16.4	15.6	14.6
Cs	2.1	1.3	3.3	2.1	1.3
Ta	0.5	0.5	0.5	0.4	0.5
Hf	3.2	3.0	3.3	3.2	3.0
Ga	16.9	16.0	16.0	14.1	15.1
Sn	1	1	1	1	1
Th	6.5	6.4	6.5	6.6	6.0
U	2.0	2.4	2.3	2.5	2.1
V	196	186	189	202	176
W	0.8	1.0	0.5	0.5	0.7
La	23.8	25.7	22.2	21.6	22.6
Ce	45.8	47.3	43.4	41.5	39.9
Pr	5.27	5.54	5.16	4.88	4.63
Nd	21.3	21.3	20.4	19.4	18.4
Sm	3.90	3.91	3.78	3.54	3.32
Eu	1.04	1.11	1.06	1	0.92
Gd	3.26	3.75	3.19	3.23	3.07
Tb	0.50	0.52	0.50	0.44	0.46
Dy	2.81	3.27	2.82	2.76	2.51
Ho	0.59	0.65	0.61	0.55	0.53
Er	1.72	1.85	1.76	1.68	1.49
Tm	0.25	0.26	0.25	0.23	0.21
Yb	1.67	1.80	1.68	1.62	1.48
Lu	0.28	0.28	0.25	0.22	0.23
Ce/Yb	27.42	26.27	25.83	25.61	26.95
Sr/Y	28.64	29.41	31.31	33.53	23.03
Eu/Eu*	0.89	0.89	0.93	0.9	0.88
La_N/Yb_N	9.61	9.63	8.91	8.99	10.3

شکل 4- سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن (زنگالو، کال‏‏‌ابری (Jabbari et al., 2017)، نسیم (Mahvashi and Malekzadeh Shafaroudi, 2016) و ریزآب (Mohammadi et al., 2015)) در نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007)

در نمودار نامگذاری سنگ‌ها برپایة مقادیر Zr/TiO₂دربرابر SiO₂،نمونه‏‏‌های منطقة زنگالو و نسیم بیشتر در بخش آندزیت و گاه تراکی‏‏‌آندزیت، نمونه‏‏‌های منطقه کال‏‏‌ابری در محدودة بازالت ساب‌آلکالن و آندزیت و سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة ریزآب در محدودة بازالت‏‏‌های ساب‌آلکالن جای می‏‏‌گیرند (شکل 5).

شکل 5- نامگذاری سنگ‌های آتشفشانی مناطق زنگالو، کال‏‏‌ابری (Jabbari et al., 2017)، نسیم (Mahvashi and Malekzadeh Shafaroudi, 2016) و ریزآب (Mohammadi et al., 2015) در نمودار Zr/TiO₂ دربرابر SiO₂ (Winchester and Floyd, 1977) Com: Comendite; Pant: Pantellerite; AB: Alkali Basalt; TrAn: Trachy Andesite; Bas/Trach/Neph: Basanite/Trachyte/Nephilinite)

عنصرهای خاکی کمیاب نسبت به عنصرهای دیگر کمتر دچار هوازدگی و دگرسانی‏‏‌های گرمابی می‏‏‌شوند؛ از این‌رو، الگوی فراوانی آنها خاستگاه آذرین سنگ‏‌ها را نشان دهد (Rollinson, 1993; Boynton, 1984). نمودارهای عنکبوتیِ عنصرهای خاکی کمیاب، میزان انحراف هر ترکیب نسبت به الگوی ترکیبی اولیه در پی فرایندهای ذوب‌بخشی یا جدایش بلوری را نشان می‏‏‌دهند. در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‏‌های آتشفشانی گوناگون از مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن با هم موازی هستند و همة نمونه‏‏‌ها یک غنی‏‏‌شدگی کمابیش متوسط از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) را نشان می‏‏‌دهند (شکل 6- A). میزان (La/Yb)_N برابربا 46/2 تا 30/10 (جدول 1) نیز این نکته را تأیید می‏‏‌کند.

همخوانی الگوی تغییر عنصرهای خاکی کمیاب چه‌بسا نشان‌دهندة خاستگاه مشترک این سنگ‏‌ها باشد (Henderson, 1984). روند غنی‏‏‌شدگی LREE نسبت به HREE در مناطق یادشده نشان‏‏‌دهندة ماگمایی پدیدآمده در پهنة فرورانش است (Rollinson, 1993; Pearce, 1983; Gill, 1981). همچنین، غنی‏‏‌شدگی متوسط LREE نسبت به HREE شاید پیامد جدایش بلورین کانی هورنبلند یا گارنت‏‏‌دار‌بودن خاستگاه بوده باشد (Jahangiri, 2007). نسبت کم (La/Yb)_N نیز پیامد کم‌بودن مقدار گارنت در خاستگاه ماگماست. مقدار Eu/Eu* در سنگ‏‌های آتشفشانی زنگالو برابربا 84/0 تا 95/0 است (جدول 1). این نسبت در مناطق دیگر شمال‏‌باختری بردسکن (کال‏‏‌ابری، نسیم، ریزآب) از 76/0 تا 12/1 تغییر می‏‏‌کند. این مقدارها نشان‏‏‌دهندة آنومالی منفی ضعیف Eu است (شکل 6- A). تهی‏‏‌شدگی بسیار ضعیف Eu نشان‏‏‌دهندة نبود یا مقدار بسیار کم پلاژیوکلاز بجامانده در خاستگاه ماگما، فوگاسیتة بالاتر اکسیژن محلول، آلودگی کمتر با پوستة قاره‏‏‌ای و همچنین، نبود جدایش بلورین چشمگیر پلاژیوکلاز در ماگما پیش از فوران است (Martin, 1999).

در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نمونه‏‏‌های منطقة زنگالو و همچنین، مناطق کال‌ابری، نسیم و ریزآب همگی از عنصرهای LILE (K، Rb و Cs) و عنصرهای ناسازگار که رفتاری همانند آنها دارند (مانند Th) دربرابر عنصرهای HFSE (Y، Zr، Nb و Ti) غنی شده‏‏‌اند و تفاوت‏‏‌های اندک مربوط به تغییر کلی سنگ هستند (شکل 6- B). بالا‌بودن نسبت LILE/HFSE از نشانه‏‏‌های فرورانش به‌شمار می‏‏‌رود (Zanetti et al., 1999; Winter, 2001; Wilson, 2007; Gill, 2010). غنی‏‏‌شدگی از LILE یا از گوشته‌ای به‌ارث ‌رسیده است که پیشتر با ترکیب‏‏‌های پهنة فرورانش دچار متاسوماتیسم شده است و یا پیامد آغشتگی کمان پوسته‏‏‌ای است (Liu and Liu, 2014). تهی‏‏‌شدگی Ti در ماگماتیسم به فرورانش و فوگاسیتة اکسیژن وابسته است (Edwards et al., 1994). هنگامی‌که فوگاسیتة اکسیژن بالا باشد دمای بیشتری نیاز است تا کانی‏‏‌های Ti‌ دار در مذاب‏‏‌های جداشده از پهنة فرورانش تهی شوند. ازآنجایی‌که این دما فراهم نمی‏‏‌شود، پس Ti نیز تهی نمی‏‏‌شود و این عنصر ناهنجاری منفی نشان می‏‏‌دهد. همچنین، آنومالی منفی Ti شاید نشان‏‏‌دهندة نقش اکسیدهای Fe-Ti باشد (Irvine and Baragar, 1971). اگر نسبت Zr/Y>3 باشد، گدازه‏‏‌ها به کمان آتشفشانی قاره‏‏‌ای مربوط هستند؛ اما اگر این نسبت از 3 کمتر باشد در کمان‏‏‌های آتشفشانی اقیانوسی پدید آمده‏‏‌اند (Pearce and Norry, 1979). این نسبت در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو و دیگر مناطق بررسی‌شده از 3 بیشتر است. از این‌رو، در گروه کمان‏‏‌های آتشفشانی قاره‏‏‌ای جای می‏‏‌گیرند. نسبت Sr/Y تعیین‌کننده کانی‏‏‌های خاستگاه ماگماست. بالا‌بودن این نسبت نشان‏‏‌دهندة بالا‌بودن گارنت در ترکیب بجامانده و کم‌بودن آن نشان‏‏‌دهندة مقادیر بالای پلاژیوکلاز و آمفیبول در ترکیب بجامانده است (Geng et al., 2009). مقدار این نسبت در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو نشان‏‏‌دهندة حضور مقدار کمی گارنت در ترکیب بجامانده است. این پدیده ناهنجاری ضعیف Eu و آنومالی مثبت Sr در سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن را توجیه می‏‏‌کند (جدول 1). همچنین، مقدار Nb در همة نمونه‏‏‌های منطقة زنگالو و همچنین، دیگر مناطق (کال‏‏‌ابری، نسیم، ریزآب) از 6/8 ppm کمتر است. کاهیدگی شدید Nb همراه با ناهنجاری مثبت Sr شاخص ماگماهای پهنة فرورانش و افزایش آن نشان‏‏‌دهندة افزایش اختلاط پوستة قاره‏‏‌ای است (Zhang et al., 2006; Asran and Ezzat, 2002). نسبت Nb/La برای میانگین سنگ‏‌های پوستة قاره‏‏‌ای برابربا 39/0 (Rudnick and Gao, 2003) و برای بازالت‏‏‌های اقیانوسی برابربا 9/0 تا 3/1 (Sun and McDonough, 1989) است. این نسبت در واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو 29/0 تا 38/0 (جدول 1) و برای دیگر مناطق بررسی‏‏‌شده از 16/0 تا 46/0 است که به پوستة قاره‏‏‌ای نزدیک‏‏‌تر است و نشان‏‏‌دهندة آلودگی مذاب با پوستة قاره‏‏‌ای هنگام صعود مذاب است.

شکل 6- ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب بهنجارشده به: A) ترکیب کندریت Boynton, 1984))؛ B) ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)

بحث

جایگاه تکتونوماگمایی

آندزیت‏‏‌ها و بازالت‏‏‌ها در جایگاه‏‏‌های زمین‌ساختی گوناگونی پدید می‌آیند. پیدایش آندزیت‏‏‌ها بیشتر در پهنه‏‏‌های فرورانش (جزیره‌های کمانی و حاشیه‏‏‌های قاره‏‏‌ای فعال) و بازالت‏‏‌ها بیشتر در محیط‏‏‌های واگرای اقیانوسی روی می‌دهد و ترکیب آنها در این جایگاه‌ها به فرایندهای رخ‌داده در مرزهای همگرا و واگرا بستگی دارد (Gill, 2010). برای تعیین جایگاه تکتونوماگمایی مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن نمودارهای مختلفی به‌کار برده شد که همگی جایگاه زمین‌ساختی پهنه‏‏‌های فرورانشی این مجموعة آتشفشانی را نشان می‌دهند. نمودار Zr دربرابر Y (شکل 7) از نمودارهای به‌کاررفته است که در آن، همة نمونه‏‏‌های منطقة زنگالو در محدودة مرتبط با کمان جای می‏‏‌گیرند. همچنین، نمونه‏‏‌های مناطق دیگر شمال‏‌باختری بردسکن (کال‏‏‌ابری، نسیم و ریزآب) نیز مشابه با منطقة زنگالو در محدوده مرتبط با کمان جای می‏‏‌گیرند.

شکل 7- ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن در نمودار Zr دربرابر Y (Le Maitre et al., 1989)

در نمودار نسبت‏‌های TiO₂/Al₂O₃ دربرابر Zr/Al₂O₃ که برای تفکیک محیط‏‌های درون‌صفحه‏‏‌ای و کمان‏‌های آتشفشانی به‌کار برده می‏‏‌شود، همة نمونه‏‌های منطقة زنگالو و نیز مناطق دیگر شمال‏‌باختری بردسکن در گسترة وابسته به کمان‏‌های آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 8- A). همچنین، برپایة نمودار نسبت‏‌های Nb دربرابر Rb/Zr نیز سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو در گسترة کمان‏‌های آتشفشانی میانسال یا مراحل میانی فرورانش جای گرفته‏‏‌ا‏‏‌ند (شکل 8- B). ‌بیشتر نمونه‏‏‌های منطقه نسیم و برخی نمونه‏‏‌های منطقه کال‏‏‌ابری نیز همانند منطقة زنگالو در محدودة کمان‏‏‌های آتشفشانی میانسال جای می‏‏‌گیرند؛ اما بیشتر نمونه‏‏‌های منطقة کال‏‏‌ابری و ریزآب در محدودة کمان‏‏‌های آتشفشانی جوان یا مراحل آغازین فرورانش رسم می‏‏‌شوند (شکل 8- B). نمودار 100Nb/Zr دربرابر 100Th/Zr برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو و دیگر مناطق شمال‏‌باختری بردسکن (کال‏‏‌ابری، نسیم و ریزآب) نیز محیط فرورانش را نشان می‏‏‌دهد (شکل 8- C).

شکل 8- ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن در: A) نمودار TiO₂/Al₂O₃ دربرابر Zr/Al₂O₃ (Muller and Groves, 1997) (WIP: جایگاه درون‌صفحه‏‌ای؛ AR: وابسته به کمان‏‌های آتشفشانی)؛ B) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984)؛ C) نمودار 100Nb/Zr دربرابر 100Th/Zr (Pearce, 1983; Asiabanha et al., 2012) (WPB: Within-Plate Basalt; MORB: Mid Oceanic Ridge Basalt)

نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 9) ویژگی‌هایی مانند جایگاه زمین‌ساختی، نوع ماگما و خاستگاه ماگما را نشان می‌دهد. برپایة این نمودار، نمونه‏‏‌های واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو همگی در محدودة حاشیة قاره‏‏‌ای و کالک‌آلکالن و در محدودة مایل به گوشتة غنی‏‏‌شده جای می‏‏‌گیرند. نمونه‏‏‌های مناطق کال‏‏‌ابری، نسیم و ریزآب نیز در محدودة حاشیه‏‏‌های قاره‏‏‌ای و کالک‌آلکالن (مگر چند نمونه از منطقة کال‏‏‌ابری و ریزآب که تنها در محدودة کالک‌آلکالن جای می‏‏‌گیرند) واقع شده‏‏‌اند و ماگمای آنها از ذوب‌بخشی گوشتة غنی‏‏‌شده پدید آمده است. روند نمونه‏‏‌های شمال‏‌باختری بردسکن در این نمودار گویای تبلوربخشی (روند F) است (شکل 9). بالا‌بودن نسبت Th/Yb در واحدهای آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن در ارتباط با فرایندهای وابسته به فرورانش است. فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی به زیر صفحة قاره‏‏‌ای، عامل پیدایش ماگماهای مرتبط با کمان (arc-related) است که بیشتر همراه با افزوده‏‌شدن اجزای متاسوماتیک از پوستة اقیانوسی فرورو است.

شکل 9- ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Siddiqui et al., 2007; Helvacı et al., 2009)

در کرتاسة میانی- بالایی، در پی فرورانش نئوتتیس به زیر پهنة سنندج- سیرجان، حوضه‏‏‌های پشت کمانی در اثر تنش‏‏‌های کششی پدید آمده‌اند (Ghasemi and Talbot, 2006; Agard et al., 2007; Moghadam et al., 2009). ستبرای بالای واحدهای آتشفشانی در مناطق شمال‏‌باختری بردسکن مانند زنگالو که گاه تا 400 متر هم می‏‏‌رسد و همچنین، نمودارهای زمین‌ساختی به‌دست‌آمده در این پژوهش نیز همگی گویای رخداد یک کشش و بازشدگی درون کمان یا پشت کمان است. این محیط‏‏‌های کششی پشت کمانی در زمان آغاز پالئوسن آغاز به فرورانش به زیر صفحة توران کرده و در زمان ائوسن به‏‌طور کامل بسته شده‌اند. پیامد این فرورانش، پیدایش واحدهای آتشفشانی و آذرین درونی در پهنة سبزوار و مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن است.

بررسی خاستگاه ماگما

همخوانی الگوی تغییر عنصرهای خاکی کمیاب چه‌بسا نشانة خاستگاه مشترک این سنگ‏‌ها باشد (Henderson, 1984). ذوب‌‏‏‌بخشی یک خاستگاه گارنت‌دار‏‏‌، مذابی با مقدارهای Sm/Yb بیشتر از 5/2 پدید می‌آید (Aldanmaz et al., 2000). ازاین‌رو، بود و یا نبود گارنت در ناحیة خاستگاه ماگما با نسبت‏‏‌های این عنصرها شناخته می‌شود؛ زیرا Yb در گارنت سازگار است (Alici et al., 2004). نمونه‏‏‌های منطقة زنگالو نسبت Sm/Yb کمتر از 5/2 دارند و ازاین‌رو، بدون یا دارای مقدارهای کمی گارنت در ناحیة خاستگاه هستند. افزون‌براین، دیگر نمونه‏‏‌ها از مناطق شمال‏‌باختری بردسکن (کال‏‏‌ابری، نسیم، ریزآب) نیز همانند منطقة زنگالو نسبت Sm/Yb کمتر از 5/2 دارند و ازاین‌رو، خاستگاه آنها بدون گارنت یا دارای مقدارهای کمی گارنت است. آنومالی منفی ضعیف Eu در نمودارهای عنکبوتی منطقة زنگالو و دیگر مناطق بررسی‏‏‌شده شمال‏‌باختری بردسکن نشان‏‏‌دهندة حضور مقادیر کمی گارنت در ترکیب بجامانده است. سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو و به‏‌طور کلی، مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن از عنصرهای LREE و LILE نسبت به عنصرهای HREE و HFSE غنی‏‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهند. این غنی‏‏‌شدگی چه‌بسا پیامد متاسوماتیسم گوشته‏‏‌ای با سیال‌های پدیدآمده از آبزدایی ورقة اقیانوسی (Goss et al., 2009) و یا پیامد آلایش ماگما با پوستة قاره‏‏‌ای باشد (Prouteau et al., 2001).

Lee و Bachman (2014) دربارة خاستگاه آندزیت‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌ها فرضیه‏‌هایی را پیشنهاد کرده‌اند که عبارتند از:

1- ذوب مستقیم گوشته در شرایط اشباع از آب؛

2- ذوب‌بخشی پوستة بازالتی دگرسان؛

3- جدایش بلوری از بازالت‏‌های کمان در بخش‏‌هایی از ماگما؛

4- آمیختگی ماگماهای مافیک با ماگما یا پوستة غنی از Si.

نسبت Zr/Ba پارامتر مؤثری در شناخت خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای از گوشته سست‌کره‌ای به‌شمار می‌رود. اگر این نسبت برابربا 3/0 تا 5/0 باشد نشان‏‏‌دهندة گوشتة سنگ‌کره‌ای و اگر این نسبت از 5/0 بیشتر باشد نشان‏‏‌دهندة خاستگاه گوشتة سست‌کره‌ای است (Kürkcüoglu, 2010). میانگین این نسبت در واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو، 46/0 و برای دیگر مناطق شمال‏‌باختری بردسکن 28/0 است که نشان‏‏‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای برای آنهاست. نمودار Nb دربرابر La (Gusev and Korobeinikov, 2009) نیز نشان‏‏‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو (نسبت La/Nb برابربا 6/2 تا 8/3) و همچنین، دیگر مناطق بررسی‌شدة شمال‏‌باختری بردسکن (نسبت La/Nb برابربا 15/2 تا 05/6) است (شکل 10- A). این ویژگی‏‏‌ها نشان‏‏‌دهندة جدایش این سنگ‏‌ها از یک خاستگاه ناهمگن (گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده) است (Fu et al. 2016).

در نمودار Al₂O₃+ Fe₂O₃+ MgO+ TiO₂ دربرابر Al₂O₃/(Fe₂O₃+ MgO+ TiO₂))، نسبت‏‏‌های بالای Al₂O₃/(Fe₂O₃+ MgO+ TiO₂)) نشان‏‏‌دهندة مذاب‏‏‌های پدیدآمده در فشار بالا هستند؛ اما مذاب‏‏‌هایی که در بین دو خط فشار بالا و فشار پایین قرار می‏‏‌گیرند، حاصل برهم‏‏‌کنش گوشته- سنگ‌کره هستند (Geng et al., 2009). در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو و همچنین، دیگر مناطق بررسی‏‏‌شده از شمال‏‌باختری بردسکن، نسبت‌های یادشده بالا و به‌ترتیب برابربا 56/6 تا 06/9 و 24/7 تا 62/24 است و در نتیجه در محدودة فشار بالا واقع می‏‏‌شوند (شکل 10- B). آندزیت‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌ها و سنگ‏‌های آذرین درونی وابسته، اطلاعاتی دربارة برهم‏‏‌کنش گوشته و پوسته فراهم می‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌کنند (Terentiev et al., 2016).

شکل 10- ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو و دیگر مناطق شمال‏‌باختری بردسکن (کال‏‏‌ابری، نسیم، ریزآب) در: A) نمودار تغییرات Nb دربرابر La ( Gusev and Korobeinikov, 2009)؛ B) نمودار Al₂O₃+Fe₂O₃+ MgO+ TiO₂ دربرابر Al₂O₃/ Fe₂O₃+ MgO+ TiO₂ (Geng et al., 2009)

از نسبت MREE/HREE دربرابر LREE/HREE (برای نمونه نسبت La/Yb دربرابر Dy/Yb که متمایزکنندة خاستگاه ذوب گارنت- لرزولیت یا اسپینل- لرزولیت است) برای شناخت مدل ذوب بهره گرفته می‌شود. این نمودار به‏‌طور ویژه برای شناسایی مذاب‏‌های اسپینل و گارنت کارآمد است (Thirlwall et al., 1994). مذاب‏‌های رخسارة اسپینل تغییرات کمی از نسبت Dy/Yb نسبت به خاستگاه گوشته‏‌ای و همچنین، تغییرات کمی از Dy/Yb دربرابر La/Yb نشان می‏‌‏‌دهند. در مقابل، مذاب‏‏‌های رخساره گارنت تغییرات بالایی در نسبت‏‌های Dy/Yb نشان می‏‌‏‌دهند. نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb (شکل 11- B)، خاستگاه ذوب‏‌بخشی اسپینل- لرزولیت را برای نمونه‏‌های منطقة زنگالو و ‌بیشتر نمونه‏‏‌های دیگر مناطق شمال‏‌باختری بردسکن نشان می‏‌‏‌دهد. همچنین، برخی نمونه‏‏‌ها در منطقه بین منحنی اسپینل‌لرزولیت و گارنت لرزولیت جای می‏‏‌گیرند که نشان‏‏‌دهندة خاستگاه اسپینل‌لرزولیت با مقدار کمی گارنت است.

تحرک‌پذیری عنصرهای LREE (مانند: Th، Pr، Nd، La و Ce)، در سیال‏‏‌ها بالا نیست؛ اما این عنصرها در رسوبات غنی هستند (Elliott et al., 1997). سیال‌های آبدار برخاسته از صفحة فرورو می‏‏‌تواند باعث انتقال برخی عنصرهای ناسازگار از پوستة فرورو به گوشتة زیر قاره در محل فرورانش شوند (Hermann et al., 2006). با افزوده‏‌شدن رسوبات پلاژیک و پوستة اقیانوسی دگرسان‌شده به گوشته در محل خاستگاه ماگما، U و Th در نمودارهای عنکبوتی آنومالی مثبت نشان می‌دهند (Fan et al., 2003). گمان می‏‏‌رود خاستگاه ماگمای واحدهای آتشفشانی منطقه، اسپینل‌لرزولیتی با مقدار کمی گارنت بوده است.

شکل 11- ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن در: A) نمودار Nb/Th دربرابر Rb/Sr؛ B) نمودار Dy/Yb دربرابر La/Dy (McDonough and Sun, 1995)

برداشت

مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن شامل واحدهای آتشفشانی آندزیت، تراکی‏‏‌آندزیت و بازالت در مناطق مختلف خود است. برپایة بررسی‌های دقیق صحرایی و میکروسکوپی در منطقة زنگالو، واحدهای پورفیریتیک هورنبلند آندزیت، هورنبلند تراکی‏‏‌آندزیت، لاتیت و پیروکسن آندزیت شناسایی شدند. غنی‏‏‌شدگی کمابیش متوسط از LREE نسبت به HREE در واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو و دیگر مناطق شمال‏‌باختری بردسکن نشان‏‏‌دهندة ماگمایی پدیدآمده در پهنة فرورانش است. کاهیدگی شدید Nb همراه با ناهنجاری مثبت Sr در این سنگ‏‌ها پیدایش ماگمای مادر آنها در پهنة فرورانش را نشان می‌دهد. نسبت Nb/La در سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن نزدیک به میانگین سنگ‏‌های پوستة قاره‏‏‌ای و نشان‏‏‌دهندة آلودگی مذاب با پوستة قاره‏‏‌ای هنگام صعود است. نمونه‏‏‌های منطقة زنگالو نسبت Sm/Yb کمتر از 5/2 دارند که نشان‏‏‌دهندة نبود یا کم‌بودن گارنت در ناحیه خاستگاه است. افزون‌براین، دیگر نمونه‏‏‌ها از مناطق شمال‏‌باختری بردسکن (کال‏‏‌ابری، نسیم، ریزآب) نیز همانند منطقة زنگالو نسبت Sm/Yb کمتر از 5/2 دارند و ازاین‌رو، خاستگاه آنها نیز بی گارنت یا دارای مقدار کم گارنت است. سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة زنگالو و به‏‌طور کلی مجموعة آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن از عنصرهای LREE و LILE نسبت به عنصرهای HREE و HFSE غنی‏‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهند. این پدیده چه‌بسا پیامد متاسوماتیسم گوشته‏‏‌ای با سیال‌های برخاسته از آبزدایی پوستة اقیانوسی و یا در پی آلایش ماگما با پوستة قاره‏‏‌ای باشد. مقادیر نسبت Zr/Ba در واحدهای آتشفشانی منطقة زنگالو و دیگر مناطق شمال‏‌باختری بردسکن نشان‏‏‌دهندة جدایش این سنگ‏‌های از یک خاستگاه ناهمگن (گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده) است. مقدار نسبت Al₂O₃/(Fe₂O₃+MgO+TiO₂) در سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌باختری بردسکن بالاست و در محدودة فشار بالا واقع می‏‌شوند. این واحدها از ذوب‌بخشی یک خاستگاه اسپینل‌لرزولیت فلوگوپیت‏‌‏‌‏‌‏‌دار غنی‏‏‌شده پدید آمده‏‏‌اند. غنی‏‏‌شدگی گوشته را می‏‏‌توان پیامد فرورانش تختة فرورو دانست.

یافته‌های به‌دست‌آمده در بررسی‌های ‌پیشین، فرورانش نئوتتیس به زیر پهنة سنندج- سیرجان، در زمان کرتاسة میانی- بالایی و پیدایش حوضه‏‏‌های پشت کمانی در پی تنش‏‏‌های کششی را نشان می‌دهند. یافته‌های این پژوهش، پیرامون پهنة زمین‌ساختی و نوع ماگمای این منطقه نیز بررسی‌های ‌پیشین را تایید می‌کنند و پهنة فرورانش و پیدایش کمان را برای منطقة شمال‏‌باختری بردسکن و پهنة سبزوار پیشنهاد می‏‏‌کنند.

سپاس‌گزاری

این پژوهش با پشتیبانی مالی دانشگاه فردوسی مشهد و در ارتباط با طرح پژوهشی شمارة 49173/3 انجام شده است. نگارندگان از آقای مهندس کساییان برای حمایت‏‏‌ در برداشت‏‏‌های صحرایی بسیار سپاس‌گزارند.

References

Agard, P., Jolivet, L., Vrielynck, B., Burov, E. and Monie, P. (2007) Plate acceleration: the obduction trigger? Earth Planetary Scientific Letters 258: 428-441.

Alavi, M. (1991) Tectonic Map of the Middle East. Geological Survey of Iran, Tehran.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, postcollision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67- 95.

Alici, S. P., Temel, A. and Gourgaud, A. (2004) Petrogenetic modeling of Quaternary postcollisional volcanism: a case study of central andeastern Anatolia. Geological Magazine 141: 81-98.

Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M. Kananian, A., Rahimi, G. (2012) Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences 45: 79-94.

Asran, M. and Ezzat, M. (2012) The pan-African calc-alkaline granitoids and the associated mafic microgranular enclaves (MME) around Wadi Abu Zawal area, North Eastern desert, Egypt: geology, geochemistry and petrogenesis. Biology and Earth Sciences 2 (1): 1-16.

Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier, Amsterdam.

Brown, G. C., Thorpe, R. S. and Webb, P. C. (1984). The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of Geological Society London 141: 413-426.

Edwards, C. M., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F., Morris, J. D., Leeman, W. P. and Harmon, R. S. (1994) The transition to potassic alkaline volcanism in island arcs: the Ringgit-Beser complex, east Javaو Indonesia.Petrology 35(6): 1557-1595.

Eftekharnejad, J., Aghanabati, A. and Hamzehpour, B. (1976) 1:250000 Kashmar geological map. Geological Survey and Mining Exploration of Iran.

Elliott, T., Plank, T., Zindler, A., White, W. and Bourdon, B. (1997) Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc. Journal of Geophysical Research 102(B7): 14991-15019.

Fan, W., Gue, F., Wang, Y. J. and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of postorogenic extension in the northern Da Hinggan mountains, northeastern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research 121: 115-135.

Fu, D., Bo, H., Songbai, P., Timothy, M.K., Wenxiao, Z. and Mengchun, G. (2016) Geochronology and Geochemistry of Late Carboniferous Volcanic Rocks from Northern Inner Mongolia, North China: Petrogenesis and Tectonic Implications. Gondwana Research 36: 545-560.

Geng, H., Sun, M., Yuan, C., Xiao, W. J., Xian, W. S., Zhao, G. C., Zhang, L. F., Wong, K. and Wu, F. Y. (2009) Geochemical, Sr–Nd and zircon U–Pb–Hf isotopic studies of Late Carboniferous magmatism in the West Junggar, Xinjiang: implications for ridge subduction. Chemical Geology 266: 364-389.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Science 26: 683-693.

Ghelichkhani, M. and Malakzadeh Shafaroudi, A. (2018( Geology, alteration, mineralization, geochemistry of Zangalou copper mine area. 10th National Symposium of Economic Geology of Iran, Chamran University, Ahvaz, Iran (in Persian).

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, New York.

Gill, R. (2010) Igneous Rocks and Processes. Wiley-Blackwell, Malaysia.

Goss, A. R. and Kay, S. M. (2009). Extreme high field strength element (HFSE) depletion and near-chondritic Nb/Ta ratios in Central Andean adakite-like lavas (~28°S, ~68°W). Earth and Planetary Science Letters 279: 97-109.

Gusev, A. I. and Korobeinikov, A. F. (2009) Mantle–crustal interaction in the generation of different types of mineralization: geophysical and petrological aspects, Izv. Tomsk Polytechnic University 315(1): 18-25.

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th–Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2357.

Helvacı, C., Ersoy, E. Y., Sözbilir, H., Erkül, F., Sümer, Ö. and Uzel, B. (2009) Geochemistry and 40Ar/39Ar geochronology of Miocene volcanic rocks from the Karaburun Peninsula: Implications for amphibole-bearing lithospheric mantle source, western Anatolia. Volcanology and Geothermal Research 185(3): 181–202.

Henderson P. (1984) Rare Earth Element Geochemistry. Elsevier, Oxford, New York.

Hermann, J., Spandler, C., Hack, A. and Korsakov, A. V. (2006) Aqueous fluids and hydrous melts inhigh-pressure and ultra-high pressure rocks: implications for element transfer in subduction zones. Lithos 92(3): 399-417.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Guide to the chemical classification of the common volcanic. Canadian Journal of Earth Science 8(5): 523-548.

Jabbari, E., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Karimpour, M. H. (2017) Kalabri stratabound (manto-type) copper deposit in Eocene volcanic-sedimentary complex of NW Bardaskan, NE Iran. Journal of Advanced Applied Geology 7(1): 1-19 (in Persian).

Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences 30: 433-447.

Kürkcüoglu, B. (2010) Geochemistry and petrogenesis of basaltic rocks from the Develidag volcanic complex, Central Anatolia, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 37: 42-51.

Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Kellre, J., Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorenson, H., Streckeisen, A., Woolley, A. and Zanettin, B. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford, UK.

Lee, C. T. A. and Bachmann, O. (2014) How Important Is the Role of Crystal Fractionation in Making Intermediate Magmas? Insights from Zr and P Systematics. Earth and Planetary Science Letters 393: 266-274.

Lindenberg, H. G. and Jacobshagen, V. (1983) Post-Paleozoic geology of the Taknar zone and adjacent area, NE Iran, Khorasan. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Liu, X. and Liu, W. (2014) Source characteristics and tectonic setting of the Early and Middle Devonian volcanic rocks in the north Junggar, northwest China: Insights from Nd-Sr isotopes and geochemistry. Lithos 27-41: 184-187.

Mahvashi, M. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2016) Cheshmegaz (Nasim) copper deposit, NW Bardaskan, mineralogy, alteration, geochemistry and model determining Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 24(3): 41–434 (in Persian).

Mahvashi, M. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2016) Cheshmegaz (Nasim) copper deposit, NW Bardaskan, mineralogy, alteration, geochemistry and model determining. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 24(3): 419-434 (in Persian).

Martin, H. (1999). The adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411-429.

McDonough, W.F., Sun, S.S., 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120: 223-253.

Moghadam, H. S., Whitechurch, H., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2009) Significance of the Nain-Baft ophiolitic belt (Iran): short-lived transtensional Cretaceous back-arc oceanic basins over the Tethyan subduction zone. Comptes Rendus Geoscience 316: 1016-1028.

Mohammadi, F., Zarrinkoub, Mohammadi, S. and Rajabi, A. R. (2015) Petrography and Geochemistry of volcanic rocks in Rizab area (North-west of Bardaskan), Khorasan Razavi province. M.Sc. thesis, Birjand University, Birjand, Iran (in Persian).

Morata, D. and Aguirre, L. (2003) Extensional lower Cretaceous volcanism in the coastal range (29°20' -30°S), Chile: Geochemistry and petrogenesis. Journal of South American Earth Sciences 16: 459-476.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. Springer-Verlag, Berlin, Germany.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva Publisher, Nantwich, UK:

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69(1): 33-47.

Pilger A. (1971) Die zeitlich-tektonische Entwicklung der Iranischen Gebirge. Clausthaler Geologische Abhandlungen, 8: 1–27.

Prouteau, G., Scaillet, B. and Pichavant, M. and Maury R. (2001) Evidence for mantle metasomatism by hydrous silicic melts derived from subducted oceanic crust. Nature 410: 197-200.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, Wiley, New York.

Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) The Composition of the Continental Crust. In: Treatise on Geochemistry (Eds. Holland, H. D. and Turekian, K. K.) 3: 1-64. Elsevier-Pergamon, Oxford.

Shahrabi, M., Hosseini, K., Shabani, K. and Massomi, R. (2005) Geological map of Bardaskan, 1:100000 scale. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Siddiqui, R. H., Asif Khan, M. and Qasim Jan, M. (2007) Geochemistry and petrogenesis of the Miocene alkaline and sub-alkaline volcanic rocks from the Chagai arc, Baluchistan, Pakistan: Implications for porphyry Cu-Mo-Au deposits. Himalayan Earth Sciences 40: 1-23.

Soltani, A. and Fardust, F. (2017). Mineralization, geochemistry and genesis of Abri, Rahbari and Cheshmeh-Marzieh, NE Darouneh. M.Sc. thesis, Shahroud Industrial University, Shahroud, Iran (in Persian).

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J.) Geological Society, Special Publication 42: 312– 345.

Terentiev, R. A., Savko, K. A. and Santosh, M. (2016) Paleoproterozoic crustal evolution in the East Sarmatian Orogen: Petrology, geochemistry, Sr-Nd isotopes and zircon U-Pb geochronology of andesites from the Voronezh massif, Western Russia. Lithos 246-247: 61-80

Thirlwall, F. M., Upton, B. G. J. and Jenkins, C. (1994) Interaction between continental lithosphere and Iceland plume-Sr-Nd-Pb isotope geochemistry of Tertiary basalts, NE Greenland. Journal of Petrology 35: 839-879.

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

Wilson, M. (2007) Igneous Petrogenesis. Springer, Dordrecht, Netherlands.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation product using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.

Winter, C. (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, New York.

Zanetti, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G. and Vannuci, R. (1999) The Finero phlogopite-peridotite massif: An example of subduction-related metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 107-122.

Zhang, H., Zhang, L., Harris, N., Jin, L. and Honglin, Y. (2006) U–Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: constraints on petrogenesis and tectonic evolution of the basement. Contributions to Mineralogy and Petrology 152(1): 75-88.

Statistics

Article View: 1,783

PDF Download: 806

Journal management system. designed by sinaweb

Related Links

News

Statistics

Petrography, geochemistry and tectonic setting of NW Bardaskan volcanic rocks: a case study of Zangalou mine