News

 Statistics

Number of Journals44
Number of Issues1,914
Number of Articles15,525
Article View45,974,667
PDF Download18,682,013
Shahrokhi, S. (2024). Mineral chemistry, Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks in the Shahvarogh area (West of Tafresh, Markazi Province). , 15(3), 113-137. doi: 10.22108/ijp.2024.142612.1341
SeyedVahid Shahrokhi. "Mineral chemistry, Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks in the Shahvarogh area (West of Tafresh, Markazi Province)". , 15, 3, 2024, 113-137. doi: 10.22108/ijp.2024.142612.1341
Shahrokhi, S. (2024). 'Mineral chemistry, Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks in the Shahvarogh area (West of Tafresh, Markazi Province)', , 15(3), pp. 113-137. doi: 10.22108/ijp.2024.142612.1341
Shahrokhi, S. Mineral chemistry, Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks in the Shahvarogh area (West of Tafresh, Markazi Province). , 2024; 15(3): 113-137. doi: 10.22108/ijp.2024.142612.1341

Mineral chemistry, Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks in the Shahvarogh area (West of Tafresh, Markazi Province)

پترولوژی
Article 7, Volume 15, Issue 3 - Serial Number 59, October 2024, Pages 113-137    PDF (3.58 M)
Document Type: Original Article
DOI: 10.22108/ijp.2024.142612.1341
Author
SeyedVahid Shahrokhi*
Associate Professor, Department of Geology, Khorramabad Branch, Islamic Azad University, Khorramabad, Iran
Abstract
Introduction
The Urmia-Dokhtar Magmatic (volcanic and plutonic) Arc (UDMA) with 2000 Km length in Iran is a small section of the Alpine-Himalayan orogenic belt (Glennie, 2000; Alavi, 2004; Ilbeyli, 2004). The studied area is located in the northeast of Ashtian and composed of two area of Feshk and Master. These areas are situated at 49°44' and 49°55' longitude and 34°31' and 34°44' latitude. Based on the structural zone, this area is a small part of UDMA (Hajian, 1970). Wrinkles and big faults mechanisms such as Tafresh, Talkhab, and Tabarteh have been effective in the formation and morphology of this area that particularly control the sedimentary basins and volcanic processes via the approximate procedure of northwest-southeast.
Geology
Rock outcrops in the study zones are associated with the Mesozoic and Cenozoic Eras with the oldest ones made of carbonate rocks belonging to the Middle Triassic. The first group is attributed to Eocene, mainly includes acidic tuffs to gray basic, tuffs containing the crystal glass pieces and trachyte lava, trachyandesite and dacitic- rhyodacite types in the form of a semi-dense, gray dark to bright pink dikes and dark lavas from andesites- trachyandesite, quartz latite andesite and basaltic andesite. The Eocene rocks are divided into six units (Lithozone E1 to E6) in this zone consisting of E1 (conglomerate, marl, and sandstone), E2 (ignimbrite, tuff, and nummulite-bearing sandy limestone), E3 (green rhyolitic to dacitic tuff accompanied by marl, shale, sandstone, and limestone), E4 (red to dark brown tuff and dark lava), E5 (green tuff, sedimentary layers, and rhyolite), E6 (basalt, andesite, and dark tuff interlayered with nummulitic limestone) (Hajian, 2001).
Sampling and Analytical Techniques
The survey was conducted by selecting the proper locations and taking 300 samples. They were exported to the Geological Survey of Iran (GSI) for whole rock chemical analysis with ICP-MS and XRF methods. The microprobe analyses were conducted by Cameca SX100 microprobe (France) with carbon coating at the Iranian Mineral Processing Research Center on 10 polished sections at the Iran Minerals Processing Research Center after detailed petrography studies.
Discussion
The microscopic study of samples reveals that the rhyolite, dacite, andesite, trachy-andesite and andesi-basalt rocks dominantly have porphyritic, microlite porphyritic and microlite glomeroporphyritic textures.
In the dacite rocks, plagioclases have oscillatory zoning. If the magmatic chamber is attacked by the basic magma while cooling the dacite melts, first, the plagioclase crystals melt partially and then become recrystallized. Therefore, these crystals can adsorb dusty textures (Gills, 1981). Amphibole phenocrysts with 3 to 5 Vol.% reveal the effects of burns and decay in most samples of dacite, trachy-andesite, andesi-basalt, and especially the andesite. Amphiboles in the form of inclusion in the plagioclase, are almost anhedral and have a green-blue multiplicity which can represent their sodic composition (Tabatabai Manesh et al. 2010). Pyroxene is another detectable mineral in andesite and andesibasalt rocks. Olivine crystals are observed in approximately 5 Vol% in basaltic andesitic rocks, damaged completely by the decomposition pressure with only a small piece remaining intact. In some thin sections of the dacite rocks, quartz with 3-5% modal frequency is observed with anhedral and neomorph margins in many cases.
Geochemistry
According to the TAS and AFM Diagram (Le Bas et al., 1986; Irvine and Baragar, 1971), as to lithology combinations, where:
1) the samples vary within dacite to andesite types in the Shahvaroogh and Sadabad area;
2) from trachy-andesite, trachy-basalt, basaltic andesite, andesite and dacite types in Feshk area;
3) from rhyolite, dacite and basaltic andesite composition in Kordabad area.
Conveying the obtained results from samples analysis to A/NK to A/CNK, Ti/100-Zr-Y.3, Ti/100-Zr-Sr/2, Ti–Zr (Pearce and Can, 1973), and Nb/Th on Nb (Boztug et al., 2006) and Hf/3-Th-Nb/16 diagram (Wood, 1980; Maniar and Piccolo, 1992), based on Al value reveals that most samples have a meta-alumina nature while others possess per-aluminus affinity.
According to many researchers, enrichment of LILE elements (e.g., K, Rb, Sr, Ba, Th,) and LREE and the increase in negative anomaly to great amounts of elements including Ti, Eu, Nb, and HREE (Yb) contribute to the magma contamination by the upper crust during the magmatic evolutions or the presence of intrusive compounds such as the fluids or melts obtained from intrusive sediments in addition to adaptation to the dominant characteristics on the beneath shell (Temel et al., 1998; Kurkcuoglu, 2010). According to the same researchers, in normalized spider figures, the depletion of elements from left to right of the figure indicate that the significant features of faulting zones and LREEs enrichment (between 10-100 times more) in calc-alkaline series are normal.
In the Ab-An-Or diagram (Deer et al. 1992) the plagioclase in the trachybasalt and andesibasalt samples lies within the labradorite to bytownite range (only one case of anorthite), in andesitic and trachyandesitic type is oligoclase to andesine, and in dacite- rhyodacite and rhyolite samples are of albite type in Ab-An-Or chart.
Based on the Wo-En-Fs ternary plot (Morimoto et al., 1988), all pyroxenes are of augite type.
Conclusion
The studied volcanic rocks are of basalt andesite types. According to petrographic studies and microprobe analysis, the plagioclase minerals include albite and oligoclase in dacite, and rhyodacite, and rhyolite rocks, oligoclase-andesine in the trachy-andesite and andesite rocks, bytownite-labradorite to anorthite in the trachy-basalt and andesite basalt rocks, and also clinopyroxene (augite and clinoenstatite), amphibole (hornblende and oxihornblende), quartz, biotite, apatite and opaque minerals. The geochemical and petrological results indicate that the source magma of these rocks is a combination similar to the melts derived from the enriched mantle with a fractional 10-20% melting degree of a spinel lherzolite source to garnet-spinel lherzolite. The fluids released from the subducted oceanic slab were effective in the mantle metasomatism. The appearance of the rocks in this area with the volcanism related to the subduction of Neo-Tethys oceanic crust under Central Iran microcontinent.
Keywords
Calc-alkaline; Metaluminous; Metasomatism; Urmia-Dokhtar; Volcanic rocks
Full Text

مقدمه

ناحیة شاهواروق بر پایة پهنه‌بندی زمین‌ساختاری ایران، بخشی از کمان ماگمایی ارومیه-دختر (UDMA [1]) به‌شمار می‌رود (Hajian, 2001) که در میان طول‌های 44˚49 تا 55˚49 خاوری و عرض‌های 31˚34 تا 44˚34 شمالی و 10 کیلومتری باختر شهرستان تفرش، در 70 کیلومتری شمال‌ خاور اراک و در شمال استان مرکزی جای گرفته است (شکل 1). کمان ماگمایی ارومیه-دختر (UDMA) با 2000 کیلومتر درازا (شکل 1) بخش کوچکی از کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیاست که هنگام سنوزوییک در پی فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر پوستة قاره‌ای اوراسیا پدید آمده است (Berberian and King, 1981; Sengör and Yilmaz, 1981; Glennie, 2000; Alavi, 2004; Ilbeyli, 2004).

تکاپوی ماگمایی پس از برخورد در کمان ماگمایی ارومیه-دختر همراه با پیدایش توده‌های آذرین درونی، بالاآمدگی پهنة سنندج-سیرجان و شکستگی صفحة فرورانش بوده است (Mohajjel et al., 2003). اوج تکاپوی ماگمایی پس از برخورد در ائوسن میانی رخ‌ داده است (Ghasemi and Talbot, 2006; Mouthereau et al., 2014).

از دیدگاه زمین‌شناسی ساختاری، برخورد میان صفحة ایران و عربستان در الیگوسن میانی تا میوسن روی داده است و تکاپوی ماگمایی با فرض پایان برخورد در این زمان نیز ادامه داشته است (Berberian and Berberian, 1981; Ghasemi and Talbot, 2006).

از سوی دیگر، سنگ‌های آذرین و کانسارهای مس وابسته با آنها در کمان ماگمایی ارومیه-دختر از شمال‌باختری به‌سوی جنوب‌خاوری به‌صورت فزاینده کاهش سنی فزاینده‌ای را به نمایش می‌گذارند که در این راستا، از شمال‌باختری به‌سوی جنوب‌خاوری می‌توان نمونه‌هایی مانند قره‌چیلر به سن 1/25 میلیون‌ سال پیش (Simmonds and Moazzen, 2015)، در سونگون (Aghazadeh et al., 2015) و دالی به سن 1/21 میلیون سال پیش (Ayati et al., 2013)، در کاشان به سن 18 میلیون سال پیش (Honarmand et al., 2012)، در نطنز به سن 1/21 میلیون سال پیش (Chiu et al., 2013)، در کهنگ به سن 1/15میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015)، در اردستان و ندوشن به سن 5/24 میلیون سال پیش (Babazadeh et al., 2017; Sarjoughian and Kananian, 2017; Shahsavari Alavijeh et al., 2017)، در علی‌آباد و دره‌زرشک به سن 1/15 تا 7/16 میلیون سال پیش (Zarasvandi et al., 2007)، در ایجو به سن 2/9 میلیون سال پیش (Mirnejad et al., 2013)، در میدوک به سن 5/11 میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015)، در سرکوه به سن 1/15 میلیون سال پیش (Mirnejad et al., 2013)، در سرچشمه به سن 1/12 میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015)، در دره‌زر به سن 4/16 میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015) و در کروه به سن 2/7 میلیون سال پیش (Aghazadeh et al., 2015; Abedi et al., 2018) را نام برد.

بر پایة سن‌سنجی روی کانی زیرکن به روش U-Pb سنگ‌های آذرین درونی دیوریتی تا گرانودیوریتی در شمال‌‌خاوری ناحیة شاهواروق با سنی برابر با 07/19 تا 37/20 میلیون سال پیش متعلق به میوسن زیرین هستند (Mirnejad et al., 2018). همچنین، سن‌سنجی به روش K-Ar روی دایک‌های این ناحیه، سن 9/0±4/15 میلیون سال پیش را نشان داده است (Ghorbani et al., 2014).

همزمان با تکاپوی ماگمایی در ارومیه-دختر، در میوسن میانی و بالایی، تکاپوی آتشفشانی از نوع ریولیت و داسیت در مناطقی مانند آشتیان و نراق آغاز شده است که در یک مرحله و به‌صورت تأخیری در مقایسه با ماگماتیسم آندزیتی و یا آندزیت‌بازالتی حجم چشمگیری داشته است. این تکاپوی آتشفشانی تحت‌تأثیر حرکت‌های کششی و حرکت گسل‌ها نسبت به یکدیگر و در بازة ائوسن تا میوسن رخ داده است و در مناطقی مانند تفت و خضرآباد به‌چشم می‌خورد (Zarei Sahamieh et al., 2009).

بر این پایه، پیدایش و ریخت‌شناسی در حوضه‌های رسوبی و تکاپوی آتشفشانی این ناحیه تحت‌تأثیر رفتار ساختارهای زمین‌شناسی مانند چین‌ها و گسل‌های موجود، با روند نزدیک به شمال‌باختری-جنوب‌خاوری رخ داده است که در ناحیة بررسی‌شده با نام ایگنمبریت‌ها و توف‌ها شناخته می‌شوند (Zarei Sahamieh et al., 2009).

از آنجایی‌که تا کنون دربارة چگونگی پیدایش و محیط تکتونوماگمایی سنگ‌های منطقه، بررسی دقیق و فراگیری انجام نشده است و از آنجایی‌که کانه‌زایی احتمالی موجود، به سنگ‌های آتشفشانی در این ناحیه وابسته است، می‌توان به کمک این پژوهش‌ها، دربارة سرشت، محیط زمین‌شناسی و تکامل زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی در بخش میانی پهنة ارومیه-دختر و ناحیة تفرش اظهار نظر کرد.

زمین‏شناسی

بر پایة نقشة زمین‌شناسی 10000/1 تهیه‌شده از ناحیة شاهواروق، واحدهای سنگی در این ناحیه از قدیم به جدید دربردارندة توف اسیدی برشی‌شده، توف ایگنمبریتی، ریولیتی تا داسیتی به سن ائوسن، آهک دگرسان‌شده به سن الیگوسن و پهنة دگرسان‌شدة آرژیلیک، کلریتی، هماتیتی و اپیدوتی همراه با سنگ‌های آذرآواری و آندزیت تا آندزی‌بازالت به سن میوسن هستند (شکل 1). بر پایة این نقشه، سنگ‌های آتشفشانی را در دو گروه سنی می‌توان بررسی کرد.

گروه نخست با شش واحد پهنه‌سنگی[2] به سن ائوسن دربردارندة E1 (کنگلومرا، مارن و ماسه‌سنگ)، E2 (ایگنمبریت، توف و سنگ‌آهک ماسه‌ای حاوی نومولیت)، E3 (ریولیت سبز تا توف‌داسیتی همراه با مارن، شیل، ماسه‌سنگ و سنگ‌آهک)، E4 (توف سرخ‌رنگ تا قهوه‌ای تیره و گدازة تیره)، E5 (توف سبز، لایه‌های رسوبی و ریولیت) و E6 (بازالت، آندزیت و توف تیره با سنگ‌آهک نومولیتی) است. این مجموعه دربرگیرندة توف‌های اسیدی تا بازیک خاکستری، توف با قطعات شیشه، گدازه‌های تراکیتی تا تراکی‌آندزیتی، داسیتی تا ریوداسیت نیمه‌ژرف، دایک‌های خاکستری تا صورتی روشن و گدازه‌های تیره‌رنگ آندزیت تا تراکی‌آندزیت، کوارتز لاتیت، آندزیت و آندزیت‌بازالتی است که در پیرامون روستای شاهواروق و کردآباد به‌چشم می‌خورند.

گروه دوم به سن نئوژن و دربردارنده مجموعه‌ای از سنگ‌های آندزیتی و آندزیت‌بازالتی است که در پیرامون روستاهای سربند، حسن‌آباد، درمنگ، ماستر، خسروان بالا و فشک به‌چشم می‌خورند (شکل 1). تراورتن خاکستری ‌روشن تا تراس‌های آبرفتی متعلق به کواترنری، جوان‌ترین واحدهای زمین‌شناسی در ناحیة شاهواروق هستند .

روش انجام پژوهش

برای انجام بررسی‌های کانی‌شناسی و سنگ‌شناسی و بر پایة بررسی‌های میدانی، شمار 200 نمونة سنگی از رخنمون‌های مناسب برداشت شدند و پس از تهیة مقاطع نازک با میکروسکوپ Nikon-E200 در دانشگاه آزاد اسلامی واحد خرم‌آباد بررسی شدند. همچنین، برای انجام تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‌کل و برای ارائه تفسیر سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی بهتر و شناسایی محیط زمین‌ساختی، شمار 40 نمونه با کمترین آثار هوازدگی، دگرسانی و دگرریختی از سنگ‌های ناحیة شاهواروق از نواحی شاهواروق، فشک، سعدآباد و کردآباد تهیه شد و در آزمایشگاه مرکز تحقیقات و فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند. روش کار بر پایة ذوب اسیدی بود که در آن نخست 5/0گرم از هر نمونه در ظرف تفلون ریخته شد و پس از افزودن نزدیک به 10 سانتیمتر مکعب اسید فلوئوریدریک و 3 سانتیمتر مکعب اسید پرکلریک، به مدت 6 ساعت در C160-ᵒC140 گرما داده شد تا کمابیش حجم کمی از آنها به حالت ژله در آید. سپس 5 سانتیمتر مکعب ‌اسید کلریدریک و 3 سانتیمتر مکعب اسید نیتریک افزوده شد. دربارة عنصرهای فرار مانند As، Bi و Sb و غیره به‌جای ظرف‌های تفلونی از لولة آزمایش بهره‌گیری شد.

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی ناحیة شاهواروق بر پایة نقشه 100000/1 فرمهین (Hajian, 1980) و جایگاه سنگ‌های آتشفشانی شاهواروق.

Figure 1. Geological Map of Shahvaroogh area based on Farmahin 1/10000 sheet (Hajian 1980) and location of volcanic Rocks of Shahvaroogh area.

پس از آماده‌سازی، نمونه‌ها با اسپکترومتر فلورسانس پرتوی ایکس (XRF [3]) برای سنجش عنصرهای اصلی و با دستگاه ICP-MS [4] مدل Agilent7900 ساخت کشور آمریکا برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (REE [5]) در آزمایشگاه مرکز تحقیقات و فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند.

برای بررسی دقیق سنگ‌نگاری و شیمی نمونه‌ها، شمار 24 نقطه از نمونه‌ها و برای کانی‌های پلاژیوکلاز بر پایة 8 اتم اکسیژن و پیروکسن بر پایة 6 اتم اکسیژن در آزمایشگاه ریزکاوالکترونی مرکز تحقیقات و فرآوری مواد معدنی ایران تجزیة ریزکاوالکترونی (نقطه‌ای) شدند (شکل 2). دستگاه به‌کارگیری‌شده برای انجام تجزیة ریزکاوالکترونی (EPMA [6]) از نوع CAMECA-SX-100 ساخت کشور فرانسه با اندازة باریکة 5 میکرو‌متر، جریان 10 تا 20 نانوآمپر (nA)، ولتاژ شتاب‌دهندة 15 کیلو الکترون‌ولت (KeV) و زمان تجزیة 15 تا 25 ثانیه بوده است. نمونه‌های به‌کارگیری‌شده دربردارندة مقاطع نازک-صیقلی در لام استاندارد زمین‌شناسی (mm227x46) هستند که برای جلوگیری از باردارشدن نمونه‌ها هنگام تابش با لایة نازک کربن به ستبرای 100 میکرون پوشش داده شدند. نخست شناسایی کیفی-کمی نخستین با طیف پراش انرژی پرتوی ایکس (EDS [7]) با زمان میانگین 20 ثانیه تهیه شد. یک تصویر الکترونی برآمدة از الکترون‌های برگشتی (BSE [8]) نیز به‌صورت هم‌زمان تهیه شد. در پایان، برای پردازش داده‌ها از نرم‌افزارهایی مانند GCDkit، MINPET، Excel و CorelDraw V. 17 بهره‌گیری شد.

کانی‌شناسی

بررسی مقاطع میکروسکوپی نمونه‌های شاهواروق نشان می‌دهد بافت‌های غالب در سنگ‌های ریولیتی، داسیتی، آندزیتی، تراکی‌آندزیتی و آندزیت‌بازالتی، پورفیری، گلومروپورفیری میکرولیتی و پورفیری میکرولیتی هستند. همچنین، برخی کانی‌ها حالت غربالی نشان می‌دهند.

پلاژیوکلاز در سنگ‌های ریولیتی، ریوداسیتی و داسیتی با ترکیب آلبیت تا الیگوکلاز، در سنگ‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین و در سنگ‌های آندزیت‌بازالتی و تراکی‌بازالت با ترکیب لابرادوریت تا بیتونیت و مقدار بسیار کمی آنورتیت فراوان‌ترین درشت‌بلور در مقاطع نازک با 20 تا 40 درصدحجمی حجمی را در بر می‌گیرد. بیشتر پلاژیوکلازها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار (شکل 3-A) هستند و در سنگ‌های داسیتی منطقه‌بندی نوسانی (شکل 3-B) نشان می‌دهند. در برخی مقطع‌ها، پلاژیوکلازها غبارآلود و غربالی هستند و گاهی نیز حالت خوردگی دارند. بر این پایه، نبود تعادل شیمیایی فنوکریست‌ها با ماگمای سازنده در هنگام خروج گدازه و یا تغییرات فشار بخار آب در این فرایند مؤثر بوده است. همچنین، نمود پلاژیوکلاز در سنگ‌های آندزیتی می‌تواند نشان‌دهندة وجود آب در ماگما به میزان کمتر از 5/2 درصد حجمی و نمود پلاژیوکلاز فاز لیکیدوس ماگما در هنگام فوران ماگمای آندزیتی باشد (Gill,1981). همچنین، اگر هنگام سردشدن و انجماد گدازة داسیتی، یک ماگمای بازیک به آشیانه ماگمایی هجوم آورد، نخست بلورهای پلاژیوکلاز، به‌صورت بخشی ذوب می‌شوند و سپس باز رشد می‌یابند و بافت غبارآلود به خود می‌گیرند (Gill,1981) بخش‌های غبارآلود حاوی پلاژیوکلاز و شیشه هستند. بر پایة ترکیب بلور نخستین و شدت ذوب می‌تواند در مرکز یا کنارة بلور دیده شود. نبود کنارة غبارآلود و نیز نشانه‌های هضم در بلورهای شفاف در مقاطع نازک، نشان‌دهندة تبلور مستقیم از گدازه مادر هنگام بالاآمدن است و گویای آنست که گدازة بازمانده در برابر دمای گدازة دیگری نبوده است (Gill,1981).

شکل 2. تصویرهای BSE از تجزیة ریزکاوالکترونیِ A) پیروکسن؛ B) پلاژیوکلاز و پیروکسن (نام اختصاری کانی‌ها بر پایة ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010)).

Figure 2. The BSE images of microprobe analysis of A) Pyroxene; B) Plagioclase and pyroxene (Mineral abbreviations from Whitney and Evans (2010)).

پیروکسن در سنگ‌های آندزیتی و آندزیت‌بازالتی با فراوانیِ 10 تا 15درصدحجمی به‌چشم می‌خورد و از نوع اوژیت و کلینوپیروکسن است (شکل 3-C).

نشانه‌هایی از لبة سوخته در درشت‌بلورهای آمفیبول با فراوانی 5 تا 7 درصد حجمی در بیشتر نمونه‌ها به‌چشم می‌خورد (شکل 3-D). این کنارة سوخته عموماً در کانی‌های آبدار مانند بیوتیت و آمفیبولِ سنگ‌ها به‌چشم می‌خورد و نشان‌دهندة‌ تعادل‌نداشتن این‌کانی‌ها در محیط‌های آبدار و پر دما و رخداد واکنش‌های اکسایشی است (Tabatabai Manesh et al., 2010).

بلورهای الیوین در سنگ‌های آندزیت‌بازالتی که به میزان 4 تا 6 درصد حجمی دیده‌ می‌شوند دچار پدیدة دگرسانی شده‌اند و بخش‌های اندکی از آن به‌جای مانده است. این کانی در کناره‌ها و در راستای شکستگی‌ها ایندنگزیتی و گاهی نیز بولنژیتی‌شده است و با اکسید‌ آهن و آمیزه‌ای از گوتیت و کلریت جایگزین شده‌ است (شکل 3-E).

بلورهای کوارتز نیز به‌صورت بی‌شکل در سنگ‌های ریولیتی و ریوداسیتی با فراوانی 4 تا 6 درصد حجمی با کنارة نئومورف، خورده‌شده و خلیجی و میانبارهای فراوان هستند (شکل3-F) که چه‌بسا در پی کاهش فشار ناگهانی ماگما و بالاآمدن پرشتاب پدید آمده باشد.

شواهد بافتی در سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق با ترکیب میانی، به‌ویژه در داسیت‌های کالک‌آلکالن و آندزیت‌ها می‌تواند پیامد آمیزش ماگمای بازالتی با ماگمای فلسیک باشد (Li et al., 2013).

با توجه به نمود کانی‌های دمای بالا مانند الیوین، پیروکسن و هورنبلند و نیز فراوانی اکسید آلومینیم، می‌توان بیگانه‌سنگ‌های دما بالا و یا افزوده‌‌شدن الیوین را بخشی از تاریخچه این‌ سنگ‌ها دانست. نمود درشت‌بلورهای پیروکسن با اکسید آلومینیم بالا چه‌بسا در پی فشار بالای محیط باشد؛ هرچند افزون‌بر فشار، فاکتورهای دیگری مانند فعالیت سیلیس، دما و نرخ سردشدن نیز می‌تواند بر میزان آلومینیم در پیروکسن مؤثر باشد (Dorais, 1990; Hammer, 2006).

شکل 3. A) بلورهای شکل‌دار پلاژیوکلاز؛ B) کانی پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی و هورنبلند با کنارة سوخته؛ C) کانی پلاژیوکلاز شکل‌دار؛ D) نمود پیروکسن در سنگ‌های آندزیتی و آندزی‌بازالت؛ E) الیوین با دگرسانی ایدنگزیتی در سنگ‌های آندزی‌بازالت؛ F) خوردگی خلیجی در کانی کوارتز (نام اختصاری کانی‌ها بر پایة ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010)).

Figure 3. A) Euhedral plagioclases; B) Plagioclase with zoning and hornblendes with opacitized rim; C) Euhedral plagioclase; D) Pyroxenes in andesite and basaltic andesite rocks; E) Olivine with iddingsite alteration in andesibasalt rocks; F) Round embayment in quartz mineral (Mineral abbreviations from Whitney and Evans (2010)).

 

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل به روش‌های ICP-MS و XRF برای مناطق شاهواروق، سعدآباد، کردآباد و فشک در جدول‌های 1 تا 4 آورده شده‌اند.

جدول 1. داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‌های ناحیة شاهواروق.

Table 1. Geochemical data of samples from Shahvaroogh area.

Sample No

SH-1

SH-2

SH-3

SH-4

SH-5

SH-6

SH-7

SH-8

SH-9

SH-10

SiO2

61.62

63.43

61.66

64.39

60.77

60.27

61.9

64.48

62.53

64.61

TiO2

0.73

0.63

0.63

0.6

0.74

0.61

0.71

0.57

0.63

0.68

Al2O3

18.97

18.62

17.92

18.74

19.52

17.11

18.85

17.38

18.57

17.88

FeOt

3.29

1.7

2.88

2.58

2.98

3.02

3.6

2.86

1.8

2.75

MnO

0.19

0.18

0.19

0.14

0.18

0.21

0.25

0.16

0.18

0.15

MgO

2.36

2.47

2.9

2.58

2.15

2.76

2.21

2.93

2.73

1.65

CaO

4.16

3.46

5.93

1.52

5.13

5.42

5.08

3.55

5.69

4.55

Na2O

3.94

3.88

3.59

3.76

3.98

3.49

3.68

3.81

3.1

4.03

K2O

2.87

1.88

2.03

2.93

1.77

2.85

1.25

2.45

2.23

2.59

P2O5

0.1

0.2

0.2

0.2

0.1

0.2

0.1

0.2

0.2

0.2

L.O.I.

1.86

3.64

2.5

2.98

1.72

3.8

1.88

1.84

2.4

0.42

Total

100.09

100.09

100.43

100.42

99.04

99.74

99.51

100.23

100.06

99.51

Ti

5718

5325

5049

4683

6411

5702

6205

5381

5670

5482

Be

1.3

1.7

1.8

1.6

1.3

1.7

1.1

1.6

1.6

1.4

V

118.6

73.2

96.3

92.8

144.1

115.1

131.9

99.7

105.3

99.7

Ba

381

461

396

348

314

372

279

387

370

376

Sr

261

199

219

215

262

235

213

224

228

215

Y

19.2

15

30.9

26.9

23.4

33.3

22.1

22.9

24.8

22.3

Zr

132

122

152

149

140

157

148

146

138

120

Cr

23

31

20

35

28

34

32

23

31

34

Co

32

27

28

23

30

28

31

27

29

25

Ni

28

14

8

0

30

0

15

1

27

6

Cu

22.6

19.2

12.8

13.1

22.8

22.1

27.4

14.3

12.3

19.3

Zn

87

105

80

92

71

73

92

91

66

112

Ga

21.7

16.8

18.4

15

25.5

25.2

21.9

24.9

16.1

0.4

Ge

1.1

0.7

0.9

0.4

1.1

0.8

0.9

0.9

0.7

0.6

Rb

122

103

108

107

122

117

116

112

110

109

Nb

4

8

9

9

4

8

6

8

8

7

La

12

11

18

14

11

20

10

13

17

12

Pr

7

6

9

5

9

9

9

8

6

5

Nd

29

26

32

31

26

36

26

29

28

27

Sm

3

4

8

5

4

6

3

4

4

4

Eu

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Ho

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Er

3

4

4

3

4

5

3

3

3

3

Yb

4

3

4

4

4

5

4

4

4

4

Lu

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Hf

4

6

7

7

4

4

4

9

6

3

Ta

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Th

12.5

8.5

9.6

8.4

7.4

14.2

5.4

9.7

3.6

6.5

U

3.6

2.4

3.3

1.4

3.4

3

3.1

2.9

2.6

1.1

Th/Ta

12.5

8.5

9.6

8.4

7.4

14.2

5.4

9.7

3.6

6.5

Ba/La

31.7

41.9

22

24.8

28.5

18.6

27.9

29.7

21.7

31.3

Nb/U

1.1

3.3

2.7

6.4

1.2

2.7

1.9

2.8

3.1

6.4

جدول 2. داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‌های ناحیة فشک.

Table 2. Geochemical data of samples from Feshk area.

FE-10

FE-9

FE-8

FE-7

FE-6

FE-5

FE-4

FE-3

FE-2

FE-1

Sample No

55.95

76.09

64.29

57.75

70.8

50.8

50.48

59.13

71.44

59.88

SiO2

0.72

0.36

0.33

0.72

0.45

1.00

1.15

0.69

0.31

0.69

TiO2

6.61

14.19

13.84

19.23

12.61

8.2

13.08

14.87

13.31

17.83

Al2O3

3.17

0.2

0.26

2.59

1.85

4.34

3.16

2.62

0.97

1.19

MgO

8.53

0.37

6.84

0.16

2.75

7.73

7.07

4.1

0.71

0.23

CaO

0.23

0.03

0.04

2.63

0.05

0.16

0.18

0.07

0.04

3.69

MnO

12.61

2.52

4.2

9.93

4.62

15.29

10.97

10.78

4.88

9.88

FeOt

2.6

2.8

0.12

2.96

3.36

4.22

3.69

4.27

3.81

2.66

Na2O

1.54

1.32

1.09

1.75

0.89

0.97

1.81

2.63

2.97

0.97

K2O

0.16

0.09

0.09

0.15

0.1

0.19

0.34

0.15

0.07

0.16

P2O5

6.08

3.48

10.21

2.72

4.98

9.63

8.44

4.83

2.39

2.88

L.O.I.

98.21

101.45

101.31

100.59

102.46

102.53

100.38

104.15

100.90

100.06

Total

9.1

4.5

4.14

6411

5.64

12.53

14.49

8.68

3.98

6205

Ti

1

<1

1

1.3

2

1

1

2

1

1.1

Be

138

25

26

144.1

49

182

324

119

26

131.9

V

386

337.2

318.5

312.8

376.4

257.4

379

439.3

394.2

278.2

Ba

232.1

266

203.2

261.5

248.7

189

242

234.2

205.5

231.1

Sr

21.8

24.6

30.4

23.4

22.5

23.7

26.5

15.4

20.2

22.1

Y

127

116

127

216

126

179

142

133

145

218

Zr

60

<20

<20

28

<20

50

<20

<20

<20

31

Cr

18

<3

1

10.4

10

21

32

14

3

10.7

Co

<20

<20

<20

7.4

<20

<20

<20

<20

<20

3.7

Ni

40

40

30

22.8

170

80

270

40

60

27.4

Cu

60

<30

<30

86

<30

270

90

70

40

107

Zn

16

15

16

28.5

14

17

18

17

15

24.9

Ga

2

2

2

1.1

1

1

2

1

1

0.9

Ge

28

47

35

77.2

30

36

47

77

76

70.6

Rb

8

7

6

4.1

9

9

4

9

6

6

Nb

21.5

20.2

19.5

10

25.5

20

10.3

25.5

23.2

10

La

5.28

4.41

4.17

8.8

5.9

4.94

3.68

6.18

4.95

8.1

Pr

21.1

16.6

15.5

26.4

22.8

19.9

18.1

24.2

18.3

25.9

Nd

4.5

3.3

3.5

3.4

4.5

4.7

5.2

5.2

4

2.8

Sm

1.03

0.53

0.77

1.1

0.86

1.14

1.48

1.08

0.76

0.6

Eu

0.8

0.7

0.8

0.7

0.9

1

1.3

1

0.9

0.7

Ho

2.4

2.1

2.5

2.9

2.9

2.8

3.8

2.7

2.8

3.2

Er

2.5

2.4

2.6

4

3

2.7

4

2.7

3.2

3.8

Yb

0.45

0.51

0.48

0.3

0.5

0.5

0.63

0.48

0.57

0.3

Lu

3.9

4.4

3.7

4.3

6.1

4.1

2.9

5.4

3.6

3.3

Hf

0.7

0.7

0.6

0.7

0.9

0.6

0.3

0.8

0.6

1.1

Ta

7.6

9.1

8.1

7.5

12.4

6.4

1.6

9.9

8.9

1.6

Th

2.7

2.5

2

3.4

4.5

2

0.5

3.1

3

3.1

U

10.8

13

13.5

10.7

13.7

10.6

5.3

12.3

14.8

1.4

Th/Ta

17.9

16.6

16.3

31.2

14.7

12.8

36.7

17.2

16.9

27.8

Ba/La

3.0

2.8

3.0

1.2

2.0

5.4

8.0

2.9

2.0

1.9

Nb/U

جدول 3. داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‌های ناحیة سعدآباد.

Table 3. Geochemical data of samples from Saadabad area.

Sample No

SA-1

SA-2

SA-3

SA-4

SA-5

SA-6

SA-7

SA-8

SA-9

SA-10

SiO2

60.41

58.88

64.37

59.60

60.25

61.51

58.75

64.46

63.59

60.64

TiO2

0.61

0.69

0.58

0.71

0.59

0.61

0.72

0.55

0.66

0.51

Al2O3

18.50

17.83

16.72

18.95

16.09

17.55

19.23

16.36

17.86

16.90

FeOt

5.25

6.99

5.33

6.89

5.77

5.33

7.08

5.30

5.25

5.36

MnO

1.55

1.69

1.49

1.84

1.49

1.21

1.63

1.41

1.13

1.20

MgO

0.16

0.23

0.12

0.17

0.19

0.16

0.16

0.14

0.13

0.17

CaO

6.04

7.81

6.27

6.91

8.15

7.12

7.70

6.28

6.33

8.71

Na2O

2.76

2.66

2.74

2.92

2.47

2.90

2.96

2.79

3.01

2.57

K2O

0.86

0.97

0.91

0.85

0.83

1.21

0.75

0.90

1.22

1.01

P2O5

0.22

0.16

0.20

0.16

0.18

0.21

0.15

0.19

0.20

0.21

L.O.I.

3.44

1.88

0.98

0.86

3.80

2.00

0.72

1.42

0.42

2.50

Total

99.80

99.88

99.72

99.85

99.79

99.82

99.84

99.79

99.79

99.77

Ti

5325.0

6205.4

4682.5

5718.3

5702.1

5670.4

6410.6

5381.3

5482.4

5049.5

Be

1.7

1.1

1.6

1.3

1.7

1.6

1.3

1.6

1.4

1.8

V

73.2

131.9

92.8

118.6

115.1

105.3

144.1

99.7

99.7

96.3

Ba

460.6

278.2

347.5

380.3

369.9

369.3

312.8

384.9

375.7

393.9

Sr

198.8

231.1

214.8

260.8

234.8

227.6

261.5

224.0

214.8

219.2

Y

15.0

22.1

26.9

19.2

33.3

24.8

23.4

22.9

22.3

30.9

Zr

191.8

218.4

220.4

202.6

227.6

208.4

216.0

216.6

189.8

224.1

Cr

30.7

31.0

34.0

23.0

23.5

30.9

28.0

23.2

34.1

19.6

Co

6.8

10.7

2.9

11.8

8.2

8.6

10.4

7.2

4.9

8.3

Ni

3.4

3.7

<0.5

6.8

<0.5

6.7

7.4

0.0

1.3

1.9

Cu

19.2

27.4

13.1

22.6

22.1

12.3

22.8

14.3

19.3

12.8

Zn

122

54

92

82

76

87

69

94

109

89

Ga

19.8

24.9

18.0

24.7

28.2

19.1

28.5

27.9

23.4

21.4

Ge

0.7

0.9

0.4

1.1

0.8

0.7

1.1

0.9

0.6

0.9

Rb

57.5

70.6

62.1

76.5

71.2

64.4

77.2

66.6

64.1

63.5

Nb

7.4

6.0

7.8

3.4

7.6

7.9

4.1

7.6

6.8

8.0

La

10.4

9.5

14.0

11.6

20.0

17.3

10.8

13.1

12.2

17.9

Pr

5.7

8.1

4.9

7.3

8.9

6.2

8.8

7.6

5.0

8.4

Nd

25.8

25.9

31.6

28.0

36.4

27.7

26.4

28.4

26.9

31.7

Sm

3.3

2.8

4.4

2.9

5.9

3.5

3.4

3.5

3.3

4.8

 Eu

1.2

0.6

1.5

0.9

1.4

1.2

1.1

1.3

1.0

1.5

Ho

0.5

0.7

0.5

0.7

0.8

0.6

0.7

0.7

0.5

0.8

Er

3.8

3.2

2.7

2.5

5.2

2.3

2.9

2.0

3.0

3.7

 Yb

2.5

3.8

3.9

3.5

4.8

3.5

4.0

3.9

3.4

4.3

Lu

0.2

0.3

0.1

0.3

0.2

0.2

0.3

0.3

0.1

0.3

Hf

6.2

4.3

6.7

4.0

3.5

6.3

4.3

9.1

2.6

6.9

Ta

0.9

1.1

0.8

1.3

1.2

0.4

0.7

0.7

0.4

0.8

Th

4.2

7.5

7.4

11.2

13.5

5.2

9.4

9.4

8.5

10.6

U

2.4

3.1

1.4

3.6

3.0

2.6

3.4

2.9

1.1

3.3

Th/Ta

4.6

6.8

9.2

8.6

11.2

13

13.4

13.4

21.2

13.2

Ba/La

44.3

29.3

24.8

32.8

18.5

21.3

29.0

29.4

30.8

22.0

Nb/U

3.1

1.9

5.6

0.9

2.5

3.0

1.2

2.6

6.2

2.4

جدول 4. داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‌های ناحیة کردآباد.

Table 4. Geochemical data of samples from Kordabad area

Sample No

KO-1

KO-2

KO-3

KO-4

KO-5

KO-6

KO-7

KO-8

KO-9

KO-10

SiO2

70.2

66.0

70.0

68.9

73.4

54.9

72.5

56.9

75.8

73.0

TiO2

0.5

0.7

0.5

0.6

0.3

0.6

0.3

0.8

0.4

0.3

Al2O3

11.0

14.3

14.7

16.0

13.7

12.6

14.7

16.3

14.0

14.1

FeOt

5.1

3.5

3.9

3.3

1.9

6.5

2.4

7.7

0.7

2.4

MnO

0.1

0.1

-

-

0.1

0.5

-

0.2

-

-

MgO

2.0

0.9

1.6

1.4

1.3

3.0

1.4

3.4

0.8

1.3

CaO

3.7

3.5

0.9

0.6

0.5

14.5

0.9

9.1

0.4

0.8

Na2O

2.4

3.9

3.9

3.8

3.1

3.2

2.7

2.0

7.2

2.7

K2O

0.9

2.8

3.3

4.7

3.4

1.6

3.8

0.5

0.2

3.9

P2O5

0.1

0.1

<0.1

0.1

<0.1

0.1

<0.1

0.1

<0.1

<0.1

L.O.I.

3.9

3.9

0.9

0.6

2.1

2.3

1.2

3.1

0.3

1.3

Total

99.87

99.77

99.82

99.95

99.86

99.81

99.84

99.88

99.87

99.86

Ti

3544.9

5830.5

5327.2

4559.1

2324.3

3385.7

2257.7

6394.9

3410.7

1900.6

Be

0.9

2.0

2.3

2.4

1.7

1.4

1.8

1.2

1.6

1.5

 V

66.6

79.4

78.4

46.1

37.8

73.1

53.7

144.6

46.9

56.7

Ba

50.9

430.2

688.4

672.7

480.2

184.3

437.0

115.7

54.3

545.2

Sr

63.4

103.9

102.7

41.6

63.6

70.9

52.1

261.7

36.6

67.6

Y

14.9

25.2

9.2

15.1

10.6

21.4

13.6

22.4

17.2

14.3

Zr

119.1

319.5

140.5

259.0

89.7

288.8

98.2

200.2

182.3

83.7

Cr

41.6

55.0

28.0

22.0

46.9

29.4

94.8

73.7

35.6

49.3

Co

13.8

6.0

8.5

3.5

3.6

11.6

2.9

28.4

3.7

3.2

Ni

6.9

5.2

5.5

3.8

<0.5

8.0

<0.5

26.0

0.6

<0.5

Cu

41.7

29.5

9.1

3.5

4.7

10.3

6.1

46.0

<0.6

4.6

Zn

57.7

209.5

125.7

121.4

54.8

56.5

48.9

240.2

50.8

40.2

Ga

9.3

13.2

18.7

21.3

15.1

10.5

14.9

27.0

11.7

13.6

Ge

0.7

2.3

1.9

1.9

<0.1

0.5

1.4

1.2

1.2

<0.1

Rb

17.3

32.0

32.7

13.4

23.1

24.7

18.4

80.0

14.5

22.1

Nb

4.2

11.9

14.5

13.5

6.0

7.8

4.8

4.4

15.5

4.0

La

10.0

19.7

12.5

12.1

11.4

20.3

15.0

8.6

26.2

18.5

Pr

7.4

10.1

11.6

13.0

7.8

11.8

6.6

10.6

9.9

6.7

Nd

25.4

28.2

18.2

19.2

17.3

33.2

18.8

26.2

26.3

18.8

Sm

5.9

3.5

4.8

2.9

2.8

3.3

3.3

3.4

4.4

3.5

 Eu

1.3

1.0

0.6

1.1

1.0

1.0

0.4

0.9

0.7

0.6

Ho

0.7

0.7

0.7

0.8

0.5

1.0

0.4

0.9

0.5

0.5

Er

2.6

5.4

2.0

2.6

2.0

3.4

3.6

4.3

2.3

2.5

Yb

1.7

2.5

1.3

1.8

1.3

2.5

1.6

2.9

1.7

1.7

Lu

0.2

0.2

0.2

0.2

0.1

0.3

0.1

0.4

0.1

0.1

Hf

4.8

4.9

5.1

6.7

5.1

7.1

5.4

3.3

5.2

4.6

Ta

1.2

1.2

0.7

1.2

1.0

1.0

0.9

1.1

0.9

0.8

Th

5.5

8.3

6.6

6.7

5.0

8.8

4.1

9.8

3.4

8.4

U

2.7

2.1

2.2

1.8

1.2

3.7

1.4

5.5

2.4

1.4

Th/Ta

4.53

6.9

9.4

5.5

5

8.8

4.5

8.9

3.7

10.5

Ba/La

5.1

21.8

55.1

55.6

42.1

9.1

29.1

13.5

3.1

29.5

Nb/U

1.6

5.7

6.6

7.5

5.0

2.1

3.4

0.8

6.6

2.9

بر پایة نمودار مجموع آلکالی‌ها در برابر سیلیس که به نمودار TAS معروف است (Le Bas et al., 1986)، می‌توان گفت ترکیب سنگ‌شناسی نمونه‌ها متغیر است به‌گونه‌ای‌که در منطقة شاهواروق و سعدآباد از نوع داسیت تا آندزیت، در ناحیة کردآباد از نوع ریولیت، داسیت و آندزیت‌بازالتی و در ناحیه فشک، تراکی‌آندزیت، تراکی‌بازالت، آندزیت‌بازالتی، آندزیت و داسیت هستند (شکل 4-A). برای تأیید درستیِ نامگذاری و اطمینان از نبود تحرک عنصرها در نمودار TAS، از نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 نیز بهره‌ گرفته شد (Winchester and Floyd, 1977). بر پایة این نمودار، ترکیب بیشتر نمونه‌های منطقه به‌ترتیب آندزیت، داسیت، ریوداسیت و به میزان کم آندزیت بازالت است (شکل 4-B).

برای تفکیک سری‌های مختلف ماگمایی و شناسایی نوع ماگمای سازندة سنگ‌های ناحیة شاهواروق، از نمودار مجموع آلکالی در برابر سیلیس (Irvine and Baragar, 1971) بهره‌ گرفته شد. داده‌های به‌دست‌آمده روی این نمودار نشان‌دهندة جای‌گیری بیشتر نمونه‌ها در گسترة ساب‌آلکالن است. تنها دو نمونه در گسترة آلکالن جای گرفته که می‌تواند برآمده از آمیزش ماگما باشد (شکل 5-A). پس از آن و برای جداسازی انواع ماگمای کالک‌آلکالن از توله‌ایتی، از نمودار سه‌تایی AFM (Irvine and Baragar, 1971) بهره‌گیری شد. داده‌های به‌دست آمده روی این نمودار، سرشت کالک‌آلکالن ماگمای سازنده را آشکار می‌کند (شکل 5-B).

شکل 4. سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق در A) نمودار TAS (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).

Figure 4. Volcanic rocks of Shahvarogh area in A) TAS diagram (Le Bas et al. 1986); B) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977).

به کمک نمودار A/CNK در برابر A/NK سرشت نمونه‌های شاهواروق از نظر میزان Al بررسی شد. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نمونه‌ها روی این نمودار نشان می‌دهد بیشتر نمونه‌ها سرشت متاآلومین دارند و شمار بسیار کمی نیز سرشت پرآلومین نشان می‌دهند (شکل 6-A).

برای شناسایی رژیم و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق از نمودارهای گوناگونی بهره‌ گرفته شد. در نمودار سه‌تایی Hf/3-Th-Nb/16 نمونه‌ها در میدان بازالت‌های کمان قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 6-B). در این نمودار جای‌گرفتن نمونه‌ها در نزدیکی قطب توریم چه‌بسا نشان‌دهندة تأثیر احتمالی آلودگی پوسته‌ای است (Wilson, 1989).

شکل5. سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق در A) نمودار سیلیس در برابر مجموع آلکالی (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار سه‌تایی AFM (Irvine and Baragar, 1971).

Figure 5. Volcanic rocks of Shahvarogh area in A) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Irvine and Baragar 1971); B) AFM ternary diagram (Irvine and Baragar 1971).

شکل 6. سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق در A) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1992)؛ B) نمودار سه‌تایی Hf/3-Th-Nb/16 (Wood, 1980).

Figure 6. Volcanic rocks of Shahvarogh area in A) A/CNK versus A/NK diagram (Maniar and Piccoli, 1992); B) Hf/3-Th-Nb/16 diagram (Wood, 1980).

سنگ‌های پدیدآمده در کمان‌های قاره‌ای نسبت Th/Ta بزرگ‌تر از 2 دارند. بررسی داده‌ها (جدول‌های 1 تا 4) نشان می‌دهد نسبت Th/Ta برای ناحیة شاهواروق در بازة 6/3 تا 2/4، برای ناحیة سعدآباد در بازة 6/4 تا 2/21، برای ناحیة کردآباد در بازة 7/3 تا 5/10 و برای ناحیة فشک در بازة 3/5 تا 8/14 تغییر می‌کند. این نسبت برای سنگ‌های پدیدآمده در کمان قاره‌ای از 2 بزرگ‌تر است (Wood et al., 1979).

همچنین، بر پایة پژوهش‌های انجام‌شده نسبت Ba/La در سنگ‌های کمان قاره‌ای بزرگ‌تر از 3 است (Arculus and Powell, 1986). شناسایی نسبت Ba/La در داده‌های به‌دست‌آمده (جدول‌های 1 تا 4) برای ناحیة شاهواروق در بازة 7/21 تا 9/41، برای ناحیة سعدآباد در بازة 5/18 تا 3/44، برای ناحیة کردآباد در بازة 1/3 تا 6/55 و برای ناحیة فشک در بازة 2/11 تا 7/36 تغییر می‌کند.

از سوی دیگر، میانگین تغییرات نسبت برای Nb/U بازالت‌های اقیانوسی MORB برابر 5±25 است (Xu et al., 2005). این مقدار برای نمونه‌های ناحیة بررسی‌شده از 8/0 تا 8 در تغییر است که نسبت به موارد یادشده بسیار کمتر است (جدول‌های 1 تا 4).

شناسایی خاستگاه گارنت و اسپینل لرزولیت و همچنین، اندازه‌گیری میزان ذوب‌بخشی در نمونه‌های ناحیه بررسی‌شده را می‌توان با بهره‌گیری از نمودار Sm/Yb در برابر Sm بررسی کرد (شکل 7). از آنجایی‌که تغییرات کانی‌شناسی ناحیة خاستگاه (برای نمونه گارنت یا اسپینل)، تحت‌تأثیر لانتانیم و ساماریم نیستند، پس می‌توانند ترکیب شیمیایی ناحیه خاستگاه را بازتاب دهند. ایتربیم با کلینوپیروکسن ناسازگار است، با گارنت سازگار است؛ ازاین‌رو، می‌توان برای تمایز خاستگاه گارنت و اسپینل لرزولیت از آن بهره‌ گرفت (Aldanmaz et al., 2000). هنگامی‌که ذوب‌بخشی یک خاستگاه اسپینل لرزولیت را تحت‌تأثیر قرار می‌دهد، نسبت‌های Sm/Yb در گوشته و گدازة تولید‌شده، یکسان خواهند بود. در این حالت، نسبت‌های La/Sm با افزایش درجة ذوب‌بخشی کاهش می‌یابند. به این ترتیب، ذوب یک خاستگاه اسپینل لرزولیت، یک روند ذوب افقی را پدید خواهد آورد که با ترکیبات گوشته مورب تهی شده (DMM) یا گوشته کهن (PM) درون یا نزدیک به ردیف گوشته جای خواهند گرفت؛ اما در برابر آن، یک خاستگاه گارنت لرزولیت (با گارنت بازمانده) تحت‌تأثیر ذوب‌بخشی با درجات کم یا متوسط گدازه‌هایی پدید خواهد آورد که نسبت‌های Sm/Yb در آن بسیار بالاتر از ناحیه خاستگاه است. ازاین‌رو، روند ذوب آن بالاتر از ردیف گوشته خواهد بود (Aldanmaz et al., 2000).

نمونه‌های ناحیه بررسی‌شده به‌صورت جداگانه برای مناطق شاهواروق، سعدآباد، کردآباد و فشک در نمودار Sm/Yb در برابر Sm بررسی شد (شکل 7). بررسی این نمودارها نشان می‌دهد ترکیب نمونه‌های ناحیه همانندِ گدازه‌های برآمده از گوشته غنی‌شده است و از یک خاستگاه اسپینل لرزولیت تا اسپینل-گارنت لرزولیت با درجات متفاوت ذوب‌بخشی پدید آمده‌ است. به این ترتیب، درجة ذوب‌بخشی نمونه‌های همة مناطق، از 10% تا 20% در گسترة اسپینل لرزولیت (شاهواروق و سعدآباد) تا گارنت-اسپینل لرزولیت (کردآباد و فشک) جای می‌گیرند (شکل 7).

نمودار‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پشته میان اقیانوسی برای سنگ‌های ناحیة شاهواروق رسم شدند (شکل 8). پژوهشگران بسیاری نشان‌ دادند ویژگی‌هایی مانند غنی‌شدگی از عنصرهای ناسازگار (مانند: K، Rb، Sr، Ba، Th) و عنصرهای LREE و همچنین، ناهنجاری منفی متوسط تا بالا در عنصرهایی مانند Ti، Eu، Nb و HREE(Yb)، افزون بر سازگاری با شرایط حاکم بر پوسته زیرین، چه‌بسا نشان‌دهندة نمود سازنده‌های فرورونده مانند سیال‌ها یا گدازه‌های برآمده از رسوبات فرورو و یا آلودگی ماگما با پوستۀ بالایی هنگام دگرگونی‌های ماگمایی باشد که به‌عنوان ویژگیِ ویژة سنگ‌های آتشفشانی وابسته به کمان‌های آتشفشانی شمرده می‌شود (Kurkcuoglu, 2010; Temel et al., 1998). بر این پایه، در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب مورب، تهی‌شدگی عنصرها از چپ به راست نمودار از ویژگی‌های شاخص پهنه‌های کوهزایی است و غنی‌شدگی LREE در بازة 10 تا 100 برابر در سری کالک‌آلکالن طبیعی به‌نظر می‌رسد(Kurkcuoglu, 2010; Temel et al., 1998).

شکل 7. سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق در نمودار Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000).

Figure 7. Volcanic rocks of Shahvarogh area in Sm versus Sm/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000).

عنصرهای LILE (جدای از استرانسیم) غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 8). تهی‌شدگی استرانسیم در نمونه‌های سنگی منطقه را می‌توان به جانشینی این عنصر با کلسیم و پتاسیم وابسته دانست. از سوی دیگر، ناهنجاری فسفر به‌دست آپاتیت و ناهنجاری مثبت پتاسیم گدازه‌های برآمده از پوسته زیرین سازگار است و رفتار آن نیز با رفتار باریم و روبیدیم کنترل می‌شود. موارد یاد‌شده همراه با ناهنجاری منفی نیوبیم و تیتانیم و ناهنجاری مثبت روبیدیم نشان‌دهندة زخداد پدیدة آلایش در ماگمای تولیدشده و پیدایش سنگ‌ها در کرانه‌های فعال قاره‌ای است (Temel et al., 1998). در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده، ناهنجاری منفی نیوبیم را آمفیبول که یکی از کانی‌های مهم گوشته است کنترل می‌کند و از این‌رو، این عنصر شاخصه‌ای خوب برای اندازه‌گیری میزان آلودگی با سنگ‌های پوستة قاره‌ای و حاکی از تأثیر رفتار پوسته در فرآیند ماگمایی است (Ionov and Hofmann, 1995). از آنجایی‌که هر فراوردة ماگمایی برآمده از یک خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده، بدون هیچ آلودگی پوسته‌ای باید الگوی مسطحی برای عنصرهای ناسازگار از خود نشان دهد (Rollinson, 1993)، غنی‌شدگی عناصر ناسازگار و LILE (مانند: باریم، پتاسیم و روبیدیم) در نمونه‌های ناحیة شاهواروق می‌تواند به آلودگی گدازه یا پوستة قاره‌ای وابسته باشد که ماگما سازنده سنگ‌ها در مسیر صعود به سطوح بالای پوسته دچار آن شده است (Zimmerman et al., 2013).

شکل 8. الگوهای بهنجارشده به ترکیب MORB برای عنصرهای ناسازگار در سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق (ترکیب MORB ازSun and McDonough, 1989).

Figure 8. MORB-normalized models for the incompatible elements in the volcanic rocks of Shahvarogh area (MORB composition from Sun and McDonough, 1989).

از سوی دیگر، داده‌های مربوط به تجزیة ریزکاوالکترونی روی 12 نقطه از کانی پلاژیوکلاز در سنگ‌های ناحیة شاهواروق نشان‌دهندة وجود دو طیف ترکیبی در پلاژیوکلازها است (جدول 5). بر پایة داده‌های به‌دست‌آمده و با بهره‌گیری از نمودار Ab-An-Or (Deer et al., 1992)، نمونه‌های آندزیت‌بازالتی و تراکی‌بازالت در گسترة لابرادوریت تا بیتوونیت و تنها یک نمونه در گسترة آنورتیت، نمونه‌های آندزیت و تراکی‌آندزیت در گسترة الیگوکلاز تا آندزین و نمونه های داسیت-ریوداسیت وریولیت نیز در گسترة آلبیت تا الیگوکلاز هستند (شکل 3-A).

داده‌های مربوط به تجزیة ریزکاوالکترونی روی 12 نقطه از کانی پیروکسن در ناحیة شاهواروق نیز نشان‌دهندة بالابودن نسبت منیزیم نسبت به آهن و بالابودن کلسیم در گروهی از داده‌هاست (جدول 6).

جدول 5. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونیِ پلاژیوکلازهای سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق و فرمول ساختاری (برپایة 8 اتم اکسیژن) و سازنده‌های پایانی (Ab: آلبیت؛ Olig: الیگوکلاز؛ Az: آندزین؛ Lb: لابرادور؛ By: بیتونیت؛ An: آنورتیت).

Table 5. EPMA analytical data of plagioclase in volcanic rocks of Shahvarogh area, and the clacuated structural formula (based on 8 oxygen atoms) and end members (Ab: Albite; Olig: Oligiclase; Az: Andesine; Lb: Labradorite; By: Bytownite; An: Anorthite).

Sample No.

FE-6

FE-6

FE-4

FE-4

FE-4

FE-9

FE-9

SH-1

SH-1

FE-1

FE-1

FE-5

Mineral Type

Ab

Ab

Ab

Olig

Az

Lb

Lb

Lb

By

By

By

An

SiO2

69.01

67.23

67.16

52.78

52.99

50.94

50.72

50.17

50.10

46.91

48.53

49.16

TiO2

0.01

0.14

0.00

0.00

0.04

0.04

0.03

0.02

0.03

0.01

0.04

0.02

Al2O3

19.14

19.16

20.09

21.02

22.71

31.28

31.09

32.09

32.57

34.73

33.22

31.64

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.01

0.00

FeO

0.00

0.00

0.31

12.64

4.29

0.51

0.53

0.44

0.58

0.44

0.51

0.58

MnO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.02

0.00

0.01

0.02

MgO

0.00

0.00

0.00

3.99

3.12

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.05

0.23

CaO

0.12

0.25

0.22

2.12

7.34

13.32

13.77

14.29

15.11

17.25

16.35

14.60

Na2O

12.13

12.60

11.16

6.35

7.26

3.58

3.23

3.46

3.02

1.64

2.21

0.00

K2O

0.06

0.62

1.06

0.47

2.09

0.10

0.09

0.11

0.07

0.04

0.05

0.07

F

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.06

0.22

0.15

0.00

0.00

0.00

0.01

Cl

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

100.47

100.00

100.00

99.37

99.86

99.75

99.69

100.75

101.50

101.04

100.98

96.33

Si

3.00

2.96

2.93

2.54

2.54

9.92

9.93

8.76

9.04

8.55

8.83

9.22

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

Al

0.98

1.00

1.08

1.22

1.28

6.71

6.70

6.60

6.92

7.45

7.11

6.99

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe

0.00

0.00

0.02

0.52

0.13

0.08

0.08

0.06

0.09

0.07

0.07

0.09

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

1.46

0.90

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.06

Ca

0.01

0.01

0.03

0.11

0.38

2.58

2.70

2.67

2.92

3.37

3.18

2.93

Na

1.02

1.08

0.94

0.32

0.67

1.26

1.15

1.16

1.04

0.57

0.77

0.00

K

0.00

0.04

0.06

0.03

0.13

0,021

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

Ab

99.10

96.12

91.12

69.04

57.23

32.58

29.71

30.05

26.23

4.45

19.34

0.00

An

0.90

1.21

3.32

24.35

32.17

66.59

70.00

69.41

73.52

85.34

80.40

99.63

Or

0.00

2.67

5.56

6.61

10.60

0.83

0.29

0.54

0.00

2.67

5.56

6.61

در نمودار Q-J پیشنهادیِ موریموتو و همکاران (Morimoto et al., 1988) که در آن Q=Ca+Mg+Fe2+ و J=2Na است، همة نمونه‌ها در گسترة پیروکسن‌های منیزیم-آهن-کلسیم (Quad) هستند (شکل 3-B). از نمودار سه تایی Wo-En-Fs برای رده‌بندی این کلینوپیروکسن‌‌های منیزیم-آهن-کلسیم دار بهره گرفته می‌شود. در نمودار یادشده همة کلینوپیروکسن‌ها از نوع اوژیت و کلینوانستاتیت هستند (شکل 3-C). از سوی دیگر، داده‌های به‌دست‌آمده روی نمودار مجموع 2Ti+Cr+AlVI در برابر Na+AlIV همة نمونه‌ها (مگر سه نمونه) در بالای خط Fe3+=0 جای گرفته‌اند (شکل 3-D). ازاین‌رو می‌توان گفت فشاربخشی اکسیژن در هنگام تبلور سنگ‌ها بالا بوده است (Zarei Sahamieh and Ebrahimi, 2014).

جدول 6. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونیِ کلینوپیروکسن‌های سنگ‌های آتشفشانی ناحیة شاهواروق و فرمول ساختاری (برپایة 6 اتم اکسیژن) و سازنده‌های پایانی (Clin-En: کلینو انستاتیت).

Table 6. EPMA analytical data of clinopyroxene in volcanic rocks of Shahvarogh area and the clacuated structural formula (based on 6 oxygen atoms) and end members (Clin-En: Clinoenstatite).

Sample No.

FE-11

FE-11

FE-11

FE-4

FE-4

FE-4

SH-7

SH-7

FE-11

FE-11

FE-11

FE-11

Mineral Type

Augite

Augite

Augite

Augite

Augite

Augite

Augite

Augite

Clin-En

Clin-En

Clin-En

Clin-En

SiO2

52.19

49.88

50.32

51.40

51.37

51.35

53.22

51.65

52.69

53.16

52.70

53.29

TiO2

0.68

0.63

0.59

0.68

0.63

0.59

0.48

0.46

0.24

0.13

0.25

0.13

Al2O3

2.51

2.37

2.30

3.01

2.95

2.89

1.33

1.44

1.47

1.28

1.46

1.31

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO

10.47

10.27

9.78

0.68

10.80

10.90

9.54

12.27

20.26

21.07

20.25

20.98

MnO

0.39

0.52

0.46

3.01

0.41

0.39

0.39

0.57

0.66

0.79

0.67

0.75

MgO

15.03

14.89

14.98

14.09

14.01

13.94

15.18

13.67

23.22

23.85

23.22

23.37

CaO

19.36

19.80

20.23

19.89

19.90

19.90

20.03

19.85

1.40

1.05

1.40

1.00

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.40

0.38

0.36

0.33

0.31

0.00

0.00

0.00

0.00

K2O

0.00

0.00

0.00

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

F

0.00

0.02

0.00

0.04

0.03

0.02

0.00

0.00

0.08

0.00

0.08

0.06

Cl

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

100.63

98.38

98.66

101.04

100.49

100.34

100.50

100.24

100.02

101.33

100.03

100.89

Si

1.93

1.90

1.91

1.91

1.91

1.92

1.97

1.95

1.95

1.95

1.95

1.96

Ti

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

Aliv

0.07

0.10

0.09

0.09

0.01

0.02

0.03

0.05

0.05

0.05

0.05

0.04

Alvi

0.04

0.01

0.01

0.04

0.04

0.04

0.03

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe+2

0.33

0.25

0.24

0.02

0.29

0.30

0.29

0.33

0.60

0.58

0.60

0.62

Fe+3

0.00

0.08

0.07

0.00

0.05

0.04

0.00

0.06

0.03

0.06

0.03

0.03

Mn

0.01

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

Mg

0.83

0.85

0.85

0.78

0.78

0.78

0.84

0.77

1.28

1.30

1.28

1.28

Ca

0.77

0.81

0.82

0.79

0.79

0.80

0.79

0.80

0.05

0.04

0.05

0.04

Na

0.00

0.00

0.00

0.03

0.03

0.03

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Wo

39.96

40.80

41.53

42.69

42.06

41.63

41.22

40.97

2.83

2.07

2.83

2.00

En

52.19

49.88

50.32

51.40

51.37

51.35

53.22

51.65

52.69

53.16

52.70

53.29

Fs

0.68

0.63

0.59

0.68

0.63

0.59

0.48

0.46

0.24

0.13

0.25

0.13

شکل 9. A) نمودار Ab-An-Or (Deer et al.,1992)؛ B) نمودار Q=Ca+Mg+Fe2+ در برابر J=2Na (Morimoto et al., 1988)؛ C) نمودار Wo-En-Fs (Morimoto et al., 1988)؛ D) نمودار 2Ti+Cr+AlVI در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1978).

Figure 9. A) Ab-An-Or diagram (Deer et al., 1992); B) Q=Ca+Mg+Fe2+ vs. J=2Na diagram (Morimoto et al., 1988); C) Wo-En-Fs diagram (Morimoto et al., 1988); D) 2Ti+Cr+AlVI vs. Na+AlIV diagram (Schweitzer et al., 1978).

 برداشت

پژوهش‌ها نشان می‌دهد واحدهای سنگی ناحیة شاهواروق که به سن ائوسن، الیگوسن و میوسن هستند، دربردارندة توف اسیدی برشی‌شده، توف ایگنمبریتی، ریولیتی تا داسیتی، آهک دگرسان‌شده و سنگ‌های آذرآواری و آندزیت تا آندزی‌بازالت هستند (شکل 1). همچنین، بر پایة بررسی‌های کانی‌شناسی، سنگ‌نگاری و داده‌های ریزکاوالکترونی، پلاژیوکلاز در سنگ‌های ریولیتی، ریوداسیتی و داسیتی با ترکیب آلبیت تا الیگوکلاز، در سنگ‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین، و در سنگ‌های آندزیت‌بازالتی و تراکی‌بازالت با ترکیب لابرادوریت تا بیتونیت و مقدار بسیار کمی آنورتیت را دربرمی‌گیرد. فعالیت‌های کششی به‌صورت محلی و کارکرد فازهای کوهزایی موجب تکاپوی ماگماتیسم دربردارنده فوران‌های آتشفشانی در محیط خشکی و دریا و پیدایش ایگنمبریت و توفیت شده است. بر پایة پژوهش‌های انجام‌شده فوران‌های اسیدی و حد واسط نسبت به فوران‌های بازیک حجم بیشتری را در بر می‌گیرند. بررسی‌های زمین‌شیمیایی، سنگ‌شناسی و تکتونوماگمایی نشان می‌دهند ماگمای سازندة این سنگ‌ها کالک‌آلکالن و به محیط فرورانش وابسته بوده است و با گدازه‌های برآمده از گوشتة غنی‌شده از یک خاستگاه اسپینل لرزولیت تا گارنت-اسپینل لرزولیت همانندی دارد. به این ترتیب، ماگمای سازنده این سنگ‌ها می‌تواند برآمده از فرایند ذوب‌بخشی گوشتة بالایی تهی‌شده و دگرسان‌شده و نیز آلایش اندک ماگمای سازنده با سنگ‌های پوستة قاره‌ای باشد. روند تغییرات عنصرهای کمیاب بسیار همانند یکدیگر است و نشان‌دهندة خاستگاه یکسان آنهاست. بر پایة این پژوهش‌، تکاپوی ماگماتیسم بیرونی برآمده از فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة ایران‌مرکزی در پیدایش سنگ‌های یادشده در ناحیة شاهواروق مؤثر بوده است.

[1] Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc

[2] Lithozone

[3] X-ray Fluorescence

[4] Inductively coupled plasma mass spectrometry

[5] Rare Earth Elements

[6] Electron Probe Microanalyzer

[7] Energy Dispersive X-Ray Spectrometer

[8] Back-Scattered Electrons

References

Abedi, M., Fournier, D., Devriese, S.G.R., and Oldenburg, D.W. (2018) Integrated inversion of airborne geophysics over a structural geological unit: A case study for delineation of a porphyry copper zone in Iran. Journal of Applied Geology, 152, 188-202.  https://doi.org/10.1016/j.jappgeo.2018.04.001   

Aghazadeh, M., Hou, Z., Badrzadeh, Z., and Zhou, L. (2015) Temporal‐spatial distribution and tectonic setting of porphyry copper deposits in Iran: Constraints from zircon U‐Pb and molybdenite Re‐Os geochronology. Ore Geology Reviews, 70, 385–406. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2015.03.003  

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold‐thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304(1), 1–20.

Aldanmaz, E., Pearce, J., Thirlwall, M.F., and Mitchell, J.G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102(1-2), 67-95. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7

Arculus, R. J., and Powell, R. (1986) Source component mixing in the regions of arc magma generation. Journal Geophysical Research, 91(B6), 5913–5926. https://doi.org/10.1029/JB091iB06p0591

Ayati, F., Yavuz, F., Asadi, H.H., Richards, J.P., and Jourdan, F. (2013) Petrology and geochemistry of calc‐alkaline volcanic and subvolcanic rocks, Dalli porphyry copper‐gold deposit, Markazi Province, Iran. International Geology Review, 55(2), 158–184. https://doi.org/10.1080/00206814.2012.689640

Babazadeh, S., Ghorbani, M.R., Bröcker, M., D'Antonio, M., Cottle, J., Gebbing, T., CarmineMazzeo, F., and Ahamdi, P. (2017) Late Oligocene‐Miocene mantle upwelling and interaction inferred from mantle signatures in gabbroic to granitic rocks from the Urumieh‐Dokhtar arc, south Ardestan, Iran. International Geology Review, 5, 1590–1608. https://doi.org/10.1080/00206814.2017.1286613

Berberian, F., and Berberian, M. (1981) Tectonic Plutonic episodes in Iran, In: Gupta H.K., Delany F.M., (Eds)., Zagros Hindu Kush, Himalaya Geodynamic Evolution, 5-32p. American Geophysical Union, Washington DC. https://doi.org/10.1029/GD003p0005

Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2), 210–265. https://doi.org/10.1139/e81-019

Chiu, H.Y., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Mohammadi, S.S., Khatib, M.M., and Lizuka, Y. (2013) Zircon U‐Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos, 162‐163, 70–87. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.01.006

Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussuman, J. (1992) An Introduction to the Rock Forming Minerals, p 621. Longman, Landon.

Dorais, M.J. (1990) Compositional variations in pyroxenes and amphiboles of the Belknap Mountain complex New Hampshire: Evidence for the origin of silica-saturated alkaline rocks. American Mineralogist, 75, 1092-1105. http://www.minsocam.org/ammin/AM75/AM75_1092.pdf

 Dorais, M.J. (2006) Compositional variations in pyroxenes and amphiboles of the Belknap Mountaincomplerq New Hampshire: Evidence for the origin of silica-saturated alkaline rocks. American Mineralogist, 75, 1092-1105.

Ghasemi, A., and Talbot, C.J. (2006) A new scenario for the Sanandaj-Sirjan zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683-693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003 

Ghorbani, M.R., Graham, I.T., and Ghaderi, M. (2014) Oligocene‐Miocene geodynamic evolution of the central part of Urumieh‐Dokhtar Arc of Iran. International Geology Review, 56(8), 1039–1050. https://doi.org/10.1080/00206814.2014.919615

Gill, J.B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics, 390p. Springer Berlin, Heidelberg, Heidelberg.

Glennie, K.W. (2000) Cretaceous tectonic evolution of Arabia's eastern plate margin: A tale of two oceans, In A.S. Alsharhan, R.W. Scott (Eds.), Middle East models of Jurassic/Cretaceous carbonate systems, 69, 9-20. https://doi.org/10.2110/pec.00.69.0009

Hajian, J. (1980) Geological map of Farmahin, Map 5959, scale1:100,000, Geological Survey of Iran, Tehran.

Hajian, J. (2001) Geology of Tafresh. Report No. 82, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Hammer, J.E. (2006) Influence of fO2 and cooling rate on the kinetics and energetic of Fe-rich basalt crystallization. Science Direct, 248, 618-637. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2006.04.022

Honarmand, M., Rashidnejad Omran N., Corfu, F., Emami, M.H., and Nabatian, G. (2012) Geochronology and magmatic history of a calc‐alkaline plutonic complex in the Urumieh–Dokhtar Magmatic Belt, Central Iran: Zircon ages as evidence for two major plutonic episodes, Neues Jahrbuch für Mineralogie‐Abhandlungen. Journal of Mineralogy and Geochemistry, 190(1), 67–77. https://doi.org/10.1127/0077-7757/2013/0230

Ilbeyli, N. (2004) Petrogenesis of collision‐related plutonics in Central Anatolia, Turkey. Lithos, 72(3–4), 163–182. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2003.10.001

Ionov, D.A., and Hofmann, A.W. (1995) Nb–Ta-rich mantle amphiboles and micas; implication for subduction-related metasomatic trace element fractionations. Earth and Planetary Science, 131(3-4), 341–356. https://doi.org/10.1016/0012-821X(95)00037-D

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(5), 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055

Kurkcuoglu, B. (2010) Geochemistry and petrogenesis of basaltic rocks from the Develidog volcanic complex, Central Anatolia, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 37(1), 42-51. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2009.07.004

Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali silica diagram. Journal of Petrology, 27(3), 745-750. https://doi.org/10.1093/petrology/27.3.745

Li, X., Mo, X., Yu, X., Ding, Y., Huang, X.F., Wei, P., and YanHe, W. (2013) Petrology and geochemistry of the early Mesozoic pyroxene andesites in the Maixiu Area, West Qinling, China: Products of subduction or syn-collision? Lithos, 172-173, 158-174. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.04.010

Maniar, P.D., and Piccoli, P.M. (1992) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of American, 101, 635-643. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2

Mirnejad, H., Lalonde, A.E., Obeid, M. and, Hassanzadeh, J. (2013) Geochemistry and petrogenesis of Mashhad granitoids: An insight into the geodynamic history of the Paleo‐Tethys in northeast of Iran. Lithos, 170‐171, 105–116. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.03.003

Mirnejad, H., Raeisi, D., McFarlane, C., and Sheibi, M. (2018) Tafresh intrusive rocks within the Urumieh‐Dokhtar Magmatic Arc: Appraisal of Neo‐Tethys subduction. Geological Journal, 54(3), 1745-1755. https://doi.org/10.1002/gj.3266

Mohajjel, M., Fergusson, C.L., and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous‐Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj‐Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21(4), 397–412. https://doi.org/10.1016/S1367-9120(02)00035-4

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A.K., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F.A., and Zussman, J. (1988) Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, 173, 1123-1133.

Mouthereau, F., Filleaudeau, P.Y., Vacherat, A., Pik, R., Lacombe, O., Fellin, M. G., and Masini, E. (2014) Placing limits to shortening evolution in the Pyrenees: Role of margin architecture and implications for the Iberia/Europe convergence. Tectonics, 33(12), 2283–2314. https://doi.org/10.1002/2014TC003663

Rollinson, H.R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation and Interpretation, 384 p. Longman scientific and technical, London. https://doi.org/10.4324/9781315845548

Sarjoughian, F., and Kananian, A. (2017) Zircon U‐Pb geochronology and emplacement history of intrusive rocks in the Ardestan section, central Iran. Geologica Acta: An International Earth Science Journal, 15(1), 25–36. https://doi.org/10.1344/GeologicaActa2017.15.1.3

Schweitzer, E.L., Papike, J.J., and Bence, A.E. (1978) Clinopyroxenes from deep sea basalts, a statistical analysis. Geophysical Research, 5(7), 573 -576. https://doi.org/10.1029/GL005i007p00573

Sengör, A.M.C., and Yilmaz, Y. (1981) Tethyan evolution of Turkey: A plate tectonic approach. Tectonophysics, 75(3–4), 181–241. https://doi.org/10.1016/0040-1951(81)90275-4

Shahsavari-Alavijeh, B., RashidnejadOmran, N., Corfu, F. (2017) Zircon U‐Pb ages and emplacement history of the Nodoushan plutonic complex in the central Urumieh‐Dokhtar magmatic belt, Central Iran: Product of Neo tethys subduction during the Paleogene. Journal of Asian Earth Sciences, 143: 283–295. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2017.03.034 

Simmonds, V., and Moazzen, M. (2015) Re‐Os dating of molybdenites from Oligocene Cu‐Mo‐Au mineralized veins in the Qarachilar area, Qaradagh batholith (northwest Iran): Implications for understanding Cenozoic mineralization in South Armenia, Nakhchivan, and Iran. International Geology Review, 57(3), 290–304. https://doi.org/10.1080/00206814.2014.1003339

Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) A chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42, 313–345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

Tabatabai Manesh, M., Safai, H., and Mirlohi, A.S. (2010) Study of mineralogy and effective process on volcanic rocks in Jahaq anticlinal (south of Kashan). Journal of Petrology, 2, 61-76. https://ijp.ui.ac.ir/article_16041.html?lang=en

Temel, A., Gundogdu, M.N., Gourgoud, A., and Le Pennec, J.L. (1998) Ignimbrites of Cappadocia (Central Anatolia, Turkey): petrology and geochemistry. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 85(1-4), 447-471. http://doi.org/10.1016/s0377-0273(98)00066-3

Winchester, J.A., Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical geology, 20, 249-284. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(98)00066-3

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, A global tectonic approach, 466p. Springer Dordrecht, Netherlands.

Wood, D.A., Joron, J.L., and Treuil, M. (1979) A re-appraisal of the use of trace elements to classify and discriminate between magma series erupted in different tectonic settings. Earth and Planetary Science, 45(2), 326-336. https://doi.org/10.1016/0012-821X(79)90133-X

Wood, D.A. (1980) The application of a Th–Hf–Ta diagram to prablems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the british tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science, 50(1), 11-30. https://doi.org/10.1016/0012-821X(80)90116-8

Xu, Y.G., Ma, J.L., Frey, F.A., Feigenson, M.D., and Lu, J.F. (2005) Role of lithosphere-asthenosphere interaction in the genesis of Quaternary alkaline and tholeiitic basalts from Datong, western North China Craton. Chemical Geology, 224(4), 247-271. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2005.08.004

Zarasvandi, A., Liaghat, S., Zentilli, M., Reynolds, P.H. (2007) 40Ar/39Ar geochronology of alteration and petrogenesis of porphyry copperrelated granitoids in the Darreh‐Zerreshk and Ali‐Abad area, Central Iran. Exploration and Mining Geology, 16(1–2), 11–24. https://doi.org/10.2113/gsemg.16.1-2.11

ZareiSahamieh, R., Ebrahimi, S. (2014) Petrology, mineral chemistry and tectono-magmatic setting of volcanic rocks of north-east Farmahin (north of Arak). Journal of Economic Geology, 6(2), 375-392. https://doi.org/10.22067/ECONG.V6I2.25969

Zarei Sahamieh, R., Tabasi, H., Jalali, M. (2009) Petrology and tectonomagmatic investigation of volcanic rocks of Ashtian. Modern Research Physics, 8(3), 227-240. http://jsci.khu.ac.ir/article-1-1235-en.html

Zimmerman, C., Kudo, A., and Riecker, R.E. (2013) Geochemistry of Andesites and Related Rocks, Rio Grande Rift, New Mexico. 438pp. American Geophysical Union. https://doi.org/10.1029/SP014p0355

Statistics
Article View: 985
PDF Download: 406


Journal management system. designed by sinaweb