سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و خاستگاه زمین‌ساختی تودة آذرین درونی مافیک- الترامافیک در گسترة آنومالی (آهن) شمارة 15 بافق (ایران مرکزی)

امرایی, سکینه; بهزادی, مهرداد; یزدی, محمد

doi:10.22108/ijp.2020.123179.1178

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,652
تعداد مقالات	13,408
تعداد مشاهده مقاله	30,251,060
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,088,152

سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و خاستگاه زمین‌ساختی تودة آذرین درونی مافیک- الترامافیک در گسترة آنومالی (آهن) شمارة 15 بافق (ایران مرکزی)

پترولوژی

مقاله 7، دوره 11، شماره 3 - شماره پیاپی 43، آذر 1399، صفحه 111-128 اصل مقاله (2.54 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2020.123179.1178

نویسندگان

سکینه امرایی¹؛ مهرداد بهزادی^* ²؛ محمد یزدی²

¹دانشجوی دکتری زمین شناسی اقتصادی، گروه زمین شناسی مواد معدنی و آب. دانشکده علوم زمین. دانشگاه شهید بهشتی. تهران. ایران.

²عضو هیات علمی گروه زمین شناسی مواد معدنی وآب، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

چکیده

تودة آذرین درونی مافیک- الترامافیک آنومالی (آهن) بافق در 35 کیلومتری شمال‌باختری شهرستان بافق، در پهنة زمین‌شناسی ایران مرکزی جای دارد. این توده در کربنات‏‌‌های سری ریزو به سن نئوپروتروزوییک پسین- کامبرین پیشین جایگزین شده است و بخشی از ماگماتیسم کامبرین پیشین در بخش باختری بلوک پشت‌بادام است. ترکیب این توده مافیک تا الترامافیک شامل آمفیبول‌گابرو، آپاتیت‌گابرو، گابرو، آنورتوزیت، ‌آمفیبول‌پیروکسنیت و آپاتیت‌پیروکسنیت با بافت غالب گرانولار است. پیروکسن، آمفیبول، پلاژیوکلاز، اکسید‌های آهن- تیتانیم، آپاتیت و مقدار اندکی الیوین از کانی‏‌‌های سازندة این سنگ‌‌ها هستند. از دیدگاه زمین‌شیمیایی، خاستگاه این توده از ماگمای مادری با سرشت توله‌ایتی تا کالک‌آلکالن بوده است. این سنگ‌‌های آذرین درونی در نمودار‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه، غنی‌شدگی از LILE و تهی‏‌شدگی از HFSE نشان می‏‌دهند. نمودار‌های گوناگون برای شناخت محیط زمین‌ساختی نشان‌دهندة وابستگی تودة آذرین درونی بررسی‌شده به محیط‏‌‌های زمین‌ساختی وابسته به فرورانش است. همچنین، ماگمای مادر تودة آذرین درونی احتمالاً در پی ذوب پریدوتیت‏‌‌های گوشته‌ای (گوشتة بالایی)، متأثر از سیال‌های پهنة فرورانش تشکیل شده است. یافته‌های این پژوهش با الگو‏‌‌هایی سازگار است که ماگماتیسم کامبرین پیشین در بلوک پشت‌بادام را در ارتباط با فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر زیر خردقاره ایران مرکزی، در حاشیة شمالی گندوانا می‏‌دانند.

کلیدواژه‌ها

سنگ‌شناسی؛ خاستگاه زمین‌ساختی؛ توده‏‌‌های آذرین درونی مافیک- الترامافیک؛ بافق؛ ایران مرکزی

اصل مقاله

آنومالی آهن شمارة 15 در 35 کیلومتریِ شمال‏باختری شهر بافق (در استان یزد) و در بخش باختری بلوک پشت‌بادام واقع شده است (شکل‌‌های 1 و 2). این بلوک در گستر‌ه‌ای به درازای 600 و پهنای 80 کیلومتر، به‌صورت پهنه‌ای نواری در ‌میان بلوک‏‌‌های یزد و طبس جای گرفته است. در این بلوک، سنگ‏‌‌های دگرگونی گوناگون به سن نئوپروتروزوییک پسین با سنگ‌‌های آتشفشانی گوناگون (عمدتاً با ترکیب حد واسط تا اسیدی و به‌صورت میان‌لایه‌ای با واحد‏‌‌های رسوبی گوناگون شامل کنگلومرای ریز‏‌دانه، ماسه‏‌سنگ، سیلتستون و شیل) به سن کامبرین پیشین پوشیده شده‌اند. همچنین، این بلوک در برخی بخش‌ها میزبان توده‏‌‌های آذرین درونی (با ترکیب بازیک تا اسیدی) هم‌سن با این سنگ‌‌های آتشفشانی (کامبرین پیشین) است (Ramezani, 1997; Ramezani and Tucker, 2003; Masoodi et al., 2013) (شکل 2).

شکل 1- جایگاه پهنه‏‌‌های زمین‏‌ساختی گوناگون در گسترة ایران (برگرفته از Berberian و King، 1981)

آنومالی شمارة 15 بافق با مساحتی برابر با 37 کیلومترمربع، در منطقه‌‌ای مسطح و بیابانی دیده می‌شود. منطة آنومالی یادشده با کنگلومرا و برش‌‌های ترشیاری و رسوب‌های کواترنری حوضة بافق پوشیده شده است. تودة مولد آنومالی در ژرفای 150 تا 400 متری از سطح و در راستای گسل‏‌‌های اصلی منطقه (با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری) در کربنات‏‌‌های سری ریزو به سن نئوپروتروزوییک پسین- کامبرین پیشین جایگزین شده است. تودة یادشده با مساحت کلی بیشتر از 22 کیلومتر مربع و با ترکیب مافیک- الترامافیک است. با توجه به موقعیت چینه‌شناسی و مقایسة این توده با توده‏‌‌های همجوار مشابه، این توده را می‌توان به دیگر توده‏‌‌های آذرین درونی به سن کامبرین پیشین در گسترة واحد زمین‏‌ساختی در‏‌برگیرنده (بلوک پشت‌بادام) نسبت داد. در این پژوهش، تودة واقع در آنومالی شمارة 15 از دیدگاه سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و خاستگاه زمین‌ساختی ارزیابی خواهد شد.

شکل 2- A) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شده ناحیة بافق در بلوک پشت‌بادام (برگرفته از: Haghipour، 1977؛ Ramezani و Tucker، 2003؛ Rajabi و همکاران، 2014)؛ B) پراکندگی واحد‏‌‌های آذرین درونی در پهنة آتشفشانی- پلوتونیک پشت‌بادام (برگرفته از: Daliran، 2010)

روش انجام پژوهش

نمونه‏‌برداری از تودة آذرین درونیِ آنومالی شمارة 15 بافق، برپایة تغییرات ژرفا و تنوع سنگ‏‌شناسی از مغزه‏‌‌های حفاری مربوط به 6 چاه اکتشافی حفرشده در منطقه انجام شد. از مجموع نمونه‏‌‌های سنگ آذرین درونی برداشت‌شده، شمار 120 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‌نگاری تهیه شد. برپایة ویژگی‏‌‌های سنگ‌نگاری، شمار 32 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای تجزیة سنگ کل و اندازه‌گیری میزان اکسید‏‌‌های عنصر‌های اصلی به روش XRF و میزان عنصر‌های فرعی و کمیاب به روش ICP-MS برگزیده شدند. تجزیه به روش XRF با دستگاه مدل PW 2404 (ساخت شرکت Philips) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران انجام شد. همچنین، تجزیة ICP-MS با دستگاه Agilent series 4500 (ساخت شرکت Agilent) در شرکت زر‏‌آزمای تهران انجام شد. دقت تجزیه برای عنصر‌های اصلی نزدیک به 5± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظت‏‌‌های بالای ppm100 برابربا 5± و برای غلظت‏‌‌های کمتر از ppm100 برابربا 10± درصد است. داده‌‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده ‌شده‌اند.

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ‌‌های مافیک (Ma) و الترامافیک (Ult) در تودة آذرین درونیِ آنومالی 15 بافق (اکسید‏‌‌ عنصر‌های اصلی (برپایة درصدوزنی) با روش XRF و عنصر‌های فرعی و کمیاب (برپایة ppm) با روش ICP-MS اندازه‏‌گیری شده‌اند. آهن به‌صورت آهن کل و همچنین، جدایش آهن دوظرفیتی از آهن سه ظرفیتی به روش Le Maitre (1976) انجام شده است. LOI نشان‌دهندة میزان مواد فرار برپایة درصد است)

Sample No:	BH15-1-272	BH15-1-377	BH15-1-538	BH15-2-318	BH15-2-452	BH15-2-479	BH15-3-318	BH15-3-489	BH15-3-515	BH15-4-557	BH15-5-448
Petrography:	Ult	Ult	Ult	Ult	Ult	Ult	Ult	Ult	Ult	Ult	Ult
Depth/borehole.no	272/1	377/1	538/1	318/2	452/2	479/2	318/3	489/3	515/3	557/4	448/5
SiO₂	40.71	28.03	36.36	38.89	32.78	36.79	34.09	38.00	32.80	36.58	36.97
TiO₂	1.23	9.16	3.79	7.43	7.58	4.00	6.99	4.88		6.02	6.04
Al₂O₃	13.90	3.08	13.65	10.85	7.29	15.48	6.38	10.61	5.84	13.53	11.07
Fe₂O_3t	15.98	34.87	21.16	16.37	27.23	17.96	27.34	22.08	28.72	22.22	18.93
MnO	0.17	0.25	0.21	0.20	0.25	0.22	0.23	0.24	0.29	0.18	0.27
MgO	8.17	10.32	8.26	8.13	11.64	7.85	12.52	9.16	10.51	7.72	8.20
CaO	12.14	11.22	11.73	12.26	9.56	11.91	9.64	10.87	10.22	7.50	11.68
Na₂O	2.32	0.33	1.46	1.87	0.82	1.05	0.60	1.49	0.62	2.28	1.97
K₂O	0.29	0.03	0.75	0.22	0.26	0.31	0.09	0.38	0.08	0.55	0.23
P₂O₅	0.07	0.11	0.01	0.03	0.45	0.11	0.01	0.27	0.30	0.11	0.15
K₂O/P₂O₅	4.29	0.27	77.00	7.33	0.59	2.91	10.00	1.39	0.26	5.18	1.50
LOI	4.88	2.34	2.44	1.61	1.98	4.07	1.96	1.87	1.90	3.16	3.41
Total	95.01	97.43	97.41	98.25	97.92	95.71	97.92	98.04	98.02	96.75	96.48
Ba	36	36	354	113	315	340	77	172	55	319	84
Be	0.5	0.2	0.3	0.3	0.3	0.3	0.3	0.2	0.3	0.3	0.3
Co	73.9	112	91.7	63.1	91.3	57.6	108.2	74.1	87.7	80.2	90
Ni	152	14	26	9	17	6	21	35	11	17	15
Cs	8	0.5	1.6	1.9	1.3	1.7	0.5	2.5	0.7	6.8	6
Hf	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5
Nb	1	1	1	1.2	1	1	1	1	1	3.7	1
Rb	10	1	15	6	10	7	3	11	2	19	7
Sr	342.7	66.8	345.8	344.1	248.8	537.2	155	320	145.9	398.8	351
Ta	0.25	0.15	0.18	0.48	0.22	0.33	0.2	0.41	0.17	0.4	0.53
U	0.4	0.2	0.2	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.11
Th	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1
V	349	326	426	269	294	186	320	305	140	534	404
Pb	3	10	4	18	9	17	7	7	2	6	4
Zr	16	13	12	16	14	10	15	14	9	34	29
Y	9.5	9.7	6.6	9.5	12.3	5.4	8.1	11.8	13.7	6.5	16.2
La	6	3	2	3	9	4	2	6	8	5	13
Ce	10	4	2	5	16	4	3	12	16	5	27
Pr	1.46	1.25	0.49	1.13	2.82	0.81	0.96	2.16	2.47	1.15	4.33
Sm	2.1	2.23	1.32	2.15	3.55	1.39	1.79	3.12	3.26	1.68	4.67
Eu	1.3	0.85	0.58	1.18	2.1	1.48	0.76	1.53	1.51	1.36	1.97
Gd	2.16	2.28	1.15	2.23	3.55	1.08	1.72	2.81	3.27	1.39	4.73
Tb	0.42	0.41	0.29	0.41	0.54	0.28	0.36	0.47	0.51	0.31	0.68
Dy	2.78	2.76	1.96	2.83	3.28	1.76	2.5	3.25	3.41	2.22	4.27
Er	1.04	1.01	0.55	0.88	1.28	0.42	0.85	1.22	1.26	0.61	1.56
Tm	0.14	0.12	0.1	0.11	0.14	0.1	0.11	0.14	0.16	0.1	0.17
Yb	2.1	3.2	2.4	2	2.7	1.3	2.5	2.5	2.6	2.7	2.8
Lu	0.12	0.1	0.1	0.1	0.12	0.1	0.1	0.12	0.13	0.1	0.11
Rb_N/Y_N	7.53	0.73	16.28	4.52	5.83	9.26	2.65	6.68	1.04	20.92	3.09
Eu/Eu*	1.87	1.15	1.44	1.65	1.81	3.69	1.32	1.58	1.41	2.72	1.28
Nb/Ta	4	6.66	5.55	2.5	4.54	3.03	5	2.43	5.88	9.25	1.88
Nb/La	0.16	0.33	0.50	0.40	0.11	0.25	0.50	0.16	0.12	0.74	0.07
Sm/Yb	1	0.69	0.55	1.07	1.31	1.06	0.71	1.24	1.25	0.62	1.66
La/Sm	2.85	1.34	1.51	1.39	2.53	2.87	1.11	1.92	2.45	2.97	2.78

جدول 1- ادامه

Sample No:	BH15-5-480	BH15-5-287	BH15-5-500	BH15-1-297	BH15-1-428	BH15-1-508	BH15-1-555	BH15-3-428	BH15-1-594	BH15-1-601	BH15-2-512
Petrography:	Ult	Ult	Ult	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma
Depth/ borehole.no	480/5	287/5	500/5	297/1	428/1	508/1	555/1	428/3	594/1	601/1	512/2
SiO₂	36.75	38.76	34.52	41.57	42.15	40.90	49.84	42.21	47.38	41.76	45.92
TiO₂	5.76	5.06	6.31	4.58	5.11	3.84	1.14	4.82	0.65	2.20	1.89
Al₂O₃	12.75	12.54	9.64	16.62	13.45	12.15	18.22	15.56	23.88	14.72	17.21
Fe₂O_3t	18.76	18.48	21.17	15.87	14.47	17.60	7.39	15.86	4.40	14.86	10.94
MnO	0.17	0.27	0.19	0.13	0.18	0.19	0.10	0.15	0.06	0.14	0.10
MgO	6.22	6.57	8.37	5.73	7.11	8.06	5.74	6.03	5.59	10.06	4.72
CaO	14.39	13.04	13.80	10.66	11.84	11.88	7.69	10.33	5.46	9.93	8.00
Na₂O	1.91	2.34	1.59	2.49	2.87	2.32	5.46	2.39	4.69	2.22	4.98
K₂O	0.48	0.34	0.31	0.23	0.40	0.60	0.37	0.72	1.92	0.34	0.42
P₂O₅	0.16	1.22	1.46	0.15	0.04	0.02	0.13	0.29	0.04	0.03	0.06
K₂O/P₂O₅	2.95	0.27	0.21	1.53	10.25	30.50	2.79	2.52	51.00	11.67	7.50
LOI	1.02	1.19	2.53	1.80	2.02	2.26	3.75	1.48	5.78	3.56	5.62
Total	98.88	98.64	97.39	98.10	97.66	97.62	96.13	98.39	94.08	96.31	94.29
Ba	221	424	0.12%	145	310	341	153	449	488	139	153
Be	0.2	0.3	0.2	0.3	0.3	0.3	0.6	0.3	0.5	0.3	0.3
Co	56.2	21.3	71.9	61.1	53.7	61.5	30.4	74.5	25	74.2	42.6
Ni	11	4	12	9	7	28	19	9	14	61	54
Cs	0.5	0.5	0.7	0.6	3	3.6	0.5	2	8.1	1.7	0.5
Hf	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5
Nb	1	1	1	8.6	1.7	1	7.6	6.2	1.4	1.4	1
Rb	16	7	12	6	10	17	11	22	62	11	12
Sr	473.5	562.6	308.9	583.4	451.3	319.6	948.3	519.5	713	449.4	600.4
Ta	0.38	0.24	0.27	0.61	0.3	0.18	1.08	0.54	0.59	0.5	0.32
U	0.2	0.1	0.2	0.3	0.1	0.2	0.3	0.1	0.2	0.2	0.1
Th	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1
V	439	78	450	344	261	313	157	327	89	333	352
Pb	10	4	5	46	19	15	1	7	1	5	2
Zr	13	16	12	16	18	16	22	14	8	16	11
Y	23.5	18.4	21.8	6.6	9.7	9.5	10.1	7.9	4.1	6.4	4.1
La	23	23	21	6	5	5	9	7	4	3	4
Ce	51	45	44	8	8	9	19	11	8	4	4
Pr	9.67	7.1	7.85	1.28	1.11	1.35	1.96	1.97	0.62	0.68	0.45
Sm	10.55	7.53	9.5	1.61	2.16	2.11	2.16	2.57	0.94	1.33	0.65
Eu	5.34	5.9	4.18	1.31	1.09	0.92	0.96	1.75	1.03	0.86	0.52
Gd	10.18	7.02	8.58	1.49	2.03	2.17	2.06	2.05	0.5	1.18	0.44
Tb	1.15	0.87	1.01	0.32	0.38	0.39	0.4	0.39	0.2	0.3	0.21
Dy	7.61	5.28	6.7	2.08	2.63	2.63	2.84	2.44	1.35	1.96	1.29
Er	2.69	1.92	2.42	0.65	0.92	0.94	0.93	0.8	0.26	0.55	0.24
Tm	0.31	0.21	0.27	0.1	0.11	0.11	0.12	0.1	0.1	0.1	0.1
Yb	3.4	1.9	3.4	1.7	1.8	2.2	1.1	1.8	<0.05	1.6	1.2
Lu	0.2	0.15	0.2	0.1	0.1	0.11	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1
Rb_N/Y_N	4.88	2.72	3.94	6.51	7.39	12.8	7.80	19.91	108	12.28	21
Eu/Eu*	1.58	2.48	1.42	2.59	1.59	1.33	1.39	2.33	4.59	2.10	2.97
Nb/Ta	2.63	4.16	3.70	14.09	5.66	5.55	7.03	11.48	2.37	2.8	3.12
Nb/La	0.04	0.04	0.04	1.43	0.34	0.20	0.84	0.88	0.35	0.46	0.25
Sm/Yb	3.10	3.96	2.79	0.94	1.2	0.95	1.96	1.42	0	0.83	0.54
La/Sm	2.18	3.05	2.21	3.72	2.31	2.36	4.16	2.72	4.25	2.25	6.15

جدول 1- ادامه

Sample No:	BH15-3-630	BH15-4-287	BH15-4-363	BH15-4-399	BH15-4-413	BH15-5-227	BH15-5-344	BH15-5-563	BH15-6-340	BH15-6-370
Petrography:	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma	Ma
Depth/ borehole.no	630/3	287/4	363/4	399/4	413/4	227/5	344/5	563/5	340/6	370/6
SiO₂	46.06	46.68	40.26	41.12	44.00	41.00	39.76	40.25	42.57	40.87
TiO₂	2.14	1.86	4.71	5.16	3.16	5.24	3.49	4.36	6.03	4.64
Al₂O₃	9.75	18.80	10.90	14.87	18.71	11.65	14.08	15.29	11.62	12.96
Fe₂O_3t	15.41	10.33	18.19	16.28	10.87	17.87	18.11	12.65	16.87	18.68
MnO	0.16	0.12	0.19	0.15	0.10	0.20	0.15	0.31	0.25	0.44
MgO	10.84	3.91	8.00	6.80	4.44	6.87	7.96	7.46	7.75	8.02
CaO	9.48	11.72	13.45	11.14	12.22	13.20	10.80	9.95	9.93	4.50
Na₂O	1.87	3.25	1.84	2.30	3.17	1.39	2.43	2.56	2.73	3.96
K₂O	0.52	0.69	0.16	0.29	0.28	0.09	0.27	1.23	0.46	0.39
P₂O₅	0.16	0.11	0.55	0.11	0.89	0.13	0.02	1.13	0.10	1.17
K₂O/P₂O₅	3.18	6.45	0.29	2.73	0.32	0.69	14.00	1.08	4.70	0.34
LOI	3.34	2.33	1.60	1.67	2.02	2.25	2.79	4.64	1.53	4.32
Total	96.46	97.51	98.28	98.26	97.89	97.67	97.12	95.24	98.36	95.57
Ba	345	298	75	172	193	36	139	0.06%	240	153
Be	0.4	0.3	0.3	0.3	0.3	0.2	0.3	0.3	0.4	0.3
Co	34.2	45.1	62.7	65.4	54.2	48.9	76.1	43.5	54.4	36.3
Ni	65	52	37	10	8	17	68	10	7	10
Cs	0.5	5.2	2.4	2	4.4	0.5	7.2	1.3	5.8	4.7
Hf	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.5	0.72	0.5
Nb	3.2	2.3	1.4	3	8.9	1	1	1	8.6	5.6
Rb	8	16	5	8	7	1	8	35	10	11
Sr	217.2	626.5	375.3	498	625.6	760.9	394.5	629.2	358.4	300.4
Ta	0.35	0.65	0.32	0.33	1.09	0.28	0.2	0.24	0.33	0.62
U	0.4	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.24
Th	0.31	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1
V	259	268	420	361	301	210	411	322	306	224
Pb	3	3	9	5	3	3	4	27	4	34
Zr	26	11	21	19	19	13	14	8	40	27
Y	11.5	5.2	12.3	6.6	9.7	10.3	5.6	17.6	18.7	22.1
La	11	5	8	5	11	6	3	20	11	31
Ce	19	8	14	6	20	9	4	42	22	59
Pr	2.45	0.92	2.69	1.13	3.26	1.71	0.69	6.44	3.39	9.45
Sm	2.53	1.16	3.68	1.65	3.41	2.68	1.04	7.12	4.55	8.01
Eu	1.03	1.29	1.53	1.39	2.17	1.98	0.85	3.41	1.83	2.56
Gd	2.48	0.97	3.44	1.51	3.16	2.5	1.01	6.51	4.24	7.21
Tb	0.43	0.25	0.59	0.32	0.46	0.44	0.27	0.74	0.67	0.94
Dy	2.95	1.72	3.65	2.09	2.91	3.01	1.74	5.05	4.77	6.3
Er	1.22	0.47	1.34	0.68	0.95	1.12	0.48	1.64	2.18	2.65
Tm	0.15	0.1	0.14	0.1	0.1	0.12	0.1	0.17	0.27	0.32
Yb	2.1	1	2.6	1.8	1.4	1.8	2	2	3.2	2.9
Lu	0.13	0.1	0.12	0.1	0.1	0.1	0.1	0.11	0.21	0.21
Rb_N/Y_N	4.98	22.10	2.91	8.68	5.17	0.69	10.24	14.24	3.83	3.56
Eu/Eu*	1.26	3.72	1.31	2.69	2.02	2.34	2.54	1.53	1.27	1.03
Nb/Ta	9.14	3.53	4.37	9.09	8.16	3.57	5	4.16	26.06	9.03
Nb/La	0.29	0.46	0.17	0.60	0.80	0.16	0.33	0.05	0.78	0.18
Sm/Yb	1.20	1.16	1.41	0.91	2.43	1.48	0.52	3.56	1.42	2.76
La/Sm	4.34	4.31	2.17	3.03	3.22	2.23	2.88	2.80	2.41	3.87

سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های صحرایی انجام‌شده روی مغزه‏‌‌های حفاری و همچنین، بررسی‏‌‌های سنگ‌نگاری نمونه‏‌‌های واحد‌های گوناگون، این تودة آذرین درونی کمپلکسی ناهمگن از واحد‏‌‌های گوناگون مافیک تا الترامافیک با فراوانی غالب سنگ‌‌های گابرویی است (شکل 3).

در ادامه، سنگ‌‌های مافیک و الترامافیک که دو دستة سنگی عمده در تودة بررسی‌شده هستند، از دیدگاه کانی‏‌شناسی و نیز بافت‏‌‌های موجود بررسی شده‌اند.

شکل 3- تصویرهایی از مغزه‏‌‌های حفاری برداشت‌شده از گمانه‏‌‌های اکتشافی در محل تودة آنومالی 15 بافق. A، B، C) تناوب لایه‏‌‌های نازک سرشار از پلاژیوکلاز و لایه‏‌‌های سرشار از کانی‏‌‌های مافیک در واحد‌های گابرویی؛ D) لایه‏‌بندی با مرز مشخص؛‌ E) لایه‏‌بندی تدریجی پدیدآمده در پی پراکنش کانی‏‌‌های مافیک و پلاژیوکلاز؛ F) دگرسانی کلریتی در نمونه گابرو (قطر مغزه= 2 اینچ) (Pl: پلاژیوکلاز؛ Chl: کلریت؛‌ Fe-Ti oxides: اکسید‌های آهن-تیتانیم؛ نام اختصاری کانی‏‌‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

سنگ‌‌های مافیک

سنگ‌‌های مافیک ترکیب آمفیبول گابرو، آپاتیت گابرو و گابرو- آنورتوزیت دارند. این سنگ‌‌ها نسبت‏‌‌های متغیری از بلور‏‌‌های پلاژیوکلاز، کانی‏‌‌های مافیک (شامل بلور‏‌‌های پیروکسن و آمفیبول به‌عنوان کانی‏‌‌های اصلی) و بلور‏‌‌های آپاتیت، کانی‏‌‌های کدر (اکسید‏‌‌های آهن و تیتانیم) به‌عنوان کانی‏‌‌های فرعی دارند. اگرچه در برخی نمونه‏‌‌های بررسی‌شده درصدحجمی کانی‏‌‌های کدر به محدودة کانی‏‌‌های اصلی وارد می‏‌شود. بافت گرانولار فراوان‌ترین بافت دیده‌شده در این سنگ‌‌هاست و فرایند‏‌‌های سریسیتی‌شدن، اورالیتی‌شدن، اپیدوتی‌شدن و کلریتی‌شدن در این سنگ‌‌ها به مقدار متوسط و گاهی پیشرفته گسترش یافته‌اند. نشانه‌های دگر‏ریختی بیشتر به‌صورت خرد‏‌شدگی و برشی‌شدن دیده می‏‌شوند. اکسید‏‌‌های آهن و تیتانیم نیز عموماً به‌صورت پر‏‌کننده فضا‏‌‌های تهی ‌میان کانی‏‌‌های سیلیکاته دیده می‏‌شوند (شکل 4).

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در نور عبوری) از نمونه‏‌‌های واحد‏‌‌های سنگی گوناگونِ تودة آنومالی 15 بافق. A، B) پیروکسنیت کانه‏‌دار (در XPL)؛ C) گابرو کانه‏‌دار (در XPL)؛ D) آپاتیت گابرو کانه‏‌دار (در PPL) (Ap: آپاتیت؛ Amp: آمفیبول؛‌ Pl: پلاژیوکلاز؛ Px: پیروکسن؛‌ Opq: کانی‏‌‌های کدر؛‌ نام اختصاری کانی‏‌‌ها بر‏‌گرفته از Whitney و Evans (2010) است)

سنگ‌‌های الترامافیک

این سنگ‌‌ها دربرگیرندة آمفیبول‌پیروکسنیت و آپاتیت‌پیروکسنیت هستند. در این سنگ‌‌ها، بلور‌های کلینو‏‌پیروکسن، کانی‌‌های کدر (اکسید‌های آهن- تیتانیم) و آمفیبول از کانی‏‌‌های اصلی، و بلور‏‌‌های پلاژیوکلاز، آپاتیت و الیوین از کانی‏‌‌های فرعی به‌شمار می‏‌روند. همانند سنگ‌‌های مافیک، بافت گرانولار بافت عمدة این سنگ‌‌هاست. بلور‏‌‌های الیوین در بیشتر نمونه‏‌‌های بررسی‌شده سرپانتینی و بلور‏‌‌های پیروکسن دچار دگرسانی اورالیتی‌شدن شده‌اند. همچنین، در نمونه‏‌‌های با دگرسانی بالا، بلور‏‌‌های آمفیبول در پی دگرسانی پیشرفته با مجموعه‌ای از کانی‏‌‌های کلریت، کلسیت و اپیدوت جایگزین ‌شده‌اند. حاشیة واکنشی در سنگ‌‌های توده بین سیلیکات‌ها و بخش اکسیدی به‌صورت نوار‏‌‏‌‌های حاشیه‌های گسترده با ترکیب هورنبلند است (شکل 4).

زمین‌شیمی سنگ کل (عنصر‌های اصلی و فرعی)

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه عنصر‌های اصلی و فرعی مربوط به 32 نمونه از تودة آذرین درونی آنومالی 15 بافق در جدول 1 آورده شده‌اند. برای نامگذاری سنگ‌‌ها از نمودار پیشنهادیِ Middlemost و همکاران (1994) بهره گرفته شد. این نمودار رده‏‌بندی برپایة مجموع آلکالی در برابر سیلیس سنگ کل است. در این نمودار، بیشتر نمونه‏‌‌های بررسی‌شده در محدوده‏‌‌های پریدوتیت‌گابرو، گابرو و مونزو‏‌دیوریت جای می‏‌گیرند؛ اما برخی نمونه‏‌‌های بررسی‌شده نیز به‌علت میزان کم سیلیس بیرون از محدوده‏‌‌های تعریف میزان شده در این نمودار جای می‏‌گیرند (شکل 5- A).

همچنین، در نمودار AFM، بیشتر نمونه‏‌‌های این منطقه در محدودة ماگما‏‌‌های توله‌ایتی و شمار اندکی از آنها در بخش کالک‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 5- B). این نتایج با موقعیت نمونه‏‌‌های بررسی‌شده در نمودار SiO₂ دربرابر FeO_t/MgO نیز همخوانی دارد (شکل 5- C).

شکل 5- نمودار‏‌‌های زمین‌شیمیایی برای نامگذاری و تعیین سری ماگمایی نمونه‏‌‌های تودة آذرین درونی آنومالی 15 بافق. A) نمودار مجموع عنصرهای آلکالی (Na₂O+K₂O) دربرابر SiO₂ (Middlemost et al., 1994)؛ B) نمودار Na₂O+K₂O-FeO_t-MgO (Jensen, 1976)؛ C) نمودار مجموع عنصرهای آلکالی (Na₂O+K₂O) دربرابر SiO₂ (Miyashiro, 1974)

تغییرات مقدار اکسید‏‌ عنصرهای اصلی دربرابر سیلیس به‌عنوان شاخصی برای میزان جدایش بلورین در شکل 6 آورده شده است. همان‏‌گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، با افزایش مقدار سیلیس در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده میزان Na₂O، K₂O و Al₂O₃ نیز افزایش می‏‌یابد. از سوی دیگر، با افزایش میزان سیلیس از مقدار CaO، MgO، FeO و TiO₂ کاسته می‏‌شود. P₂O₅ روند افزایشی و یا کاهشی خاصی نشان نمی‏‌دهد. به‌طور کلی، پیوستگی در روند قرارگیری نمونه‏‌‌های بررسی‌شده در این نمودار‏‌‌ها می‌تواند پیامد وابستگی زایشی و تبلور طیف‏‌‌های گوناگون سنگی در این تودة آذرین درونی از یک ماگمای مادر یکسان باشد. همچنین، روند افزایشی در میزان Na₂O، K₂O و Al₂O₃ می‌تواند پیامد مشارکت این اکسیدها در ساخت بلور‏‌‌های فلدسپار در مراحل پایانی تبلور ماگمایی و همچنین، روند کاهشی در میزان CaO، MgO، FeO و TiO₂ نیز گویای مشارکت این عنصرها در تبلور زودهنگام کانی‏‌‌های الیوین، پیروکسن، آمفیبول و اکسید‏‌‌های آهن-تیتانیم در مراحل نخستین تبلور ماگمایی باشد (Gao and Zhou, 2013).

شکل 6- نمودار‏‌‌های تغییرات اکسید‏‌‌ عنصر‌های اصلی در برابر SiO₂ (Harker, 1909) برای نمونه‏‌‌های تودة آذرین درونی آنومالی 15 بافق

در شکل 7- A، الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده آورده شده است. در این نمودار، عنصرهای بزرگ یون یا LILE (Rb، Cs، K، Pb، U، Th) نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (Nb، Y، P، Zr) غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. نسبت Rb_N/Y_N شاخصی برای بررسی غنی‏‌شدگی از LILE دربرابر HFSE است. این نسبت در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده برابربا 7/2 تا 108 (میانگین: 7/7) است. غنی‏‌شدگی ازLILE در برابر HFSE، از ویژگی‏‌‌های ماگما‏‌‌های پهنه‏‌‌های فرورانش (مانند کمان‏‌‌های آتشفشانی در مرز‏‌‌های فعال قار‌ه‌ای) است (Gill, 1981; Pearce, 1983; Wilson, 1989; Rollinson, 1993; Walker, 2001). همچنین، آنومالی‏‌‌های مثبت Pb، K و آنومالی منفی Nb شاید پیامد درگیر‌شدن ماگما با مواد پوسته‌ای(Hofmann, 1997; Taylor and McLennan, 1985) باشند. نسبت K₂O/P₂O₅ برای شناسایی آلودگی پوسته‌ای ماگما‏‌‌ها به‌کار برده می‏‌شود. ازآنجایی‌که این نسبت برای ماگما‏‌‌های گوشته‌ای کمتر یا برابربا 2 است، فرایند هضم پوسته این نسبت را افزایش می‏‌دهد (Carlson and Hart, 1988). میانگین نسبت یادشده در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده 92/6 است که نشان‌دهندة آلودگی پوسته‌ای ماگما‏‌‌ی مادر این توده است. آنومالی منفی P در برخی نمونه‏‌‌ها شاید پیامد تبلور آپاتیت از ماگمای مادر است (Pearce and Parkinson, 1993). در شکل 7- B، الگوی پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده آورده شده است. در این نمودار، غنی‏‌شدگی در LREE نسبت به HREE (به‌همراه با الگوی کمابیش مسطح در پراکندگی MREE و HREE) به‌خوبی دیده می‌شود. این غنی‏‌شدگی چه‌بسا پیامد درجة کم ذوب‌بخشی و یا جدایش کانی‏‌‌های با عنصر‏‌‌های خاکی کمیاب سنگین نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سبک در مراحل نخستین تبلور ماگما (Rollinson, 1993)، وجود کانی‏‌‌های گارنت، اسپینل و یا آمفیبول (هورنبلند) در سنگ خاستگاه و یا آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای باشد (Almeida et al., 2007).

شکل 7- نمودار‏‌‌های عنکبوتی برای نمونه‏‌‌های تودة آذرین درونی آنومالی 15 بافق. A) پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛‌ B) پراکندگی عنصر‌های خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (داده‏‌‌های به‌کاررفته برای تعیین الگوی عنصر‌های خاکی کمیاب در محیط‏‌‌های N-MORB و OIB برگرفته از Sun و McDonough (1989) هستند)

نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و الگوی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت در سنگ‌‌های این منطقه در برابر ترکیب N-MORB (شکل‌‌های 7- A و 7- B)، غنی‌شدگی بیشتر این سنگ‌‌ها از LILE و LREE را نشان می‏‌دهند. این ویژگی شاید گویای درگیری سیال‌های مرتبط با فرورانش در پیدایش این سنگ‌‌هاست. این در حالیست که پراکندگی LILE و REE (شکل‌‌های 7- A و 7- B)، بیشترین شباهت را به الگوی پراکندگی این عنصرها در BABB دارند. آنومالی مثبت Eu (نسبت Eu/Eu* از 1 تا 6/4 متغیر است) در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده نیز با تجمع آنها در پلاژیوکلاز توجیه‌شدنی است (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005). همچنین، دلیل پراکندگی بیشتر عنصرهای خاکی کمیاب سبک در قیاس با عنصرهای خاکی کمیاب سنگین را می‏‌توان پیامد تأثیرپذیری بیشتر عنصر‌های خاکی کمیاب سبک در هنگام رخداد فرایند دگرسانی دانست (Noghreian et al., 2006).

بحث و برداشت

همان‏‌گونه‌که در بخش‏‌‌های پیشین گفته شد، نمونه‏‌‌های برداشت‌شده از تودة آذرین درونی بررسی‌شده ترکیب الترامافیک تا گابرو دارند و بیشتر سرشت توله‌ایتی، با اندکی گرایش به قلمرو کالک‌آلکالن نشان می‌دهند (شکل 5). به‌طور کلی، ماگما‏‌‌های با ترکیب الترامافیک تا مافیک و سرشت توله‌ایتی در پشته‏‌‌های میان‌اقیانوسی، جزیره‌های اقیانوسی و یا محیط‏‌‌های زمین‌ساختی در ارتباط با پهنة فرورانش یافت می‏‌شوند (Sun and McDonough, 1989; Shinjo et al., 1999; Niu, 2009). همان‌گونه‌که در شکل 7- A دیده می‏‌شود، غنی‏‌شدگی در LILE نسبت به HFSE در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة زایش ماگمای مادر در پهنه‏‌‌های زمین‌ساختی وابسته به فرورانش است (Gill, 1981; Pearce, 1983; Wilson, 1989; Rollinson, 1993; Walker et al., 2001). از سوی دیگر، شیب ملایم منفی مربوط به روند عنصر‌های خاکی کمیاب (غنی‏‌شدگی اندک در LREE نسبت به HREE) در نمونه‏‌‌ها نیز نشان‌دهندة زایش ماگمای مادر در محیط‏‌‌های زمین‌ساختی در ارتباط با فرورانش است (شکل 7- B). همچنین، موقعیت نمونه‏‌‌های بررسی‌شده در نمودار‏‌‌های شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما (مانند نمودار Y دربرابر Zr (شکل 8- A)، نمودار Nb دربرابر SiO₂ (شکل 8- B) و نیز نمودار سه‌تایی La/10-Y/15-Nb/8 (شکل 8- C)) نشان‌دهندة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی پهنه‏‌‌های زمین‏‌ساختی وابسته به فرورانش برای نمونه‏‌‌های این توده است. موازی‌بودن روند عنصر‌های فرعی و کمیاب و نیز روند عنصر‌های خاکی کمیاب در همة نمونه‏‌‌های بررسی‌شده (شکل‌‌های 7- A و 7 -B) نشان‌دهندة همانندیِ خاستگاه آنهاست. در کل، ماگما‏‌‌های زایش‌یافته در پهنه‏‌‌های زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش می‏‌توانند پیامد ذوب پوستة اقیانوسی فرو‏‌رو، ذوب اولیه یا ذوب دوبارة بخش‏‌‌هایی از پوستة زیرین قار‌ه‌ای و یا اقیانوسی و یا ذوب بخش‏‌‌هایی از پریدوتیت‏‌‌های گوشته‌ای (گوشتة پوسته‌ای و یا سست‌کره) متاسوماتیزم‌شده در پی تأثیر سیال‌های متصاعدشده از پوستة اقیانوسی فرورو باشند (Dilek and Thy, 2009). وجود سنگ‌‌های الترامافیکی در تودة آذرین درونی بررسی‌شده گویای خاستگاه گوشته‌ای (پریدوتیت‏‌‌های گوشته‌ای) آنهاست. از سوی دیگر، همان‏‌گونه‌که در شکل 7- A دیده می‏‌شود الگوی پراکندگی عنصر‌های فرعی و کمیاب در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده (غنی‌شدگی LILE نسبت به HFSE) می‏‌تواند پیامد تأثیر سیال‌های پهنة فرورانش بر ناحیه خاستگاه دانسته شود. همچنین، نسبت کم Nb/Ta شاخصی برای شناسایی تأثیر سیال‌های پهنة فرورانش بر پریدوتیت‏‌‌های ناحیه خاستگاه (Münker, 1998) است. مقدار این نسبت در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده (نسبت Nb/Ta از 89/1 تا 1/14 متغیر است و تنها در نمونة BH15-6-340/6، این نسبت برابربا 06/26 است) را شاید بتوان نشان‌دهندة تأثیر سیال‌های پهنة فرورانش بر ناحیة خاستگاه تودة آذرین درونی بررسی‌شده در این پژوهش تفسیر کرد.

شکل 8- نمودار‏‌‌های شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما برای نمونه‏‌‌های تودة آذرین درونی آنومالی شمارة 15 بافق. A) نمودار Zr دربرابر Y (Muller and Groves, 1997)؛ B) نمودار SiO₂ دربرابر Nb (Pearce and Gale, 1977)؛ C) نمودار La/10-Y/15-Nb/8 (An et al., 2013)

میزان کم Nb/La در بیشتر نمونه‏‌‌ها در نمودار شکل 9- A نشان‌دهندة خاستگاه گوشته بالایی در قیاس با گوشتة سست‌کره‌ای است. همان‏‌گونه‌که در شکل 9- B دیده می‏‌شود، میزان کم نسبت Sm/Yb (که با محدودة پایداری پیروکسن تا آمفیبول همخوانی دارد) همراه با نسبت کم La/Sm در نمونه‏‌‌های توده گواهی بر فشار کم (ژرفای کم) و میزان کم غنی‏‌شدگی در خاستگاه ماگمای مادر این سنگ‌‌هاست (Hirose and Kushiro, 1993; Baker et al., 1995; Kay and Mpodozis, 2002).

با توجه به گسترش و تنوع بالای سنگ‌‌های آذرین، همچنین، وجود پیچیدگی‌های ساختاری در بلوک پشت‌بادام، ماگماتیسم پروتروزوییک پسین- کامبرین پیشین در گسترة این بلوک بسیار بحث‌برانگیز است. در این راستا، الگو‏‌‌های گوناگونی برای توجیه ویژگی‏‌‌های زمین‌شیمیایی ماگماتیسم این بازة زمانی پیشنهاد شده‌اند.

شکل 9- نمودار تعیین ویژگی‏‌‌های ناحیة خاستگاه برای توده آنومالی 15. A) نمودار La/Yb دربرابر Nb/La (Morata et al., 2005)؛ B) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (Kay and Mpodozis, 2001)

به باور Berberian و King (1981)، ماگماتیسم پروتروزوییک پسین-کامبرین پیشین در گسترة بلوک پشت‌بادام در ارتباط با محیط ریفتی درون‌قار‌ه‌ای بوده که در پی فاز کششی ناشی از کوهزایی پان‏‌آفریکن در صفحة عربی (-ایرانی) پدید آمده است. به باور دیگر پژوهشگران (Momenzadeh, 1990; Samani, 1988; Hitzman et al., 1992; Feiznia, 1993; Emami, 2000; Moore and Modabberi, 2003; Aghanabati, 2004; Sadeghian et al., 2010)، ماگماتیسم یادشده در محیطی کششی و غیرکوهزایی رخ داده است. از سوی دیگر، به باور Ramezani و Tucker (2003)، ماگماتیسم کامبرین پیشین با سرشت کالک‌آلکالن در این بلوک در یک سیستم کوهزایی روی داده است. در این الگو، رخداد ماگماتیسم یادشده پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی پروتو‏‌تتیس به زیر پوستة قار‌ه‌ای ایران مرکزی است که در این زمان در حاشیة شمال‌باختری ابرقارة گندوانا جای داشته است. همچنین، برپایة بررسی‌های Rajabi و همکاران (2014)، در این بازة زمانی در گسترة بلوک پشت‌بادام دو دسته ماگماتیسم بازیک مختلف با ویژگی‏‌‌های متمایز روی داده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌‌که یک دسته در ارتباط با کمان‏‌‌های آتشفشانی و دستة دیگر ‏در ارتباط با محیط‏‌‌های ریفتی دانسته می‌شود. بر پایة این نکته، همیافتی این دو دستة مختلف ماگماتیسم در این ناحیه را در قالب رخداد پهنة‏‌ زمین‏‌ساختی فشارشی (کمان آتشفشانی) در بخش‏‌‌های باختری- شمال‌باختری و نیز حضور پهنة زمین‏‌ساختی کششی (حوضة پشت‌کمانی) در بخش‏‌‌های جنوبی-جنوب‌خاوری این بلوک توجیه می‏کنند.

برپایة یافته‌های پژوهش کنونی، سنگ‌‌های تودة آذرین درونی آنومالی 15 بافق ترکیب مافیک تا الترامافیک دارند و سرشت غالب توله‌ایتی با گرایش اندک به قلمرو کالک‌آلکالن نشان می‌دهند. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نمونه‏‌‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة وابستگی آنها به پهنه‌‌های زمین‌ساختی وابسته به فرورانش هستند. همچنین، نمودار‏‌‌های گوناگون و نیز نسبت‏‌‌های عنصری نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر در پی ذوب پریدوتیت‏‌‌های گوشته‌ای (گوشته بالایی) هستند که تحت‌تأثیر سیال‌های بالاآمده از پوستة اقیانوسی فرورو بوده است. یافته‌های به‌دست‌آمده در این پژوهش نشان‌دهندة همسویی ویژگی‏‌‌های زمین‌شیمیایی تودة آذرین درونی یادشده با الگو‏‌‌هایی است که همه یا بخشی از ماگماتیسم روی‌داده در بلوک پشت‌بادام در بازة زمانی نئوپروتروزوییک پسین-کامبرین پیشین را با محیط‏‌‌های زمین‌ساختی وابسته به کمان‏‌‌های آتشفشانی مرتبط می‏‌دانند.

سپاس‌گزاری

نگارندگان این مقاله از جناب آقای مهندس ادیب، مدیر بخش اکتشاف شرکت تهیه و تولید مواد معدنی کشور برای فراهم‌کردن امکان تجزیة شیمی نمونه‏‌‌ها صمیمانه سپاس‌گزاری می‏‌کنند. همچنین، از داوران و سردبیر گرامی مجلة پترولوژی برای راهنمایی‏‌‌های ارزنده‌شان در تکمیل این پژوهش سپاس‌گزاری می‏‌شود.

مراجع

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (In Persian).

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in Central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155(2): 69-97.

An, F., Zhu, Y. F., Wei, S. N. and Lai, S. C. (2013) An early Devonian to early Carboniferous volcanic arc in North Tianshan, NW China: geochronological and geochemical evidence from volcanic rocks. Journal of Asian Earth Scinces 78: 100-113.

Baker, J. M., Hirschmann, M. M., Ghorso, M. S. and Stolper, E. M. (1995) Composition of near- solidus peridotite melts from experiments and thermodynamic calculation. Nature 375: 308-311.

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.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the Rare Earth Elements in Meteorite Studies. In (Ed. Henderson, P.) 63-114. Rare Elemental Geochemistry, Elsevier.

Carlson, R. W. and Hart, W. K. (1988) Flood basalt volcanism in the northwestern United States. In: Continental basalts (Ed. McDougall, J. D.) 35-61. Kluwer Academic Publication, Netherland.

Daliran, F. (2010) Lower Cambrian iron oxide-apatite-REE (U) deposits of the Bafq district, east-central Iran. In Exploring for Iron-Oxide Copper-Gold Deposits: Canada and Global Analogues (Eds. Corriveau, L. and Mumin, H.) Short Courses Notes, 143–155. 2^nd edition, Geological Association of Canada, Calgary, Canada.

Dilek, Y. and Thy, P. (2009) Island arc tholeiite to boninitic melt evolution of the Cretaceous Kizildag (Turkey) ophiolite: Model for multi-stage early arc fore arc magmatism in Tethyan subduction factories. Lithos 113: 68-87.

Emami, M. H. (2000) Magmatism in Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Feiznia, S. (1993) Non-Terrigenous Sedimentary Rocks (Excluding Carbonates). Tehran University Publications, Tehran, Iran (in Persian).

Gao, J. F. and Zhou, M. F. (2013) Magma mixing in the genesis of the Kalatongke dioritic intrusion: Implications for the tectonic switch from subduction to post- collision, Chinese Altay, NW China. Lithos 162-163: 236-250.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics (Minerals, Rocks and Mountains). Springer 390: 392, Berlin, Germany.

Haghipour, A. (1977) Geological Map of the Posht-e-Badam Area, scale 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Harker, A. (1909) The Natural History of Igneous Rocks. London, Methuen.

Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Oxford, New York, US.

Hezarkhani, A. (2005) Petrology of the intrusive rocks within the Sungun Porphyry Copper Deposit, Azerbaijan, Iran. Asian Earth Sciences 25: 1-15.

Hirose, K. and Kushiro, I. (1993) Partial melting of dry peridotites at high pressure: Determination of compositions of melts segregated from peridotites using aggregates of diamonds. Earth and Planetary Science Letters 114: 477-489.

Hitzman, M. W., Oreskes, N. and Einaudi, M. T. (1992) Geological Characteristics and Tectonic Setting of Proterozoic Iron Oxide (Cu-U-Au-REE) Deposits. Precambrian Research 58: 241-287.

Hofmann, A. M. (1997) Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature 385: 219-229.

Jensen, L. S. (1976) A New Cation Plot for Classifying Subalkalic Volcanic Rocks: Ontario Division of Mine. Miscellaneous Paper 66: 22.

Kay, S. M. and Mpodozis, C. (2001) Central Andean ore deposits linked to evolved shallow subduction systems and thickening crust. GSA Today 11:4-9.

Kay, S. M. and Mpodozis, C. (2002) Magmatism as a probe to Neogene shllowing of the Nazca plate beneath the modern Chilean flat-slab. American Earth Sciences 15: 39-57.

Le Maitre, R. W. (1976) The chemical variability of some common igneous rocks. Journal of Petrology 17: 589-637.

Masoodi, M., Yassaghi, A., Nogol-Sadat, M. A. A., Neubauer, F., Bernroider, M., Friedl, G., Genser, J. and Houshmandzadeh, A. (2013) Cimmerian evolution of the Central Iranian basement: evidence from metamorphic units of the Kashmar-Kerman Tectonic Zone. Tectonophysics 588: 189-208.

Middlemost, E. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Sciences Review 37: 215-224.

Miyashiro, A. (1974) Volcanic rock series in island arc and active continental margin. American Journal of Science 274: 321-355.

Momenzadeh, M. (1990) Saline Deposits and Alkaline Magmatism: a Genetic Model. Journal of Petroleum Geology 13(3): 341-356.

Moore, F. and Modabberi, S. (2003) Origin of Choghart Iron Oxide Deposit, Bafq Mining District, Central, Iran: New Isotopic and Geochemical Evidences. Journal of Scientific of Islamic Republic of Iran 14: 259-269.

Morata, D., Oliva, C., de la Cruz, R. and Suarez, M. (2005) The Bandurrias gabbro; late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold copper mineralization. 2^nd edition, Springer Verlag, 242.

Münker, C. (1998) Nb/Ta fractionation in a Cambrian arc/back arc system, New Zealand: Source constraints and application of refined ICPMS techniques. Chemical. Geology144: 23-45.

Niu, Y. L. (2009) Some basic concepts and problems on the petrogenesis of intra-plate ocean island basalt. Chinese Science Bulletin 54(22): 4148-4160.

Noghreian, M., Rahmani, F., Khalili, M. and Makizadeh, M. A. (2006) Petrology of sheeted dykes in Naeen ophiolites (western of central Iran). Iranian Journal of Petrology 23: 105-134 (in Persian).

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

Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks, In: Volcanic processes in ore genesis (Ed. Gass, I. G.) Special Publication 7: 14-24. Geological Society, London, England.

Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic Processes and Plate Tectonics (Eds. Prichard, H. M., Alabaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) Special Publications 76: 373-403. Geological Society, London, England.

Rajabi, A. Canet, C. Rastad, E. and Alfonso, P. (2014) Basin evolution and stratigraphic correlation of sedimentary-exhalative Zn-Pb deposits of the Early Cambrian Zarigan-Chahmir basin, Central Iran. Ore Geology Review 64: 328–353.

Ramezani, J. (1997) Regional geology, geochronology and geochemistry of the igneous and metamorphic rock suites of the Saghand Area, central Iran. Unpublished Ph.D. thesis, Washington University, St. Louis, Missouri, United States.

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622-665.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Science and Technical, London, England.

Sadeghian, M., Balaghi, Z., Ghasemi, H. and Khanalizadeh, A. (2010) Petrogenesis of the lower Paleozoic igneous rocks, south of Bahabad (Bafq, Central Iran): Implication for Rifting. Iranian Journal of Petrology: 4 64- 45 (in Presian).

Samani, B. A. (1988) Metallogeny of the Precambrian in Iran. Precambrian Research 39: 85-106.

Shinjo, R., Chung, S. L., Kato, Y. and Kimura, M. (1999) Geochemical and Sr-Nd isotopic characteristics of volcanic rocks from the Okinawa Trough and Ryukyu Arc: Implications for the evolution of a young, intercontinental back arc basin. Journal of Geophysical Research 104(5B): 10591-10608.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J) Special Publication 42: 313-345. Geological Society, London, England.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford, England.

Walker, J. A., Patino, L. C., Carr, M. J. and Feigenson, M. D. (2001) Slab control over HFSE depletions in Central Nicaragua. Earth and Planetary Science Letters 192: 533-543.

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

Wilson, M. (1989) igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Harper Collins Academic, New York, United Sta

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 318

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 221

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و خاستگاه زمین‌ساختی تودة آذرین درونی مافیک- الترامافیک در گسترة آنومالی (آهن) شمارة 15 بافق (ایران مرکزی)