خاستگاه هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج در شمال‌باختری استان کرمان؛ برپایة نسبت‌‌های ایزوتوپی Sr و Nd

حسینی, سید ضیاء; شهریاری, هادی

doi:10.22108/ijp.2022.133764.1280

تعداد نشریات	44
تعداد شماره‌ها	1,472
تعداد مقالات	12,039
تعداد مشاهده مقاله	22,271,884
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	9,787,165

خاستگاه هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج در شمال‌باختری استان کرمان؛ برپایة نسبت‌‌های ایزوتوپی Sr و Nd

پترولوژی

مقاله 4، دوره 13، شماره 3 - شماره پیاپی 51، آبان 1401، صفحه 63-84 اصل مقاله (2.29 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2022.133764.1280

نویسندگان

سید ضیاء حسینی^* ؛ هادی شهریاری

استادیار، گروه مهندسی معدن، دانشگاه ولی‌عصر(عج) رفسنجان، رفسنجان، ایران

چکیده

سنگ‌‌های هیالوآندزیتی پلیوسن دهج در شمال‌باختری استان کرمان در مجموعة ماگمایی ارومیه-دختر برونزد دارند. این سنگ‌ها از درشت‌بلور‌های میکروسکوپی پلاژیوکلاز و هورنبلند در قالب بافت‌های هیالوپیلیتی و ویتروفیریک تشکیل شده‌اند. سنگ‌‌های هیالوآندزیتی دهج 63 تا 53/64 درصدوزنی SiO₂ و بیشتر از 16 درصدوزنی Al₂O₃ و سرشت کالک‌آلکالن با پتاسیم متوسط دارند. داده‌‌های زمین‌شیمیایی مانند مقادیر بالای استرانسیم (ppm 750Sr>)، مقدارهای کم ایتریم (ppm8Y<) و HREE، نسبت بالای Sr/Y و الگوی تفریق‌یافتة REE بدون بی‌هنجاری Eu سرشت آداکیتی هیالوآندزیت‌های دهج را نشان می‌دهند. همچنین، غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE (Nb، Ta، Ti) در آداکیت‌های دهج ارتباط این سنگ‌ها با محیط فرورانشی را نشان می‌دهند. مقدار بالای Sr و نسبت‌های Rb/Sr (02/0 تا 04/0) و 10La/Yb>، به‌همراه نسبت‌های ایزوتوپی ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd و همچنین، مقدارهای مثبت _Ndε (55/3+ تا 98/3+) نشان می‌دهند سنگ‌های هیالوآندزیتی دهج در پی ذوب صفحة اقیانوسی فرورو پدید آمده‌اند. فرایند ذوب صفحة اقیانوسی هم‌زمان یا پس از برخورد زمین‌ساختی میان‌ ورقه‌های زمین‌ساختی ایران مرکزی و عربی در میوسن-پلیوسن و در پی نازک‌شدگی و غرق‌شدن تیغة فرورو در گوشتة سست‌کره‌ای روی داده است.

کلیدواژه‌ها

دهج پلیوسن هیالوآندزیت آداکیت ارومیه؛ دختر

اصل مقاله

رخداد‌های زمین‌شناختی فلات ایران پس از دوره تریاس، متأثر از فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی و برخورد زمین‌ساختی میان صفحة عربی و ایران مرکزی و رخداد کوهزایی زاگرس است. یکی از این رخدادها، فعالیت بزرگ ماگمایی و پیدایش مجموعة ماگمایی ارومیه-دختر در لبة باختری صفحة ایران‌مرکزی در دوران سنوزوییک است که با راستای شمال‌‌باختری –جنوب‌خاوری هم‌راستا با رشته کوه‌های زاگرس و پهنة دگرگونی سنندج-سیرجان گسترش یافته است. این مجموعة ماگمایی شامل سنگ‌‌های آتشفشانی و نفوذی فراوان به سن ائوسن تا پلییستوسن است. بررسی‌های بسیاری برای ترسیم محیط تکتونوماگمایی این پهنه انجام شده‌ است. بیشتر آنها پیدایش سنگ‌‌های کالک‌آلکالن ائوسن تا میوسن را در ارتباط با فرورانش در محیط زمین‌ساختی حاشیة فعال قاره می‌دانند (Berberian and King, 1981; Berberian et al., 1982; Hassanzadeh, 1993; Alavi, 1994, 2004; McQuarrie et al., 2003; Shahabpour, 2007). فعالیت‌‌های آتشفشانی پس از میوسن نیز با گستردگی کمتری در بخش‌‌هایی از مجموعة ماگمایی ارومیه-دختر مانند نواحی بیجار، شهربابک و دهج دیده می‌شوند (Berberian and King, 1981; Moradian, 1997; Omrani et al., 2008; Hosseini, 2009; Stern et al., 2021). چندین زمان برای بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس و برخورد زمین‌ساختی صفحة عربی و ایران مرکزی از سوی پژوهشگران پیشنهاد شده است برای نمونه، علوی و مهدوی (Alavi and Mahdavi, 1994) زمان بسته‌شدن اقیانوس نوتتیس را پایان کرتاسه دانسته‌اند. تا کنون زمان‌های دیگری مانند پایان ائوسن (Allen and Armstrong, 2008)، آغاز میوسن تا میوسن میانی (McQuarrie et al., 2003) و میوسن پایانی (Shahabpour, 2007) نیز پیشنهاد شده‌اند. پس از دیدگاه این پژوهشگران، فرایندهای آتشفشانی پس از میوسن در مجموعة ماگمایی ارومیه-دختر، پس از برخورد قار‌ه‌ای میان خردقارة ایران زمین با صفحه عربستان روی داده‌اند. فعالیت‌‌های آتشفشانی پس از میوسن در ناحیة دهج با پیدایش سنگ‌‌های آندزیتی–داسیتی پلیوسن و سنگ‌‌های آندزیتی- بازالتی پلییستوسن شناخته می‌شوند (Dimitrijevic, 1973; Hosseini., et al., 2009). به تازگی بررسی‌های ارزشمند پژوهشگران روی سنگ‌‌های آتشفشانی پس از میوسن در ناحیة دهج این موضوع را آشکار کرد که ماگماتیسم پس از برخوردی سرشت کالک‌آلکالن دارند و خاستگاه آنها متأثر از فرایند فرورانش پیش از میوسن است (Omrani et al., 2008; Ghadami et al., 2008; Shaker Ardakani, 2016; Pang et al., 2016). در مقاله پیش رو با کمک شواهد صحرایی و داده‌‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب و نسبت‌های ایزوتوپی ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Ndبه‌دست‌آمده از سنگ‌‌های هیالوآندزیتی پلیوسن در ناحیة دهج و بهره‌گیری از بررسی‌های انجام‌شده در دیگر بخش‌های پهنة ماگمایی ارومیه-دختر، خاستگاه و تحولات سنگ‌زایی این سنگ‌ها به‌درستی ترسیم می‌شود تا کمک شایانی به شناخت رویدادهای زمین‌ساختی ایران‌زمین کند.

زمین‌شناسی ناحیه‌ای

هیالوآندزیت‌‌های دهج در شمال‌باختری استان کرمان و 20 کیلومتری شمال شهر دهج در مجاورت دو قلة آتشفشانی آج بیرون‌زدگی دارند. این ناحیه، بخشی از پهنة ماگمایی ارومیه-دختر به‌شمار می‌رود و در کرانة شمالی زیرپهنة ماگمایی سنوزوییک کرمان جای دارد (شکل 1). از دیدگاه زمین‌ساختی، این ناحیه بسیار پویاست و در میان دو گسل انار و دهشیر با راستای شمال‌باختری–جنوب‌خاوری در ‌خاور و باختر ناحیه فراگرفته شده است. گسل‌های فراوان کوچکی نیز در این ناحیه دیده می‌شوند که در امتداد‌ آنها سنگ‌‌های آتشفشانی پلیوسن و پلییستوسن برونزد دارند. مهم‌ترین فعالیت ماگمایی در این بخش از ناحیه، فعالیت فاز آتشفشانی پلیوسن است که سنگ‌‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی آندزیتی تا داسیتی در منطقه را پدید آورده است. این فعالیت ماگمایی به‌صورت خطی در کوه‌های تل‌قربان، اطراف چاه برشک و نزدیکی آجها رخنمون دارند و از گنبد‌های داسیتی و جریان گداز‌ه‌ای آندزیتی، داسیتی و آذرآواری‌‌های همراه شکل یافته‌اند. هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج نیز به‌صورت چند رخنمون در نزدیکی قله‌‌های آتشفشانی آجها رخنمون دارند و از یک واحد گداز‌های به ستبرای کمتر از 10 متر روی واحد آذرآواری زیرین ساخته شده‌اند. واحد گداز‌ه‌ای به رنگ تیره، دانه‌ریز و بی‌بلور است.

شکل 1. A) جایگاه منطقة بررسی‌شده در پهنة کوهزایی زاگرس (Alavi, 2004)؛ B) جایگاه گدازه‌های هیالوآندزیتی در ورقه 100000/1 دهج (Dimitrijevic, 1973).

Figure 1. A) The location of the study area in the Zagros orogenic belt (Alavi, 2004); B) The location of the hyalo-andesitic lavas in the 1:100,000 Dahej sheet (Dimitrijevic, 1973).

واحد آذرآواری از نوع اگلومرا و از قطعات آتشفشانی در زمینه‌ای توفی به رنگ ارغوانی ساخته شده ‌است. در کوه تل چاه آج رخنمون واحد گداز‌های هیالوآندزیتی به‌صورت خطی به سوی شمال‌باختری امتداد دارد و انتهای رخنمون نیز با رسوب‌های کواترنریِ سازندة تالوس‌های دامنة قله آتشفشانی آج بالا پوشیده شده است. گدازه‌های بازالتی پلیستوسن فعالیت ماگمایی پایانی در منطقه است که به‌صورت فعالیت تک‌مرحله‌ای و با ریخت‌شناسی مسا مانند در مراء، تل‌قربان و چاه برشک بیرونزدگی دارند (Hosseini et al., 2009).

روش انجام پژوهش

برای بررسی محیط پیدایش هیالوآندزیت‌‌های دهج پس از بازدید و گردآوری شواهد صحرایی شمار 40 نمونة سنگی گردآوری شد. پس از تهیة 40 مقطع نازک از این سنگ‌ها و با بررسی سنگ‌نگاری نمونه‌ها، شمار 10 نمونه برای انجام تجزیة شیمیایی برگزیده شدند. تجزیة شیمیایی نمونه‌ها در دانشگاه پتسدام آلمان به روش XRF برای عنصرهای اصلی و روش ICP-MS برای عنصرهای فرعی و کمیاب انجام شد. مقادیر Fe به‌صورت Fe₂O₃t اندازه‌گیری شد و تفکیک آهن کل به FeO و Fe₂O₃ با روش پیشنهادیِ میدلموست (Middlemost, 1989) انجام شد. برای 5 نمونه نیز نسبت‌های ایزوتوپی استرانسیم و نئودیمیم سنگ کل در دانشگاه کیپ‌تاون آفریقای جنوبی به‌دست آورده شد.

سنگ‌نگاری

هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره تا سیاه و با بافت دانه‌ریز و بی‌بلور هستند. در مقاطع نازک، این سنگ‌ها از میکرولیت‌‌های پلاژیوکلاز و بلور‌های بسیار ریز هورنبلند قهو‌ه‌ای در زمینه‌ای نهان‌بلور و شیشه‌ای ساخته شده‌اند و بلور کوارتز در آنها دیده نمی‌شود. بافت‌های ویتروفیریک، هیالوپیلیتیک و جریانی از بافت‌های اصلی هیالوآندزیت‌های دهج به‌شمار می‌روند (شکل 2).

پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی قابل شناسایی در این سنگ‌هاست که به‌صورت میکرولیت به اندازه‌های گوناگون و گاه به‌صورت میکروفنوکریست با بزرگی کمتر از 6/0 میلیمتر دیده می‌شود. منطقه‌بندی نوسانی و بافت غربالی نیز گاه در پلاژیوکلاز‌هایی با اندازة بزرگ‌تر دیده می‌شود (شکل 2). بلور‌های ریز هورنبلند به رنگ قهو‌ه‌ای و با اندازة کمتر از 2/0 میلیمتر با حاشیة کدر و به‌ندرت کاملاً کدر در این سنگ‌ها دیده می‌شوند. این بلورها پیامد واکنش بلور با مذاب دربرگیرندة آن در هنگام بالاآمدن ماگما به سطح زمین هستند (Plechov et al., 2008) (شکل 2).

سنگ‌های هیالوآندزیتی دهج واجد بافت‌های غیر تعادلی مانند بافت غربالی و منطقه‌بندی نوسانی در میکروفنوکریست‌های پلاژیوکلاز، همراهی پلاژیوکلاز‌های با بافت غربالی با پلاژیوکلاز‌های سالم در یک سنگ و هورنبلند‌های قهو‌ه‌ای سالم و کدرشده هستند که گویای تبلور این سنگ‌ها در شرایط تغییرات فشار بخار آب در ماگما هستند (Gill, 1985; Pearce and Kolishik, 1990; Nelson, 1992 ).

زمین‌شیمی

داده‌‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌‌های هیالوآندزیتی پلیوسن دهج در جدول 1 آورده شده‌اند. در این سنگ‌ها، مقدار SiO₂ برابربا 63 تا 53/64 درصدوزنی، TiO₂ کمتر از 44/0 درصدوزنی و MgO برابربا از 11/1تا 34/1 درصدوزنی است. در نمودار رده‌بندی TAS، این سنگ‌ها در گسترة داسیت و مرز آندزیت و داسیت جانمایی می‌شوند و در نمودار Zr/TiO₂ در برابر Nb/Y در گستره آندزیت و تراکی آندزیت جای می‌گیرند (شکل‌های 3- A و 3- B).

شکل 2. تصویرهای میکروسکوپی از هیالوآندزیت‌های دهج. A) بلور‌های ریز و زمینة شیشه‌ای (در XPL)؛ B، C) بافت ویتروفیریک و هیالوپیلیتیک و بلور‌های کدرشدة هورنبلند قهو‌ه‌ای به‌ترتیب در PPL و XPL؛ D) بافت جریانی و در امتداد جریان جای‌گرفتن میکرولیت‌های پلاژیوکلاز (در XPL)؛ E، F) بلور‌های پلاژیوکلاز با پهنه‌بندی نوسانی و بافت غربالی (در XPL).

Figure 2. Photomicrographs of Dehaj hyalo-andesites. A) Fine crystals and glassy matrix (in XPL); B, C) Vitrophyric and hyalopilitic textures and opaque brown hornblende crystals (in PPL and XPL, respectively); D) The trachytic texture and placement of plagioclase microlites along the flow (in XPL); E, F) Plagioclase crystals with zoning and sieve texture (in XPL).

شکل 3. رده‌بندی نمونه‌های هیالوآندزیت‌‌های دهج در: A) نمودار TAS (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO₂ (Pearce, 1996).

Figure 3. Classification of Dehaj hyalo-andesite samples in: A) TAS diagram (Le Bas et al., 1986); B) Nb/Y versus Zr/TiO₂ diagram (Pearce, 1996).

جدول 1. داده‌های عنصرهای اصلی و کمیابِ هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج.

Table 1. Major and trace element data for Pliocene hyalo-andesites of Dehaj.

A-4	A-7	B-6	B-7-1	A-6	TC-11	TC-13	TC-16	TH-2	TH-11	Sample No.
64.2	63.81	64.42	63.93	64.53	63.01	63.00	63.91	64.19	63.04	SiO₂
0.442	0.43	0.44	0.44	0.42	0.43	0.43	0.43	0.41	0.43	TiO₂
16.4	16.60	16.90	16.90	16.60	16.70	16.40	16.40	16.40	16.60	Al₂O₃
3.33	3.51	3.48	3.47	3.34	3.69	3.58	3.67	3.60	3.65	Fe₂O₃^t
2.38	2.51	2.49	2.48	2.39	2.64	2.56	2.62	2.57	2.60	FeO
0.95	1.00	0.99	0.99	0.95	1.05	1.02	1.05	1.03	1.05	Fe₂O₃

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

A-4	A-7	B-6	B-7-1	A-6	TC-11	TC-13	TC-16	TH-2	TH-11	Sample No.
0.054	0.06	0.06	0.06	0.06	0.07	0.06	0.06	0.06	0.06	MnO
1.29	1.34	1.17	1.20	1.26	1.13	1.20	1.11	1.17	1.14	MgO
4.60	5.08	4.40	4.60	4.33	4.56	4.80	4.60	4.20	4.55	CaO
4.76	4.81	4.92	4.93	4.79	5.09	4.88	4.90	4.99	5.06	Na₂O
1.81	1.86	1.74	1.75	1.84	1.67	1.74	1.94	1.90	1.67	K₂O
0.191	0.21	0.22	0.22	0.20	0.25	0.22	0.21	0.21	0.25	P₂O₅
1.640	1.68	1.51	1.32	1.68	1.81	1.96	1.69	1.77	1.85	LOI
98.74	97.72	99.26	98.82	99.04	98.40	98.27	98.92	98.90	98.31	total
524	508.00	508.00	492.00	510.00	554.67	550.89	665.99	675.34	518.58	Ba
29	24.00	21.00	23.00	25.00	10.24	12.53	8.69	16.69	13.34	Cr
69	54.00	61.00	68.00	68.00	56.17	56.83	57.74	67.35	57.09	V
61	69.00	68.00	64.00	63.00	73.33	69.98	70.13	67.94	83.50	Zn
7.51	6.33	3.74	6.41	6.21	8.75	10.76	5.60	13.84	9.17	Li
7.14	6.89	6.87	6.86	6.34	5.44	5.00	5.56	6.25	5.66	Co
28.4	27.73	28.68	27.41	26.8	28.03	29.87	27.57	32.07	30.54	Rb
1155	823.36	839.64	896.44	897.1	958.61	817.67	869.86	772.00	787.52	Sr
6.78	7.24	7.39	7.24	7.23	6.96	6.70	7.23	7.34	6.72	Y
136	126.65	131.53	129.74	115.6	113.91	114.22	115.12	111.34	119.74	Zr
3.63	4.35	4.51	4.52	4.31	4.61	5.07	4.21	4.52	4.28	Nb
21.6	22.27	22.86	22.86	22.66	21.11	21.05	21.44	19.98	20.69	La
41.4	43.43	44.69	44.83	44.73	42.07	41.45	41.78	39.61	40.38	Ce
4.80	5.06	5.29	5.30	5.28	6.02	4.99	5.60	5.12	4.83	Pr
17.9	19.16	20.07	20.03	20.02	20.37	20.68	20.51	19.31	19.39	Nd
3.09	3.37	3.54	3.43	3.41	3.66	4.08	4.40	4.60	4.23	Sm
0.92	0.94	0.98	1.01	1.02	1.40	1.45	1.20	1.50	1.30	Eu
2.11	2.32	2.44	2.36	2.37	2.79	2.42	2.31	2.64	2.73	Gd
0.29	0.29	0.31	0.31	0.32	0.44	0.43	0.45	0.47	0.45	Tb
1.47	1.56	1.57	1.59	1.58	1.80	1.60	1.74	1.72	1.67	Dy
0.27	0.29	0.29	0.28	0.29	0.32	0.31	0.33	0.34	0.31	Ho
0.72	0.70	0.72	0.69	0.68	0.95	0.84	0.95	0.90	8.00	Er
0.10	0.09	0.10	0.10	0.11	0.28	0.20	0.31	0.30	0.21	Tm
0.58	0.57	0.60	0.60	0.61	0.75	0.73	0.74	0.76	0.75	Yb
0.09	0.09	0.09	0.08	0.09	0.32	0.26	0.23	0.21	0.21	Lu
3.60	3.39	3.53	3.41	3.39	3.93	4.14	4.13	3.50	4.17	Hf
0.23	0.25	0.26	0.24	0.23	0.82	0.74	0.69	0.80	0.64	Ta
11.1	12.69	10.80	10.78	10.79	11.99	12.26	12.24	13.84	11.47	Pb
4.04	3.91	3.85	3.86	3.86	3.85	3.85	4.56	3.35	3.72	Th
1.60	1.28	1.28	1.27	1.24	2.37	2.24	1.88	2.47	2.42	U

در نمودار‌های SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O (شکل 4- A) و AFM (شکل 4- B) و K₂O در برابر SiO₂ (شکل 4- C)، هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج سرشت کالک‌آلکالن با پتاسیم متوسط نشان می‌دهند و مقدار Al₂O₃ آنها از 16 درصدوزنی بیشتر است. عدد منیزیمی (Mg#) ‌آنها‌ برابربا 28 تا 36 به‌دست آمد و نسبت Na₂O/K₂O نیز از 5/2 بیشتر است.

شکل 4. نمودار‌های تعیین سری ماگمایی هیالوآندزیت‌‌های دهج. A) نموادر TAS (Total Alkali در برابر SiO₂) (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار‌ SiO₂ در برابر K₂O (Le Maitre et al., 2002)؛ C) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971).

Figure 4. Dehaj-hyalo andesite magmatic series determination diagrams. A) SiO₂ vesus Total Alkali diagrams (Irvine and Baragar, 1971); B) SiO₂ versus K₂O diagram (Le Maitre et al., 2002); C) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971).

همچنین، در هیالوآندزیت‌‌های دهج، مقدار ppm33Rb<، مقدار استرانسیم و باریم بالا (ppm700Sr>؛ ppm500Ba>) به‌همراه مقدارهای کمِ ایتریم و نیوبیم (ppm8Y<؛ 07/5Nb<) هستند. در نمودار‌های چندعنصری، هیالوآندزیت‌های دهج که در برابر ترکیب مورب بهنجار شده‌اند از عنصرهای LILE (مانند Sr، K، Rb، Ba و Th) غنی‌شدگی و از عنصرهای HFSE (به‌ویژه Nb، Ta و Ti) تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 5- A). در نمودار چندعنصریِ بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 5- B)، بی‌هنجاری مثبت Sr و Pb، به‌همراه بی‌هنجاری منفی Nb این سنگ‌ها به‌خوبی نمایان است. بالا‌بودن مقادیر استرانسیم و بی‌هنجاری مثبت این عنصر در نمودار‌های چندعنصریِ این سنگ‌ها گویای جدانشدن پلاژیوکلاز در جدایش بلوری و نبود این کانی در تفالة حاصل از ذوب‌بخشی خاستگاه این سنگ‌هاست (Castillo, 2012). بی‌هنجاری‌های منفی عنصرهای Nb، Ta و Ti نیز بازگو‌کنندة نقش ترکیب‌های فرورانشی در خاستگاه این سنگ‌ها هستند و با بجاماندن گارنت، آمفیبول‌های پارگازیتی، روتیل و اسفن در خاستگاه این سنگ‌ها ارتباط دارند (Pearce, 1983).

شکل 5. نمودار‌های چندعنصریِ هیالوآندزیت‌‌های دهج در: A) نمودار بهنجارشده به ترکیب مورب (Pearce, 1983)؛ B) نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989).

Figure 5. Multi-element diagrams for hyalo-andesites of Dehaj. A) MORB-normalized diagram (Pearce, 1983); B) Primiive Manlte-normalized diagram (Sun and McDonough, 1989).

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت برای همة نمونه‌های هیالوآندزیت‌های دهج به‌صورت تفریق‌یافته است و در آن غنی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) با نسبت 9La/Yb> و نسبت 8/1Sm/Yb> و بدون بی‌هنجاری مثبت یا منفی از Eu دیده می‌شود (شکل 6). نبود هرگونه بی‌هنجاری Eu در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب این سنگ‌ها می‌تواند هم بازگوکنندة نبود پلاژیوکلاز در تفالة حاصل از ذوب‌بخشی خاستگاه باشد و هم نشانة جدایش‌نیافتن بلور‌های پلاژیوکلاز‌های کلسیک در مراحل تبلور و سرد‌شدن این سنگ‌ها است (Rollinson, 1993; Castillo, 2006). جانمایی نمونه‌‌های هیالوآندزیتی دهج در نمودار La در برابر La/Sm (شکل 7) نیز نقش مؤثر ذوب‌بخشی در فراوانی این عنصرها را نشان می‌دهد (Asadi et al., 2014).

داده‌‌های ایزوتوپی Sr و Nd سنگ کل برای سنگ‌‌های هیالوآندزیتی دهج در جدول 2 آورده شده‌اند. مقدار نسبت‌های ایزوتوپی اولیه به روش لی و همکاران (Lee et al., 2012) به‌دست آورده شد. نسبت‌‌های اولیه به‌دست‌آمده برای ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr از 704498/0 تا 704967/0 و برای ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd از 512821/0 تا 512842/0 تغییر می‌یابد. ℇNd به‌دست‌آمده برای این سنگ‌ها نیز برابربا 55/3+ تا 98/3+ است.

بحث

ویژگی‌‌های زمین‌شیمیایی هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج، مانند مقدار SiO₂ (63 تا 5/64 درصدوزنی)، 16Al₂O₃> درصدوزنی و ppm700Sr> به‌همراه نسبت‌های 4/0K₂O/Na₂O< و 100Sr/Y> ، سرشت آداکیتی این سنگ‌ها را نمایان می‌کند. در نمودار‌های Y در برابر Sr/Y و Yb در برابر La/Yb نیز هیالوآندزیت‌های دهج در محدودة آداکیت‌ها جای می‌گیرند (شکل‌های 8 و 9). برپایة رده‌بندی پیشنهادیِ مارتین و همکاران (Martin et al., 2005)، آداکیت‌های دهج با بیشتر از 63 درصدوزنی SiO₂، از نوع آداکیت‌های پُر سیلیس به‌شمار می‌روند.

شکل 6. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای هیالوآندزیت‌‌های دهج.

Figure 6. Chondrite-normalized rare earth element pattern (Sun and McDonough, 1989) for of Dehaj hyalo-andesites.

شکل 7. هیالوآندزیت‌‌های دهج در نمودار La در برابر La/Sm (Asadi et al., 2014).

Figure 7. The hyalo-andesites of Dehaj in La versus La/Sm diagram (Asadi et al., 2014).

جدول 2. نسبت‌های ایزوتوپی⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd اندازه‌گیری‌شده و نسبت‌های اولیه به‌دست‌آمده برای هیالوآندزیت‌های دهج.

Table 2. Measured ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr and ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd isotopic ratios and the calculated primary ratios for Dehaj hyalo-andesites.

Sample No.	Rb (ppm)	Sr (ppm)	(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)m	(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)i	⁸⁷Rb/⁸⁶Sr	Nd (ppm)	Sm (ppm)	¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd	(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)i	¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd	^ℇNd
T-H-2	32.1	772	0.70450	0.704498	0.120287	19.3	4.9	0.512842	0.512841	0.155601	+3.98
T-H-11	30.5	787.5	0.704584	0.704582	0.112291	19.3	4.7	0.512831	0.51283	0.147788	+3.77
T.C-11	28.0	958.6	0.704968	0.704967	0.084668	20.3	3.6	0.512822	0.512821	0.108625	+3.59
T.C-13	29.8	817.6	0.704569	0.704567	0.105778	20.6	4.1	0.51282	0.512819	0.119275	+3.55
T.C-16	27.5	869.8	0.704578	0.704577	0.091775	20.5	4.6	0.512821	0.51282	0.136476	+3.58

در نمودار Th/Sm در برابر Th/Yb، آداکیت‌های پلیوسن دهج در یک محیط زمین‌ساختی پس از برخوردی جانمایی می‌شوند (شکل 10). وجود گسل‌‌های اصلی و فرعی فراوان در منطقه گویای پیدایش این سنگ‌ها در یک منطقة فعال زمین‌ساختی و مرتبط با گسل‌ها و شکستگی‌هاست. بی‌هنجاری منفی عنصرهای Nb، Ta و Ti در الگوی چندعنصریِ بهنجارشدة این سنگ‌ها نسبت به ترکیب مورب و گوشتة اولیه نیز ارتباط سنگ‌ها آداکیتی دهج با فرورانش نئوتتیس را بازگو می‌کند.

شکل 8. ترکیب شیمیایی نمونه‌های هیالوآندزیتی دهج در محدودة آداکیت‌ها در نمودار Sr/Y در برابر Y (Castillo, 2012).

Figure 8. Chemical composition of Dehaj hyalo-andesite samples in Y versus Sr/Y diagram (Castillo 2012).

شکل 9. ترکیب شیمیایی نمونه‌های هیالوآندزیتی دهج در نمودار Yb در برابر La/Yb (Castillo, 2012). خطوط پیوسته نشان‌دهندة ذوب‌بخشیِ (a) اکلوژیت (50% پیروکسن و 50%گارنت)، (b) گارنت آمفیبولیت (25%گارنت و 75 آمفیبول)، (c) گارنت آمفیبولیت (10% گارنت و 90 آمفیبول) و (d) آمفیبولیت هستند.

Figure 9. Chemical composition of Dehaj hyalo-adensite samples in Yb versus La/Yb (Castillo, 2012). The continuous lines show partial melting of (a) eclogite (50% pyroxene and 50% garnet), (b) garnet amphibolite (25% garnet and 75% amphibole), (c) garnet amphibolite (10% garnet and 90% amphibole), and (d) amphibolite.

شکل 10. ترکیب شیمیایی آداکیت‌های پلیوسن دهج در نمودار Th/Sm در برابر Th/Yb (Zheng et al., 2014; Shaker Ardakani 2016).

Figure 10. Chemical composition of Pliocene adakites of Dehaj in Th/Sm versus Th/Yb diagram (Zheng et al. 2014, Shaker Ardakani 2016).

الف- ویژگی‌‌های خاستگاه آداکیت‌های پُر سیلیس دهج

مقدار ppm8Y< و ppm76/0Yb< و الگوی شیبدار عنصرهای REE با نسبت 9La/Yb> و نسبت 8/1Sm/Yb> در آداکیت‌های پلیوسن دهج، حضور گارنت در خاستگاه این سنگ‌ها و بجاماندن این کانی در تفالة بجامانده از ذوب‌بخشی را نشان می‌دهند (Pang et al., 2016). مقدار بسیار بالای Sr به‌همراه نبود بی‌هنجاری Eu در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب این سنگ‌ها گواهی بر نبود پلاژیوکلاز در تفالة بجامانده از ذوب‌بخشی در خاستگاه آنهاست (Castillo, 2006; Pang et al., 2016). با در نظر گرفتن این ویژگی‌ها و با توجه به جانمایی نمونه‌ها در نمودار Yb در برابر La/Yb، سنگ خاستگاه آداکیت‌های بررسی‌‌شده را می‌توان اکلوژیت دانست (شکل 9). مقدارهای کم عنصرهای Nb، Ta و Ti و بی‌هنجاری منفی این عنصرها در الگو‌هایی چندعنصری نشان از وجود ترکیب‌های فرورانشی در خاستگاه آنها دارد. غنی‌شدگی از عنصرهای با شعاع یونی بالا (LILE) و مقادیر بالای نسبت Ba/La در این سنگ‌ها نیز نقش سیال‌های فرورانشی در دگرنهادکردن[1] خاستگاه پدیدآورندة هیالوآندزیت‌‌های دهج را نمایان می‌کند.

ب- خاستگاه آداکیت‌های پُر سیلیس دهج

سنگ‌شناسان الگو‌‌های مختلفی برای سنگ‌زایی آداکیت‌ها پیشنهاد کرده‌اند:

الف) ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی در محیط‌‌های فرورانشی جوان (Drummond et al., 1996; Gao et al., 2010; Pang et al., 2016)؛

ب) ذوب پوستة قاره‌ای زیرین (Topuz et al., 2001; Whattam et al., 2012)؛

پ) ذوب پوستة اقیانوسی فرورو و غرق‌شده به درون سست‌کره در محیط‌های پس از برخوردی (Omrani et al., 2008; Moyen, 2009).

برای خاستگاه آداکیت‌های پُر سیلیس نیز موین (Moyen, 2009)، ذوب‌بخشی پوستة قاره‌ای ضخیم‌شده و پوستة اقیانوسی فرورو و غرق‌شده در گوشته را پیشنهاد کرده است.

ویژگی‌‌های زمین‌شیمیایی، اکلوژیت را به‌عنوان سنگ خاستگاه، آداکیت‌های پُر سیلیس دهج می‌دانند (شکل 9). شواهد لرز‌ه‌ای به‌دست‌آمده در ناحیة دهج نیز ستبرای نزدیک به 42 کیلومتری برای پوستة قاره‌ای در این بخش از مجموعة ماگمایی ارومیه- دختر را پیشنهاد می‌دهند (Kaviani et al., 2007) که در این عمق پوستة قاره‌ای مافیک زیرین نمی‌تواند ترکیب اکلوژیتی داشته باشد. در نمودار‌های La/Ce و Nb/U در برابر Rb/Sr نیز آداکیت‌های دهج در محدوده آداکیت‌های با خاستگاه پوستة قاره‌ای زیرین جای نمی‌گیرند (شکل 11) (Hou et al., 2004; Ghalamghash and Chaharlang, 2014; Ding et al., 2016).

شکل 11. ترکیب شیمیایی آداکیت‌های پلیوسن دهج در: A) نمودار‌ Rb/Sr در برابر La/Ce (Ding et al., 2016)؛ B) نمودار‌ Rb/Sr در برابر Nb/U (Ding et al., 2016).

Figure 11. Chemical composition of Pliocene adakites of Dehaj in: A) Rb/Sr versus La/Ce diagram (Ding et al., 2016); B) Rb/Sr versus Nb/U diagram (Ding et al., 2016).

مقدار ppm780Sr>، 10La/Yb> و Rb/Sr (02/0 تا 04/0) در آداکیت‌های پُر سیلیس دهج احتمال پیدایش این سنگ‌ها از ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورو را تقویت می‌کنند؛ به‌گونه‌ای‌که به باور برخی پژوهشگران (Drummond et al., 1996; Yogodzinski et al., 1998; Defant and Kepezhinskas, 2001)، در ماگما‌های جداشده از ذوب پوستة اقیانوسی فرورو نسبت Rb/Sr از 05/0 کمتر است و مقدارهای Sr و La/Yb بالا هستند. همچنین، به باور ژنگ و همکاران (Zheng et al., 2014) آداکیت‌های با مقدار Th کمتر از 10 و نسبت Ce/Th کمتر از 2/0 از ذوب پوستة اقیانوسی فرورو پدید آمده‌اند. این مقدار در آداکیت‌های پلیوسن دهج به‌ترتیب از 5 و 1/0 کمتر است. تفاوت نسبت‌های ایزوتوپی ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd به‌دست‌آمده از آداکیت‌های دهج با آداکیت‌های تبت و ‌خاور چین که از ذوب پوستة قاره‌ای زیرین پدید آمده‌اند، نیز خاستگاه پوستة قاره‌ای زیرین برای آداکیت‌های پلیوسن دهج را رد می‌کند (شکل 12).

از سوی دیگر، در آداکیت‌های پُر سیلیس دهج نسبت ایزوتوپی ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd بالا، نسبت ایزوتوپی ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr کم و مقدار ℇ_Nd^t مثبت ( 55/3+ تا 98/3+ است. به باور کاستیلو و همکاران (Castillo, 2012) چنین ویژگی‌هایی نشان‌دهندة پیدایش ماگما از ذوب‌بخشی صفحة اقیانوسی فرورو هستند. همچنین، شواهد زمین‌فیزیکی وجود صفحة اقیانوسی فروروی در حال غرق‌شدن در این بخش از ارومیه- دختر را نشان می‌دهند (Agard et al., 2001). پس خاستگاه سنگ‌های آداکیت‌های پُر سیلیس دهج می‌تواند ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورو در سست‌کره بوده باشد.

مک‌کواری و همکاران (McQuarrie et al., 2003) و محجل و همکاران (Mohajjel et al., 2003) با بررسی شواهد تکتونوماگمایی و زمین‌ساختی در پهنة کوهزایی زاگرس دریافتند اقیانوس نئوتتیس در پلیوسن بسته شده است و محیط زمین‌ساختی از فرورانش به محیط پس از برخوردی در حال گذر بوده است. پس فعالیت ماگمایی آداکیتی در منطقة دهج پس از برخورد خردقارة ایران و عربستان روی داده است و می‌تواند از ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی شکسته‌شده و غرق‌شده درون سست‌کره پدید آمده باشد. چنین فرایندی برای ماگماتیسم آداکیتی پس از برخوردی نئوژن در بخش‌‌های شمال‌باختری مجموعة ماگمایی ارومیه- دختر و ‌خاور ترکیه پیشنهاد شده است (Faccenna et al., 2006; Jahangiri, 2007; Omrani et al., 2008; Stern et al., 2021). فرایند نازک‌شدگی و قیچی‌شدگی صفحة اقیانوسی فرورو، صعود سست‌کره را در پی داشته است. به دنبال این فرایند در لبة تیغة فرورو جداشده، به‌علت قرارگرفتن در نزدیکیِ سست‌کرة داغ افزایش دما رخداده است و این بخش از صفحه فرورو دچار ذوب‌بخشی شده است. وجود بازالت‌های آلکالن پلییستوسن با خاستگاه سست‌کره‌ای در منطقة دهج نیز می‌تواند نشان‌دهندة رخداد چنین فرایندی باشد (Hosseini et al., 2009).

اگرچه شواهد سنگ‌نگاری مانند درشت‌بلور‌های با ابعاد بزرگ‌تر از 6/0 میلیمتر و وجود شیشه در آداکیت‌های بررسی‌شده نشان می‌دهند مذاب پدیدآمده از صفحة اقیانوسی اکلوژیتی شکسته‌شده، در امتداد شکستگی‌ها و گسل‌‌هایِ منطقه به سطح زمین صعود کرده است و در پوستة قاره‌ای توقفی نداشته ‌است، اما جانمایی آداکیت‌های پلیوسن دهج در نمودار‌های La/Ce و Nb/U در برابر Rb/Sr نشان می‌دهد مذاب پدیدآورندة آداکیت‌های دهج در مقایسه با آداکیت‌های جزیرة کوک اندکی تحت‌تأثیر پوستة قاره‌ای بوده است (شکل 10).

مقدار MgO و Cr در آداکیت‌های پُر سیلیس دهج نشان از واکنش محدود مذاب حاصل از صفحه فرورو با گوشته دارد (Omrani et al., 2008) همچنین، بالاتر‌بودن مقادیر این دو عنصر در مقایسه با مقدارهای به‌دست‌آمدة آنها در مذاب‌های پدیدآمده از ذوب آمفیبولیت و اکلوژیت (که سن و دان (Sen and Dunn, 1994) به‌طور تجربی به‌دست آورده‌اند) را می‌توان نتیجة تاثیرپذیری هرچند اندک مذاب پدیدآمده از پریدوتیت‌های گوشته ‌دانست (Yogodzinski et al., 1998). تفاوت نسبت‌های ایزوتوپی ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd و ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr در آداکیت‌های دهج نسبت به مورب در شکل 12 نشان می‌دهد نسبت ایزوتوپی بالاتر ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr در آداکیت‌ها دهج در مقایسه با مورب پیامد دگرنهاد‌شدن صفحة اقیانوسی فرورو توسط سیال‌های فرورانشی است (Castillo., 2012; Omrani et al., 2008). مقدار بالای نسبت La/Ce و مقدار کم Nb/U و همچنین، Rb/Sr در آداکیت‌های دهج نیز گویای نقش سیال‌های فرورانشی در دگرنهادکردن خاستگاه آنهاست. این ویژگی‌ها در شکل 11 به‌خوبی دیده می‌شوند. فراوانی بلور‌های ریز هورنبلند قهو‌ه‌ای در این سنگ‌ها نیز بالا‌بودن مقدار فشار بخار در ماگمای پدیدآورندة این سنگ‌ها و نیز دگرنهاد‌شدن خاستگاه توسط سیال‌ها را نشان می‌دهد. مقدار کم نسبت ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd نیز نشان‌دهندة نقش رسوب‌های فرورانشی در ذوب‌بخشی است؛ به‌گونه‌ای‌که رسوب‌های فرورانشی با داشتن مقدارهای کمتری از ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd و مقدارهای بالاتری از نسبت‌های Th/Nd ، Th/Yb و Nb/Th می‌توانند در مقایسه با بازالت‌های پوستة اقیانوسی و گوشته، مقدار نسبت‌های ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd آداکیت‌های دهج را کاهش و مقدار نسبت‌های Th/Nd، Th/Ybو Nb/Th آنها را نسبت به بازالت‌های پوستة اقیانوسی و گوشته افزایش دهند (شکل10) (Class et al., 2000; Zheng et al., 2014).

شکل 12. مقایسه نسبت‌های ایزوتوپی ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd در آداکیت‌های دهج با آداکیت‌های برخی مناطق جهان (Castillo, 2012; Zheng et al., 2014).

Figure 12. Comparison of ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr and ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd isotopic ratios in Dehaj adakites with the adakites from some regions of the world (Castillo, 2012; Zheng et al., 2014).

برداشت

سنگ‌های هیالوآندزیتی پلیوسن دهج به‌صورت فعالیت ماگمایی تک‌مرحله‌ای در نزدیکی کوه‌های آتشفشانی آج بالا و پایین پدید آمده‌اند. این سنگ‌ها از درشت‌بلور‌های ریز و میکروسکوپیِ پلاژیوکلاز و هورنبلند در زمینه‌ای شیشه‌ای و در قالب بافت‌های هیالوپیلیتی و ویتروفیریک ساخته شده‌اند. ویژگی‌‌های زمین‌شیمیایی،سرشت آداکیت‌های پُر سیلیس آنها را آشکار می‌کند. شواهد زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورو خاستگاه آداکیت‌های پُر سیلیس دهج بوده است. مقدارهای کمِ عنصرهای Nb، Ta و Ti به‌همراه غنی‌شدگی از عنصرهای با شعاع یونی بالا (LILE)، مقادیر بالای نسبت Ba/La و نسبت ایزوتوپی بالاتر ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr در آداکیت‌های دهج در مقایسه با ترکیب مورب، شواهدی از دگرنهاد‌‌شدن خاستگاه مذاب توسط محصولات فرورانشی هستند. آداکیت‌های پلیوسن دهج پس از توقف فرورانش نئوتتیس و در محیط زمین‌ساختی پس از برخوردی پدید آمده‌اند. نازک‌شدگی و جدا‌شدن پوستة اقیانوسی فرورو و غرق‌شدن درون سست‌کره شرایط ذوب‌بخشی این بخش از پوستة اقیانوسی را در پی داشته است. این رویداد در محیط زمین‌ساختی فعال و هم‌زمان با پیدایش شکستگی‌‌های فراوان در پوستة منطقه رخ داده است. تمرکز رخنمون‌‌های فراوان سنگ‌های آتشفشانی پلیوسن به‌همراه گدازه‌‌های هیالوآندزیتی پلیوسن و گدازه‌‌های بازالتی پلییستوسن در منطقه نسبت به مناطق مجاور نیز وجود شکستگی‌ها فراوان در پوسته این منطقه را نشان می‌دهد. این شکستگی‌ها امکان صعود سریع مذاب آداکیتی حاصل‌شده از ذوب پوستة اقیانوسی غرق‌شده در گوشته به سطح را فراهم آورده‌اند؛ اگرچه در هنگام صعود مذاب صعودکننده، هرچند به مقدار ناچیز، تحت‌تأثیر ترکیب گوشتة دگرنهاد بالایی و پوسته نیز بوده است. بلور‌های ریز پلاژیوکلاز و هورنبلند نیز در هنگام صعود تبلور یافته‌اند. بافت‌های غربالی در پلاژیوکلازها و کدر‌شدن هورنبلندها پیامد تغییرات فشار آب ماگمای در حال صعود و در سطح زمین هستند.

[1] metasomatism

مراجع

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H. and Vrielynck B. (2011) Zagros orogeny: a subduction dominated process. Geological Magazine, 148 (5–6), 692–725

Alavi, M. (1994). Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211–238.

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

Alavi, M. and Mahdavi, M. A. (1994) Stratigraphy and structures of the Nahavand region in western Iran, and their implications for the Zagros tectonics. Geological Magazine, 131(1), 43-47.

Allen, M. B. and Armstrong, H. A. (2008) Arabia–Eurasia collision and the forcing of mid 450 Cenozoic global cooling. Paleogeogrphy Palaeoecology, 265, 52–58.

Asadi, S., Moor, F. and Zarasvandi, A. (2014) Discriminating productive and barren porphyry copper deposits in the southeastern part of the central Iranian volcano-plotunic belt, Kerman region, Iran: A review. Earth Science Review, 138, 25-46.

Berberian, F., Muir, I. D., Pankhurst, R. J. and Berbberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andian type plutonic activitiy in northern Makran and central Iran. Journal of Geological Society of London, 139, 605-614.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265.

Castillo, P. R. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, 51, 257-267.

Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos, 134–135, 304–316.

Class, C., Miller, D. M., Goldstein, S. L. and Langmuir, C. H. (2000) Distinguishing melt and fluid subduction components in Umnak Volcanics, Aleutian Arc, Geochemistry Geophysics. Geosystems, 1, 1-28.

Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. (2001). Evidence suggests slab melting in arc magmas. EOS Trans., 20, American Geophysical Union, 82, 67-69,

Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of Kerman region. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.

Ding, H., Hou, Q. and Zhang, Z. (2016) Petrogenesis and tectonic significance of Eocene adakite-like rocks in western Yunnan, southeastern Tibetan Plateau.

Drummond, M. S., Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. K. (1996) Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas. Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth and Enviromental Science, 87, 205-215.

Faccenna, C., Bellier, O., Martinod, J., Prromallo, C. and Regard, V. (2006) Slab detachment beneath eastern Anatolia: a possible cause for the formation of the north Anatolian fault. Earth and Planetary Science Letters, 242, 85-97

Gao, Y., Yang, Z., Santosh, M., Hou, Z., Wei, R. and Tian, S. (2010) Adakitic rocks from slab melt-modified mantle sources in the continental collision zone of southern Tibet. Lithos, 119, 651-663

Ghadami, G., Moradian, A. and Mortazavi, M., (2008). Post-Collisional Plio-Pleistocene Adakitic Volcanism in Centeral Iranian Volcanic Belt: Geochemical and Geodynamic Implications. Journal of Sciences of IRI, 19(3), 223-235.

Ghalamghash, J. and Chaharlang, R., (2014) Petrogenesisand tectonic setting of Sahand subvolcanic and volcanic domes. Petrological Journal, 5(18), 123-139.

Gill, J. B. (1985) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer Verlag, Berlin.

Hassanzadeh, J. (1993) Metallogenic andtectonoömagmatic events in SE sectore of thecenozoic active continental margin of central Iran-Shahr-Babak, Kerman province. Ph.D. thesis, University of California.

Hosseini, S. Z. (2009) Mineralogy, Geochemistry and Petrogenesis evolution of Pleistocene basaltic lava flows in the Shahre-Babak area, NW of Kerman, Iran: Implication for the evolution of Urumieh-Dokhtar Magmatic Assemblage. Ph.D. thesis, Shaheed Bahhonar University of Kerman, Kerman, IRI (in Persian).

Hosseini, S. Z., Arvin, M., Oberhansli, R. and Dargahi, S. (2009) Geochemistry and tectonic setting of Pleistocene basaltic lava flows in the Shahre-Babak area, NW of Kerman, Iran: Implication for the evolution of Urumieh-Dokhtar Magmatic Assemblage. Journal of Sciences of IRI, 20(4), 331-342.

Hou, Z. Q., Gao, Y. F., Qu, X. M., Rul, Z. Y. and Mo, X. X. (2004) Origin of adakitic intrusive generated during mid-Miocene east-west extension in southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 220, 139-155.

Irvine T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523-48.

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

Kaviani, A., Paul, A. Bourova, E., Hatzfeld, D., Pedersen, H. and Mokhtari, M. (2007) A strong seismic velocity contrast in the shallow mantle across the Zagros collision zone (Iran). Geophysical Journal International, 171 (1), 399–410.

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.

Le Maitre, R. W., Streckeisen, A., Zanettin, B., Le Bas, M. J., Bonin, B., Bateman, P., Bellieni, G., Dudek, A., Efremova, S., Keller, J., Lamere, J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorensen, H. and Woolley, A. R. (2002) Igneous rocks: a classification and glossary of terms, recommendations of the international union of geological sciences, subcommission of the systematics of igneous rocks. Cambridge University Press, 15, 521-662.

Lee, H. -Y., Chung, S. -L., Ji, J., Ho, Y., Qian, Q., Gallet, S., Lo, C. -H., Lee, T. -Y. and Zhang, Q. (2012) Geochemical and Sr-Nd isotopic constraints on genesis of Cenozoic Linzizong volcanic successions, southern Tibet. Journal of Asian Earth Sciences, 53, 96-114.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. -F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79, 1–24.

McQuarrie, N., Stock, J. M., Verdel, C. and Wernicke, B. P. (2003) Cenozoic evolution of Neotethys and implications for the causes of plate motions. Geophysical Research Letters, 30, 20-36.

Middlemost E. A. K. (1975) Iron oxidationratios, norms and the classification of volcanic rocks. Chemical Geology, 77, 19-26.

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan zone wester Iran. Journal of Asian Earth Science, 21, 387- 412.

Moradian, S. A. (1997) geochemistry, geochrnology and petrography of feldespatoid bearig rock in the urumieh Dokhtaur volcanic belt. Iran. PhD, thesis, University of Wollongong, Australia.

Moyen J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the “adakitic signature”. Lithos, 112, 556-574.

Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieve-texture plagioclase in volcanic rocks production by rapid decompression. Amrican Mineralogy, 77, 1242 - 1279.

Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G. and Jolivet, L. (2008) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: a new report of adakites and geodynamic consequences, Lithos, 106, 380-398.

Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Li, X. H., Lee, H. Y., Lin, T. H. and Chiu, H. Y. (2016) New age and geochemical constraints on he origin of Quaternary adakite-like lavas in the Arabia Eurasia collision zone. Lithos, 264, 348–59.

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. Nantwich, Cheshire: Shiva Publications.

Pearce, J. A. (1996) A user's guide to basalt discrimination diagrams. In trace element geochemistry of volcanic rocks applications for massive sulfide exploration. Geol. Assoc. Canada short course notes, 12, 79-113.

Pearce, T. H. and Kolishik, A. M. (1990) Observation of plagioclase zoning using interference imagimg. Earth Sciences Review, 2, 9- 26.

Plechov, P. Yu., Tsai, A. E., Shcherbakov, V. D. and Dirksen, O. V. (2008) Opacitization Conditions of Hornblende in BezymyannyiVolcano Andesites (March 30, 1956 Eruption). Journal of Petrology, 16(1), 19–35.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman scientific and Technical, New York.

Sen, C. and Dunn, T. (1994) Dehydration melting of a basaltic composition amphibolite at 1.5 and 2.0 GPa: implications for the origin of adakites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 117, 394–409.

Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian Volcanic Belt. Journal of Asian Earth Science, 30, 652-665.

Shaker Ardakani, A. (2016) Post-collisional Plio-Pleistocene Anar-Dahaj adakitic subvolcanicdomes in the central volcanic belt of Iran: geochemical characteristics and tectonic implications. Periodico di Mineralogica, 85, 185-200.

Stern, R., Shafaii Moghadam, H., Pirouz, M. and Mooney, W. (2021) The geodaynamic evolution of Iran. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 49, 9-36.

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

Topuz, G., Okay, A. I., Altherr, R., Schwarz, W. H., Siebel, W., Zack, T., Satlr, M. and Sen, C. (2001) Post-collisional adakite-like magmatism in the Ağvanis Massif and implications for the evolution of the Eocene magmatism in the Eastern Pontides (NE Turkey). Lithos, 125, 131-150.

Whattam, S. A., Montes, C., McFadden, R. R., Cardona, A., Ramirez, D. and Valencia, V. (2012) Age and origion of earliest adakitic-like magmatism in Panama: implication for the tectonic evolution of the Panamanian magmatic arc system. Lithos, 142, 226-244.

Yogodzinski, G. M. and Kelemen, P. B. (1998) Slab melting in the Aleutians: implications of an ion probe study of clinopyroxene in primitive adakite and basalt. Earth and Planetary Science Letters, 158, 53–65.

Zheng, Y., Hou, Z., Gong, Y., Liang, W., Sun, Q., Zhang, S., Fu, Q., Hung, K., Li, Q. and Li, W. (2014) Petrogenesis of Cretaceous adakite-like intrusions of the Gangdese Plutonic Belt, southern Tibet: Implications for mid-ocean ridge subduction and crustal growth. Lithos, 190-191, 240-26.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 73

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 54

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

خاستگاه هیالوآندزیت‌‌های پلیوسن دهج در شمال‌باختری استان کرمان؛ برپایة نسبت‌‌های ایزوتوپی Sr و Nd