ژئوشیمی و جایگاه زمین‌ساختی توده‌های نفوذی درّه زارچوئیه (جنوب‌شرق بردسیر، کرمان)

فاتحی چنار, حسین; احمدی‌پور, حمید; مرادیان شهربابکی, عباس

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,715
تعداد مقالات	14,054
تعداد مشاهده مقاله	34,041,744
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,630,955

ژئوشیمی و جایگاه زمین‌ساختی توده‌های نفوذی درّه زارچوئیه (جنوب‌شرق بردسیر، کرمان)

پترولوژی

مقاله 5، دوره 2، شماره 8، دی 1390، صفحه 69-84 اصل مقاله (980.69 K)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

حسین فاتحی چنار؛ حمید احمدی‌پور؛ عباس مرادیان شهربابکی^*

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران

چکیده

در جنوب‌شرقی کمربند ماگمایی ارومیه- دختر، واقع در جنوب‌شرق شهرستان بردسیر (استان کرمان) تعداد بسیار زیادی توده نفوذی گابرویی، دیوریتی و تونالیتی به‌صورت استوک و دایک دیده می‌شوند که گدازه‌های بازالتی، آندزیت‌بازالتی و آندزیتی و سنگ‌های پیروکلاستیک به سن ائوسن را قطع کرده‌اند. پراکندگی وسیع توده‌های نفوذی در منطقه، شباهت کانی‌شناسی این توده‌ها با گدازه‌های منطقه و انطباق کامل ترکیبی توده‌ها با گدازه‌ها در نمودارهای مختلف ژئوشیمیایی و نمودارهای تشخیصی تکتونوماگمایی، بیانگر این است که ممکن است سری‌های آتشفشانی و نفوذی منطقه، منشأ مشترکی داشته باشند. ویژگی‌های ژئو‌شیمیایی، نشان می‌دهد که توده‌های نفوذی منطقه در قلمرو کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند. همچنین غنی‌شدگی LREE در مقایسه با HREE و بالا بودن مقدار عناصر ناسازگار LILE نسبت به HFSE و همچنین بی‌هنجاری شاخص Nb، Ti و P در توده‌های نفوذی منطقه، نشان‌دهنده این است که سنگ‌های منطقه، به ماگماتیسم وابسته به فرورانش تعلق دارند. تمامی شواهد نشان می‌دهد که ماگمای مادر سنگ‌های نفوذی و آتشفشانی منطقه، احتمالاً محصول ذوب بخشی یک گوه گوشته‌ای است. گوشته مورد نظر در اثر ورود سیالات مشتق شده از پوسته اقیانوسی فرورونده، از عناصر کمیاب غنی شده است.

کلیدواژه‌ها

کمربند ماگمایی ارومیه- دختر؛ بردسیر؛ گابرو؛ نوار دهج ساردوئیه

اصل مقاله

مقدمه

منطقه مطالعه‌شده در جنوب‌شرقی کمربند ماگمایی ارومیه- دختر، در استان کرمان، 45 کیلومتری جنوب‌شرق شهرستان بردسیر واقع شده و از نظر مختصات جغرافیایی بین طول‌های جغرافیایی 33َ 56ْ تا 44َ 56ْ شرقی و عرض‌های جغرافیایی 37َ 29ْ تا 46َ 29ْ شمالی قرار دارد. سنگ‌های منطقه تناوب چین‌خورده‌ای از گدازه‌ها و پیروکلاستیک‌ها هستند که توسط استوک‌ها و دایک‌های دیوریتی، گابرویی و تونالیتی قطع شده‌اند. از جمله مطالعات انجام شده بر روی نوار دهج- ساردوئیه می‌توان به بررسی پتروگرافی و پترولوژی توده گرانیتوییدی سنگ‌صیاد بردسیر با سن الیگو- میوسن که توسط سجادی‌نسب (1381) انجام شده اشاره کرد. همچنین محمدی (1386) به بررسی پترولوژی و محیط تشکیل سنگ‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی مجموعه سنگ‌صیاد بردسیر پرداخته است. بر اساس مطالعات این دو محقق، محیط تشکیل این سنگ‌ها از نوع حاشیه فعال قاره‌ای است. از آن‌جا که مطالعه چگونگی تشکیل این توده‌ها روشنگر بخشی از سرگذشت زمین‌شناسی این منطقه است، لذا در این مقاله کوشش شده، ضمن بررسی ویژگی‌های صحرایی و میکروسکوپی توده‌های نفوذی کم‌عمق و ارتباط آن‌ها با سنگ‌های آتشفشانی منطقه، ژئوشیمی، جایگاه زمین‌ساختی و منشأ آن‌ها نیز بررسی شود.

روش انجام پژوهش

به‌منظور بررسی توده‌های نفوذی منطقه، بررسی‌های زمین‌شناسی صحرایی و نمونه‌برداری از واحدهای سنگی یادشده انجام شد. پس از تهیه مقاطع نازک، مطالعه سنگ‌نگاری و کانی‌شناسی آن‌ها، تعدادی از سالم‌ترین نمونه‌ها برای آنالیز شیمیایی به آزمایشگاه SGS کشور کانادا ارسال شد و عناصر اصلی به روش ICP 95A و عناصر فرعی و کمیاب به روش IMS 95A آنالیز شدند (جدول 1).

موقعیت زمین‌شناسی منطقه

منطقه مطالعه‌شده در زون ایران‌مرکزی، در جنوب‌شرق کمربند ماگمایی ارومیه- دختر و در مجموعه بحرآسمان (Dimitrijevic, 1973) قرار گرفته است. سیمای غالب منطقه را سنگ‌های آتشفشانی، برش‌های آتشفشانی و نفوذی‌های نیمه‌عمیق تشکیل می‌دهند (شکل 1). واحدهای سنگی اصلی در منطقه، گدازه‌ها هستند که شامل آندزیت، آندزیت‌بازالتی و بازالت بوده که توده‌های نفوذی گابرویی، دیوریتی و تونالیتی در آن‌ها نفوذ کرده و باعث دگرسانی شدید و توسعه رگه‌های اپیدوت، کلسیت و سیلیس شده است. حضور توده‌های نفوذی در بسیاری از بخش‌های منطقه، نشانگر این است که احتمالاً در زیر این توالی‌های آتشفشانی، توده‌های نفوذی قرار گرفته‌اند که در بعضی از قسمت‌ها به صورت آپوفیز، استوک و دایک رخنمون یافته‌اند. روند عمومی گدازه‌ها و لایه‌های آذرآواری در منطقه شمال‌غرب- جنوب‌شرق است. همچنین گسل‌های حاکم بر منطقه با روند شمال‌غرب- جنوب‌شرق و روند شمالی- جنوبی، باعث جابه‌جایی و خردشدگی توالی‌های سنگی منطقه و فرسایش هر چه بیشتر آن‌ها شده است.

پتروگرافی

گدازه‌های منطقه‌ مطالعه‌شده شامل بازالت، آندزیت‌بازالتی و آندزیت هستند و از کانی‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین تشکیل شده‌اند. کانی‌های فرعی شامل روتیل، اسفن و اپاک است. بافت‌های پورفیری و گلومروپورفیری در این سنگ‌ها معمول هستند و فنوکریست غالب این سنگ‌ها را پلاژیوکلاز تشکیل می‌دهد که بیش از هفتاد درصد سنگ‌ها را شامل می‌شود. پلاژیوکلاز عموماً به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا خودشکل، فرم تخته‌ای و کشیده، هم به‌صورت بلورهای منفرد و هم به‌صورت خوشه‌‌ای (تیغه‌های درهم قفل‌شده) که اندازه آن‌ها به

شکل 1، :a بخشی از نقشه زمین‌شناسی 1:100000 دره زارچوئیه، نقل از افشاریان زاده و همکاران (1371)، با تغییرات و

b: موقعیت این منطقه در ایران، شکل b نقل از (Mohajjel et al, 2000).

6 میلی‌متر نیز می‌رسد، در تمامی نمونه‌ها حضور دارد. منطقه‌بندی نوسانی، ماکل‌بندی (پلی‌سنتتیک، کارلسباد، پریکلین)، بافت غربالی درشت، بافت‌های تعادلی (بلورهای پلاژیوکلاز سالم که به صورت تعادلی در مذاب تشکیل شده‌اند و فاقد بافت غربالی هستند) و عدم تعادل با زمینه، از جمله عوارض موجود در این بلورهاست (شکل 2- الف).

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی توده‌های نفوذی منطقه مورد مطالعه، ¨ برگرفته از محمدی (1386)

Sample	M1	M2	M3	M4	M5	M6	M7¨	M8¨	M9¨	M10¨
نام سنگ	گابرو	گابرو	گابرو	دیوریت	گابرو	گابرو	گابرو	گابرو	دیوریت	دیوریت
(wt%)
SiO₂	52.76	46.38	49.25	58.31	51.86	50.40	48.28	53.19	52.59	53.84
TiO₂	0.78	0.99	1.00	0.60	1.34	0.93	1.41	0.94	0.94	0.74
Al₂O₃	17.52	18.69	21.08	17.62	17.22	16.17	17.62	17.01	16.73	16.59
Fe₂O₃	6.92	8.82	9.10	7.39	9.88	8.27	11.46	9.41	9.25	9.86
CaO	6.40	10.86	8.48	5.67	3.82	7.89	12.07	8.62	7.94	7.80
MgO	1.79	3.06	3.11	2.18	2.90	5.21	3.19	2.94	2.98	3.39
Na₂O	3.25	2.74	3.40	3.42	6.95	2.41	3.67	3.28	3.35	3.36
K₂O	2.22	1.34	1.30	2.63	0.24	2.93	0.53	1.78	3.23	1.69
MnO	0.13	0.13	0.18	0.17	0.17	0.16	0.19	0.20	0.17	0.21
P₂O₅	0.22	0.28	0.27	0.30	0.46	0.29	0.35	0.24	0.33	0.35
Sum	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100
LOI	8.03	6.88	2.83	1.67	5.01	5.26	1.60	2.40	2.49	2.12
(ppm)
Ba	310	280	340	380	110	550	603	700	800	660
Sr	380	570	670	700	290	1100	464	394	556	337
Y	30	20	20	20	30	20	*	*	*	*
Zn	69	73	69	64	110	85	*	*	*	*
Ag	0.5	0.5	2	0.5	0.5	0.5	*	*	*	*
Ce	51.4	36.9	42.9	49	78.1	55.3	*	*	*	*
Cr	50	50	50	50	50	200	*	*	*	*
Co	13.6	26.2	23.6	13.1	20.8	26.5	24	21	22	23
Cs	4	1.9	1.3	0.8	0.5	0.9	*	*	*	*
Cu	47	55	67	39	10	67	65	29	48	40
Dy	4.42	4	3.99	3.7	4.65	3.89	*	*	*	*
Er	2.25	2.36	2.35	2.27	2.85	2.32	*	*	*	*
Eu	1.33	1.28	1.47	1.32	1.49	1.4	*	*	*	*
Ga	15	15	17	15	16	14	*	*	*	*
Gd	4.65	4.03	4.49	3.97	5.43	4.5	*	*	*	*
Hf	4	3	2	3	4	3	*	*	*	*
Ho	0.85	0.81	0.83	0.74	0.97	0.76	*	*	*	*
La	27.1	19.1	21.3	25.2	42.2	30.4	*	*	*	*
Mo	1	1	1	1	1	1	*	*	*	*
Nb	6	5	58	5	9	7	*	*	*	*
Nd	24.1	19.3	22.3	22.8	34.6	25	*	*	*	*
Ni	2.5	34	7	2.5	2.5	120	13	16	21	18
Pr	6.32	4.77	5.45	9.93	8.99	6.63	*	*	*	*
Rb	76.7	36.6	34.4	59.1	45	30	40	57	74	63
Sm	5.2	4.5	4.9	4.4	6.4	5.3	*	*	*	*
Sn	0.5	1	1	1	1	0.5	*	*	*	*
Ta	0.25	0.25	0.3	0.25	0.5	0.25	*	*	*	*
Tb	0.72	0.6	0.65	0.6	0.77	0.68	*	*	*	*
Th	7.8	3.4	5.2	6.2	11.5	7.9	5	7.1	8	9.1
Tl	0.25	0.25	0.25	0.25	0.25	0.25	*	*	*	*
Tm	0.38	0.35	0.31	0.34	0.44	0.32	*	*	*	*
U	1.78	0.8	1.28	1.36	2.41	1.97	*	*	*	*
V	139	216	207	73	193	192	215	153	151	127
W	1	0.5	0.5	1	2	1	*	*	*	*
Y	22.5	20.7	19.8	19.4	24.3	19.5	20	17	14	13
Yb	2.3	2.1	2.1	2.3	2.6	2	*	*	*	*
Zr	136	93.3	85.4	113	145	106	121	131	131	111
Lu	0.38	0.34	0.29	0.34	0.38	0.35	*	*	*	*

شکل 1- (a بخشی از نقشه زمین‌شناسی 1:100000 دره زارچوئیه، برگرفته از افشاریان‌زاده و اعتمادی (1371)، با تغییرات
و (b موقعیت این منطقه در ایران (Mohajjel and Fergusson, 2000)

این مسأله می‌تواند در اثر تغییر فیزیکوشیمیایی مخزن ماگمایی، اختلاط ماگمایی و افت سریع فشار رخ داده باشد و تفکیک دقیق این عوامل امکان‌پذیر نیست. علاوه بر این، عوامل فوق به نوعی با هم در ارتباط هستند. همچنین در گدازه‌های منطقه، انکلاوهای ماگمایی به دو صورت درشت‌دانه و ریز‌دانه دیده می‌شوند. انکلاوهای درشت‌دانه شامل تجمعی از فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین هستند و با توجه به اینکه از نظر کانی‌شناسی تفاوت زیادی با سنگ میزبان ندارند و همچنین عدم‌ وجود حاشیه واکنشی و گردشدگی، به‌نظر می‌رسد این انکلاوها با سنگ میزبان خود هم‌منشأ باشند. انکلاوهای ریزدانه نیز به‌صورت تجمعاتی از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و زمینه شیشه‌ای و تیره‌تر نسبت به سنگ میزبان خود دیده می‌شوند (شکل 2- ب).

الف)	ب)

شکل 2- تصاویر میکروسکوپی؛ الف) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با بافت غربالی (PPL)، ب) نکلاو ریزدانه مربوط به گدازه‌های منطقه (XPL)، علائم اختصاری نام کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس شده است.

توده‌های نفوذی منطقه شامل گابرو، دیوریت و تونالیت هستند. گابروها بیش‌ترین حجم توده‌های نفوذی را به خود اختصاص می‌دهند و در نمونه دستی به‌رنگ خاکستری تیره و سبز دیده می‌شوند. این سنگ‌ها دانه‌بندی متوسط داشته و در بعضی قسمت‌ها بافت پورفیروئیدی نشان می‌دهند که احتمالاً این تغییرات بافتی، به اختلاف سرعت سردشدن ماگما در بخش‌های مختلف آن و جایگزینی در عمق کم مربوط است.

در نمونه‌های دستی، بلورهای پیروکسن به‌رنگ سیاه و پلاژیوکلازها به‌رنگ سفید شیری تا کرم در متن سنگ مشاهده می‌شوند. بر اساس مطالعات میکروسکوپی، گابروها از بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و به‌مقدار کمتر، الیوین تشکیل شده‌اند. پلاژیوکلازها با فراوانی 40 تا 60 درصد عمده‌ترین کانی گابروها هستند. بلورهای ریز تا درشت پلاژیوکلاز به‌صورت خودشکل و نیمه‌شکل‌دار، دارای ماکل پلی‌سنتتیک، منطقه‌بندی نوسانی و بافت غربالی دیده می‌شوند (شکل 3- الف). سطح برخی از بلورهای پلاژیوکلاز به علت تأثیر محلول‌های گرمابی، دگرسان شده است. در این موارد، ظاهراً دگرسانی در حاشیه‌ها کمتر از مرکز بلور بوده که می‌تواند دلیلی بر کلسیک‌تر بودن مراکز نسبت به حاشیه‌ها باشد. بلورهای کلینوپیروکسن به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و با فراوانی 20 تا 30 درصد، پس از پلاژیوکلازها عمده‌ترین کانی تشکیل دهنده گابروها بوده و با توجه به زاویه خاموشی به‌طور عمده از نوع اوژیت هستند (شکل 3- ب). ادخال‌هایی از پلاژیوکلاز و اپاک به‌ همراه بافت غربالی، منطقه‌بندی نوسانی، ماکل تکراری و حاشیه خورده‌شده در بعضی از کلینوپیروکسن‌ها دیده می‌شود.

Sakuyama (1979) بافت‌های نامتعادل مانند زون‌بندی درشت‌بلورهای پیروکسن در سنگ‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن را نتیجه آلایش با پوسته ‌قاره‌ای، تغییر ناگهانی فشار H₂O و اختلاط ماگمایی می‌داند و معتقد است که اختلاط ماگمایی، مهم‌ترین فرآیند برای ایجاد بافت‌های نامتعادل در این سنگ‌هاست. بلورهای الیوین به‌صورت خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار و با فراوانی 10 تا 15 درصد به ایدنگزیت و بولنژیت دگرسان شده و سپس توسط اکسید آهن، کلسیت و کوارتز به‌صورت ثانویه پر شده‌اند (شکل 3- ج). تصویر بافت غالب در گابروها پورفیروئیدی است. همچنین بافت‌های غربالی در پلاژیوکلازها ( شکل 3- الف)، افیتیک و ساب‌افیتیک در بلورهای کلینوپیروکسن موجود در این سنگ‌ها دیده می‌شوند (شکل 3- ب). بافت‌های یادشده می‌توانند دلیلی بر عمق کم جایگیری این توده‌ها باشند. در این سنگ‌ها نیز انکلاوهایی دیده می‌شود که از تجمع بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین (شکل 3- د)، تشکیل شده‌اند. این تجمعات نسبت به زمینه دگرسانی بیشتری را نشان می‌دهند و کانی‌های کدر حاصل از دگرسانی کانی‌های فرومنیزین در آن‌ها دیده می‌شود. کمی گردشدگی دارند و بافت گرانولار نشان می‌دهند و از نظر کانی‌شناسی مشابه سنگ میزبان خود هستند و با توجه به اینکه کانی‌شناسی این انکلاوها و سنگ میزبان با یکدیگر شباهت دارد، احتمالاً با سنگ میزبان خود هم‌منشأ هستند و به‌عنوان انکلاوهای پیش‌رس در ماگما در نظر گرفته می‌شوند.

دیوریت‌ها در نمونه دستی به‌رنگ خاکستری تا سبز تیره بوده، دانه‌بندی متوسط داشته و بلورهای ریز پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول در متن سنگ مشاهده می‌شوند. این سنگ‌ها بر اساس مطالعات میکروسکوپی از پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند و بیوتیت تشکیل شده‌اند (شکل 3- ه). آپاتیت، کوارتز و کانی‌های اپاک از فازهای فرعی در این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. پلاژیوکلازها به‌صورت ریزتیغه‌ای و درشت‌تخته‌ای با فراوانی 50 تا 60 درصد دارای ماکل پلی‌سنتتیک و بافت غربالی‌هستند. ترکیب آن‌ها با توجه به زاویه خاموشی به‌طور متوسط الیگوکلاز تا آندزین است. کلینوپیروکسن ها با فراوانی 20 تا 30 درصد به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در نمونه‌ها حضور داشته و با توجه به زاویه خاموشی از نوع اوژیت هستند. هورنبلند و بیوتیت از کانی‌های تیره آبدار موجود در این سنگ‌ها بوده و در حدود 10 تا 15 درصد بلور‌ها را تشکیل می‌دهند. آمفیبول‌ها و بیوتیت‌ها معمولاً از حاشیه اکسیده شده‌اند، گاهی شدت اکسایش به‌حدی زیاد است که از بلورهای بیوتیت و آمفیبول چیزی باقی نمانده و بلور تماماً به اکسید آهن تبدیل شده است که این مسأله می‌تواند در ارتباط با افت سریع فشار باشد. بافت عمده این سنگ‌ها پورفیروئیدی و میکروگرانولار غیر همسان‌دانه است.

تونالیت‌ها با رنگ ظاهری قهوه‌ای، نسبت به دیگر توده‌های‌ نفوذی فراوانی کمتری دارند. بر اساس مطالعات میکروسکوپی، تونالیت‌ها از بلورهای کشیده شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز با فراوانی 50 تا 60 درصد، کوارتز بی‌شکل با فراوانی 20 تا 25 درصد، بیوتیت 7 درصد و آمفیبول 8 درصد تشکیل شده‌اند (شکل 3- و). بلورهای کوارتز دارای خاموشی موجی هستند. کانی‌های اپاک با فراوانی 5 درصد، هم به‌صورت شکل‌دار دیده می‌شوند که نشان از تبلور اولیه است و هم به‌صورت بی‌شکل که حاصل دگرسانی کانی‌هایی‌همچون بیوتیت و هورنبلند هستند. بلورهای بیوتیت و هورنبلند در مرکز و حاشیه به کانی‌های کدر تبدیل شده‌اند و تعدادی از آن‌ها به کلریت و اپیدوت دگرسان شده‌اند. بافت این سنگ‌ها میکروگرانولار غیر همسان‌دانه و اینترگرانولار است.

الف)	ب)

ج)	د)

ه)	و)

شکل 3- تنوع بافتی در سنگ‌های نفوذی منطقه؛ الف) پلاژیوکلازهای درشت با بافت‌های عدم تعادلی همچون بافت غربالی و منطقه‌بندی نوسانی (PPL)، ب) فنوکریست پیروکسن با ادخال‌هایی از پلاژیوکلاز (بافت افیتیک) (XPL)، ج) الیوین و بافت پورفیروئیدی (PPL)، د) انکلاو درشت‌دانه در سنگ‌های گابرویی، ه) کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند به ‌همراه کانی‌های ثانویه در سنگ‌های دیوریتی (PPL) و و) بلورهای پلاژیوکلاز و کوارتز در سنگ‌های تونالیتی منطقه (XPL)

ژئوشیمی و محیط زمین‌ساختی توده‌های نفوذی کم‌عمق منطقه

به‌منظور تعیین ویژگی‌های ژئوشیمیایی و جایگاه زمین‌ساختی توده‌های نفوذی کم‌عمق منطقه، از نتایج تجزیه شیمیایی 10 نمونه از توده‌های نفوذی، استفاده شده است. برای نام‌گذاری ژئوشیمیایی توده‌های نفوذی کم‌عمق دره زارچوئیه از نمودار (Na₂O + K₂O) -SiO₂ ارائه شده توسط Cox و همکاران (1979) که توسط Wilson (1989) برای سنگ‌های نفوذی تعمیم یافته، استفاده شد. در این نمودار سنگ‌ها در محدوده گابرو و دیوریت قرار می‌گیرند (شکل4). همچنین در این نمودار منحنی ممتد سیاه‌رنگ، سنگ‌های آلکالی را از ساب آلکالی جدا می‌کند که قرار گرفتن نمونه‌ها در مرز بین آلکالن و ساب آلکالن می‌تواند به‌علت دگرسانی سریسیتی و رسی‌شدن باشد.

با ترسیم تغییرات اکسید‌های عناصر قلیایی در برابر SiO₂ در نمودار Rickwood (1989) نمونه‌ها در محدوده ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند (شکل 5- الف). نمونه‌های اخیر،در نمودار (FeO_t/MgO)-SiO₂ از Rickwood (1989)، در محدوده کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند (شکل 5- ب).

داده‌های ژئوشیمیایی مربوط به توده‌های نفوذی منطقه در جدول 1 آورده شده است. همان‌طور که در این جدول دیده می شود، مقدار SiO₂ توده‌های نفوذی منطقه بین 4/47 تا 9/57 درصد وزنی متغیر است. بر اساس شکل 6، محدوده تغییرات Al₂O₃ در نمونه‌ها از 1/16 تا 1/21 درصدوزنی متغیر است و با افزایش SiO₂ مقدار Al₂O₃ نمونه‌ها، کمی افزایش می‌یابد. دلیل این روند، تبلور و تفریق کانی‌های مافیک مانند پیروکسن از مذاب اولیه سازنده آن‌ها، در فشارهای نسبتاً زیاد است که باعث افزایش Al₂O₃ به ‌‌همراه افزایش SiO₂ در ماگمای باقی‌مانده می‌شود. این در حالی است که افزایش Al₂O₃ ماگما می‌تواند به تبلور پلاژیوکلازها در فشارهای کمتر منجر شود. محدوده تغییرات TiO₂ بین 6/0 تا 33/1 درصد وزنی متغیر است و با افزایش SiO₂ روند کاهشی نشان می‌دهد.

عنصر Ti دارای شعاع یونی مشابه با Fe است و در کانی‌های مافیک جانشین این عنصر می‌شود. محدوده تغییرات MgO نیز از 82/1 تا 19/5 درصد وزنی است. فراوانی این اکسید در برابر SiO₂ روند کاهشی نشان می‌دهد. تبلور کانی‌های مافیک روند کاهشی این اکسید را توجیه می‌کنند (Gourgaud and Vincent, 2003).

شکل 4- موقعیت سنگ‌های نفوذی منطقه در نمودار Cox و همکاران (1979)، مربع توپر: گابرو و دایره توخالی: دیوریت

الف)

ب)

شکل 5- تعیین سری ماگمایی توده‌های نفوذی منطقه بر اساس نمودارهای Rickwood (1989)





شکل 6- تغییرات عناصر اصلی (wt%) و فرعی (ppm) در مقابل SiO₂ (wt%) در توده‌های نفوذی منطقه، نشانه‌ها مطابق شکل 4 است.

مقدار تغییرات اکسید CaO از 79/3 تا 1/11 درصد وزنی متغیر بوده و این اکسید نیز در برابر SiO₂ روند کاهشی نشان می‌دهد که می‌تواند به علت تبلور و تفریق پیروکسن‌ها و پلاژیوکلازهای کلسیک از مذاب اولیه و ‌تحول ترکیب پلاژیوکلازها از کلسیک به سدیک در حین تبلور بخشی ماگما باشد.

هر چند که ارتباط بین CaO در مقابل SiO₂ احتمالاً می‌تواند در اثر آلبیتی شدن بلورهای پلاژیوکلاز تغییراتی را نشان دهد (Morata and Aguirre, 2003). دامنه تغییرات K₂O از 24/0 تا 61/2 درصد وزنی متغیر است و روند آن در برابر SiO₂ افزایشی است. Na₂O هم در برابر SiO₂ یک روند افزایشی ضعیف نشان می‌دهد که به علت ناسازگار بودن این عنصر در مراحل اولیه تفریق ماگمایی و وارد شدن آن‌ها در فازهای دمای پایین نظیر فلدسپات‌هاست.

روندهای مختلف بین اکسیدهای عناصر اصلی و SiO₂، نشان می‌دهد که سنگ‌های گابرویی و دیوریتی در همه نمودارها وضعیت مشابهی دارند و یک روند تفریق منظم از گابرو به سمت دیوریت را نشان می‌دهند. با توجه به این روند می‌توان به وجود خویشاوندی و پدیده تفریق بلورین در ماگمای تشکیل‌دهنده توده‌های نفوذی منطقه پی‌برد. یکی از سؤالاتی که در مورد سنگ‌های آذرین این منطقه مطرح است، خویشاوندی احتمالی این سنگ‌های نفوذی با سنگ‌های آتشفشانی منطقه است. به‌منظور بررسی این ارتباط، از شواهد مختلف استفاده شده که در زیر آمده است.

شواهد صحرایی: واحدهای سنگی اصلی در منطقه، گدازه‌ها هستند که شامل بازالت، آندزیت‌بازالتی و آندزیت هستند و توده‌های نفوذی گابرویی، دیوریتی و تونالیتی در آن‌ها نفوذ کرده‌اند. وجود توده‌های نفوذی استوک‌مانند، آپوفیز و دایک‌مانند در همه جای منطقه به‌ همراه دگرسانی بسیار شدید و اپیدوتی شدن سنگ‌ها و خردشدگی آن‌ها این احتمال را تقویت می‌کند که ممکن است در زیر توالی‌های آتشفشانی این منطقه، توده‌های نفوذی بسیار بزرگی وجود داشته باشد که ضمن بالا آوردن واحدها، باعث دگرسانی و خردشدگی شدید آن‌ها شده و در بعضی نقاط نیز، خود توده‌ها به‌صورت پلوتون‌های کم‌عمق جایگزین شده‌اند.

شواهد پتروگرافی: گدازه‌های بازالتی منطقه از فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین تشکیل شده‌اند. این گدازه‌ها، اولیه‌تر از بقیه ‌هستند و کمتر تحت تأثیر اختلاط و تفریق قرار گرفته‌اند، اما وجود فنوکریست‌ها در یک زمینه ریزدانه، نشانه توقف آن‌ها در مخازن پوسته‌ای است. در مقابل، آندزیت‌های بازالتی و آندزیت‌ها، شواهدی نشان می‌دهند که گویای تحولات شدید آن‌ها در مخازن پوسته‌ای کم‌عمق‌تر است. شباهت بسیار زیاد گابروها به بازالت‌های منطقه از نظر کانی‌شناسی، همچنین شباهت زیاد دیوریت‌های منطقه به آندزیت‌ها در زیر میکروسکوپ بسیار قابل توجه است. این سنگ‌ها علاوه بر اینکه از نظر نوع کانی‌ها در زیر میکروسکوپ به یکدیگر شبیه ‌هستند، گاهی مقدار کانی‌ها در آن‌ها نیز به یکدیگر شباهت دارند. به‌طوری‌که توده‌های نفوذی گابرویی از بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین و سنگ‌های دیوریتی از بلورهای بیوتیت، پلاژیوکلاز و هورنبلند تشکیل شده‌اند. توده‌های نفوذی دیوریتی و گابرویی حاوی انکلاوهای ماگمایی‌ هستند که با انکلاوهای ماگمایی موجود در گدازه‌های منطقه یکسان است.

شواهد شیمی سنگ‌کل: در شکل 6، تغییرات بعضی از اکسیدهای عناصر اصلی و عناصر فرعی در مقابل درصدوزنی SiO₂، برای توده‌های نفوذی منطقه نشان داده شده است. همان‌طور که در این شکل مشاهده می‌شود، K₂O و Na₂O یک روند افزایشی اما TiO₂، CaO، MgO و Fe₂O₃ یک روند کاهشی را از طرف سنگ‌های مافیک به‌سمت سنگ‌های حدواسط نشان می‌دهند. P₂O₅ و Al₂O₃ تغییرات پراکنده و نامنظم داشته و روند خاصی ندارند. همچنین عناصر Rb، Zr و La در مقابل SiO₂ یک روند نسبتاً افزایشی دارند، اما عنصر V روند کاهشی نشان می‌دهد. مقایسه داده‌های مربوط به توده‌های نفوذی منطقه با گدازه‌های میزبان موجود در همین منطقه (فاتحی، 1390)، به‌ همراه شواهد صحرایی و پتروگرافی در دو گروه سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی، همچنین وابستگی مکانی این سنگ‌ها و تشابه شیمیایی سنگ‌های نفوذی و آتشفشانی، این احتمال را که سری‌های آتشفشانی و نفوذی از نظر ماگمایی خاستگاه تکتونیکی یکسان داشته باشند، تقویت می‌کند. علاوه بر این، انطباق الگوی عناصر کمیاب در نمودارهای عنکبوتی مربوط به توده‌های نفوذی با گدازه‌های منطقه (فاتحی، 1390) نیز می‌تواند تأییدی بر منشأ مشترک توده‌های نفوذی و سنگ‌های آتشفشانی منطقه باشد.

برای تعیین و تشخیص محیط زمین‌ساختی ماگمای سازنده توده‌های نفوذی منطقه، فراوانی عناصر کمیاب نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار عنکبوتی به‌هنجار شده با گوشته اولیه (Sun and Mc Donogh, 1989) بررسی می‌شود (شکل 7). همان‌طور که در نمودار عنکبوتی ملاحظه می‌شود، یک تهی‌شدگی در عناصر غیرمتحرک (HFSE) مانند Zr، Nb و Ti و یک غنی‌شدگی در عناصر متحرک مانند K و Th دیده می‌شود.

شکل 7- نمودار عنکبوتی توده‌های نفوذی منطقه بر اساس داده‌های Sun و Mc Donogh (1989)؛‌ نشانه‌ها مطابق شکل4

بدین ترتیب روند تغییرات این نمونه‌ها با محیط زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش انطباق دارند(Wilson, 1989; Macdonald et al., 2000; Gioncada et al., 2003).

آنومالی منفی عناصر Ti، Nb و P در نمودار عنکبوتی ‌همراه با یک غنی‌شدگی مشخص از عناصر LILE نظیر K، Cs، Th، Sr و Sm از ویژگی‌های مهم سنگ‌های ماگمایی مرتبط با قوس‌های آتشفشانی است که در اثر عملکرد سیالات ناشی از فرورانش بوجود می آیند (Rollinson, 1993; He et al., 2007; Peng et al., 2007).

همچنین آنومالی منفی Nb نشان‌دهنده ماگماهای مربوط به محیط‌های حاشیه فعال قاره‌ای است و می‌تواند در اثر آلودگی پوسته و سیالات آزادشده از لیتوسفر فرورونده به‌وجود آمده باشد (Aldanmaz et al., 2000).

همچنین عنصر Nb می‌تواند جانشین Ti در کانی اسفن شود، باقی‌ماندن چنین فاز دیرگدازی در ماگمای مادر، می‌تواند باعث آنومالی منفی این عنصر شود (Wilson, 1989). در نمودار شکل 7 آنومالی مثبت Sr و Eu با توجه به فراوانی فلدسپات در این سنگ‌ها، بیانگر این است که پلاژیوکلاز به‌عنوان یک کانی نگهدارنده عناصر فوق نتوانسته در فرآیند ذوب بخشی ناحیه منبع تشکیل‌دهنده ماگمای سنگ‌های منطقه پایدار بماند و در نتیجه ذوب آن، مقادیر زیادی از Sr و Eu را وارد ماگمای نهایی نموده و باعث ایجاد آنومالی مثبت این عناصر در نمودار عنکبوتی شده است. Foley و Wheller (1990) معتقدند که نمودارهای عنکبوتی توده‌های نفوذی مرتبط با فرورانش، دارای آنومالی منفی در عناصر Ti، Nb و Ba هستند.

عناصر ناسازگار Rb، Cs، Sr، Th و K در نمودار عنکبوتی غنی‌شدگی از خود نشان می‌دهند که به نظر وی مربوط به آب‌زدایی صفحه اقیانوسی فرورانده است که می‌تواند باعث ایجاد ماگمای کالک‌آلکالن شود.

Pearce (1983) معتقد است که در محیط‌های مرتبط با قوس، عناصر Rb، Sm، Sr، K، Ba، Th و Ce ممکن است متحرک شوند و غلظت آن‌ها افزایش یابد و از آن‌جا که عناصر LIL در پوسته قاره‌ای تمرکز یافته‌اند، ممکن است غلظت بالای آن‌ها در ماگما نشانگر آلایش پوسته‌ای نیز باشد. همچنین الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی توده‌های نفوذی این منطقه بر اساس داده‌های کندریت Nakamura (1974) نیز ترسیم شده است (شکل 8).

شکل 8- نمودار فراوانیREE توده‌های نفوذی منطقه بر اساس داده‌های Nakamura (1974)؛ نشانه‌ها مطابق شکل4

در این نمودار، شیب از سمت عناصر نادر خاکی سبک به سمت عناصر نادر خاکی سنگین، کم می‌شود و روند تفریق را نشان می‌دهند. به‌عبارتی در این نمودار، نمونه‌های توده‌های نفوذی منطقه یک غنی‌شدگی در LREE و یک تهی‌شدگی در HREE نشان می‌دهند که می‌تواند نشانگر این باشد که سنگ مادر ماگما، دارای گارنت و پیروکسن بوده که در ذوب شرکت نکرده و عناصر خاکی نادر سنگین را در گوشته دیرگداز نگه داشته‌اند(Rollinson, 1993) . غنی‌شدگی از عناصر LREE نسبت به HREE و مقدار کم Nb و Zr وابستگی این سنگ‌ها را به سری کالک‌آلکالن نشان می‌دهد (Nelson, 2004; Machado et al., 2005).

محیط زمین‌ساختی توده‌های نفوذی منطقه

برای تعیین محیط تکتونیکی سنگ‌هایی مانند گابرو، دیاباز و دیوریت، نمودارهای تشخیصی خاصی وجود ندارد. اما در سال‌های اخیر برخی محققین از نمودارهای تشخیصی محیط تکتونیکی ابداع شده برای بازالت‌ها، جهت تفسیر سنگ‌های گابرویی و دیابازی استفاده کرده‌اند که نتایج قابل قبولی را نیز به‌دست آورده‌اند (Franceschelli et al., 2003; Bonev and Stampli, 2009; Kharbish, 2010; Shafaii Moghadam et al., 2010).

بر اساس نمودار Th-Zr/117-Nb/16 از Wood (1980)، سنگ‌های نفوذی منطقه در محدوده کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند (شکل 9- الف). نمودار Th-Hf-Ta (عناصر HFS) به وسیله Wood (1980) پیشنهاد شده است. به‌منظور گسترش و مرکزی کردن محدوده‌های انواع بازالت‌ها، غلظت‌ها به ppm و به‌صورت Th، Hf/3 و Ta ترسیم می‌شوند. این نمودار انواع مختلف MORB را شناسایی می‌کند و برای شناسایی بازالت‌های قوس آتشفشانی مفید است. بر اساس این نمودار سنگ‌های نفوذی در محدوده قوس آتشفشانی قرار می‌گیرند (شکل 9- ب) (Kharbish, 2010).

در نمودار Zr-Nb-Y، برگرفته از Meschede (1986)، نیز سنگ‌های نفوذی در محدوده قوس آتشفشانی قرار می‌گیرند (شکل 9- ج)، (Bonev and Stampli, 2009).

برای تمایز کمان ماگمایی حاشیه فعال قاره‌ای از کمان ماگمایی جزایر قوسی، از نمودار Zr/Y-Zr برگرفته از Pearce (1983) استفاده شده است. همان‌طور که در شکل 9- د مشاهده می‌شود در این نمودار سنگ‌های نفوذی مطالعه‌شده در محدوده قوس قاره‌ای قرار می‌گیرند و به‌نظر می‌رسد که کمان ماگمایی سازنده سنگ‌های منطقه، ناشی از فرورانش یک پوسته اقیانوسی به زیر پوسته قاره‌ای بوده است (Franceschelli et al., 2003). انطباق داده‌های مربوط به توده‌های نفوذی با محدوده ترکیبی مشخص‌شده برای منطقه (محدوده بیضی‌شکل)، در همه این شکل‌ها ملاحظه می‌شود و می‌تواند نشانه منشأ مشترک برای آن‌ها باشد.

الف)	ب)

ج)	د)

شکل 9- الف و ب) تعیین موقعیت تکتونیکی توده‌های نفوذی منطقه بر اساس نمودارهای Wood (1980)، ج) تعیین موقعیت تکتونیکی توده‌های نفوذی منطقه بر اساس نمودار Meschede (1986) و د) بر اساس Pearc (1983)، نشانه‌ها مانند شکل 4 است. بیضی‌ها، میدان ترکیبی گدازه‌های منطقه که انطباق کامل با ترکیب توده‌های نفوذی دارند را نشان می‌دهد.

همچنین نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb، از Leat و همکاران (2004)، برای توده‌های نفوذی منطقه استفاده شده است (شکل 10). در این دیاگرام Yb به‌عنوان یک فاکتور به‌هنجار کننده برای Nb و Th عمل می‌کند. Th و Nb ضرایب جدایش مشابه در بلور و مذاب دارند (Leat et al., 2004) و Th در زون‌های فرورانش به ماگما اضافه می‌شود، اما مقدار Nb در ماگما کاهش می‌یابد. جهت فلش در این نمودار غنی‌شدگی در اثر سیالات مشتق شده از لیتوسفر فرورونده در زون‌های فرورانش را نشان می‌دهد. با توجه به اینکه نمونه‌های مورد مطالعه در این نمودار دارای روند عمودی هستند، احتمالاً تحت تأثیر محلول‌های آزادشده از لیتوسفر فرورو یا آلودگی پوسته‌ای قرار گرفته‌اند.

همچنین از نمودار Th/Yb-Ta/Yb برگرفته از Pearce (1983)، می‌توان برای تعیین سری ماگمایی، نوع قوس آتشفشانی و تشخیص ماهیت منشأ گوشته‌ای درگیر در ذوب استفاده کرد. بر اساس این نمودار، توده‌های نفوذی ممنطقه در محدوده کالک‌آلکالن و محیط قوس قاره‌ای قرار گرفته و منشأیی مرتبط با گوشته غنی‌شده ‌همراه با تأثیر سیالات زون فرورانش را نشان می‌دهند (شکل 11).


شکل 10- نموار Th/Yb-Nb/Yb جهت تشخیص منشأ توده‌های نفوذی منطقه (Leat et al., 2004). نشانه‌ها مطابق شکل 4 است.	شکل 11- نموار Th/Yb-Ta/Yb جهت تشخیص منشأ توده‌های نفوذی منطقه (Pearce, 1983). نشانه‌ها مطابق شکل 4 است.

نتیجه‌گیری

1- گدازه‌های منطقه مطالعه‌شده از نوع بازالت، آندزیت‌بازالتی و آندزیت هستند که به‌وسیله استوک‌ها و دایک‌های گابرویی، دیوریتی و تونالیتی قطع شده‌اند. گابروها بیش‌ترین حجم توده‌های نفوذی را به‌خود اختصاص می‌دهند و بر اساس مطالعات میکروسکوپی از کانی‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین تشکیل شده‌اند و توده‌های فلسیک‌تر شامل کانی‌های تیره آبدار بیوتیت و هورنبلند هستند و بافت غالب این سنگ‌ها پورفیروئیدی و اینترگرانولار است. همچنین از بافت‌های موجود در بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن می‌توان به بافت غربالی، افیتیک و ساب افیتیک اشاره کرد که می توانند شاهدی بر توقف ماگما در اعماق کم‌تر باشد.

2- بررسی شواهد صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمی در سنگ‌های آتشفشانی و توده‌های نفوذی و همچنین وابستگی مکانی این سنگ‌ها، این احتمال را که سری‌های آتشفشانی و نفوذی از نظر ماگمایی، خاستگاه زمین‌ساختی یکسان داشته باشند، تقویت می‌کند.

3- بر اساس نمودارهای ژئوشیمیایی استفاده شده، ترکیب سنگ‌شناسی توده‌های نفوذی منطقه در محدوده گابرو و دیوریت و جزو سری کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند. با توجه به نمودارهای تشخیصی محیط تکتونیکی، این سنگ‌ها در محدوده قوس قاره‌ای قرار می‌گیرند و به‌نظر می‌رسد که کمان ماگمایی سازنده سنگ‌های منطقه، ناشی از فرورانش یک پوسته اقیانوسی به زیر پوسته قاره‌ای بوده است. انطباق ترکیبی داده‌های مربوط به توده‌های نفوذی منطقه و گدازه‌ها در نمودارهای مختلف نیز می‌تواند نشان‌دهنده منشأ مشترک این دو گروه سنگی در منطقه باشد.

4- در نمودارهای عنکبوتی، سنگ‌های منطقه از LILE غنی‌شده و از عناصر HFS تهی‌شده‌اند که این وضعیت، شاخص سنگ‌های آتشفشانی وابسته به قوس آتشفشانی است. از طرفی بی‌هنجاری منفی عناصر Nb، Ti و P و غنی‌شدگی از عناصر گروه LILE می‌تواند نشانگر شکل‌گیری سنگ‌ها در منطقه فرورانش باشد و دلیلی بر منشأ گرفتن ماگمای به‌وجود آورنده این سنگ‌ها از یک گوشته غنی‌شده، در بالای یک زون فرورانش باشد.

5- الگوهای فراوانی عناصر نادر خاکی در سنگ‌های نفوذی منطقه، یک غنی‌شدگی از عناصر LREE نسبت به عناصر HREE را نشان‌داده که می‌تواند به‌دلیل وجود گارنت و پیروکسن در منشأ گوشته‌ای ماگماها باشد و همچنین مقادیر پایین Nb، Ti و Zr وابستگی این سنگ‌ها را به سری‌های کالک‌آلکالن نشان می‌دهد. همچنین با توجه به موازی بودن روند مربوط به نمونه‌های گابرویی و دیوریتی، می‌توان به ‌هم‌منشأ بودن آن‌ها پی‌برد.

6- بر اساس نمودارهای ژئوشیمیایی، ماگمای مولد توده‌های نفوذی منطقه، احتمالاً محصول ذوب بخشی یک گوشته لیتوسفری است که خود در اثر تماس با سیالات مشتق شده از پوسته اقیانوسی فرورونده از عناصر کمیاب غنی شده است.

مراجع

افشاریان زاده، ن. و اعتمادی، ع. (1371)، نقشه زمین‌شناسی 100000/1 بردسیر، سازمان زمین‌شناسی کشور.

سجادی نسب، م. (1381) پتروگرافی و پترولوژی توده گرانیتوئیدی سنگ صیاد بردسیر کرمان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی تهران، تهران، ایران.

فاتحی، ح. (1390) پتروگرافی، ژئوشیمی و پتروژنز سنگ‌های آذرین ائوسن دره زارچوئیه (جنوب‌شرق بردسیر- کرمان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران.

محمدی، م. (1386) پترولوژی و بررسی محیط تشکیل سنگ‌های آتشفشانی و آتشفشانی رسوبی مجموعه سنگ صیاد در جنوب‌شرق شهرستان بردسیر (استان کرمان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., 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: 67-97.

Bonev, N. and Stampli, G. (2009) Gabbro, plagiogranite and associated dykes in the supra-subduction zone Evros Ophiolites, NE Greece. Geological Magazine 146: 72-91.

Cox., K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George, Allen and Unwine London, London.

Dimitrijevic, M. (1973) Geology of Kerman region. (Iran Geological Survey Report No. Yu/52) Institute for Geological and Mining Exploration and Institution of Nuclear and Other Mineral Raw Materials, Beograd-Yugoslavia.

Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signatures of island arc volcanics and continental potassic igneous rocks: the role of residual titanites. Chemical Geology 85: 1-18.

Gioncada, A., Mazzuoil, R., Bisson, M. and Pareschi, M. T. (2003) Petrology of volcanic products younger than 42 Ka on the Liapari- Volcano complex (Aeolian Island, Italy): an example of volcanism controlled by tectonics. Journal of volcanology and geothermal Research 122: 191-220.

Gourgaud, A. and Vincent, P. M. (2003) Petrology of two continental alkaline intraplate series at Emi Koussi volcano, Tibesti, Chad. Journal of volcanology and geothermal Research 129: 261-290.

He, Y., Zhao, C., Sun, M. and Wild, S. A. (2007) Geochemistry, isotope systematics and petrogenesis of the volcanic rocks in the Zongtiao Mountain: An alternative interpretation for the evolution of the southern margin of the North China. Lithos 102: 158-178.

Kharbish, S. (2010) Geochemistry and magmatic setting of Wadi El-Markh island arc gabbro-diorite central-Eastern Desert, Egypt. Chemic der Erde 70: 257-266.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming mineral. American Mineralogist 68: 227-279.

Leat, P. T., Pearce, J. A., Barker, P. F., Millar, I. L., Barry, T. L. and Larter, R. D. (2004) Magma genesis and mantle flow at a subduction slab edge: The South Sandwich arc-basin system. Earth and Planetary Science Letters 227: 17-35.

Macdonald, R., Hawakesworth, C. J. and Heath, E. (2000) The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth-Science Reviews 49: 1-76.

Machado A., Lima E. F., Chemale J. F., Morta, D., Oteiza, O., Almeida, D. P. M., Figueiredo, A. M. G., Alexandre, F. M. and Urrutia J. L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in the South Shetland arc, Antarctica. Journal of Earth Science 18: 407-425.

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y Diagram. Chemical Geology 56: 207-218.

Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2000) Dextral transpression in late Cretaceous continental collision, Sanandaj-Sirjan zone, Western Iran. Journal of Structural Geology 22: 1125-1139.

Morata, D. and Aguirre, L. (2003) Extensional lower Cretaceous volcanism in the Coastal Range (29 20-30 S), Chile: geochemistry and petrogenesis. Journal of South America Earth Sciences 16: 459-476.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chonderite. Geochemica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.

Nelson, S. A. (2004) Magmatic Differentiation, Chemical variations in rock suites. Tulan University New Orleans, Louisiana, United States.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J. (Eds.): Continental basalts and mantle xenoliths. Nantwich 20: 230-249.

Peng, T., Wang, Y., Zhao, G., Fan, W. and Peng, B. (2007) Arc-like volcanic rocks from the Southern Lancangtion Zone, SW china: Geochronological and geochemical constraint on their petrogenesis and tectonic implication. Lithos 102: 358-373.

Rickwood, P. C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos 22: 247-264.

Rollinson, H. (1993) Using Geochemical data: Evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.

Sakuyama, M. (1979) Evidence of magma mixing: Petrological study of Shirouma-Oike calc-alkaline andesite volcano, Japan. Journal of Volcanology and Geothermal Research 5: 179-208.

Shafaii Moghadam, H., Robert, J., Stern and Rahgoshay, M. (2010) The Dehshir ophiolite (central Iran): Geochemical Constrain on the origin and evolution of the Inner Zagros ophiolite belt. Geological Soceity of America Bulletin 122: 1516-1547.

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

Franceschelli, M., Cruciani, G., Puxeddu, M. and Utzeri, D. (2003) Pre-Variscan metagabbro from NW Sardinia, Italy: evidence of an enriched asthenospheric mantle source for continental alkali basalts. Journal of Geology 38: 145-159.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Unwin Hyman London, London.

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to estabilishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,073

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,234

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

ژئوشیمی و جایگاه زمین‌ساختی توده‌های نفوذی درّه زارچوئیه (جنوب‌شرق بردسیر، کرمان)