تعداد نشریات | 43 |
تعداد شمارهها | 1,658 |
تعداد مقالات | 13,563 |
تعداد مشاهده مقاله | 31,154,542 |
تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,272,505 |
سنگ شناسی، زمین شیمی و محیط تکتونوماگمایی توده گرانیتوئیدی زاجکان (زیرپهنه طارم- هشتجین، باختر قزوین) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
پترولوژی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مقاله 4، دوره 10، شماره 3 - شماره پیاپی 39، آذر 1398، صفحه 79-100 اصل مقاله (2.48 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2020.118649.1147 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
امیر عباس سید قراعینی1؛ میر علی اصغر مختاری* 2؛ حسین کوهستانی3 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
1گروه زمسن شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
2زنجان، دانشگاه زنجان، دانشکده علوم، گروه زمین شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
3گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
منطقه زاجکان بهعنوان بخشی از کمربند ماگمایی طارم- هشتجین، دربرگیرنده تودههای گرانیتوئیدی است که به داخل سنگهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن نفوذ کردهاند. واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن متشکل از تناوب توف و گدازههای اسیدی و حدواسط میباشند. مطالعات سنگشناسی بیانگر ترکیب گابرو، پیروکسن کوارتز مونزودیوریت، پیروکسن کوارتز مونزونیت و گرانودیوریت برای تودههای گرانیتوئیدی است. این سنگها دارای ماهیت کالکآلکالن پتاسیم بالا بوده و در شمار گرانیتهای نوع I متاآلومین قرار میگیرند. در نمودارهای بهنجارشده عناصر کمیاب، این تودهها از الگوی مشابهی برخوردار هستند که میتواند بیانگر ارتباط ژنتیکی آنها باشد. این نمودارها یک الگوی غنی از LILE همراه با بیهنجاری منفی عناصر HFSE را نشان میدهند. الگوی عناصر کمیاب خاکی بهنجارشده نسبت به کندریت نشانگر یک الگوی نسبتاً پرشیب غنی از LREE با نسبت بالای LREE/HREE بوده و نسبت (La/Yb)n در آنها بین 1/9-1/6 است. مجموعه اطلاعات حاصل از مطالعات صحرایی، سنگشناختی، زمینشیمی و نمودارهای تمایز محیطهای زمینساختی بیانگر اینست که توده-های نفوذی منطقه زاجکان در ارتباط با یک گوشته لیتوسفری غنیشده مرتبط با فرورانش بوده و احتمالاً در یک محیط پس از برخورد تشکیل شدهاند. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
زمینشیمی؛ گرانیتوئید؛ زاجکان؛ طارم- هشتجین؛ قزوین | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
منطقة زاجکان در نزدیک به 40 کیلومتری شمال ابهر و 65 کیلومتری باختر قزوین جای دارد و بخشی از پهنة البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) در زیرپهنة ماگمایی- فلززایی طارم- هشتجین (Hajalilou, 1999; Ghorbani, 2013) است. همانند بسیاری از بخشهای پهنة البرز- آذربایجان، در این منطقه نیز در پی رویداد کوهزایی آلپی، سنگهای آذرین بیرونی، نیمهدرونی و درونی گوناگونی از ائوسن تا الیگوسن پدید آمدهاند. این سنگهای آذرین ارتباط فضایی و مکانی نزدیکی با کانهزاییهای فلزی آهن، مس، سرب- روی و طلا دارند. تا کنون بررسیهای بسیاری روی کانهزاییهای فلزی در بخشهای گوناگون زیرپهنة طارم- هشتجین انجام شدهاند (Rahmani et al., 2004; Mehrabi et al., 2009, 2016; Khanmohammadi et al., 2010; Bazargani Guilani and Parchekani, 2010; Ghasemi Siani, 2014; Nabatian et al., 2014a; Hosseinzadeh et al., 2015, 2016; Esmaeli et al., 2015; Mokhtari et al., 2016; Kouhestani et al., 2018, 2019). بررسیهای انجامشده روی تودههای آذرین درونی نیز بیشتر به پدیدههای سنگشناسی و زمینشیمیایی تودههای گرانیتوییدی بزرگ همراه با کانهزاییهای در این زیرپهنة پرداختهاند (Moayyed, 2001; Naderi, 2011; Nazari Nia et al., 2014; Nabatian et al., 2014b; Aghazadeh et al., 2015; Nabatian et al., 2016a, b; Saiedi et al., 2018; Yasami et al., 2018). منطقة زاجکان در کرانة جنوبخاوریِ پهنة طارم- هشتجین (شکل 1- A)، دربردارندة توالی آتشفشانی- رسوبی ائوسن (همارز سازند کرج) است که با تودههای آذرین درونی به سن ائوسن بالایی (Hosseini et al., 2016) قطع شدهاند.
شکل 1 - A) جایگاه منطقة زاجکان روی نقشة ساختاری سادهشدة ایران (Ramezani and Tucker, 2003)؛ B) نقشة زمینشناسی منطقة زاجکان با مقیاس 1:20000
برپایة نقشة 1:100000 زمینشناسی ابهر (Hosseini et al., 2016)، این تودهها ترکیب سنگشناختی میکرومونزودیوریت و میکروگرانیت دارند. با اینکه این توده با کانهزاییهای سرب- روی- مس منطقه ارتباط فضایی نزدیکی دارد (Kouhestani et al., 2019)، اما تا کنون بررسی علمی دقیقی روی ویژگیهای زمینشیمیایی و سنگشناسی آنها انجام نشده است؛ ازاینرو، در این نوشتار ویژگیهای سنگشناختی، زمینشیمیایی و پهنة زمینساختی پیدایش ماگمایی تودة آذرین درونی زاجکان بررسی شدهاند. این بررسیها در شناسایی وابستگی کانهزاییهای سرب- روی- مس منطقه با تودههای آذرین درونی اهمیت دارند. گفتنی است تهیة نقشههای زمینشناسی با مقیاس 1:250000 زنجان (Stöcklin and Eftekharnezhad, 1969) و 1:100000 ابهر (Hosseini et al., 2016)، بررسیهای پژوهشی روی کانهزایی سرب- روی- مس زاجکان (Kouhestani et al., 2019) و همچنین، فعالیتهای اکتشافیِ شرکت رویگداز زنجان دربارة پیجویی سرب- روی- مس در منطقه از بررسیهای پیشین در این منطقه هستند.
روش انجام پژوهش این پژوهش در دو بخش بررسیهای صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده است. در بخش بررسیهای صحرایی به شناسایی فازهای گوناگون تودة آذرین درونی زاجکان و نمونهگیری از آنها برای بررسیهای آزمایشگاهی پرداخته شد. در این راستا، افزونبر انجام بررسیهای صحرایی و تهیه نقشة زمینشناسی با مقیاس 1:20000، بیشتر از 45 نمونه برداشت شدند که از میان آنها شمار 24 مقطع نازک برای بررسیهای سنگشناختی ساخته شد. نامهای اختصاری کانیها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند. گزینش نمونههای صحرایی برپایة تغییرات رنگ، بافت و ترکیب سنگشناسی واحدهای گوناگون است و تا جای ممکن نمونههای با کمترین نشانههای دگرسانی برگزیده شدند. پس از بررسیهای میکروسکوپی، شمار 10 نمونه از سالمترین نمونههایِ فازهای گوناگون تودة آذرین درونی برگزیده شدند. نمونهها نخست با خردکننده فولادی تا اندازه نزدیک به 5 مش خردایش شدند و سپس با آسیاب تنگستنکاربید به مدت 2 دقیقه تا اندازة نزدیک به 200 مش پودر شدند. پس از پودرکردن هر نمونه، ماسههای کوارتزی آسیاب شدند تا میزان آلودگی به کمترین برسد. سپس، میزان 20 گرم از پودر نمونهها برای برای بررسی فراوانی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به روشهای XRF و ICP-MS به شرکت زرآزما در تهران فرستاده شدند. برای تجزیه به روش XRF برای عنصرهای اصلی، قرصی از نمونههای پودرشده ساخته شد. برای بهدستآوردن میزان عنصرهای خاکی کمیاب به روش ICP-MS نیز نزدیک به 2/0 گرم از هر نمونه در لیتیممتابرات/تترابرات ذوب و سپس در اسیدنیتریک حل شدند. میزان دقت برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب میان 3 تا 5 درصد بوده است. مقدار LOI نمونهها با نگهداری پودر سنگها در دمای 1000 درجه سانتیگراد به مدت 2 ساعت بهدست آمد.
زمینشناسی منطقة زاجکان بخش کوچکی از ورقة زمینشناسی 1:100000 ابهر (Hosseini et al., 2016) است. برپایة نقشة یادشده و برپایة بررسیهای صحرایی انجامشده، واحدهای سنگی رخنمونیافته در این منطقه، مجموعهای از سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن هستند. این سنگها از قدیم به جدید، گدازهها و توفهای ریوداسیتی، آندزیتداسیتی و ایگنیمبریتها و کریستالتوفهای اسیدی همراه با میانلایههای آندزیت، بازالت و تراکیآندزیت و تناوب ماسهسنگهای توفی، توف ماسهای، لاپیلیتوف، کنگلومرا و برشتوفی حد واسط بههمراه میانلایههای گدازههای آندزیتی، تراکیآندزیتی و بازالتهای آندزیتی و الیوینبازالت هستند. برپایة نقشة زمینشناسی 1:20000 منطقة بررسیشده (شکل 1)، واحدهای سنگی در این منطقه دربردارندة واحدهای آتشفشانی- رسوبی (Etv1، Etv2 و Ev1) بههمراه یک گنبد داسیتی (da) و چندین رخنمون تودة آذرین درونی با ترکیب کلی گابرو، پیروکسنکوارتزمونزودیوریت، کوارتز مونزونیت و گرانودیوریت (qmz) هستند. واحد Etv1: این واحد دربردارندة تناوب لایههای توفی اسیدی (کریستالتوف، لیتیککریستالتوف و لیتیکتوف) همراه با گدازههای داسیتی- ریوداسیتی و گاه ایگنمبریت است که بخش بزرگی از منطقه بررسیشده در بخش شمالی آن را دربر گرفته است (شکلهای 1 و 2).
شکل 2- نمایی از واحد Etv1 که با تودة گرانیتوییدی زاجکان در آن نفوذ کرده است و خود بهصورت همشیب با واحد Etv2 پوشیده شده است (دید رو به باختر)
روند عمومی این واحد، باختری- خاوری با شیب نزدیک به 65- 40 درجه و رو به جنوب است. تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz) درون این واحد نفوذ کرده است و در مرز همبری با تودة آذرین درونی، نشانههای دگرسانی گرمابی بهصورت آرژیلیکیشدن گسترده در این سنگها دیده میشود. شدت دگرسانی آرژیلیکی در بخشهای خاوری به اندازهای پیشرفته است که پهنة دگرسانی یادشده برای خاک صنعتی (کائولن) در حال بهرهبرداری است. این واحد سنگی بهسوی بالا با واحد Etv2 بهصورت همشیب پوشیده شده است (شکل 3). واحد Etv2: این واحد دربردارندة تناوب ماسهسنگ توفی، توف ماسهای، لاپیلیتوف، لیتیکتوف و توفبرش با میانلایههای محدود از گدازههای آندزیتی و بازالت آندزیتی است که بخشهای جنوبی منطقه را دربر گرفتهاند (شکلهای 1 و 3). روند عمومی این واحد باختری- خاوری با شیب نزدیک به 50- 35 درجه رو به جنوب است و بهصورت همشیب روی واحد Etv1 جای میگیرد (شکل 3). واحد Ev1: بخشهای گدازهای واحد Etv2 در برخی بخشها ستبرای چشمگیری دارد و بهعنوان واحد جداگانهای شناخته میشود. این سنگها که بیشتر ترکیب آندزیت، مگاپورفیریتیکآندزیت و بازالتآندزیتی دارند، با نام واحد Ev1 در نقشة 1:20000 منطقه نشان داده شدهاند (شکلهای 1 و 4). ستبرای واحدهای گدازهای یادشده گاه به نزدیک به 20 متر میرسد.
شکل 3- نمایی از واحد Etv2 که بهصورت همشیب روی واحد Etv1 جای گرفته است (دید رو به جنوبباختری)
شکل 4- نمایی از واحد Ev1 که درون توالی واحد Etv2 جای گرفته است (دید رو به جنوب)
گنبد داسیتی (da): در بخش مرکزی تا خاوری منطقة بررسیشده و در جنوب تودة گرانیتوییدی زاجکان، یک تودة داسیتی با ساختار گنبدیشکل در مرز میان واحدهای Etv1 و Etv2 خودنمایی میکند (شکلهای 1 و 5- A). توده داسیتی یادشده شکستگیهای دیاکلازی مشخصی دارد. تودة داسیتی بیضوی شکل است و درازای آن راستای خاوری- باختری نشان میدهد. تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz): در شمال و باختر روستای زاجکان، تودة گرانیتوییدی درون توالی آتشفشانی- رسوبی واحد Etv1 و در هستة تاقدیس زاجکان رخنمون دارد (شکلهای 1 و 5- B). این تودة گرانیتوییدی بهصورت چند رخنمون جداگانه در منطقه دیده میشود (شکل 1)؛ اما در نقشة 1:100،000 ابهر (Hosseini et al., 2016) بهصورت یک توده نمایش داده شده است. بررسیهای صحرایی نشان میدهند این توده ترکیب سنگشناسی متنوعی دارد؛ بهگونهایکه از باختر بهسوی خاور، ترکیب گابرو، پیروکسنکوارتزمونزودیوریت تا پیروکسنکوارتزمونزونیت و گرانودیوریت نشان میدهد. بخشهای باختری بهصورت ارتفاعات بلند است و بافت میکروگرانولار دارند؛ اما بخش خاوری در ارتفاعات پایین رخنمون دارد و بافتهای پورفیری تا پورفیروییدی و گرانولار نشان میدهد. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در برخی بخشها درون این توده دیده میشوند. بخش گرانودیوریتی دچار دگرسانی شده است و رگة کوارتزی با کانهزایی سرب- روی درون آن (شمال روستای زاجکان) پدید آمده است. همچنین، درون بخش پیروکسن کوارتزمونزودیوریتی (بخش شمالی توده) نیز رگة کوارتزی با کانهزایی سرب- روی دیده میشود. تودة پیروکسنکوارتزمونزونیتی بافت پورفیری و پورفیروییدی با فنوکریستهای درشت دارد؛ اما دگرسانی شاخص و رگههای کوارتزی کانهدار ندارد.
شکل 5- A) نمایی از گنبد داسیتی (da) در مرز میان واحدهای Etv1 و Etv2 (دید رو به خاور)؛ B) دورنمایی از تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz) درون واحدهای آتشفشانی- رسوبی (دید رو به شمال)
سنگشناسی تودههای آذرین درونی - گابرو این سنگها در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره با بافت دانهای دیده میشوند و در مقایسه با دیگر گروههای سنگی، رنگ تیرهتری دارند. در مقیاس میکروسکوپی، بافت اصلی سنگ گرانولار است و بافتهای افیتیک و سابافیتیک و پوییکلیتیک در این سنگها دیده میشوند. از دیدگاه کانیشناسی، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسنهای اکتینولیتیشده از کانیهای اصلی و آلکالیفلدسپار، کوارتز، کانیهای کدر و آپاتیت از کانیهای فرعی این سنگها به شمار میروند. سریسیت، اکتینولیت و کانیهای کدر در پی دگرسانی کانیهای نخستین پدید آمدهاند. پلاژیوکلازها بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار با ماکل نواری دیده میشوند (شکل 6- A) و برخی از آنها منطقهبندی نشان میدهند. در برخی بلورها دگرسانی ضعیف سریسیتی دیده میشود. در برخی بلورها، میانبارهایی از کانیهای کدر، پیروکسن و آپاتیت بافت پوییکیلیتیک را پدید آوردهاند. اندازة بلورهای پلاژیوکلاز تا 4 میلیمتر نیز میرسد. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگها نزدیک به 65 درصدحجمی است. کلینوپیروکسنها بیشتر بهصورت بلورهای نیمهشکلدار هستند و با درجات مختلف به اکتینولیت دگرسان شدهاند (شکل 6- B). در پی دگرسانی به اکتینولیت، کانیهای کدر نیز پدید آمدهاند. برخی بلورهای کلینوپیروکسن میانبارهایی از پلاژیوکلاز دارند و این ویژگی بافت افیتیک را پدید آورده است (شکل 6- C). اندازة پیروکسنها تا 2 میلیمتر نیز میرسد و فراوانی بلورهای آنها نزدیک به 30 درصدحجمی است. کوارتز و آلکالیفلدسپار بهصورت بلورهای کوچک و بیشکل در میان پلاژیوکلازها و پیروکسنها دیده میشوند و فراوانی آنها در مجموع از 3 درصدحجمی کمتر است.
شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (در نور عبوری پلاریزه متقاطع یا XPL) از کانیها و بافت تودههای آذرین درونیِ منطقة زاجکان: A) تجمع بلورهای پلاژیوکلاز بههمراه کلینوپیروکسن با بافت گرانولار در گابروها؛ B) بلورهای کلینوپیروکسن جایگزینشده با اکتینولیت در کنار پلاژیوکلازها در گابروها. میانبار کلینوپیروکسن درون پلاژیوکلاز دیده میشود؛ C) میانبارهای پلاژیوکلاز درون بلورهای کلینوپیروکسن و پیدایش بافت افیتیک در گابروها؛ D) بلور درشت پلاژیوکلاز با منطقهبندی و با بخش مرکزی با منطقهبندی و ویژگیهای نوری متفاوت نسبت به حاشیه در پیروکسنکوارتزمونزودیوریت؛ E) میانبارهای پلاژیوکلاز درون بلورهای کلینوپیروکسن و پیدایش بافت افیتیک در پیروکسنکوارتزمونزودیوریت؛ F) همرشدی کوارتز و آلکالیفلدسپار و پیدایش بافت گرافیک در پیروکسنکوارتزمونزودیوریت؛ G) بلور درشت پلاژیوکلاز در میان بلورهای کوچکترِ آلکالیفلدسپار و کلینوپیروکسن اکتینولیتیشده در پیروکسنکوارتزمونزونیت؛ H) کانیهای مافیک جانشینشده با اکتینولیت بههمراه بلورهای پلاژیوکلاز در زمینة دانهریز کوارتز- فلدسپار در گرانودیوریتها؛ I) بلورهای درشت پلاژیوکلاز با دگرسانی سریسیتی در گرانودیوریتها. بلورهای ریز و بیشکل کوارتز در فضای میان آنها دیده میشوند (Act: اکتینولیت؛ Afs: آلکالیفلدسپار؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Graphic: بافت گرافیکی؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Qz: کوارتز؛ Ser: سریسیت)
- پیروکسنکوارتزمونزودیوریت این سنگها در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره و با بافت دانهای ریزبلور دیده میشوند. در مقایسه با گابروها، این سنگها رنگ کمابیش روشنتری دارند و ریزبلور هستند. در مقیاس میکروسکوپی، این سنگها بافتهای گرانولار ریزبلور تا پورفیروییدی نشان میدهند. بافتهای افیتیک و سابافیتیک، پوییکیلیتیک، گرافیکی و غربالی نیز در این سنگها دیده میشوند. بهترتیب فراوانی، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، کواتز و آلکالیفلدسپار از کانیهای اصلی هستند. بیوتیتهای کلریتیشده، کانیهای کدر، آپاتیت و زیرکن نیز از کانیهای فرعی شمرده میشوند. همچنین، اکتینولیت، سریسیت، کانیهای رسی، کلریت و کانیهای کدر از شمار کانیهای ثانویه هستند. پلاژیوکلازها که فراوانترین کانی در این سنگها هستند، بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار دیده میشوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز منطقهبندی دارند. اندازة بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز تا 5/2 میلیمتر میرسد؛ اما در نمونههای با بافت پورفیروییدی، اندازة آنها به 6 میلیمتر نیز میرسد. برخی بلورهای پلاژیوکلاز میانبارهایی از کانی کدر و پیروکسن دارند و ازاینرو، بافت پوییکلیتیک نشان میدهند. درون برخی بلورهای پلاژیوکلاز با منطقهبندی، بقایایی از پلاژیوکلازهای قدیمی دیده میشوند (شکل 6- D) که گمان میرود ترکیب متفاوتتری نسبت به بخش حاشیهای دارند. بلورهای پلاژیوکلاز با درجات مختلف به کانیهای رسی و سریسیت دگرسان شدهاند. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگها نزدیک به 55 تا 60 درصدحجمی است. کلینوپیروکسن بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار دیده میشوند و اندازة آنها تا 3 میلیمتر میرسد. بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن به اکتینولیت دگرسان شدهاند. در پی این دگرسانی، کانیهای کدر نیز پدید آمدهاند. بقایای پیروکسن درون برخی اکتینولیتها دیده میشوند. برخی بلورهای درشت کلینوپیروکسن میانبارهایی از پلاژیوکلاز دارند و ازاینرو، بافت افیتیک و سابافیتیک نشان میدهند (شکل 6- E). برخی بلورهای درشت کلینوپیروکسن ماکل نواری دارند. در کل، پیروکسنهای سالم و اکتینولیتیشده نزدیک به 25 درصدحجمی از کل سنگ را دربر میگیرند. کوارتز و آلکالیفلدسپار بهصورت بلورهای کوچک بیشکل در زمینة سنگ و در فضای میان بلورهای درشت پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن دیده میشوند. فراوانی هر کدام از آنها نزدیک به 5 تا 7 درصدحجمی است. اندازة بلورهای کوارتز و آلکالیفلدسپار از یک میلیمتر کمتر است. در پی همرشدی کوارتز و آلکالیفلدسپار، در برخی نمونهها بافت گرافیکی پدید آمده است (شکل 6- F). معمولاً بافت گرافیکی پیامد تبلور همزمان کوارتز و آلکالیفلدسپار در نقطه اوتکتیک دانسته میشود. به باور Shelly (1993)، پیدایش بافت گرافیکی پیامد فشار بخار آب بالا هنگام تبلور است. بلورهای ورقهای بیوتیت با اندازة کمتر از یک میلیمتر و با فراوانی کمتر از 3 درصدحجمی در میان دیگر کانیها دیده میشوند. برخی از آنها تا اندازهای با کلریت جانشین شدهاند.
- پیروکسنکوارتزمونزونیت این سنگها در نمونة دستی بافت پورفیری تا پورفیروییدی با درشتبلورهای فلدسپار دارند و به رنگ خاکستری دیده میشوند. بافت این سنگها بیشتر پورفیروییدی تا گرانولار است. پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار، کلینوپیروکسنهای اکتینولیتیشده و کوارتز از کانیهای اصلی و بیوتیت، کانیهای کدر، آپاتیت و زیرکن از کانیهای فرعی آنها هستند. سریسیت، کانیهای رسی، اکتینولیت، کلریت، کانیهای کدر و رگچههای کلسیت و اپیدوت نیز از کانیهای ثانویه بهشمار میروند. پلاژیوکلاز بهصورت بلورهای درشت شکلدار تا نیمهشکلدار دیده میشود (شکل 6- G). اندازة بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر تا 3 میلیمتر میرسد؛ اما بلورهایی به اندازة یک سانتیمتر نیز دیده میشوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز به دگرسانی ضعیفی به سریسیت، آن هم بیشتر در حاشیه بلور، دچار شدهاند. شماری از بلورهای پلاژیوکلاز منطقهبندی و برخی دیگر از آنها میانبارهایی از کانیهای کدر، کلینوپیروکسنهای اکتینولیتیشده، آپاتیت و حتی زیرکن دارند. فراوانی پلاژیوکلازها نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی است. آلکالیفلدسپارها بیشتر بهصورت بلورهای کوچک نیمهشکلدار در زمینة سنگ دیده میشوند (شکل 6- G) و اندازة آنها تا یک میلیمتر نیز میرسد. این کانیها با درجههای مختلفی به کانیهای رسی دگرسان شدهاند. فراوانی بلورهای آلکالیفلدسپار نزدیک به 35 درصدحجمی است. کلینوپیروکسنها بهصورت بلورهای نیمهشکلدار با فراوانی نزدیک به 15 درصدحجمی در میان فلدسپارها دیده میشوند. اندازة بلورهای کلینوپیروکسن تا 5/1 میلیمتر میرسد. کلینوپیروکسنها با درجات شدیدی به اکتینولیت و گاه به کلریت دگرسان شدهاند و بهندرت بقایای پیروکسن سالم در آنها دیده میشود. کوارتز بهصورت بلورهای کوچک و بیشکل در زمینة سنگ و در همراهی با آلکالیفلدسپار در فضای میان دیگر کانیها جای گرفته است (شکل 6- G). اندازة بلورهای کوارتز از یک میلیمتر کمتر است و فراوانی آنها به نزدیک به 10 درصدحجمی میرسد. بیوتیت با فراوانی نزدیک به 2 درصدحجمی بهصورت بلورهای ورقهای در اندازة کمتر از 5/0 میلیمتر در میان دیگر کانیها دیده میشود.
- گرانودیوریت این سنگها در نمونة دستی با بافت پورفیری تا گرانولار درشتبلور با رنگ خاکستری روشن دیده میشوند. نشانههایی از دگرسانی با درجات مختلف در نمونة دستی دیده میشوند. این سنگها بافت پورفیری تا پورفیروییدی و گرانولار دارند (شکلهای 6- H و 6- I) و از کانیهای پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار، کوارتز، کانیهای مافیک کلریتی- اپیدوتی و اکتینولیتیشده ساخته شدهاند. کانیهای کدر، آپاتیت و زیرکن از کانیهای فرعی در این سنگها هستند. سریسیت، کانیهای رسی، کلریت، اکتینولیت، اپیدوت و کانیهای کدر نیز بهصورت ثانویه در این سنگها پدید آمدهاند. پلاژیوکلازها بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار دیده میشوند و دگرسانی به سریسیت، کانیهای رسی و گاه اپیدوت بهفراوانی در آنها دیده میشود (شکل 6- I). در برخی بلورهای پلاژیوکلاز، منطقهبندی آشکاری دیده میشود. اندازة بلورهای پلاژیوکلاز تا 6 میلیمتر میرسد. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگها نزدیک به 40 درصدحجمی است. آلکالیفلدسپارها بیشتر بهصورت بلورهای نیمهشکلدار تا بیشکل با دگرسانی به کانیهای رسی در زمینة سنگ جای گرفتهاند (شکلهای 6- H و 6- I). اندازة بلورهای آلکالیفلدسپار از یک میلیمتر کمتر است و فراوانی آنها از 25 درصدحجمی کمتر است. کواتز بهصورت بلورهای ریز و بیشکل زمینة سنگ را پوشش داده است (شکلهای 6- H و 6- I). اندازة بلورهای کوارتز از یک میلیمتر کمتر است. گاه بلورهای کمابیش درشت کوارتز بهصورت گردشده دیده میشوند و اندازة آنها تا 2 میلیمتر است. فراوانی کوارتز در این سنگها تا نزدیک به 20 درصدحجمی نیز میرسد. کانیهای مافیک نخستین سنگ بهطور کامل با مجموعه اکتینولیت- کلریت و کانیهای کدر جانشین شدهاند (شکل 6- H). این کانیها در کل فراوانی نزدیک به 15 درصدحجمی دارند و گمان میرود پیامد دگرسانی هورنبلند باشند. اپیدوت بهصورت بلورهای شکلدار کوچک با برجستگی بالا و با فراوانی کم در زمینة دانهریز سنگ پراکنده است.
زمینشیمی برای بررسیهای زمینشیمیایی فازهای گوناگون تودة گرانیتوییدی زاجکان، شمار 10 نمونه از این توده (5 نمونه از توده پیروکسنکوارتزمونزودیوریت، 3 نمونه از توده پیروکسنکوارتزمونزونیت، یک نمونه از تودة گابرویی و یک نمونه از تودة گرانودیوریتی) به روشهای XRF و ICP–MS در آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران تجزیه شدند (جدول 1).
جدول 1- دادههای تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی یا wt%) و عنصرهای کمیاب (برپایة گرم در تن یا ppm) در نمونههای تودة گرانیتوییدی زاجکان (gb: گابرو؛ qmzd: پیروکسنکوارتزمونزودیوریت؛ qmz: پیروکسنکوارتزمونزونیت؛ gd: گرانودیوریت)
برپایة نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O، سنگهای منطقه در گسترة گابرو، مونزونیت، گرانودیوریت و سیونودیوریت جای میگیرند (شکل 7- A). از سوی دیگر، این نمودار نشان میدهد بیشتر نمونههای برداشتشده از منطقه، در مرز میان سری آلکالن و سابآلکالن هستند. در نمودار AFM نیز همة نمونهها در گسترة کالکآلکالن جای میگیرند (شکل 7- B). برپایة نمودار SiO2 دربرابر K2O، نمونههای تودههای بررسیشده در گسترة کالکآلکالن پتاسیم متوسط تا بالا جای میگیرند (شکل 7- C). برپایة نمودار Co دربرابر Th نیز بیشتر نمونههای بررسیشده در گسترة کالکآلکالن پتاسیمبالا و شوشونیتی جای میگیرند (شکل 7- D).
شکل 7- جایگاه نمونههای تودههای نفوذی منطقة زاجکان روی: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (برپایة درصدوزنی) (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر K2O (برپایة درصدوزنی) (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار Co دربرابر Th (برپایة ppm) (Hastie et al., 2007)
در نمودار سهتایی Na2O-Al2O3-K2O، دو گسترة متاآلومین- پرآلومین و پرآلکالن نشان داده شدهاند. در این نمودار، نمونههای بررسیشده در گسترة متاآلومین- پرآلومین جای گرفتهاند (شکل 8- A). در نمودار A/CNK دربرابر A/NK، همة نمونههای بررسیشده در گسترة متاآلومین جای میگیرند (شکل 8- B). برای شناسایی گرانیتهای نوع I و A، از نمودار SiO2 دربرابر Zr (Collins et al., 1982) بهره گرفته شد. در این نمودار، همة نمونهها در گسترة گرانیتهای نوع I جای میگیرند (شکل 8- C). در نمودار SiO2 دربرابر A/CNK نیز همة نمونهها در گسترة گرانیتوییدهای تیپ I جای میگیرند (شکل 8- D). افزونبر نمودارهای یادشده، شواهد و ویژگیهای کانیشناسی و زمینشیمیایی (مانند: حضور کلینوپیروکسن، هورنبلند و نبود مسکوویت، کردیریت، گارنت، آندالوزیت و سیلیمانیت، وجود برخی انکلاوهای میکروگرانولار و نبود انکلاوهای سورمیکاسه، نبود کرندوم در نورم این سنگها و نیز روند کاهشی P2O5دربرابر SiO2 که با تبلور آپاتیت در گرانیتهای نوع I توجیهپذیر است (Chappell and White, 1992)) نشاندهندة I-type بودن تودههای نفوذی منطقة زاجکان هستند. افزونبراین، برپایة ردهبندی Barbarin (1999) و برپایة ویژگیهای کانیشناسی و شیمیایی نمونههای بررسیشده، تودة گرانیتوییدی زاجکان از گروه گرانیتوییدهای کالکآلکالن آمفیبولدار (ACG) دانسته میشود.
شکل 8- جایگاه نمونههای تودههای آذرین درونی منطقة زاجکان روی: A) نمودار سهتایی Na2O-Al2O3-K2O (Villaseca et al., 1998)؛B) نمودار A/NK-A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر Zr (Collins et al., 1982)؛ D) نمودار SiO2 دربرابر A/CNK (Chappell and White, 1992)
در الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)، همة در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)، در همة نمونههای بررسیشده الگوی همانندی دیده میشود (شکل 9- B). نمونههای بررسیشده الگویی سرشار از عنصرهای LREE دربرابر HREE و با نسبت بالای LREE/HREE نشان میدهند (شکل 9- B). عنصر Eu در بیشتر نمونهها آنومالی منفی ضعیف نشان میدهد؛ اما در نمونة گابرویی، آنومالی مثبت ضعیف دارد (شکل 9- B) که چهبسا در ارتباط با تمرکز بالای پلاژیوکلاز در این نمونه در مقایسه با دیگر نمونههاست. عنصرهای HREE الگوی کمابیش همواری را نشان میدهند که شاید با حضور گارنت در ناحیة خاستگاه در ارتباط باشد (Wright and McCurry, 1997). مشارکتنکردن آنها در پیدایش مذاب باعث فقیرشدن مذاب پدیدآمده از عنصرهای HREE و پیدایش الگوی هموار در این عنصرها میشود. غنیشدگی بالای عنصرهای LREE نیز میتواند پیامد درجة کم ذوببخشی و فراوانی کم عنصرهای HREE در ارتباط با حضور گارنت در ناحیة ذوب باشد (Wright and McCurry, 1997). در نمونههای پیروکسنکوارتزمونزودیوریت، پیروکسنکوارتزمونزونیت و گرانودیوریت نسبت Eu/Eu* برابربا 98/0- 82/0 است؛ اما این نسبت در نمونة گابرویی برابربا 1/1 است. آنومالی مثبت ضعیف Eu و نسبت بالاتر Eu/Eu* (1/1) در نمونه گابرویی نشاندهندة تمرکز نسبی پلاژیوکلاز در گابروها و جدایش آن در دیگر فازهای نفوذی بررسیشده است. همچنین، نسبت Lan/Ybn در نمونة گابرویی برابر با 1/6 و در دیگر نمونههای سنگی برابربا 1/9 تا 1/7 است. بالابودن مقدار عنصرهای LREE دربرابر HREE از ویژگیهای آشکار سنگهای کمان آتشفشانی در پهنههای فرورانش در مرز فعال قارهای است (Pearce, 1982; Wilson, 1989; Ma et al., 2014). آنومالی منفی ضعیف در Yb نیز به حضور گارنت در ناحیه خاستگاه و به جاماندن این عنصر در این کانی مرتبط دانسته میشود (Wright and McCurry, 1997). در کل، الگوی کمابیش پرشیب غنی از عنصرهای LREE و الگوی مسطح عنصرهای HREE با نسبت بالای LREE/HREE برای تودههای آذرین درونی منطقة زاجکان نشان میدهند این سنگها از خاستگاه ماگمایی مشترکی پدید آمدهاند و پیامد ذوببخشی درجة کم گوشتهای غنیشده در پهنهای فرورانشی هستند.
شکل 9- A) الگوی عنصرهای کمیاب نمونههای منطقة زاجکان بهنجارشده به گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب نمونههای منطقة زاجکان بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)
جایگاه تکتونوماگمایی نمودارهای شناسایی پهنة زمینساختی پیدایش ماگما، نمودارهای تغییرات زمینشیمیایی هستند که برپایة آنها، ماگماهای پدیدآمده در جایگاههای زمینساختی گوناگون برپایة ویژگیهای شیمیایی از یکدیگر شناخته میشوند (Rollinson, 1993). در نمودار دو متغیره Nb + Y دربرابر Rb، سنگهای بررسیشده در گسترة گرانیتهای کمان آتشفشانی (VAG) جای میگیرند (شکل 10- A). در نمودارهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb و Th دربرابر Ta، سنگهای بررسیشده در گسترة مرز فعال قارهای جانمایی میشوند (شکلهای 10- B و 10- C). برای شناسایی کمانهای ماگمایی مرز فعال قارهای و کمانهای ماگمایی پس از برخورد، نمودار سهتایی Nb-Zr-Ce/P2O5 بهکار برده شد. در این نمودار، بیشتر نمونهها در گسترة کمان ماگمایی پس از برخورد (PAP) جای میگیرند (شکل 10- D).
شکل 10- جایگاه نمونههای تودههای آذرین درونی در منطقة زاجکان روی: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Gorton and Schandl, 2002)؛ C) نمودار Ta دربرابر Th (Gorton and Schandle, 2002)؛ D) نمودار سهتایی Nb-Zr-Ce/P2O5 (Muller and Groves, 1997) (VAG: گرانیتهای کمان ماگمایی؛ ORG: گرانیتهای پشتة اقیانوسی، WPG: گرانیتهای درون صفحهای؛ Syn- COLG: گرانیتهای همزمان با برخورد؛ ACM: مرز فعال قارهای؛ WPVZ: پهنههای آتشفشانی درونصفحهای؛ CAP: کمان مرز فعال قارهای؛ PAP: کمان پس از برخورد)
سنگزایی همانگونهکه پیشتر گفته شد، سنگهای منطقه زاجکان با ترکیب گابرو، پیروکسن کوارتزمونزودیوریت، پیروکسنکوارتزمونزونیت و گرانودیوریت از ماگمای کالکآلکالن پتاسیم متوسط تا بالا خاستگاه گرفتهاند. باور بر این است که سنگهای ماگمایی کالکآلکالن پتاسیمبالا بیشتر در کمانهای ماگمایی و محیطهای زمینساختی پس از برخورد پدید میآیند (Foley and Peccerillo, 1992; Turner et al., 1996) و بهندرت در پهنههای درون صفحهای دیده میشوند (Muller and Groves, 1997; Bonin, 2004). به باور Turner و همکاران (1996) ماگماتیسم پتاسیک پس از برخوردی از ویژگیهای متداول بسیاری از پهنةهای کوهزایی برخوردی در جهان است. از سوی دیگر، غنیشدگی از LILE و LREE، بههمراه بیهنجاری منفی Nb و Ti، ویژگی ماگماهای وابسته به پهنههای فرورانش هستند (Wilson, 1989; Foley and Wheler, 1990; Pearce and Parkinson, 1993; Wang and Chung, 2004; Vetrin and Rodionov, 2008). این ماگماها خاستگاه گوشتهای دارند که از عنصرهای LILE با سیالهای متاسوماتیک جداشده از رسوبها یا صفحة فرورو غنیشده است (Pearce, 1982; Hawkesworth et al., 1997; Cameron et al., 2003). ازآنجاییکه تودههای آذرین درونی زاجکان از عنصرهای LILE، Th، Pb و LREE غنیشدگی و از عنصرهای HFSE تهیشدگی نشان میدهند (شکل 9)، پیدایش این سنگها مرتبط با فرورانش دانسته میشود. پیشنهادهای گوناگونی دربارة خاستگاه تودههای گرانیتوییدی نوع کالکآلکالن پتاسیمبالا و شوشونیتی ارائه شده است. ذوببخشی سنگهای پوستة قارهای زیرین (Bitencourt and Nardi, 2004)، محصول فرایند AFC ماگمای خاستگاهگرفته از گوشته (López-Moro and López-Plaza, 2004) و ذوببخشی گوشتة سنگکرهای متاسوماتیسمشده با فرایند فرورانش و با رگههای آمفیبول و فلوگوپیت (Jiang et al., 2012) از شمار این پیشنهادها هستند. ویژگیهای زمینشیمیایی تودههای گرانیتوییدی بررسیشده با خاستگاه گرفتن با فرایندهای نخست و دوم سازگار نیستند؛ زیرا مذابهای کالکآلکالن پتاسیمبالا و شوشونیتی که از ذوببخشی پوستة زیرین پدید میآیند بیشتر از 4 درصدوزنی Na2O دارند (Xiao and Clemens, 2007). این درحالی است که بیشتر نمونههای بررسیشده محتوای Na2O کمتر از 4 درصدوزنی دارند (جدول 1). این نکته نشان میدهد تودههای آذرین درونی زاجکان از ذوببخشی یک خاستگاه پوستة زیرین پدید نیامدهاند. الگوی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در نمودارهای عنکبوتی نیز از الگوی دوم برای خاستگاه گرفتن تودههای آذرین درونی زاجکان حمایت نمیکند؛ بهگونهایکه همخوانی مثبتی میان افزایش محتوای SiO2 و میزان LREE دیده نمیشود. هرچند برپایة ستبرای پوستة قارهای البرز (نزدیک به کمتر از 35 کیلومتر؛ Dehghani and Makris, 1984) میتوان آلایش پوستهای مذابها هنگام بالاآمدن از پوسته را تا اندازهای متصور شد. به باور Morata و همکاران (2005)، نسبتهای کم Zr/Nb (6/7- 3/6)، Th/Nb (15/0- 09/0)، Ba/Nb (4/17- 6/7)، La/Nb (03/1- 76/0)، Th/La (15/0- 11/0) و Ba/La (9/16- 10) نشاندهندة فعالیتهای ماگمایی مرتبط با گوشتة غنیشده هستند؛ اما این نسبتها در ماگماهای جداشده از پوسته بهصورت Th/Nb (44/0)، Ba/Nb (54)، La/Nb (2/2) و Zr/Nb(2/16) گزارش شدهاند (Weaver and Tarney, 1984). مقایسه این نسبتها برای تودههای آذرین درونی زاجکان (Zr/Nb = 1.6 - 6.3; Th/Nb = 0.36 - 1.08; Ba/Nb = 21.06 - 47.8; La/Nb = 8.9 - 13.3; Th/La = 0.19 - 0.81; Ba/La = 19.4 - 40.9)، نشاندهندة گرایش آنها به ترکیب حد واسط مذابهای جداشده از گوشتة غنیشده و پوسته است. به باور DePaolo و Daley (2000)، نسبت La/Nb در ماگماهای جداشده از گوشتة سنگکرهای بیشتر از یک است؛ اما این نسبت در ماگماهای جداشده از سستکره عموماً نزدیک به 7/0 است. در نمونههای بررسیشده، این نسبت برابربا 9/8 تا 3/13 است و نشاندهندة پیدایش ماگمای نخستین از ذوببخشی گوشتة سنگکرهای است. در پهنههای فرورانشی، میزان Th افزایش مییابد؛ اما نسبت Th/Ta در سنگهای مرتبط با فرورانش در مرز فعال قارهها نزدیک به 20- 6 است (Gorton and Schandle, 2000). این نسبت برای تودههای آذرین درونی زاجکان برابربا 9/4 تا 6/23 است. این نکته شاید نشاندهندة پیدایش سنگهای منطقة زاجکان در پهنة فرورانشی مرز فعال قارهای باشد. تودههای آذرین درونی زاجکان از عنصرهای HFSE تهی هستند و نسبت Nb/Y در آنها برابربا 6/1- 8/0 (میانگین: 27/1) است. نسبتهای Nb/Y (32/0 تا 72/1) از ویژگی سنگهایی است که در کمانهای ماگمایی مرتبط با فرورانش پدید میآیند (Temel et al., 1998). نسبتهای Ba/Nb بیشتر از 28 ویژگیِ سنگهایی است که در پهنههای فرورانش و در مرز فعال قارهای پدید میآیند (Fitton et al., 1988). این نسبت در نمونههای بررسیشده برابربا 06/21 تا 8/47 (میانگین: نزدیک به 4/28) است. بررسیهای ایزوتوپی Nd- Sr تودههای آذرین درونی در زیرپهنة طارم- هشتجین (Nabatian et al., 2014b, 2016a; Ghasemi Siani et al., 2015) نشاندهندة خاستگاه گوشتة سنگکرهای غنیشده برای این تودههاست. بر این پایه، تودههای آذرین درونی سرشار از پتاسیم در منطقة زاجکان نیز در ارتباط با یک گوشتة سنگکرهای غنیشده مرتبط با فرورانش و در یک پهنة پس از برخوردی پدید آمدهاند. به پیشنهاد Furman و Graham (1999)، در مذابهای در تعادل با یک خاستگاه فلوگوپیتدار، مقدار Rb/Sr>0.1 و Ba/Rb15 هستند. مقدار نسبتهای Rb/Sr و Ba/Rb در تودة گابرویی (مافیکترین سنگ بررسیشده) بهترتیب برابربا 02/0 و 23 است. این نکته نشان میدهد در خاستگاه ماگمای پدیدآورندة تودههای آذرین درونی زاجکان، آمفیبول نقش شاخصتری داشته است. بخشهای گوناگون تودة گرانیتوییدی زاجکان با نسبت LaN/SmN بیشتر از 17/2 و نسبت TbN/YbN کمتر از 97/1 شناخته میشوند. این ویژگی نشاندهندة پیدایش این سنگها از خاستگاه گوشتهای با ترکیب اسپینلپریدوتیت تا گارنتاسپینلپریدوتیت است (شکل 11).
شکل 11- جایگاه نمونههای منطقه زاجکان روی نمودار LaN/SmN دربرابر TbN/YbN (Wang et al., 2002)
برداشت یافتههای این پژوهش نشان میدهند تودة آذرین درونی زاجکان دربردارندة گابرو، پیروکسنکوارتزمونزودیوریت، پیروکسنکوارتزمونزونیت و گرانودیوریت با سرشت کالکآلکالن پتاسیمبالا است. ماگمای مافیک نخستین تودههای آذرین درونی زاجکان از ذوببخشی سنگکرة گوشتهای متاسوماتیسمشده در پی فرایند فرورانش و شاید در یک پهنة پس از برخورد پدید آمده است. در محیط کششی پس از برخورد، بیهنجاری دمایی پدیدآمده از بالا آمدن سستکره، ذوببخشی سنگکره گوشتهای غنیشده را بهدنبال داشته و مذاب پتاسیمبالای کمان ماگمایی طارم- هشتجین در طول ائوسن بالایی را پدید آورده است. نازکشدن پوسته بههمراه بالاآمدن مواد داغ سستکرة کمان ماگمایی طارم- هشتجین چهبسا بهآسانی ذوببخشی گوشتة ناهمگن متاسوماتیزه را به دنبال داشته و ماگمای نخستین بازیک را پدید آورده است. در ادامه، ماگمای یادشده در پی فرایند جدایش ماگمایی، طیف گستردهای از سنگها شامل گابرو تا گرانودیوریت (بیشتر پیروکسنکوارتزمونزودیوریت و پیروکسنکوارتزمونزونیت) را پدید آورده است.
سپاسگزاری نگارندگان از پشتیبانیهای مالی دانشگاه زنجان برای انجام این پژوهش سپاسگزاری میکنند. همچنین، از راهنماییهای علمی ارزنده داوران گرامی برای غنای بیشتر مقاله، بسیار سپاسگزارند. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Castro, A. (2015) Petrogenesis and U-Pb dating (SHRIMP) of Tarom intrusions. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 95: 3-20 (in Persain). Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46: 605- 626. Bazargani Guilani, K. and Parchekani, M. (2010) Metalogenic Properties of Barik-Ab Pb-Zn (Cu) Ore Deposit with Acidic Tuff Host-Rock, west Central Alborz, NW Iran. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 78: 97-104 (in Persian). Bitencourt, M. F. and Nardi, L. V. S. (2004) The role of xenoliths and flow segregation in the genesis and evolution of the Paleoproterozoic Itapema Granite, a crustally derived magma of shoshonitic affinity from southern Brazil. Lithos 73: 1-19. Bonin, B. (2004) Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal, sources? A review. Lithos 78: 1–24. Cameron, B. I., Walker, J. A., Carr, M. J., Patino, L. C., Matias, O. and Feigenson, M. D. (2003) Flux versus decompression melting at stratovolcanoes in southeastern Guatemala. Journal of Volcanology and Geothermal Research 119: 21-50. Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S-type granites in Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences 83: 1- 26. Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1982) Nature and origin of A- type granites with particular reference to south eastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 80: 189-200. Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. Unwin Hyman, London, UK. Dehghani, G. A. and Makris, J. (1984) The gravity field and crustal structure of Iran. Neues Jahrbuch Für Geologie Und paläontolgie Abhandlungen 168: 215- 229. DePaolo, D. J. and Daley, E. E. (2000) Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension. Chemical Geology 169: 157-185. Esmaeli, M., Lotfi, M. and Nezafati, N. (2015) Fluid inclusion and stable isotope study of the Khalyfehlou copper deposit, Southeast Zanjan, Iran. Arabian Journal of Geosciences 8: 9625-9633. Fitton J. G., James D., Kempton P. D., Ormerod D. S. and Leeman W. P. (1988) The role of lithospheric mantle in the generation of Late Cenozoic basic magmas in the western United States. Journal of Petrology, Special Volume 1: 331–349. Foley, S. and Peccerillo, A. (1992) Potassic and ultrapotassic magmas and their origin. Lithos 28: 181–185. Foley, S. F. and Wheler, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks: The role of titanites. Chemical Geology 85: 1-18. Furman, T. and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Lithos 48: 237-262. Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Azizi, H., Wilkinson, C. M. and Ganerød, M. (2015) Geochemistry and geochronology of the volcano-plutonic rocks associated with the Glojeh epithermal gold mineralization, NW Iran. Open Geosciences 7: 207-222. Ghasemi Siani, M. (2014) Timing and origin of the epithermal veins and geochemical zoning in the Glojeh district, Iran. Ph. D. thesis, Geosciences Department, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian). Ghorbani, M. (2013) The economic geology of Iran: Mineral deposits and natural resources. Springer Dordrecht Heidelberg. Gorton, M. P. and Schandle, E. S. (2000) From continental to island arc: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and within plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073. Hajalilou, B. (1999) Tertiay Metallogeny in Western Alborz- Azarbaijan (Mianeh-Siahroud) with special attitude on Hashtjin area. Ph. D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian). Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of Altered Volcanic Island Arc Rocks using Immobile Trace Elements: Development of the Th-Co Discrimination Diagram. Journal of Petrology 48: 2341-2357. Hawkesworth, C. J., Turner, S. P., Mcdermott, F., Peate, D. W. and Van Calsteren, P. (1997) U–Th isotopes in arc magmas: implications for element transfer from the subducted crust. Science 276: 551-555. Hofmann, A. W. (1988) Chemical differentiation of the earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297-314. Hosseini, M., Mousavi, E. and Rasouli Jomadi, F. (2016) Explanatory text of Abhar. Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran. Hosseinzadeh, M. R., Maghfouri, S., Moayyed, M. and Rahmani, A. (2016) Khalifehlou deposit: high sulfidation epithermal Cu-Au mineralization in the Tarom magmatic zone, north Khoram dareh. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 99: 179-194 (in Persian). Hosseinzadeh, M. R., Maghfouri, S., Moayyed, M. Lotfehnia, M. and Hajslilou, B. (2015) Petrology, geochemistry and alteration at the polymetallic (Cu-Pb-Zn) vein and veinlet mineralization in the Luin-Zardeh area, NE Zanjan. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 96: 41-52 (in Persian). Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-276. Jiang, Y. H., Liu, Z., Jia, R. Y., Liao, S. Y., Zhou, Q. and Zhao, P. (2012) Miocene potassic granite-syenite association in western Tibetan Plateau: Implications for shoshonitic and high Ba-Sr granite genesis. Lithos 134-135: 146-162. Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models: Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38- 56. Khanmohammadi, N., Khakzad, A. and Izadyar, J. (2010) Mineralography, structural and textural studies and genesis of Zaker iron- apatite deposit (NE Zanjan). Geosciences, Scientific Quarterly Journal 76: 119-126 (in Persian). Kouhestani, H., Mokhtari, M. A. A., Chang, Z. and Johnson, C. A. (2018) Intermediate sulfidation type base metal mineralization at Aliabad-Khanchy, Tarom-Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reveiws 93: 1-18. Kouhestani, H., Mokhtari, M. A. A., Qin, K. and Zhao, J. (2019) Fluid inclusion and stable isotope constraints on ore genesis of the Zajkan epithermal base metal deposit, Tarom–Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reveiws 109: 564-584. Kuster, D. and Harms, U. (1998) Post- collisional potassic granitoids form the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45: 177-195. López-Moro, F. J. and López-Plaza, M. (2004) Monzonitic series from the Variscan Tormes Dome (Central Iberian Zone): petrogenetic evolution from monzogabbro to granite magmas. Lithos 72: 19-44. Ma, L., Jiang, S., Hou, M., Dai, B., Jiang, Y., Yang, T., Zhao, K., Wie, P., Zhu, Z. and Xu, B. (2014) Geochemistry of early cretaceous calc-alkaline lamprophyres in the Jiaodong Peninsula: Implication for lithospheric evolution of the eastern North China craton. Gondwana research 25: 859-872. Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635-643. McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223-253. Mehrabi, B., Ghasemi Siani, M., Goldfarb, R., Azizi, H., Ganerod, M and Marsh, E. E. (2016) Mineral assemblages, fluid evolution and genesis of polymetallic epithermal veins, Glojeh district, NW Iran. Ore Geology Reviews 78: 41-56. Mehrabi, B., Taleh Fazel, A., Ghasemi Syani, M. and Egbali, M. A. (2009) Investigation on genesis and formation condition of Glujeh Cu- Au vein deposit (north of Zanjan) based on mineralogical, geochemistry and Fluid inclusion evidences. Journal of Science (University of Tehran) 35(4): 185-199 (in Persian). Moayyed, M. (2001) Petrological studies of western Alborz- Azarbaijan Tertiary volcano-plutonic belt with emphasis on Hashtjin area. Ph. D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian). Mokhtari, M. A. A., Kouhestani, H. and Saiedi, A. (2016) Investigation on type and origin of copper mineralization at Aliabad Mousavi- Khanchy occurrence, east of Zanjan, using petrological, mineralogical and geochemical data. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 100: 259-270 (in Persian). Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, 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. 2nd edition, Springer, Verlag, Berlin. Nabatian, G., Ghaderi, M. and Honarmand, M. (2016b) Petrography and mineral chemistry of Tarom plutonic complex, NE Zanjan. Iranian Journal of Petrology 26: 99-116 (in Persain). Nabatian, G., Ghaderi, M., Corfu, F., Neubauer, F., Bernroider, M., Prokofiev, V. and Honarmand, M. (2014a) Geology, alteration, age and origin of iron oxide–apatite deposits in Upper Eocene quartz monzonite, Zanjan district, NW Iran. Mineralium Deposita 49: 217-234. Nabatian, G., Ghaderi, M., Neubauer, F., Honarmand, M., Xiaoming, L., Dong, Y, Jiang, S. H., Quadt, A. and Bernroider, M. (2014b) Petrogenesis of Tarom high-potassic granitoids in the Alborz–Azarbaijan belt, Iran: Geochemical, U–Pb zircon and Sr–Nd–Pb isotopic constraints. Lithos 184–187: 324-345. Nabatian, G., Jiang, S. Y., Honarmand, M. and Neubauer, F. (2016a) Zircon U–Pb ages, geochemical and Sr–Nd–Pb–Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Tarom-Olya pluton, Alborz magmatic belt, NW Iran. Lithos 244: 43-58. Nabavi, M. H. (1976) Intudoction to geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran. Naderi, M. (2011) Petrology of quartz monzonitic intrusion at the southern range of Tarom sub-zone, east of Zanjan. M. Sc. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persain). Nazari Nia, A., Rashidenejhad Omran, N., Aghazadeh, M. and Arvin, M. (2014) Petrology and geochemistry of quartz monzonite intrusion at the Tarom sub-zone, NE Zanjan. Iranian Journal of Petrology 20: 91-106 (in Persain). Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate margins. In: Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks (Ed. R.S. Thorpe) 525-548. Wiley, New York, US. 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, UK. Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of rocks. Journal of Petrology 25: 956-125. Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81. Rahmani, S., Abedian, N. and Mokhtari, M. A. A. (2004) Geology and Genesis of iron oxide- apatite deposits in Tarom zone (Zanjan). In procceding of the 23th Symposium on Geosciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian). 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, Singapore. Saiedi, A., Mokhtari, M. A. A. and Kouhestani, H. (2018) Petrology and geochemistry of intrusive rocks at Khanchay- Aliabad region (Tarom sub-zone, East of Zanjan). Iranian Journal of Petrology 33: 207-229 (in Persain). Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London, UK. Stöcklin, J. and Eftekheārnezhād, J. (1969) Explanatory of Zanjan. Geological Quadrangle Map 1:250000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran. Temel, A., Gondogdu, M.N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high K- calk alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327-357. Turner, S., Arnaud, N., Liu, J., Rogers, N., Hawkesworth, C., Harris, N., Kelley, S., Van Calsteren, P. and Deng, W. (1996) Post-collision, shoshonitic volcanism on the Tibetan, Plateau: implications for convective thinning of the lithosphere and source of ocean island basalts. Journal of Petrology 37: 45-71. Vetrin, V. R. and Rodionov, N. V. (2008) Sm-Nd Systematics and petrology of post-orogenic Granitoids in the Northern Baltic Shield. Geochemistry International 46: 1090-1106. Villaseca, C., Barbero, L. and Rogers, G. (1998) Crustal origin of Hercynian peraluminous granitic batholiths of central Spain: petrological, geochemical and isotopic (Sr, Nd) constraints. Lithos 43: 55-79. Wang, K., Plank, T., Walker, J. D. and Smith, E. I. (2002) A mantle melting profile across the basin and range, SWUSA. Journal of Geophysical Research 107: ECV 5-1–ECV 5-21. Wang, K. L. and Chung, S. L. (2004) Geochemical constraints for the genesis of post-collisional magmatism and the geodynamic evolution of the northern Taiwan region. Journal of Petrology 45: 975-1011. Weaver B. L. and Tarney J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature 310: 575-577. Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Chapman and Hall, London, UK. Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviation for names of rock- forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187. Wright, J. B. and McCurry, P. (1997) Geochemistry of calc-alkaline volcanic in northwestern Nigeria, and a possible PAN- AFRICAN suture zone. Earth and Planetary Science Letters 37: 90-96. Wu, F., Jahnb, B., Wildec, S. A., Lod, C. H., Yuie, T. F., Lina, Q., Gea, W. and Suna, D. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE China II: isotopic geochemistry and implications for crustal growth in the Phanerozoic. Lithos 67: 191-204. Xiao, L. and Clemens, J. D. (2007) Origin of potassic (C-type) adakite magmas: experimental and field constraints. Lithos 95: 399-414. Yasami, N., Ghaderi, M., Mokhtari, M. A. A. and Mousavi Motlagh, S. H. (2018) Petrogenesis of the two phases of intrusive rocks at Chodarchay, NW Iran: using trace and rare earth elements. Arabian Journal of Geosciences 11: 605. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
آمار تعداد مشاهده مقاله: 592 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 482 |