پتروژنز گنبدهای آداکیتی کم‌سیلیس سهل (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه پترولوژی و زمین‎شناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران

چکیده

منطقه سهل در جنوب شاهرود، بخشی از شمال پهنه ساختاری ایران‎مرکزی است که در آن توالی ستبری از سنگ‎های آتشفشانی و آتشفشانی-رسوبی، به سن پالئوسن تا ائوسن‎ میانی، رخنمون دارند. در درون این توالی،سنگ‎های آذرین نیمه‌ژرف، به شکل گنبد، دایک و سیل با ترکیب بیشتر تراکی‌آندزی‌بازالتی و تراکی‌آندزیتی، نفوذ کرده و جای گرفته‌اند. در این سنگ‎های آذرین، انکلاوهای گوناگونی با سرشت آمفیبولیتی، گنیسی، هورنبلندیتی، پیروکسنیتی، تونالیتی، گابرویی، توفی سیلتستونی و توفی ماسه‌سنگی با اندازه و شکل‎های گوناگون یافت می‌شود که نشان‌دهنده آلایش و آمیزش ماگمایی هستند. با توجه به ویژگی‌های زمین‎شیمیایی، این سنگ‎ها از آداکیت‌های کم سیلیس به‌شمار می‌روند و دارای سرشت کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا هستند. همچنین، دارای غنی‌شدگی از LILE و LREE و تهی‌شدگی از HSFE و HREE هستند. با توجه به همه ویژگی‌های زمین‎شناسی، این آداکیت‎ها از تبلور مذاب برآمده از ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده در بالای پهنه فرورانش لیتوسفر اقیانوسی (شاخه سبزوار - درونه) پدید آمده‎اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrogenesis of low Silica Adakitic domes of Sahl (South of Shahrood, southeast of Semnan Province)

نویسندگان [English]

  • Fazilat Yousefi
  • Mahmoud Sadeghian
  • Zahra Jamali
  • Batoul Mansouri Moghadam
  • Habibollah Ghasemi
چکیده [English]

Sahl area, in the south of Shahrood, is a part of the northern portion of the Central Iran Structural Zone. The area is dominated by a thick sequence of the Paleocene to the middle Eocene volcanic and volcano-sedimentary rocks. Hypabyssal igneous rocks as dome, dike and sill with trachybasaltic andesite and trachyandesite composition intruded the sequence. Various enclaves with amphibolitic, gneissic, hornblenditic, pyroxenitic, tonalitic, gabbroic, tuffaceous sandstone and siltstone nature with different sizes and shapes are present in the rocks studied which can be taken as an evidence of contamination and magma mixing processes. With respect to geochemical characteristics, the studied rocks are belonging to low silica adakites , with calc-alkaline to high potassium calc-alkaline affinity, enriched in LREE and LILE and depleted in HREE and HSFE. Overall, the mentioned adakites resulted from crystallization of melts originated from partial melting of metasomatized or modified mantle wedge, above the subduction zone of the Neotethys oceanic slab (Sabzevar - Daruneh branch).

کلیدواژه‌ها [English]

  • Trachyandesite
  • Enclave
  • Metasomatized mantle wedge
  • adakite
  • Sahl
  • Shahrood

پتروژنز گنبدهای آداکیتی کم‌سیلیس سهل
(جنوب شاهرود، جنوب
خاوری استان سمنان)

 

فضیلت یوسفی *، محمود صادقیان، سیده زهرا ساداتی جمالی، بتول منصوری‌مقدّم و حبیب‌اله قاسمی

گروه پترولوژی و زمین‎شناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران

 

چکیده

منطقه سهل در جنوب شاهرود، بخشی از شمال پهنه ساختاری ایران‎مرکزی است که در آن توالی ستبری از سنگ‎های آتشفشانی و آتشفشانی-رسوبی، به سن پالئوسن تا ائوسن‎ میانی، رخنمون دارند. در درون این توالی،سنگ‎های آذرین نیمه‌ژرف، به شکل گنبد، دایک و سیل با ترکیب بیشتر تراکی‌آندزی‌بازالتی و تراکی‌آندزیتی، نفوذ کرده و جای گرفته‌اند. در این سنگ‎های آذرین، انکلاوهای گوناگونی با سرشت آمفیبولیتی، گنیسی، هورنبلندیتی، پیروکسنیتی، تونالیتی، گابرویی، توفی سیلتستونی و توفی ماسه‌سنگی با اندازه و شکل‎های گوناگون یافت می‌شود که نشان‌دهنده آلایش و آمیزش ماگمایی هستند. با توجه به ویژگی‌های زمین‎شیمیایی، این سنگ‎ها از آداکیت‌های کم سیلیس به‌شمار می‌روند و دارای سرشت کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا هستند. همچنین، دارای غنی‌شدگی از LILE و LREE و تهی‌شدگی از HSFE و HREE هستند. با توجه به همه ویژگی‌های زمین‎شناسی، این آداکیت‎ها از تبلور مذاب برآمده از ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده در بالای پهنه فرورانش لیتوسفر اقیانوسی (شاخه سبزوار - درونه) پدید آمده‎اند.

واژه‌های کلیدی: تراکی‌آندزیت، انکلاو، گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم شده، آداکیت، سهل، شاهرود

 

 

مقدمه

رویدادهای ماگمایی سنوزوییک ایران از اواخر پالئوسن آغاز شده و تا کواترنر ادامه پیدا کرده است و آثار آنها را می‎توان در پهنه‎های ساختاری ارومیه- دختر، ایران‌مرکزی، البرز، آذربایجان، فلیش خاور ایران و لوت دید. این رویداد‎های ماگمایی در دوره‎های زمانی گوناگون به‎صورت خروج گدازه، فوران گدازه در پهنه‎های خشکی و آبی، و همچنین، نفوذ و جایگزینی توده‎های نفوذی با گستره ترکیبی گوناگون، نمودار شده‌اند (Emami, 2001). سنگ‎های آتشفشانی و آتشفشانی-رسوبی پالئوسن تا ائوسن میانی به‌گونه‌ گسترده‌ای در ایران رخنمون دارند (به‌ویژه در پهنه‎های ساختاری ارومیه- دختر و شمال ایران‌مرکزی). در بخش‎های شمالی ایران‌مرکزی که منطقه سهل بخشی از آن است نوار گسترده‌ای شامل سنگ‎های آتشفشانی و آتشفشانی‌- رسوبی رخنمون دارند. توده‌های آذرین نیمه‌ژرف و دایک‌های فراوانی به درون توالی آتشفشانی- رسوبی پالئوسن تا ائوسن میانی منطقه سهل (نزدیک به 120 کیلومتری جنوب شاهرود) نفوذ کرده‎اند. این پژوهش به بررسی سنگ‎شناسی، زمین‎شیمیایی، خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی آنهاپرداخته است. گفتنی است، ازآنجایی‌که منطقه سهل از مراکز جمعیتی بزرگ دور بوده و راه‌های دسترسی مناسب ندارد، تاکنون بررسی‎های سنگ‎شناسی جامعی درباره توده‌های آذرین نیمه‌ژرف، دایک و سیل‌های این منطقه انجام نشده است. ازاین‌رو، این بررسی در روشن‌شدن بخشی از تاریخچه زمین‎شناسی این منطقه از ایران، ضروری و سودمند است.

 

روش انجام پژوهش

از میان 200 نمونه سنگی برداشت‌شده، 70 مقطع نازک تهیه و سنگ‎نگاری آنها بررسی شد. با توجه به کمترین دگرسانی و بیشترین گوناگونی ترکیبی، 16 نمونه از نمونه‌های سنگی گنبدها، دایک‎ها و سیل‌ها برگزیده شدند و برای انجام تجزیه شیمیایی و اندازه‌گیری عناصر اصلی (به روش ICP-AES) و عناصر فرعی و عناصر خاکی‌ نادر (به روش ICP-MS) به آزمایشگاه زمین‎شیمی ACMELAB کانادا فرستاده شدند. سپس با نرم‌افزارهای زمین‎شناسی، نمودارها و نقشه‌های زمین‎شناسی لازم تهیه شد. از داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه زمین‎شیمیایی نمونه‎های برگزیده، برای تفسیرهای سنگ‎شناسی و شناسایی پهنه زمین‌ساختی بهره‌ گرفته‌ شده است.

 

جایگاه جغرافیایی و زمینشناسی منطقه

منطقه مورد بررسی در استان سمنان، در 120 کیلومتری جنوب شهر شاهرود جای دارد. این منطقه در بخش شمالی نقشه زمین‎شناسی 1:100000 چهارگوش رزّه و در محدوده ´55°38 تا´ 58°55 طول‌های جغرافیایی خاوری و´58°35 تا´61°35 عرض‌های جغرافیایی شمالی جای دارد (شکل 1). این منطقه بخشی از شمال خردقاره ایران‌مرکزی به‌شمار می‌رود.

 

 

شکل 1- جایگاه جغرافیایی منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان) بر روی نقشه پهنه‎های زمین‌ساختاری ایران و راه‌های دسترسی به آن (نقشه زمین‎شناسی برگرفته از Aghanabati (2004) است).

 

در دوران مزوزوییک و سنوزوییک، ایران‎مرکزی از نظر زمین‌ساختی منطقه پرتکاپویی بوده است؛ به‌گونه‌ای‌که افزون‌بر چندین دگرریختی بسیار آشکار، رویدادهای ماگمایی، به‎صورت پیدایش سنگ‎های آتشفشانی، آتشفشانیِ رسوبی و توده‌های آذرین نیمه‌ژرف، در آن دیده می‌شود (Rahmati Ilkhchi et al., 2006). این رویداد‎های آتشفشانی در پی فرورانش ورقه اقیانوسی سبزوار - درونه به‌سوی شمال- شمال‌خاوری رخ داده‌اند و معمولاً گوه‎ای از مجموعه‎های اقیانوسی به‌هم نزدیک‌شده (Island Arc) هستند که به زیر لبه جنوبی توران رانده شده است (Ghasemi and Rezaei, 2015). در این منطقه سنگ‎های آتشفشانی و آتشفشانیِ رسوبی به سن پالئوسن تا ائوسن میانی رخنمون دارند که تعداد چشمگیری از توده‌های آذرین نیمه‌ژرف، دایک و به ندرت سیل، در آنها نفوذ کرده است.

در این سنگ‎ها، انکلاوها به دو گروهِ «هم‌خاستگاه» و «نا هم‌خاستگاه» رده‌بندی می‌شوند. Didier (1964، 1973) و Valizadeh و همکاران (2002) انکلاوها را به چهار گروه رده‌بندی می‌کند:

1) زینولیت‌ها (نا هم‌خاستگاه) که برخی ممکن است ذوب شوند و در شرایط فیزیکی ویژه‌ای به ترکیب‌های رستیتی تغییر یابند؛

2) رستیت‌ها که همراه با میگماتیت‌ها یافت می‌شوند؛

3) میکروگرانولارها که به مافیک و فلسیک رده‌بندی می‌شوند؛

4) اتولیت‌ها (هم‌خاستگاه) که شامل تکه‌های سنگی از جنس خود ماگما هستند و زودتر سرد شده‌اند و با ماگما به ترازهای بالاتر راه یافته‎اند.

در این سنگ‎های آذرین نیمه‌ژرف، انکلاوهای هم‌خاستگاه شامل لخته‎های مافیک هورنبلندیتی، پیروکسنیتی و لخته‎های سرشار از هورنبلند سبز و اوژیت هستند. بخشی از این انکلاوها دارای لبه‌های انحنادار یا کنگره‌دار هستند که نشان‌دهنده شکل‌پذیربودن آنها در هنگام اقامت در درون ماگماها یا در هنگام بالاآمدن آنها هستند. این انکلاوها از زمینه سنگ تیره رنگ‎تر هستند و مقدار هورنبلند و اوژیت در آنها فراوانی بیشتری دارد. این انکلاوها دارای شکل‎های گردشده تا زاویه‎دار هستند. همچنین، اندازه آنها از چند میلیمتر تا چند دسیمتر است و از سنگ‎های دربرگیرندشان مافیک‎تر هستند. در پی دارابودن مقدار چشمگیری هورنبلند، این انکلاوها دارای آب بیشتری هستند. انکلاوهای هم‌خاستگاه نشانه‎ آمیزش و آمیختگی ماگما در هنگام بالاآمدن هستند (Hibbard and Sabatire, 1998). انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و لخته‌های مافیک از شواهد آشکار آمیزش ماگمایی هستند. لخته‎های مافیک، بخش‎های نخست‌تبلور‌یافته‎ای هستند که در پی تزریق دوباره ماگما به درون آشیانه ماگمایی، گسیخته‌شده‎ و با ماگما به ترازهای بالاتر بُرده شده‎اند. تجزیه شیمیایی این انکلاوها، درستی این نکته را نشان می‌دهد (Jamali, 2015)

انکلاوهای نا هم‌خاستگاه شامل انکلاوهای گابرویی، لوکوگابرویی، تونالیتی، آمفیبولیتی، گنیسی، میکاشیستی و توفی ماسه‌سنگی هستند (شکل 2). بیشتر این انکلاوها زاویه‌دار هستند. اندازه آنها از چند سانتیمتر تا چند دسیمتر است. برخی از آنها، به‌ویژه انکلاوهای میکاشیستی، گنیسی و آمفیبولیتی، برگوارگی آشکاری نشان می‌دهند. انکلاوهای لوکوگابرویی و تونالیتی با رنگ بسیار روشن و ساخت دانه‌درشت از سنگ‎های تراکی‌آندزیتی میزبان خود شناخته می‌شوند. انکلاوهای بازالتی، توفی سندستونی، توفی سیلتستونی و لیتیک‌توف‌ها تکه‌های سنگی هستند که از سنگ‎های میزبان آنها (توالی آتشفشانی و آتشفشانی‌رسوبی ائوسن کنده شده و به درون آنها راه یافته‌اند. انکلاوهای گنیسی، لوکوگابرویی و توفی سیلتستونی نیز نشانه‌های آشکاری از آلایش پوسته‌ای هستند.

برای دستیابی به نشانه‌های بیشتر درباره انکلاوهای درون سنگ‎های آذرین نیمه‌ژرف ائوسن میانی منطقه جنوب و جنوب‌خاوری شاهرود، یافته‌های Jamali و همکاران (2014)، Jamali (2015) و Mansouri (2015) بررسی شوند. درباره این‌گونه سنگ‎های آذرین نیمه‌ژرف به سن ائوسن‌میانی در شمال و خاور ایران‎مرکزی بررسی‎های مشابهی انجام شده است که از میان آنها می‎توان Salehinejad (2008)، Dehnavi (2009)، Delavar (2010)، Saeidi (2010)، Zarrinkoub و همکاران (2011) و Jamshidi و همکاران (2015a، b) را نام برد.

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از انکلاوها در گنبد‎های نیمه‌ژرف منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان): A) لخته مافیک سرشار از هورنبلند و پیروکسن؛ B) گابرویی؛ C) آمفیبولیتی.

با توجه به بررسی‌های سن‌سنجی که به‌تازگی بر روی گنبدهای نیمه‎ژرف مشابه در منطقه باختر و شمال‌باختری سبزوار انجام شده و آشکارشدن بازه سنی نزدیک به 45 میلیون سال پیش، سن ائوسن میانی برای این توده‎ها درست‌تر باشد (Jamshidi et al., 2015a, b).

گنبدها و دایک‎هایی که در خاور روستای رزّه و جنوب روستای سهل رخنمون دارند، از ویژگی‌های جالب زمین‎شناسی پهنه ماگمایی شمال ایران‌مرکزی هستند که تاکنون کمتر به آنها پرداخته شده است و بررسی علمی جامعی بر روی آنها انجام نشده است. از ویژگی‎های آشکار این مجموعه، فراوانی و فراگیری انکلاوهای نا هم‌خاستگاه و هم‌خاستگاه در این مجموعه‌های سنگی است.

 

سنگنگاری

گنبدهای آذرین، دایک و سیل‌های قطع‌کننده توالی آتشفشانی- رسوبی پالئوسن- ائوسن سهل دارای ترکیب آندزیت، تراکی‌آندزیت و تراکی‌آندزی‌بازالت هستند. این سنگ‎ها بافت پورفیری، میکرولیتی، میکرولیتی‌پورفیری، گلومروپورفیری و جریانی نشان می‌دهند. پلاژیوکلاز و هورنبلند‌های سبز و قهوه‌ای از فنوکریست‌های دیده شده در آندزیت‎ها و تراکی‌آندزیت‎ها هستند (شکل 3- A).

اپاسیتی‌شدن ناقص تا کامل هورنبلند پدیده‎ای است که به گستردگی در مقاطع دیده می‌شود (شکل 3- A). Middlemost (1986) فرایند اپاسیتی‌شدن را به نبود تعادل کانی‎های آبدار با محیط بی‌آب و افزایش دما در فرآیند گرمازا می‌داند. همچنین، Rutherford و Devine (2003( اپاسیتی‌شدن بلورهای هورنبلند را به افت پرشتاب فشار وابسته می‌دانند. در برخی نمونه‎ها، فنوکریست‎های هورنبلند لبة خوردگی دارند (شکل 3- B).

کوارتز، بیوتیت، آپاتیت، مگنتیت، زیرکن و اسفن، کانی‎های فرعی و کلریت، اپیدوت و کلسیت، کانی‎های ثانویه در این سنگ‎ها هستند. آندزی‌بازالت‌ها بیشتر بافت‌های پورفیری و میکرولیتی دارند. فراوان‎ترین کانی‎های سازنده این سنگ‎ها، پلاژیوکلاز، هورنبلند و اوژیت هستند که در خمیره‌‎ای ریز‎ بلور از همین کانی‎ها یافت می‌شوند (شکل 3- C).

منطقه‌بندی ترکیبی در فنوکریست‎های پلاژیوکلاز و هورنبلندها دیده می‌شود. کلریت و اپیدوت کانی‎های ثانویه این سنگ‎ها هستند. از پدیده‎های جالب در این سنگ‎ها حضور میکروانکلاوهاست (شکل 3- D). در شکل 4 برخی از ویژگی‌های میکروسکوپی آشکارِ انکلاوهای درون گنبدهای آداکیتیِ جنوب سهل نشان داده شده‎اند.

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی در نور پلاریزه متقاطع از حضور هورنبلند، اوژیت، پلاژیوکلاز در سنگ‎های آداکیتی منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان): A و B) آندزیت‎ها و تراکی‌آندزی‌بازالت‌ها؛ C) تراکی‎آندزی‌بازالت‎ها؛ D) میکروانکلاو گابرویی در تراکی‌آندزی‌بازالت‎ها. به بافت پورفیری و گلومروپورفیری در این سنگ‎ها توجه شود (نام اختصاری کانی‎ها از Pichler و Schmitt Riegraf (1997) برگرفته شده است).

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی در نور پلاریزه متقاطع از انکلاوهای درون گنبدهای آداکیتی جنوب سهل (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان): A) لخته مافیک ساخته‌شده از هورنبلند و پیروکسن؛ B) پلاژیوکلاز و پیروکسن (اوژیت) به‎صورت تیغه‌ای در انکلاو گابرویی؛ C) انکلاو آمفیبولیتی.


 

 

زمینشیمی

بر پایه داده‌های تجزیه زمین‎شیمیایی (جدول 1) و نمودارهای رده‎بندی مانند نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Le Bas et al., 1986)، بیشتر این سنگ‎‌ها در محدوده تراکی‌آندزیت جای می‎گیرند (شکل 5- A). برپایه نمودار K2O در برابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976) برای شناسایی سری ماگمایی این نمونه‎های سنگی در محدوده کالک‌آلکالن پتاسیم بالا جای گرفته‎اند (شکل 5- B). جای‌گرفتن چند نمونه در محدوده مرزی کالک‌آلکالن پتاسم بالا و آلکالن تنها در پی وجود K2O بیشتر است. گفتنی است که ویژگی‌های دیگر زمین‎شناسی منطقه‌ای، سنگ‎نگاری و زمین‎شیمیایی، آلکالن‌بودن این سنگ‎ها را نشان نمی‌دهد.

 

 

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی نمونه‎های سنگی متعلق به گنبدهای آداکیتی منطقه سهل و رزّه (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان) (مقدار عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و مقدار عنصرهای کمیاب و خاکی نادر برپایه ppm است).

Sample No.

S-1

S-2

S-3

S-4

S-5

S-6

S-7

S-8

S-9

S-10

SiO2

48.15

48.27

48.35

48.77

51.38

52.58

52.67

54.01

54.06

55.11

Al2O3

14.58

17.23

15.11

17.73

16.7

16.42

17.09

16.42

15.24

15.26

TiO2

0.66

0.70

0.68

0.68

0.65

0.64

0.53

0.52

0.51

0.49

Fe2O3

9.34

9.81

9.26

9.02

8.71

8.3

7.64

7.31

7.94

7.13

MgO

8.70

5.47

8.26

4.85

5.98

6.09

4.18

4.10

6.27

5.77

MnO

0.18

0.19

0.25

0.22

0.15

0.15

0.14

0.12

0.08

0.11

CaO

7.92

7.78

7.17

8.57

8.22

7.62

5.04

5.05

8.43

6.51

Na2O

4.05

4.18

4.38

4.31

4.81

4.90

5.85

5.84

4.29

4.96

K2O

2.20

2.28

2.16

2.13

2.52

3.01

2.98

3.01

2.47

3.46

P2O5

0.33

0.35

0.34

0.33

0.33

0.31

0.32

0.32

0.25

0.27

L.O.I

3.50

3.30

3.60

3.00

0.55

0.02

3.30

3.10

0.89

0.93

Pb

19.6

4.3

9.5

15

4.2

12.4

8.1

8.5

7.4

3.8

Ta

0.2

0.2

0.2

0.1

0.2

0.1

0.2

0.2

0.1

0.1

Rb

40.2

44.9

35.4

42.6

55.1

57.7

82.6

80.5

61

59.8

Sr

765

1247

849.3

1506.2

826.4

1021.1

657.2

566.1

707.3

479.7

Y

15.2

17.3

14.8

15.5

14.5

12.7

14.9

14.8

10.7

11.6

Zr

68.2

73.1

68.1

69

75.3

66.1

89

97.8

65

72.6

Nb

3.1

3.3

2.8

2.9

2.9

2.4

3.1

3.2

2.6

3.2

Cs

17.1

5.1

7.7

1.7

4.3

1.8

3.6

3

1.1

1.3

Ba

290

331

278

249

290

425

360

324

316

477

La

15.8

16.6

15.6

13.3

13.5

11.9

13.3

13.6

11.1

15.3

Ce

30.2

34.6

31.6

27.7

28.5

25.5

26.9

28.8

21.9

35.2

Pr

3.94

4.37

4.09

3.64

3.93

3.30

3.70

3.66

2.76

4.39

Nd

17.8

19.1

17

16.1

16.4

14.2

15.4

15.9

11.8

18.1

Sm

3.57

3.92

3.56

3.50

3.62

3.26

3.67

3.40

2.64

3.32

Eu

1.06

1.17

1.08

1.06

1.05

.94

1.03

1.02

.8

1.03

Gd

3.59

3.8

3.43

3.48

3.6

3.03

3.35

3.26

2.45

2.83

Tb

0.52

0.56

0.52

0.53

0.51

0.45

0.49

0.47

0.37

0.38

Dy

2.80

3.14

2.85

2.73

2.70

2.51

2.76

2.46

1.95

2.20

Ho

0.60

0.65

0.55

0.58

0.57

0.47

0.51

0.48

0.39

0.39

Er

1.60

1.74

1.49

1.59

1.58

1.31

1.45

1.39

1.03

1.17

Tm

0.22

0.25

0.22

0.23

0.21

0.2

0.23

0.22

0.16

0.16

Yb

1.43

1.48

1.36

1.51

1.44

1.25

1.39

1.31

1.03

1.04

Lu

0.21

0.26

0.22

0.23

0.23

0.19

0.23

0.22

0.17

0.18

U

0.8

0.8

0.8

0.8

0.8

0.8

1.2

1.2

0.7

0.7

LaN/YbN

6.995

7.652

9.918

6.929

7.183

7.992

7.652

6.418

7.562

7.449

Sr/Y

50.32895

72.08092

57.38514

97.17419

56.9931

80.40157

44.10738

38.25

66.1028

41.37069

 


جدول 1- ادامه.

Sample No.

S-11

S-12

S-13

S-14

S-15

S-16

S-17

S-18

S-19

S-20

SiO2

55.37

55.81

57.39

57.72

58.26

58.26

58.32

58.33

58.51

59.02

Al2O3

16.17

16.35

16.00

17.83

16.21

16.21

16.62

15.78

16.2

16.2

TiO2

0.51

0.48

0.48

0.47

0.48

0.48

0.48

0.44

0.46

0.45

Fe2O3

7.80

7.01

6.24

5.96

6.70

6.70

6.79

6.01

6.70

6.37

MgO

6.04

4.30

3.97

2.61

8.00

3.97

3.95

4.10

3.94

4.31

MnO

0.10

0.12

0.12

0.09

0.12

0.12

0.16

0.10

0.11

0.12

CaO

6.65

6.06

6.22

5.41

6.58

6.58

6.61

5.82

6.31

5.69

Na2O

5.01

3.79

4.19

4.77

3.68

3.68

3.94

3.48

3.68

3.94

K2O

2.90

2.79

3.02

1.86

2.97

2.97

2.69

3.50

3.04

2.98

P2O5

0.27

0.30

0.26

0.25

0.25

0.25

0.26

0.24

0.26

0.23

L.O.I

0.82

2.70

1.90

2.80

3.25

0.78

0.18

2.00

0.79

0.83

Pb

11

3.8

1.1

42.4

6.8

6.8

5

1.2

3.2

4.3

Ta

0.1

0.2

0.2

0.1

0.3

0.3

0.2

0.3

0.2

0.2

Rb

69.6

61.3

77.8

39.4

70.2

70.2

63.9

86.2

71.7

63.3

Sr

645.9

780.7

809.4

846.4

904.3

904.3

872.1

741.1

909.6

709.2

Y

10.6

13.4

12.7

12.4

13.1

13.1

12.5

10.8

12.3

10.8

Zr

65.3

84.6

86.4

88.4

96

96

87.4

83.6

92.8

79.7

Nb

2.5

3.0

3.3

3.0

3.8

3.8

3.2

3.0

3.7

3

Cs

0.8

1.3

2.2

1.4

2.2

2.2

1.7

0.6

2.3

2.3

Ba

326

354

300

300

411

411

314

364

395

352

La

11.1

13.1

13.5

12.4

14.3

14.3

14.7

8.7

13.8

11.4

Ce

21.4

26.1

27.5

26.9

28.3

28.3

26.9

20.3

26

23.3

Pr

2.82

3.33

3.48

3.42

3.62

3.62

3.56

2.78

3.48

2.97

Nd

11.9

14

14.5

14.8

15.7

15.7

14.8

11.9

13.6

12.8

Sm

2.65

3.04

3.01

2.91

3.24

3.24

3.07

2.67

2.98

2.58

Eu

0.77

0.93

0.86

0.97

0.92

0.92

0.89

0.78

0.94

0.77

Gd

2.57

3.01

2.79

2.94

2.96

2.96

2.84

2.55

2.92

2.93

Tb

0.37

0.44

0.40

0.42

0.43

0.43

0.41

0.36

0.41

0.34

Dy

2.02

2.37

2.11

2.2

2.51

2.51

2.29

1.98

2.17

2.07

Ho

0.39

0.47

0.43

0.44

0.48

0.48

0.47

0.37

0.46

0.41

Er

1.15

1.25

1.16

1.29

1.35

1.35

1.26

1.07

1.32

1.09

Tm

0.16

0.2

0.19

0.19

0.20

0.20

0.19

0.16

0.20

0.16

Yb

1.08

1.28

1.17

1.25

1.26

1.26

1.24

1.08

1.33

1.07

Lu

0.17

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.19

0.16

0.2

0.17

Th

1.6

2.6

2.4

1.6

2.5

2.5

2.5

2.5

2.5

2.7

U

0.7

1.1

0.9

0.5

1

1

0.7

0.9

1

0.9

LaN/YbN

5.938

6.9

6.999

6.451

7.733

7.779

5.431

6.688

6.321

7.266

Sr/Y

60.93396

58.26119

63.73228

68.25806

69.03053

69.03053

69.768

68.62037

73.95122

65.66667

 

 

بررسی فراوانی عناصر خاکی نادر این نمونه‎ها در نمودار بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun. and McDonough, 1989) نشان می‌دهد که همه نمونه‎ها تا اندازه‌ای از عناصر خاکی نادر سبک (LREE) غنی‌شدگی و از عناصر خاکی نادر سنگین (HREE) تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 5- C).

در نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، عناصر Sr، Ba و Rb ناهنجاری مثبت نشان می‎دهند، که با ناسازگاربودن این عناصر ‌توجیه‌شدنی است. همچنین، آنومالی مثبت Sr می‎تواند به نبود وجود پلاژیوکلاز در بخش برجامانده از ذوب‌بخشی وابسته باشد. همچنین، سیال‌های پهنه‌های فرورانش، گوشته خاستگاه این ماگما را از این عناصر غنی می‌کند (Wilson, 1989). الگوی نمودار عناصر خاکی نادر بهنجار شده در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) نشان‌دهنده غنی‌شدگی از عناصر LREE و تهی‌شدگی از HREE است (شکل 5- D). چنین ویژگی‎هایی از ویژگی‎هایی شناخته‌شدة ماگماهای وابسته به کمان (Gill, 1981) و به‌ویژه ماگماهای کالک‌آلکالن کمان‎های پهنه‌های فرورانش حاشیه قاره‌ها به‌شمار می‌آید.


 

 

شکل 5- جایگاه نمونه‎ها بر روی نمودار رده‌بندی و شناسایی سری ماگمایی سن‎های آذرین (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار K2O در برابر SiO2 برای شناسایی سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C) نمودار عنکبوتی بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ D) الگوی عناصر خاکی نادر بهنجار شده به ترکیب کندریت  (Nakamura, 1974).

 

 

کم‌بودن مقدار HREE در برابر LREE می‌تواند نشان‌دهنده درجه کم ذوب‌بخشی در خاستگاه گوشته‌ای و آلودگی ماگمای برخاسته از ذوب بخش گوشته‌ای با مذاب‌های برخاسته از ذوب بخش پوسته‌ای (Srivastava and Singh, 2004)، به‌جاماندن گارنت در سنگ خاستگاه (Clague et al., 1982) و یا نقش سیال در ماگمای اسیدی به‌هنگام جدایش ماگما باشد. بالابودن LREE/HREE نشان‌دهنده ژرفایِ بسیارِ پیدایش ماگما یا همان خاستگاه گارنت‌لرزولیتی است. در نمودار بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه، این نمونه‎ها دارای ناهنجاری منفی از Ti و Nb هستند. ماگمایی که از ذوب‌بخشی گوشته جدا می‌شود چه‌بسا در هنگام بالاآمدن با سنگ‎های پوسته‌ای قاره‌ای آغشتگی یا آلایش پیدا کند و در نمودار‌های عنکبوتی ناهنجاری منفی Nb نشان دهد. Wilson (1989) و Gill (1981) بر این باورند که غنی‌شدگی از عناصر ناسازگار مانند سرب، سزیم، باریم و روبیدیم (LILE) همراه با تهی‌شدگی نسبی از عناصر ناسازگار مانند نیوبیم، تیتانیم و زیرکونیم (HFSE) در گدازه‎های مناطق کمان پدیده‌ای معمول و متداول است. از دیدگاه سنگ‌زایی (پتروژنتیک)، ناهنجاری منفی نیوبیم از ویژگی‌های آشکار ماگماهای کمان قاره‌ای است.

الگوی موازی روند تغییر عناصر کمیاب و خاکی نادر نمونه‎ها نشان‌دهنده‎ خاستگاه مشترک نمونه‎ها و نقش برجسته‎ جدایش بلورین در پیدایش ماگمای سازنده آنهاست (Rollinson, 1993). نمودار Rb/Th در برابر Rb (Pearce, 1983)، نقش فرایند جدایش بلورین (تبلور تفریقی) همراه با هضم (AFC) و فرایند جدایش بلورین (FC)0را در تکامل ماگمای سازنده سنگ‎های منطقه رزّه و سهل نشان می‎دهد (شکل 6). شواهد زمین‎شیمیایی دیگر مانند غنی‌شدگی از عناصر لیتوفیل بزرگ یون مانند K، Rb، Th و U نیز نشان‌دهنده این نکته هستند.

 

 

شکل 6- نمودار Rb/Th در برابر Rb (Pearce, 1983) نشان‌دهنده نقش فرایند AFC و FC در تکامل ماگمای سازنده سنگ‎های آذرین نیمه‌ژرف منطقه سهل و رزّه (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان).

 

شواهد صحرایی مانند حضور گسترده انکلاوها به‌ویژه انکلاوهای نا هم‌خاستگاه دارای سرشت میکاشیستی، گنیسی، آمفیبولیتی، گابرویی و تونالیتی نیز نشان‌دهنده آلایش ماگمایی هستند. انکلاوهای نا هم‌خاستگاه نام‌برده دارای سرشت متفاوت، نقطه ذوب متفاوت و نقش آلایشی متفاوتی هستند. می‌توان گفت که ماگمای آداکیتی جدایش‌یافته در هنگام بالاآمدن به ترازهای بالاتر پوسته با سنگ‎های میزبان آلایش یافته است.

 

بحث

این سنگ‎ها با دارابودن ویژگی‎هایی مانند HREE کم و LREE بالا، به‌همراه ویژگی‌های دیگر (مانند: SiO2 (15/48 تا 02/59 درصد وزنی)، Na2O بیش از 4 درصد وزنی ، Al2O3 بیش از 16 درصد وزنی ، Yb کمتر از 8/1 پی‌پی‌ام و Y کمتر از 18 پی‌پی‌ام)، دارای سرشت آداکیتی هستند. نبود آنومالی منفی Eu، آنومالی منفی Nb و آنومالی مثبت در Sr از ویژگی‎های دیگر سنگ‎های آداکیتی هستند. با توجه به نمودارهای Sr/Y در برابر Y و LaN/YbN در برابر YbN (شکل‌های 7- A و 7- B)، این نمونه‎ها در گستره آداکیت‌ها جای گرفته‎اند.

بر پایه نمودار Sr در برابر CaO+Na2O (Castillo, 2012) و نمودار MgO در برابر SiO2 (Martin et al., 2005)، این سنگ‎ها در بخش آداکیت‌های کم سیلیس جای دارند (شکل‌های 7- C و 7- D). در جدول 3 ویژگی‌های زمین‎شیمیایی سنگ‎های آداکیتی از دیدگاه Castillo (2012) با سنگ‎های این منطقه مقایسه شده است. برپایه جدول 3 و منابع علمی منتشرشده دیگر درباره آداکیت‌ها، آداکیت‌های پر سیلیس (HSA) از ذوب ورقه‌های اقیانوسی فرورو و دگرگون‌شده پدید آمده‌اند. آداکیت‌های کم سیلیس (LSA) نیز از تبلور مذاب‌های پدیدآمده از ذوب گوة گوشته‌ای پریدوتیتی متاسوماتیسم‌شده پدید آمده‎اند (Castillo, 2012; Macpherson et al., 2006).


 

 

 

 

شکل 7- A) نمودارSr/Y در برابرY Drummond and Defant, 1990))؛ B) نمودار LaN/YbN در برابر YbN (Martin, 1999)، که جایگاه این نمونه‎ها در بخش آداکیت‌ها را نشان می‎دهند؛ C و D) نمودارهای شناسایی آداکیت‌های پرسیلیس (HSA) و کم‌سیلیس (LSA) از یکدیگر و جایگاه نمونه‎ها بر روی آن؛ C) نمودار Sr در برابر CaO+Na2O (Castillo, 2012)؛ D) نمودار MgO در برابر SiO2 (Martin et al., 2005).

 

جدول 3- بررسی ویژگی‌های زمین‎شیمیایی سنگ‎های آداکیتی از دیدگاه Castillo (2012) و مقایسه با سنگ‎های منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان).

معیارهای شاخص آداکیت‌ها

احتمال ارتباط با

ذوب ورقه اقیانوسی بازالتی فرورونده

آداکیت‌های منطقه سهل

(آداکیت‌های کم سیلیس)

SiO2 بیش از 56 درصد وزنی

ذوب‌بخشی فشار بالای اکلوژیت یا آمفیبولیت

-

SiO2 از 54 تا 58 درصد وزنی

تداخل مذاب‌های حاصل از ذوب‌بخشی پوسته اقیانوسی اکلوژیتی و یا رسوب‌های فرورانده‌شده با مذاب‌های برآمده از ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای بالای ورقه فرورو (Xu et al., 2000)

SiO2 (15/48 تا 02/59 درصد وزنی)

Al2O3 بیش از 15 درصد وزنی

ذوب‌بخشی فشار بالای اکلوژیت یا آمفیبولیت

Al2O3 بیش از 16 درصد وزنی (با میانگین 35/16 درصد وزنی)

MgO کمتر از 3 درصد وزنی

به‌همراه Ni کم چنانچه پیامد ذوب اولیه باشد، از گوشته پریدوتیتی ریشه نگرفته است.

MgO یش از 3 درصد وزنی (با میانگین 062/5 درصد وزنی)

MgO بیش از 3 درصد وزنی

به‌همراه Ni و Cr بالا، ذوب تعادلی یا ذوب‌بخشی پریدوتیت

MgO بیش از 3 درصد وزنی (با میانگین 062/5 درصد وزنی)

Na2O بیش از 3 درصد وزنی

ذوب‌بخشی فشار بالای اکلوژیت یا آمفیبولیت

Na2O بیش از 3 درصد وزنی (با میانگین 386/4 درصد وزنی)

Sr بیش از 300 پی‎پی‎ام

ذوب پلاژیوکلاز یا نبود پلاژیوکلاز در بخش برجامانده از فرایند ذوب

Sr بیش از 300 پی‎پی‎ام (با میانگین 425/837 پی‎پی‎ام)

Y کمتر از 10 پی‎پی‎ام ‎

نشان‌دهنده وجود گارنت، هورنبلند و کلینوپیروکسن در خاستگاه

بیش از 10 پی‎پی‎ام Y ‎(185/13 پی‎پی‎ام)

بیش از 20 Sr/Y

نشان‌دهنده وجود گارنت، هورنبلند و کلینوپیروکسن در خاستگاه

Sr/Y بیش از 20 (57/63)

Yb کمتر از 10 پی‎پی‎ام

با محتوای HREE کم، نشان‌دهنده گارنت‌داربودن خاستگاه

Yb کمتر از 10 پی‎پی‎ام (263/1 پی‎پی‎ام)

La/Yb بیش از 20 پی‎پی‎ام

غنی‌شدگی از LREE در برابر HREE، نشان‌دهنده گارنت‌داربودن خاستگاه

La/Yb کمتر از 20 (624/10)

HFSE، Nb و Ti کم

در بیشتر گدازه‎های کمانی، وجود فازهای کانیایی Tiدار یا هورنبلند در خاستگاه

HFSE، Nb و Ti کم

 


 

 

ویژگی‌های زمین‎شیمیایی به‌همراه سرشت سنگ‎شناسی و زمین‎شناسی این منطقه، ریشه‌گرفتن ماگماهای آداکیتی سازنده این سنگ‎ها از ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای پریدوتیتی همراه با مشارکت سیال‌های آزادشده از ورقه اقیانوسی فرورونده را تأیید می‌کند (شکل 8). تصویر نمادین از چگونگی پیدایش این آداکیت‌ها در شکل 9 آورده شده است.

 

 

شکل 8- نمودار Nb/Y در برابر La/Y برای شناسایی خاستگاه آداکیت‌های منطقه سهل (Macpherson et al., 2006).

 

نتیجه گیری

در منطقه سهل در جنوب شاهرود، سنگ‎های آذرین نفوذی نیمه‌ژرف به‎صورت دایک و گنبد رخنمون دارند. سنگ‎های آذرین نامبرده، سنگ‎های آتشفشانی و آتشفشانی رسوبی ائوسن نوار ماگمایی شمال پهنه ایران‎مرکزی را قطع کرده‎اند. بر پایه بررسی‎های سنگ‎نگاری و رده‎بندی شیمیایی، این سنگ‎های آذرین نیمه‌ژرف دارای ترکیب آندزیت، تراکی‌آندزیت و آندزی‌بازالت هستند.

در این سنگ‎ها دو گروه انکلاو زینولیتی (نا هم‌خاستگاه) و اتولیتی (هم‌خاستگاه) دیده می‌شود. انکلاوها‎ی زینولیتی (میکاشیستی، گنیسی، آمفیبولیتی و ...) تکه‌هایی از سنگ‎هایی است که در راه بالاآمدن ماگما بوده‌اند و در پی گسیختگی به درون مواد مذاب راه یافته‌اند و سپس به‌سوی بالا برده شده‎اند و بیشتر آنها دارای سرشت پوسته‌ای هستند.

 

 

شکل 9- الگوی نمادین پیدایش آداکیت‌های کم‌سیلیس منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوب‌خاوری استان سمنان).


 

 

انکلاو‎های اتولیتی، لخته‎های مافیک سرشار از هورنبلند و پیروکسن متعلق به بخش‎های پیش‌تبلور‌یافته ماگما هستند که در پی تزریق دوباره ماگما به درون آشیانه ماگمایی، گسیخته شده‎ و با ماگما به ترازهای بالاتر برده شده‌اند.

داده‎های زمین‎شیمیایی نشان‌دهنده سرشت کالک‌آلکالن پتاسیم بالای این نمونه‎ها هستند. بالا‌بودن نسبت LREE/HREE، مقادیر مطلوب SiO2، Al2O3 و Sr این سنگ‎ها و کم‌بودن مقادیر Yb و Y نشان‌دهنده سرشت آداکیتی این نمونه‎هاست. غنی‌شدگی از LILE و آنومالی منفی از Nb، Ti و تا اندازه‌ای Ta نشان می‌دهند که این سنگ‎ها در پهنه فرورانش ورقه اقیانوسی نئوتتیس (شاخه سبزوار- درونه) به زیر بخش شمالی ورقه قاره‌ای ایران‎مرکزی پدید آمده‎اند. همچنین، این سنگ‎ها از ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای پریدوتیتی همراه با مشارکت سیال‌های آزاد شده از ورقه اقیانوسی فرورو پدید آمده‎اند. در پی پدیده‎های هضم، آلایش و جدایش ماگمایی، این ماگماها در هنگام بالاآمدن اندکی دچار تغییر ترکیبی شده‎اند.

 

 

منابع

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

Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos 134: 304-316.

Clague, D. A. and Frey, F. A. (1982) Petrology and trace element geochemistry of the Honolulu volcanoes, Oahu: Implications for the oceanic mantle below Hawaii. Journal of Petrology 23: 447-504.

Dehnavi, N. (2009) Petrology and geochemistry of igneous rock of Shahr-e-Firoozeh region (West of Neyshabour) and their related mineralization. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Delavar, Z. (2010) Petrology and geochemistry of Subvolcanic domes of South West of Birjand. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Didier, J. (1964) Etued petrographique des enclaves de quelques granites du Massif Central Français. Annales Scientifiques de l'Université de Clermont-Ferrand 23: 254.

Didier, J. (1973) Granite and Their Enclaves: On the origin of enclave bearing granites. Developments in petrology, Elsevier, Amesterdam.

Drummond, M. S. and Defant M. J. (1990) A model for trondhjemite tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons. Journal of Geophysical Research 95: 21503-21521.

Emami, M. H. (2001) Magmatism in Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Ghasemi, H. and Rezaei Kahkhaei, M. (2015) Petrochemistry and tectonic setting of the Davarzan Abbasabad Eocene volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Journal of Mineralogy and Petrology 108(6): 1- 20.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer-berlin: 43-489.

Hibbard, M. and Sabatire J. (1998) The magma mixing and origin of mantel feldspars. Contributions to Mineralogy and Petrology 79: 158-170.

Jamali, Z. (2015) Geology, petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Razzeh Area (south of Shahrood). MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Jamali, Z., Sadeghian, S. and Ghasemi, H. (2014) Mineralogical changes of enclaves in subvolcanic domes of east Razzeh Area. 18th Congress of the Geological Society of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Miao, L. (2015a) U-Pb age dating and determination of source region composition of post- ophiolite adakitic domes of Sabzevar. Petrology 23: 121-138 (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V. R., Sadeghian, M. and Dahren, B. (2015b) Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, northeast Iran. Solid Earth 6: 49–72.

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: 745–750.

Macpherson, C. G., Dreher S. T. and Thirlwall M. F. (2006) Adakites without slab melting: High pressure differentiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines. Earth and Planetary Science Letters 243: 581-593.

Mansouri, B. (2015) Petrology and geochemistry of subvolcanic domes in southeast of Sahl area (NE Torud). M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archean granitoids. Lithos 46: 411-429.

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.

Middlemost, E. A. (1986) Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology.

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

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. Cheshire, Shiva Publications.

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.

Pichler, H. and Schmitt Riegraf, C. (1997) Rock- forming minerals in thin section. Translated by L. Hoke, Chapman and Hall.

Rahmati Ilkhchi, M., Faryad, S., Schulmann, K. and Kosler, J. (2006) Metamorphic and exhumation processes of the Shotur Kuh metamorphic complex, Semnan Province (Central Iran Zone). Geo Lines 20.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, UK.

Rutherford, M. J. and Devine, A. D. (2003) Magmatic conditions and magma ascent as indicated by Hornblende phase equilibria and reaction in the 1995-2002, Soufriere Hills Magma. Journal of Petrology 44(8): 1433-1484.

Saeidi, S. (2010) Petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Birjand area. M. Sc. thesis, Azad University of Shahrood, Shahrood, Iran (in Persian).

Salehinejad, H. (2008) Petrology and Geochemistry Bashtine Area Subvolcanic Domes, in the west of Sabzevar. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Srivastava, R. K., Singh R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asia Earth sciences 23: 373-389.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) A chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. Geological Society Special Publication 42: 313-345.

Valizadeh, M. V., Sadeghian, M. and Akrami, M. A. (2002) Enclaves and granite petrology. Tehran University Publications 2533 (in Persian).

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, a global tectonic approach: Unwin Hyman, London.

Xu, J. F., Wang, Q. and Yu, X. Y. (2000) Geochemistry of high-Mg andesites and adakitic andesite from the Sanchazi block of the Mian-Lue ophiolitic mélange in the Qinling Mountains, central China: Evidence of partial melting of the subducted Paleo-Tethyan oceanic crust. Geochemical Journal 34: 359- 377.

Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S. and Yousefi, F. (2011) Geochemistry and petrogenesis of Givshad volcanic and subvolcanic rocks (southwest of Birjand, east of Iran). Petrology 7: 39-50 (in Persian).

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

Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos 134: 304-316.

Clague, D. A. and Frey, F. A. (1982) Petrology and trace element geochemistry of the Honolulu volcanoes, Oahu: Implications for the oceanic mantle below Hawaii. Journal of Petrology 23: 447-504.

Dehnavi, N. (2009) Petrology and geochemistry of igneous rock of Shahr-e-Firoozeh region (West of Neyshabour) and their related mineralization. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Delavar, Z. (2010) Petrology and geochemistry of Subvolcanic domes of South West of Birjand. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Didier, J. (1964) Etued petrographique des enclaves de quelques granites du Massif Central Français. Annales Scientifiques de l'Université de Clermont-Ferrand 23: 254.

Didier, J. (1973) Granite and Their Enclaves: On the origin of enclave bearing granites. Developments in petrology, Elsevier, Amesterdam.

Drummond, M. S. and Defant M. J. (1990) A model for trondhjemite tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons. Journal of Geophysical Research 95: 21503-21521.

Emami, M. H. (2001) Magmatism in Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Ghasemi, H. and Rezaei Kahkhaei, M. (2015) Petrochemistry and tectonic setting of the Davarzan Abbasabad Eocene volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Journal of Mineralogy and Petrology 108(6): 1- 20.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer-berlin: 43-489.

Hibbard, M. and Sabatire J. (1998) The magma mixing and origin of mantel feldspars. Contributions to Mineralogy and Petrology 79: 158-170.

Jamali, Z. (2015) Geology, petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Razzeh Area (south of Shahrood). MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Jamali, Z., Sadeghian, S. and Ghasemi, H. (2014) Mineralogical changes of enclaves in subvolcanic domes of east Razzeh Area. 18th Congress of the Geological Society of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Miao, L. (2015a) U-Pb age dating and determination of source region composition of post- ophiolite adakitic domes of Sabzevar. Petrology 23: 121-138 (in Persian).

Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V. R., Sadeghian, M. and Dahren, B. (2015b) Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, northeast Iran. Solid Earth 6: 49–72.

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: 745–750.

Macpherson, C. G., Dreher S. T. and Thirlwall M. F. (2006) Adakites without slab melting: High pressure differentiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines. Earth and Planetary Science Letters 243: 581-593.

Mansouri, B. (2015) Petrology and geochemistry of subvolcanic domes in southeast of Sahl area (NE Torud). M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archean granitoids. Lithos 46: 411-429.

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.

Middlemost, E. A. (1986) Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology.

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

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. Cheshire, Shiva Publications.

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.

Pichler, H. and Schmitt Riegraf, C. (1997) Rock- forming minerals in thin section. Translated by L. Hoke, Chapman and Hall.

Rahmati Ilkhchi, M., Faryad, S., Schulmann, K. and Kosler, J. (2006) Metamorphic and exhumation processes of the Shotur Kuh metamorphic complex, Semnan Province (Central Iran Zone). Geo Lines 20.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, UK.

Rutherford, M. J. and Devine, A. D. (2003) Magmatic conditions and magma ascent as indicated by Hornblende phase equilibria and reaction in the 1995-2002, Soufriere Hills Magma. Journal of Petrology 44(8): 1433-1484.

Saeidi, S. (2010) Petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Birjand area. M. Sc. thesis, Azad University of Shahrood, Shahrood, Iran (in Persian).

Salehinejad, H. (2008) Petrology and Geochemistry Bashtine Area Subvolcanic Domes, in the west of Sabzevar. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Srivastava, R. K., Singh R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asia Earth sciences 23: 373-389.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) A chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. Geological Society Special Publication 42: 313-345.

Valizadeh, M. V., Sadeghian, M. and Akrami, M. A. (2002) Enclaves and granite petrology. Tehran University Publications 2533 (in Persian).

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, a global tectonic approach: Unwin Hyman, London.

Xu, J. F., Wang, Q. and Yu, X. Y. (2000) Geochemistry of high-Mg andesites and adakitic andesite from the Sanchazi block of the Mian-Lue ophiolitic mélange in the Qinling Mountains, central China: Evidence of partial melting of the subducted Paleo-Tethyan oceanic crust. Geochemical Journal 34: 359- 377.

Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S. and Yousefi, F. (2011) Geochemistry and petrogenesis of Givshad volcanic and subvolcanic rocks (southwest of Birjand, east of Iran). Petrology 7: 39-50 (in Persian).