Petrography and geochemistry of subvolcanic rocks in the north of Torud (west of Torud- Chah Shirin magmatic arc)

Document Type : Original Article

Authors

1 استادیار گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، تهران

2 Department of Geology

Abstract

In the north of Torud and the eastern part of the Trood- Chah Shirin magmatic arc, the Late Eocene- Early Oligocene subvolcanic rocks with andesite, trachyandesite and dacite composition intruded the Eocene volcanic- pyroclastic sequence. Mineralogically, they are dominated by plagioclase, hornblende, biotite, quartz and magnetite with microlithic porphyry and hyallomicrolithic porphyric textures. Plagioclase with polysynthetic twinning and oscillatory zoning is the most abundant mineral that sometimes having sieve texture, dissolution, and corroded margins. Biotite and amphibole phenocrysts are idiomorphs to subidiomprph with opacitic margins. Quartz phenocrysts sometimes have corrosion gulf. Microscopic evidence, including non- equilibrium textures (oscillatory zoning and sieve texture of plagioclases), dissolution, and corrosion of crystals point to assimilation and magmatic contamination. The geochemical signatures of the rocks studied including enrichment in LILEs (especially Rb, K, Th) and LREEs relative to HREEs and HFSEs (Ta, Nb, Ti), a calc- alkaline affinity and their position on discrimination tectonomagmatic diagrams, display that these rocks derived from a subduction- related environment. These mentioned signatures with a differentiated pattern of rare earth elements without Eu anomaly, depletion in Y and Yb, and high ratio of Sr/Y and La/Yb show these rocks belong to high silica adakites. The parent magma of adakitic rocks in this region originated from partial melting of subducted oceanic crust (in garnet stability depth) associated with fractional crystallization and assimilation processes.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

منطقه بررسی‌شده در این پژوهش، در بخش شمالی پهنة ساختاری ایران مرکزی، در فاصلة 120 کیلومتری جنوب شاهرود، 15 کیلومتری شمال‌باختری ترود و میان طول‏‏‏‌های جغرافیایی '50 °54 تا '00°55 خاوری و عرض‏‏‏‌های جغرافیایی '25 °35 تا '30 °35 شمالی است. این منطقه، بخش خاوری کمان ماگمــایی ترود- چاه‏‏‏‌شیرین را می‌سازد و در شمال جادة ترود- معلمان و باختر جادة ترود- شاهرود جای دارد. کمان ماگمایی ترود- چاه‏‏‏‌شیرین، به‌صورت یک فرازمین در بخش باختری کمربند فلززایی سبزوار جای گرفته است (Aghanabati, 2004). توالی سنگ‌های رسوبی، آتشفشانی و آتشفشانی- تخریبی سنوزوییک از رخنمون‏‏‏‌های سنگی سازندة آن هستند. به‌علت رخدادهای معدنی فراوان، زمین‏‏‏‌شناسان اقتصادی همواره به بررسی پهنة ترود- چاه‏‏‏‌شیرین پرداخته‌اند (Rashidnejad Omran, 1993; Shamanian et al., 2004; Imamjomeh et al., 2009; Mehrabi and Ghasemi, 2010; Akhyani et al., 2015; Bahrampour et al., 2017)

بسیاری از اندیس‏‏‏‌ها و معادن این پهنه، مانند کانسارهای مس، سرب و روی توأم با عنصرهای طلا و نقره، در پی تزریق توده‏‏‏‌های جوان‌تر درون سنگ‌های آتشفشانی ائوسن پدید آمده‏‏‏‌اند. کانه‏‏‏‌زایی مس در گسترة پژوهش‌شده (اندیس چاه موسی) به‌علت تزریق توده‏‏‏‌های نیمه‏‏‏‌ژرف ائوسن پسین- الیگوسن پیشین در توالی‏‏‏‌های آتشفشانی- آذرآواری ائوسن پدید آمده است و پژوهشگران بسیاری آن را بررسی کرده‌اند (Imamjomeh, 2007; Ashrafpour et al., 2011; Ashofteh, 2014). از آنجایی‌که ویژگی‏‏‏‌های سنگ‌شناسی توده‏‏‏‌های نیمه‏‏‏‌ژرف تا کنون بررسی نشده‌اند، در این مقاله، سنگ‏‏‏‌شناسی، خاستگاه و سنگ‌زایی این سنگ‌ها بررسی خواهند شد.

 

زمین‌شناسی منطقه

کمان ماگمایی ترود- چاه‏‏‏‌شیرین با روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری، در مرز شمالی کویر مرکزی ایران جای دارد. در رده‏‏‏‌بندی Nogol-Sadat و Almasian (1993)، این کمان ماگمایی بخشی از زیرپهنة ماگمایی شمال ایران مرکزی دانسته شده است؛ اما Houshmandzadeh و همکاران (1978) آن‏‏‏‌ را باریک‏‏‏‌ رشتة ترود- چاه‌شیرین نامیده‏‏‏‌اند که میان دو گسل اصلیِ ترود و انجیلو جای گرفته است. تنوع کانه‏‏‏‌زایی فلزی در کمان ماگمایی ترود- چاه‌شیرین، آن را از کمربندهای متالوژنیک ایران مطرح کرده است. کمربند ترود- چاه‏‏‏‌شیرین چینه‏‏‏‌شناسی متنوعی دارد و سنگ‌های دگرگونة منسوب به پرکامبرین (Rezaei et al., 2020; Veiskarami et al., 2020) و نهشته‏‏‏‌های سخت‌شدة مزوزوییک و سنوزوییک از واحدهای اصلی آن هستند. نیمة باختری این کمربند، بیشتر از واحدهای رسوبی مربوط به دوران‌های گوناگون زمین‏‏‏‌شناسی ساخته شده است؛ اما در نیمة خاوری، واحدهای آتشفشانی سنوزوییک گسترش چشمگیری دارند. محدودة بررسی‌شده در شمال ترود، ادامة خاوری ولکانیسم ترود- چاه‌شیرین را تشکیل داده است. حجم چشمگیری از رخنمون‏‏‏‌های سنگی منطقه را سنگ‌های آذرین ترشیری می‌سازند که بخش اصلی آنها به سن ائوسن میانی- بالایی هستند. کهن‏‏‏‌ترین رخنمون سنگی منطقه، مجموعة برش آتشفشانی زیرین است که دربردارندة ماسه‏‏‏‌توفی، توف برش داسیتی، گدازه‏‏‏‌های پیروکسن آندزیتی، توف آندزیتی- داسیتی، برش توفی- گدازه و ماسه‏‏‏‌سنگ ائوسن است و با داسیت‏‏‏‌های برشی ستبر لایة میانی و مجموعه‏‏‏‌ای از آندزیت و تناوب برش توف و برش گدازه آندزیتی بالایی پوشانده شده‏‏‏‌اند (Imamjomeh, 2007). توده‏‏‏‌های نیمه‏‏‏‌ژرف آندزیتی- داسیتی با سن احتمالی ائوسن پسین- الیگوسن پیشین (که در چهارگوش 100000/1 معلمان، توده‏‏‏‌های گرانیتی- گرانودیوریتی نامیده شده‏‏‏‌اند) و دایک‏‏‏‌های حد واسط- بازیک در رخنمون‏‏‏‌های سنگی قدیمی نفوذ کرده‏‏‏‌اند (شکل 1). این توده‏‏‏‌ها در شمال و شمال‌باختری، برش‏‏‏‌های زیرین، میانی و بالایی را قطع کرده‌اند و در بخش خاوری و شمال‌خاوری رسوب‌های کواترنری آنها را پوشانده‏‏‏‌اند (Eshraghi and Jalali, 2006). در جنوب منطقه، رخنمون‏‏‏‌هایی از الیوین‌بازالت و پیروکسن‌آندزیت در تناوب با آهک نومولیت‏‏‏‌دار و نیز رسوب‌های مارنی، کنگلومرایی- ماسه‌سنگی، نمک و ژیپس (هم‌ارز سازند قم) میوسن دیده می‏‏‏‌شوند. آبرفت‏‏‏‌ها و رسوب‌های آبراهه‏‏‏‌ای و کوهپایه‏‏‏‌ای (رسوب‌های بادبزنی) پلیوپلیوستوسن، جوان‌ترین نهشته‏‏‏‌های منطقه هستند.

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‏‏‏‌شناسی ساده‌شدة منطقه برگرفته از چهارگوش 100000/1 معلمان (Eshraghi and Jalali, 2006)

 

 

منطقة بررسی‌شده در شمال ترود، متأثر از رفتار گسل‏‏‏‌های راستالغز چپ‏‏‏‌گرد انجیلو در شمال و ترود در جنوب است و روند جایگزینی توده‏‏‏‌های آذرین و بسیاری از پدیده‏‏‏‌های زمین‏‏‏‌شناسی وابسته، از این روند پیروی می‏‏‏‌کنند. توپوگرافی این محدوده نامتجانس است و رخنمون‏‏‏‌های سنگی نیمه‏‏‏‌ژرف، با ریخت‌شناسی نه‌چندان مرتفع و به‏‏‌صورت گنبدهای تپه‏‏‏‌ماهوری دیده می‏‏‏‌شوند (شکل 2). ترکیب توده‏‏‏‌های نیمه‏‏‏‌ژرف که واحدهای سنگ‌شناسی قدیمی را قطع کرده‏‏‏‌اند، در بخش خاوری (چاه کفتری) و بخش باختری (چاه موسی) تا اندازه‌ای متفاوت است. تودة نیمه‏‏‏‌ژرف چاه‏‏‏‌موسی با ترکیب آندزیت پورفیری در بخش مرکزی و کوارتزآندزیت- داسیت در بخش‏‏‏‌های حاشیه‏‏‏‌ای، به‌‏‌واسطة شبکه‏‏‏‌ای از گسل‏‏‏‌ها در منطقه نفوذ کرده است؛ اما تودة نیمه‏‏‏‌ژرف قلة کفتران، بیشتر ترکیب داسیتی دارد. برپایة بررسی‌های مغناطیس‏‏‏‌سنجی، مکانیسم اصلی جایگیری تودة گنبدی چاه‌موسی، بالونی‌شدن است (Seifivand, 2016). بالونی‌شدن فرایندی است که هنگام بالاآمدن ماگما در پوسته رخ می‏‏‏‌دهد. با بالاآمدن ماگما، تودة اصلی سردتر و ویسکوزتر می‌شود و از پیشروی به‌سوی بالا باز می‌ایستد؛ اما انشعاب‌های ژرف‏‏‏‌ترِ جریان ماگمایی، به بالاآمدن ادامه می‌دهند و به تودة سرد بالایی هجوم می‏‏‏‌برند. این فرایند منجر به بالاآمدگی گنبدی و انبساط شعاعی بدنة تودة ماگمایی اصلی می‏‏‏‌شود (Gill, 2010). ساختارهای بسیاری، مانند ساختار ستونی، جلای ورنی و فرسایش پوست پیازی در این توده‏‏‏‌ها دیده می‏‏‏‌شوند. مجموعة‏‏‏‌ سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف در صحرا به رنگ خاکستری با ظاهری هوازده و ساخت پورفیری تا دانه‏‏‏‌ریز دیده می‏‏‏‌شود.

 

 

 

شکل 2- نمای صحرایی از: A) توپوگرافی گنبدی قلة کفتران؛ B) چاه موسی

 

 

روش انجام پژوهش

در راستای دستیابی به اهداف پژوهش، پس از بررسی نقشه‏‏‏‌های زمین‏‏‏‌شناسی و تصویرهای ماهواره‏‏‏‌ای، بازدیدهای صحرایی و نمونه‏‏‏‌برداری میدانی از محدوده انجام شد و 45 نمونه برگزیده و پس از تهیة مقطع نازک با میکروسکوپ پلاریزان Olympus مدل BH-2 بررسی شدند. پس از بررسی‌های دقیق سنگ‌نگاری، نمونه‏‏‏‌های با کمترین میزان هوازدگی و کمترین مقدار کربنات‌کلسیم (کمتر از 5 درصد) برگزیده و برای تجزیة عنصرهای اصلی با روش ICP-AES و دیگر عنصرهای فرعی و کمیاب با روش ICP-MS به آزمایشگاه ACME کانادا فرستاده شدند. دقت دستگاه برای عنصرهای اصلی 1%± ، و برای عنصرهای کمیاب، در غلظت‏‏‏‌های بالای ppm100 برابر 5%± و در غلظت‏‏‏‌های کمتر از ppm 100، 10% ± است. برای بررسی دقیق‏‏‏‌تر، از داده‏‏‏‌های تجزیة 8 نمونه از سنگ‌های منطقه که به روش XRF تجزیه شده‌‌اند (Pourkhaghan, 2005) نیز استفاده شد. داده‏‏‏‌های تجزیة نمونه‏‏‏‌های سنگی در جدول 1 آورده شده‌اند. تجزیه و تحلیل اطلاعات به‌دست‌آمده از داده‏‏‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی با نرم‏‏‏‌افزارهای Excel و GCD-Kit انجام شد.


 


جدول 1- داده‏‏‏‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) نمونه‏‏‏‌های شمال ترود (نمونه‏‏‏‌هایی که با حروف PK آغاز شده‌اند از Pourkhaghan (2005) برگرفته شده‏‏‏‌اند)

Rock Type

Andesite

Dacite

Sample No.

PK4

CK1

PK63

PK61

PK60

PK59

CK6

PK5

CK10

PK3

PK1

CM3

CM21

SiO2

59.37

59.49

59.57

57.61

59.65

57.71

59.76

59.95

60.21

60.90

62.59

65.40

71.5

TiO2

0.18

0.48

0.54

0.43

0.34

0.38

0.51

0.13

0.46

0.25

0.07

0.45

0.28

Al2O3

16.4

15.86

16.14

17.33

17.86

17.44

16.19

17.06

15.75

17.43

16.79

16.57

14.36

Fe2O3

0.69

1.97

1.92

2.96

2.58

3.11

2.13

0.79

1.93

0.83

0.69

1.68

1.27

FeO

3.33

2.16

2.11

3.26

2.84

3.42

2.34

3.92

2.12

3.99

3.4

1.85

1.40

MnO

*

0.09

0.11

0.08

0.08

0.70

0.11

*

0.07

*

*

0.11

0.04

MgO

1.78

2.68

3.93

3.77

3.30

3.51

3.59

2.64

2.47

2.56

2.76

1.54

0.95

CaO

6.25

3.90

5.26

6.54

6.43

6.32

2.59

5.74

3.37

4.69

3.87

0.54

0.46

Na2O

2.94

7.15

3.58

4.67

3.13

4.49

6.51

5.84

5.99

5.97

5.84

1.43

3.67

K2O

6.34

2.10

3.59

2.90

3.47

3.15

2.52

2.51

2.92

2.33

2.69

4.68

2.77

P2O5

*

0.23

*

*

*

*

0.24

*

0.22

*

*

0.24

0.14

LOI

*

3.50

*

*

*

*

3.00

*

4.00

*

*

4.00

2.80

Sum

97.28

99.39

96.57

99.55

99.68

100.2

99.25

98.58

99.29

98.95

98.70

98.25

99.50

Ba

67.0

437

633.0

363

519

456

586

24.0

518

42.4

36.5

499

324

Rb

11.7

29.4

102.0

77.0

134.0

89.0

39.3

4.0

53.0

4.0

4.3

129.9

78.9

Sr

59.3

533.6

813.0

896

728

585

749.5

53.6

592.0

52.4

66.4

142.8

257.7

Zr

3.7

85.0

130.0

170.

70.0

26.4

76.5

3.8

83.9

14.9

19.1

89.0

85.8

Nb

0.2

7.0

*

*

*

*

7.4

0.2

7.5

0.5

0.7

8.5

8.5

Ni

*

21

*

*

*

*

23

*

<20

*

*

<20

<20

Co

13.7

12.2

15.0

10.0

8.0

9.0

13.8

14.0

12.5

12.1

12.2

9.3

4.1

Zn

3.7

85.0

130.0

170.0

70.0

26.4

76.5

3.8

83.9

14.9

19.1

89.0

85.8

Cr

*

7.3

*

*

*

*

7.5

*

6.8

*

*

7.2

5.2

La

*

20.3

*

*

*

*

20.8

*

21.3

*

*

17.4

22.3

Ce

*

37.9

*

*

*

*

37.8

*

39.0

*

*

31.5

39.9

Pr

*

4.08

*

*

*

*

4.20

*

4.19

*

*

3.60

4.08

Nd

*

15.6

*

*

*

*

15.8

*

15.2

*

*

12.4

13.6

Sm

*

2.48

*

*

*

*

2.50

*

2.46

*

*

1.92

1.73

Eu

*

0.76

*

*

*

*

0.76

*

0.75

*

*

0.54

0.49

Gd

*

2.04

*

*

*

*

2.15

*

2.03

*

*

1.69

1.39

Tb

*

0.26

*

*

*

*

0.27

*

0.26

*

*

0.24

0.17

Dy

*

1.35

*

*

*

*

1.48

*

1.34

*

*

1.40

0.87

Ho

*

0.25

*

*

*

*

0.29

*

0.24

*

*

0.24

0.17

Er

*

0.74

*

*

*

*

0.83

*

0.75

*

*

0.76

0.56

Tm

*

0.10

*

*

*

*

0.10

*

0.09

*

*

0.10

0.08

Yb

*

0.77

*

*

*

*

0.67

*

0.72

*

*

0.78

0.55

Lu

*

0.11

*

*

*

*

0.12

*

0.11

*

*

0.11

0.09

Y

*

7.3

*

*

*

*

7.5

*

6.8

*

*

7.2

5.2

Cs

*

0.5

*

*

*

*

1.1

*

1.1

*

*

7.7

3.9

Ta

*

0.5

*

*

*

*

0.5

*

0.5

*

*

0.7

0.5

Hf

*

2.2

*

*

*

*

2.1

*

2.2

*

*

2.5

2.2

Th

*

3.3

*

*

*

*

3.0

*

3.5

*

*

4.0

3.8

U

*

1.3

*

*

*

*

0.9

*

3.0

*

*

1.5

1.5

Nb/U

*

5.39

*

*

*

*

8.22

*

2.5

*

*

5.67

5.67

Nb/Th

*

2.12

*

*

*

*

2.47

*

2.15

*

*

2.12

2.24

Ce/Yb

*

49.2

*

*

*

*

56.4

*

54.2

*

*

40.4

72.5

Sr/Y

*

73.1

*

*

*

*

99.9

*

87.1

*

*

19.8

49.5

LaN/YbN

*

17.6

*

*

*

*

20.7

*

19.8

*

*

14.9

27.1

 



سنگ‌نگاری

توده‏‏‏‌های نیمه‏‏‏‌ژرف بررسی‌شده طیف ترکیبی آندزیت تا داسیت دارند و بافت آنها از هیالومیکرولیتی پورفیری تا میکرولیتی پورفیری و گلومروپورفیری در نوسان است. پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت، آمفیبول، مگنتیت و به‏‏‏‌ندرت پیروکسن با فراوانی متغیر از کانی‏‏‏‌های اصلی این توده‏‏‏‌ها هستند که در زمینه‏‏‏‌ای از میکرولیت و شیشه جای گرفته‏‏‏‌اند. کانی‏‏‏‌های ثانویه کلریت، کلسیت، اکسیدآهن و مالاکیت در این سنگ‌ها به فراوانی دیده می‏‏‏‌شوند.

 

آندزیت‏‏‏‌: آندزیت بخش اصلی پیکرة توده‏‏‏‌های آذرین بررسی‌شده را تشکیل می‏‏‏‌دهد. آندزیت‏‏‏‌ها از 30 تا 40 درصدحجمی درشت‏‏‏‌بلور پلاژیوکلاز،‏‏‌ آمفیبول، بیوتیت و مقدار ناچیزی پیروکسن در زمینه‏‏‏‌ای ریزبلور ساخته شده‌اند. این‌ سنگ‌ها بافت هیالومیکرولیتی پورفیری تا میکرولیتی پورفیری به نمایش می‏‏‏‌گذارند. آپاتیت و زیرکن از کانی‏‏‏‌های فرعی این گروه سنگی هستند. درشت‏‏‏‌بلورهای شکل‌دار تا نیمه‏‏‏‌شکل‌دار پلاژیوکلاز با فراوانی تا 30 درصدحجمی (تا 5 میلیمتر)، ماکل تکراری و خاموشی منطقه‏‏‏‌ای دارند و گاه حاشیه‏‏‏‌های غبارآلود و بافت غربالی نشان می‏‏‏‌دهند (شکل‌های 3- A و 3- B). سازوکار‏‏‏‌هایی مانند آمیختگی و آلایش ماگمایی (Tsuchiyama, 1985)، کاهش ناگهانی فشار هنگام حرکت سریع ماگما به‌سوی بالا و ورود مقدار فراوانی مواد فرار به آشیانة ماگمایی بافت غربالی را پدید می‏‏آورند (Humphreys et al., 2006). پژوهشگرانی مانند Stewart و Pearce (2004) این ویژگی‌ها را نشانة آمیختگی ماگمایی می‏‏‏‌دانند. پلاژیوکلازها بیشتر به کانی‏‏‏‌های رسی و سریسیت دگرسان شده‌اند و گاه با کلسیت جانشین شده‏‏‏‌اند. فراوان‏‏‏‌ترین کانی فرومنیزینه آندزیت‏‏‏‌ها، درشت‏‏‏‌بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار‏‏‏‌ آمفیبول (تا 5/2 میلیمتر) با حاشیة اوپاسیته هستند که بیشترشان به کلریت، کلسیت، اسفن و اکسید آهن تجزیه شده‏‏‏‌اند. بیوتیت‏‏‏‌های سودوهگزاگونال با حاشیة اوپاسیته از دیگر کانی‏‏‏‌های فرومنیزینه سنگ هستند که بیشترشان به کلریت تحلیل رفته‏‏‏‌اند (شکل 3- D). اوپاسیته‌شدن کانی‏‏‏‌های فرومنیزینه سنگ‌های آتشفشانی بیشتر پیامد تسریع فرایند اکسایش در سطح کانی در پی افزایش تصاعدی مواد فرار هنگام بیرون‏‏‏‌ریزی ماگماست (Rutherford and Hill, 1993). زمینة سنگ‌های آندزیتی ریزبلور و دربردارندة ترکیب‌های مشابه درشت‏‏‏‌بلورها به‌همراه کانی‏‏‏‌های کدر است. ویژگی‏‏‏‌های بافتی درشت‏‏‏‌بلورهای آندزیت‏‏‏‌ها همانند وجود منطقه‏‏‏‌بندی و بافت غربالی چه‌بسا نشانة نبود تعادل شیمیایی، بالاآمدن سریع ماگما و کاهش ناگهانی فشار و یا آلایش پوسته‏‏‏‌ای است.

 

داسیت: سنگ‌های داسیتی به‏‏‏‌صورت تودة مستقل و همچنین در حاشیة تودة آندزیتی در همبریِ سنگ‌های دربرگیرنده رخنمون یافته‏‏‏‌اند. پلاژیوکلاز، آمفیبول،‏‏‌ بیوتیت و کوارتز از درشت‏‏‏‌بلورهای سازندة این سنگ‌ها هستند که در زمینه‌ای دانه‏‏‏‌ریز جای گرفته‌اند و بافت پورفیری را به نمایش می‏‏‏‌گذارند. درشت‏‏‏‌بلورهای پلاژیوکلاز (تا 5/0 میلیمتر) منطقه‏‏‏‌بندی و گاه حاشیة غبارآلود و بافت غربالی دارند و به سریسیت و کانی‏‏‏‌های رسی دگرسان شده‏‏‏‌اند. بیشتر بیوتیت‏‏‏‌ها شکل‌دار و با حاشیة اپاسیته هستند. آمفیبول با فراوانی به‏‏‏‌مراتب کمتر از بیوتیت،‏‏‌ بلورهای شکل‌دار با حاشیة اپاسیته دارد. بیوتیت‌ها بیشتر به کلریت دگرسان شده‌اند. درشت‏‏‏‌بلورهای نیمه‌شکل‌دار کوارتز از دیگر کانی‏‏‏‌های سازندة سنگ‌های داسیتی هستند که با داشتن حفره در سطح بلور،‏‏‌ خوردگی خلیجی و حواشی گردشده نمود یافته‏‏‏‌اند (شکل 3- D).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از: A) فنوکریستال پلاژیوکلاز دگرسان‌شده در XPL؛ B) پلاژیوکلاز با بافت غربالی در XPL؛ C) درشت‏‏‏‌بلورهای آمفیبول با حاشیة اپاسیته در XPL؛ D) کوارتز با خوردگی‏‏‏‌خلیجی در داسیت در XPL؛ E) دگرسانی سیلیسی‌شدن در XPL؛ F) دگرسانی کربناتی در آندزیت در PPL (نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans (2010))


 

 

خوردگی خلیجی کانی کوارتز پیامد رشد غیرتعادلی و یا تأثیرات انحلالی پدیدآمده از کاهش فشار هنگام بالاآمدن ماگما به سطح زمین است (Nelson and Montana, 1992). به گفتة دیگر، در پی افت ناگهانی فشار، دمای تبلور نیز کاهش می‌یابد و بلورهای کوارتز در ماگما دچار ذوب و خوردگی می‏‏‏‌شوند. افزون‌بر این، پیدایش حفره در سطح کوارتز چه‌بسا پیامد تغییر ترکیب شیمیایی ماگما، آمیختگی ماگمایی و خروج حباب‏‏‏‌های گاز از مجاور درشت‏‏‏‌بلورهای کوارتز است (Shelly, 1993). در سنگ‌های بررسی‌شده، فرایندهای دگرسانی با تبدیل بخشی از کانی‏‏‏‌های نخستین به مجموعه‏‏‏‌ای از کانی‏‏‏‌های ثانویه (مانند: سریسیت، کائولینیت، کلریت، کلسیت و کوارتز)، رخداد دگرسانی‌های گوناگون سیلیسی (شکل 3- F)، کربناتی (شکل 3- G)، سریسیتی و کلریتی را به‌دنبال دارند. بیشتر فنوکریست‏‏‏‌هایِ سنگ‌های یادشده شکل‌دار هستند. این ویژگی نشان‌دهندة پیدایش آنها در آغاز تاریخچة تبلور ماگماست. بافت‏‏‏‌های نامتعادل پلاژیوکلازها، مانند حاشیة غبارآلود و بافت غربالی، فرضیة آلایش ماگما را قوت می‏‏‏‌بخشند؛ به‏‏‏‌ویژه آنکه جنس سنگ‌ها در بخش مرکزی و حاشیه‏‏‏‌ای تودة نیمه‏‏‏‌ژرف متفاوت است.

 

زمین‏‏‌شیمی

جدول 1 داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‏‏‏‌های بررسی‌شده را نشان می‏‏‏‌دهد. بازة تغییرات SiO2 گسترده است (49/59 تا 50/71 درصدوزنی) و مقادیر Na2O+K2O از 11/6 تا 28/9 درصدوزنی در نوسان است. با توجه به این محدودة تغییرات، این سنگ‌ها از نوع آندزیت، تراکی‏‏‏‌آندزیت و داسیت هستند. شکل‌های‏‏‏‌ ۴- A و 4- B رده‏‏‏‌بندی شیمیایی نمونه‏‏‏‌ها را نشان می‏‏‏‌دهند. برپایة این نمودار‏‏‏‌ها، نمونه‏‏‏‌ها در سه طیف ترکیبی آندزیت، تراکیت- تراکی آندزیت، داسیت و ریولیت جای گرفته‌اند. نمودار کاتیونی (Jensen, 1976) و نمودار عنصرهای فرعی (Winchester and Floyd, 1977) نیز ترکیب سنگ‏‏‏‌شناسی یادشده را نشان می‌دهند (شکل 5).

 

 

 

شکل 4- جایگاه سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در: A) نمودار رده‌بندی SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار رده‏‏‏‌بندی R1 دربرابر R2 (De La Roche et al., 1980)

 

شکل 5- توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در: A) نمودار نامگذاری کاتیونیِ Jensen (1976)؛ B) نمودار نامگذاری برپایة عنصرهای فرعی (Winchester and Floyd, 1977) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

برپایة نمودارهای پیشنهادیِ Hastie و همکاران (2007) و AFM (Irvine and Baragar, 1971)، نمونه‏‏‏‌ها به سری ماگمایی کالک‌آلکالن تعلق دارند (شکل‌های 6- A و 6- B). دامنه تغییرات K2O در این سنگ‌ها کمابیش گسترده (10/2 تا 34/6) است و شمار اندکی از نمونه‏‏‏‌ها در گسترة کالک‌آلکالن پرپتاسیم جای گرفته‌اند. از دیدگاه شاخص اشباع‌شدگی، بیشتر سنگ‌های بررسی‌شده در گسترة متالومینوس هستند (شکل 7).

 

 

 

شکل 6- توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در نمودارهای تعیین سری ماگمایی. A) نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

شکل 7- طبیعت متالومینوس توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در: A) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)؛ B) نمودار مولار Al2O3- Na2O- K2O (Gill, 2010) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

ترسیم نمودارهای عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)، شباهت الگوی پراکندگی عنصرها در نمونه‏‏‏‌ها را نمایش می‏‏‏دهد (شکل 8). ویژگی آشکار نمونه‏‏‏‌ها، ناهنجاری منفی عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: Ti، Nb و Ta) و غنی‏‏‏‌شدگی آشکار از عنصرهای لیتوفیل درشت‏‏‏‌یون LILE است که از ویژگی‏‏‏‌های شاخص ماگماهای جداشده از پوستة اقیانوسی در پهنة فرورانش و کمان‏‏‏‌های آتشفشانی به‌شمار می‏‏‏‌آید (Gill, 1981; Wilson, 1989).

 

 

 

شکل 8- توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در: A) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی بهنجارشده عنصرهای خاکی کمیاب به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ C) الگوی بهنجارشده به ترکیب مورب (Pearce, 1983) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 


به‌جا‏‏‏‌ماندن فازهای دیرگداز (روتیل، ایلمنیت، آمفیبول، اسفن و آپاتیت) که عنصرهای HFS (مانند: Ti و Nb) دارند، در صفحة اقیانوسی فرورو یا گوة گوشته‏‏‏‌ای، ناهنجاری منفی این عنصرها را به‌دنبال دارد (Tatsumi et al., 1986; Keppler, 1996). در برابر آن، عنصرهای LIL (مانند: Ba، K و Sr) به‏‏‏آسانی به درون گوة گوشته‏‏‏‌ایِ بالای صفحة فرورو منتقل می‌شوند و در ماگمای پدیدآمده تمرکز می‏‏‏‌یابند (Pearce, 1983). بی‏‏‏‌هنجاری منفی Ti در ماگماتیسم پهنة فرورانش به فوگاسیتة بالای اکسیژن نیز نسبت داده می‏‏‏‌شود. در فوگاسیتة بالای اکسیژن، ذوب فازهای با عنصر تیتانیم در پهنة فرورانش به دماهای بالاتری نیازمند است. ازاین‌رو، Ti تخلیه نمی‌شود و ناهنجاری منفی نشان می‏‏‏‌دهد. به باور Mohamed و همکاران (2000)، ورود عنصرهای LIL از صفحة فرورو به درون گوة گوشته‏‏‏‌ای بالای آن، ناهنجاری منفی عنصرهای Ta، Nb و Ti و بالابودن نسبت LILE به HFSE را به‌دنبال دارد. ناهنجاری منفی Nb از ویژگی‏‏‏‌های شاخص ماگمای کمان قاره‏‏‏‌ای است. در این نمودار، الگوی کمابیش موازی سنگ‌های آندزیتی و داسیتی نشان‌دهندة خاستگاه یکسان آنهاست (Seghedi et al., 2004).

الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت برای سنگ‌های شمال ترود، غنی‏‏‏‌شدگی شدید LREE نسبت به HREE و نبود بی‏‏‏‌هنجاری Eu را نشان می‏‏‏‌دهد (شکل 8- B). جدایش شدید الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و تفکیک عنصرهای خاکی کمیاب سبک از سنگین بیشتر به بجاماندن گارنت در خاستگاه (MacDonald et al., 2000)، دگرنهادی‌شدن گوة گوشته‏‏‏‌ای با سیال‌های حاصل از آبزدایی پوستة اقیانوسی فرورو (Winter, 2001) و فرایند آغشتگی پوسته‏‏‏‌ای (Sirvastava and Singh, 2004) نسبت داده شده است. در نمودار بهنجارشده به ترکیب MORB، عنصرهای Y و Yb کاهش10 برابری به نمایش می‏‏‏‌گذارند (شکل 8- C). ازآنجایی‌که این عنصرها با شبکه گارنت سازگاری دارند، تهی‏‏‏‌شدگی از این عنصرها نشانة حضور گارنت در محل خاستگاه دانسته می‌شود (Kampunzu et al., 2003).

ماگماهای کمان‏‏‏‌های آتشفشانی نسبت‏‏‏‌های بالای Nb/U وNb/Th (به‌ترتیب 11– 6/1 و 2/5- 36/0) دارند (Sun and McDonough, 1989). بالابودن نسبت‏‏‏‌های یادشده در سنگ‌های شمال ترود (Nb/U = 5/2 تا 2/8 و Nb/Th= 06/2 تا 46/2) چه‌بسا گویای تعلق این سنگ‌ها به کمان آتشفشانی است. برپایة نسبت Ce/Yb، ماگماهای کمان آتشفشانی به دو دستة کمی غنی‏‏‏‌شده و غنی‏‏‏‌شده (15>) دسته‌بندی می‏‏‏‌شوند (Pearce and Norry, 1979). نسبت یادشده در کمان‏‏‏‌های غنی‌شده نشان‌دهندة نسبت این عنصرها در خاستگاه، نرخ پایین ذوب‌بخشی و دخالت رسوب‌های فرورو در تولید مذاب است. برپایة شواهد موجود، بالابودن نسبت Ce/Yb در سنگ‌های بررسی‌شده (5/72- 5- 29) را می‏‏‏‌توان به نرخ کم ذوب‌بخشی و دگرنهادی شدید خاستگاه نسبت داد.

برای اثبات محیط زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود از نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984)، Schandl و Gorton (2002)، Harris و همکاران (1986) و Hofmann و همکاران (1986) بهره گرفته شد (شکل‏‏‏‌های 9 و 10). در همة این نمودارها، نمونه‏‏‏‌های بررسی‌شده در محیط مرز فعال قاره‏‏‏‌ای جای گرفته‌اند. ترسیم نمودار تغییرات Ta/Yb دربرابر Th/Yb نیز جایگاه زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود را کمان ماگمایی مرز قاره نشان می‏‏‏‌دهد. تغییرات شیمیایی عنصرهای کمیاب Th و Ta نسبت به عنصر Yb چه‌بسا پیامد تغییرات شیمیایی خاستگاه (مانند: غنی‏‏‏‌شدگی، آلایش پوسته‏‏‏‌ای و جدایش بلورین) است. بروز تغییر و نایکنواختی در خاستگاه، تغییر یکنواخت مقدارهای Th و Ta را به‌دنبال دارد و ترکیب گوشته نسبت به گوشتة اولیه را در راستای مشخصی به‌سوی نسبت‏‏‏‌های کمتر یا بالاتر Th/Yb و Ta/Yb جابجا می‏‏‏‌کند (Aldanmaz et al., 2000). جابجاشدن نسبت‏‏‏‌های Th/Yb و Ta/Yb همة نمونه‏‏‏‌ها از قلمرو گوشته‏‏‏‌ای به‌سوی مقادیر بیشتر را می‏‏‏‌توان پیامد فرایند فرورانش دانست (Helvaci et al., 2009)

 

 

 

شکل 9- توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در نمودارهای تشخیص پهنة زمین‌ساختی ماگما (Pearce et al., 1984) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

شکل 10- توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما: A) نمودار پیشنهادیِ Schandl و Gordon (2002)؛ B) نمودار پیشنهادیِ Harris و همکاران (1986) (محدوده‏‏‏‌ها: VA: کمان آتشفشانی؛ Group 2: ماگماتیسم همزمان با برخورد؛ Group 3: ماگماتیسم پسابرخوردی؛ WP : ماگماتیسم درون‌صفحه‏‏‏‌ای)؛ C) نمودار پیشنهادیِ Pearce (2008) (TH: محدوده توله‏‏‏‌ایتی؛ CA: محدوده کالک‌آلکالن؛ SHO: میدان شوشونیتی)؛ D) نمودار Nb/U دربرابر Nb (Hofmann et al., 1986) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

برای بررسی نقش فرایند جدایش بلورین همراه با هضم (AFC) یا جدایش بلورین (FC) در تحول سنگ‌های ماگمایی شمال ترود، از نمودار Rb دربرابر Rb/Th بهره گرفته شد (شکل 11- A). با توجه به جایابی نمونه‏‏‏‌ها موازی روند AFC در نمودار یادشده، نقش توأم جدایش بلورین و آلایش به‌عنوان مهم‌ترین فرایندهای مؤثر در پیدایش سنگ‌های منطقه غیرقابل چشم‏‏‏‌پوشی است. از سوی دیگر، با توجه به حساسیت عنصرهای Rb و Zr به فرایندهای آغشتگی پوسته‏‏‏‌ای، روند کاهشی نمونه‏‏‏‌ها در نمودار تغییرات Rb دربرابر Rb/Zr مشارکت فرایندهای آغشتگی پوسته‏‏‏‌ای در پیدایش سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود را آشکار می‏‏‏‌کند (شکل 11- B). شواهد زمین‏‏‌شیمیایی دیگر، مانند غنی‏‏‏‌شدگی عنصرهای لیتوفیل درشت‏‏‏‌یون پتاسیم،‏‏‌ روبیدیوم، توریم و اورانیم نیز گواه این نکته هستند.

 


 

شکل 11- نقش مؤثر فرایندهای AFC در پیدایش توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در: A) نمودار نسبت Rb دربرابر Rb/Th (Pearce, 1983)؛ B) نمودار Rb دربرابر نسبت Zr/Rb (De Paolo, 1981) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

بحث

از دیدگاه زمین‏‏‌شیمیایی، سنگ‌های بررسی‌شدة شمال ترود نسبت به سنگ‌های کالک‌آلکالن معمولی تفاوت‏‏‏‌های چشمگیری دارند. بالابودن مقدار Al2O3 (15<)، کم‌‌بودن MgO (wt% 3 >)، نسبت Na2O/K2O برابربا 7/2 تا 7/1، مقادیر بالای Sr (ppm 300 >)، مقدار کم عنصرهای Y (ppm 18 >) و Yb (ppm 9/1 >) به‌همراه نبود بی‌هنجاری Eu این سنگ‌ها، شباهت بسیاری به ماگماهای آداکیتی دارد (Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999).

افزون‌بر این،‏‏‌ همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه،‏‏ این سنگ‌ها ‌افزون‌بر نبود بی‏‏‏‌هنجاری Eu، غنی‏‏‏‌شدگی چشمگیری در عنصرهای LILE و LREE نسبت به عنصرهای HFSE و HREE نشان می‏‏‏‌دهند. سنگ‌های بررسی‌شده در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y و YbN دربرابر LaN/YbN (بهنجارشده به کندریت) که برای جدایش سنگ‌های آداکیتی از ماگماهای کلاسیک پهنه‏‏‏‌های فرورانش (حاصل از ذوب گوشته) پیشنهاد شده‌اند، در گسترة آداکیتی جای گرفته‌اند (شکل‌های 12- A و 12- B). بالابودن محتوای Sr سنگ‌های آداکیتی پیامد ناپایداری پلاژیوکلاز در ژرفای بسیار و آزادشدن Sr از ساختار آن است (Defant and Drummond, 1990; Rosu et al., 2004). ماندگاری گارنت در خاستگاه نیز کاهش Y و افزایش نسبت Sr/Y را در پی خواهد داشت. Martin و همکاران (2005) سنگ‌های آداکیتی را به دو گروه پرسیلیس (HSA) و کم‏‏‏‌سیلیس (LSA) رده‌بندی می‏‏‏‌کنند. صرف‌نظر از مقدار سیلیس، تفاوت‏‏‏‌هایی در نسبت‏‏‏‌های Sr/Y و La/Yb و الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت در انواع HSA و LSA دیده می‏‏‏‌شود. بالابودن مقدار SiO2 (wt%56 <)، Sr (ppm 300<) و نسبت‏‏‏‌های 10<LaN/YbN، به‌همراه کم‌بودن مقدار Y (ppm18>) و Yb (ppm 9/1>) و وجود تقعر در الگوی HREE، مهم‌ترین ویژگی‏‏‏‌ آداکیت‏‏‏‌های پرسیلیس هستند. از دیدگاه Moyen (2009)، آداکیت‏‏‏‌های پرسیلیس از ذوب‌بخشی سنگ‏‏‏‌کرة اقیانوسی دگرگونة فرورو پدید می‏‏‏‌آیند؛ اما آداکیت‏‏‏‌های کم‏‏‏‌سیلیس پیامد ذوب گوة گوشته‏‏‏‌ای پریدوتیتی دگرنهاد هستند (Castillo, 2012). برپایة نمودار Na2O+K2O دربرابر Sr نمونه‏‏‏‌های بررسی‌شده در گسترة آداکیت‏‏‏‌های پرسیلیس جای گرفته‌اند (شکل 12).

 

 

 

شکل 12- توده‏‏‏‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در نمودارهای تشخیصی آداکیت‏‏‏‌ها: A) نمودار نسبت Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار نسبت YbN دربرابر LaN/YbN (Martin, 1999)؛ C) نمودار Na2O+K2O دربرابر Sr (Castillo, 2012) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

ماگماهای آداکیتی از ذوب‌بخشی بازالت‏‏‏‌های دگرگونه ورقة فروروی اقیانوسی پدید می‏‏‏‌آیند. اگر ذوب در فشارهای بسیار بالا رخ دهد، تفالة بجامانده ترکیب اکلوژیتی (گارنت، کلینوپیروکسن و روتیل) خواهد داشت (Foley et al., 2000; Schmidt et al., 2004)؛ اما ذوب در فشارهای کمتر، تفالة گارنت آمفیبولیتی برجای می‏‏‏‌گذارد. تعیین ترکیب خاستگاه در نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (شکل 13- A) نشان‌دهندة وجود آمفیبول در خاستگاه است (Haschke and Ben- Avraham, 2005). در نمودار LaN/YbN دربرابر YbN (Defant and Drummond, 1993)،‏‏‌ جایگیری نمونه‏‏‏‌ها موازات روند گارنت آمفیبولیت نشان می‌دهد این سنگ‌ها از ذوب‌بخشی یک خاستگاه آمفیبولیتی با 30 درصد گارنت برخاسته‏‏‏‌اند.

 

 

 

شکل 13-‏‏‏ خاستگاه ‌توده‌های آذرین نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در: A) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (Haschke and Ben- Avraham, 2005)؛ B) نمودار LaN/YbN دربرابر YbN (Defant and Drummond, 1993) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)


 

 

ویژگی‏‏‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در نمودارهای عنکبوتی، چندعنصری و محیط زمین‌ساختی نشان‌دهندة وابستگی ماگماتیسم منطقه با مناطق مرتبط با فرورانش و کمان ماگمایی مرز قاره‏‏‏‌ای است. برپایة داده‌های به‏‏‏‌دست‌آمده از مباحث زمین‏‏‌شیمی و سنگ‌زایی، ماگمای نخستین سنگ‌های بررسی‌شده، از ذوب‌بخشی سنگ‏‏‏‌کرة اقیانوسی فرورو در ژرفای پایداری گارنت (ژرفای نزدیک به 70 کیلومتری زیر سطح زمین) برخاسته است. صعود ماگمای تولید‌شده به ترازهای بالاتر و‏‏‌ جدایش بلورین، تبلور و آلایش که باعث تحول ماگما شده‌اند، عامل اصلی تنوع سنگ‏‏‏‌شناسی در توده‏‏‏‌های بررسی‌شده در شمال ترود هستند.

 

برداشت

سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود به‏‏‌صورت گنبد رخنمون یافته‌اند و طیف ترکیبی آندزیت، تراکی‌آندزیت و داسیت با بافت‏‏‏‌های میکرولیتی پورفیری، هیالومیکرولیتی پورفیری و گلومروپورفیری نشان می‌دهند. کانی‏‏‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کوارتز این سنگ‌ها، شواهد فراوانی از نبود تعادل را به نمایش می‏‏‏‌گذارند. داده‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی نشان‌دهندة سرشت کالک‌آلکالن این سنگ‌ها هستند. برپایة نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه،‏‏‌ سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف بررسی‌شده در عنصرهای LILE و LREE ‏‏‌غنی‏‏‏‌شدگی و در عنصرهای HFSE و HREE تهی‏‏‏‌شدگی نشان می‏‏‏‌دهند. این ویژگی به‌همراه بی‏‏‏‌هنجاری منفیِ عنصرهای Ta، Nb و Ti نشان‌دهندة پیدایش ماگما در محیط‏‏‏‌های مرتبط با فرورانش است. برپایة نمودارهای تعیین محیط تکتونوماگمایی، سنگ‎های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود در مرز فعال قاره‎ای پدید آمده‏‏‌اند. برپایة ویژگی‏‏‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی (مانند: بالابودن مقدار SiO2، Al2O3 و Sr و کم‌بودن مقدار Yb و Y، به‌همراه غنی‌شدگی در LILE و LREE و نبود بی‏‏‏‌هنجاری Eu)، سنگ‌های نیمه‏‏‏‌ژرف شمال ترود سرشت آداکیتی دارند و از دسته آداکیت‌های پرسیلیس هستند. گمان می‏‏‏‌رود ماگماتیسم آداکیتی پرسیلیس منطقه پیامد ذوب سنگ‏‏‏‌کرة اقیانوسی دگرگون‌شده در گسترة پایداری گارنت در یک پهنة فرورانش مرز قاره‌ای ‏‏‌است. ماگمای تولیدشده هنگام بالاآمدن به ترازهای بالاتر دچار جدایش بلورین شده و با مواد پوسته‏‏‏‌ای آلایش یافته است. نقش فرایندهای تبلور جدایشی و آلودگی پوسته‏‏‏‌ای در تنوع ترکیبی این سنگ‌ها چشمگیر است.

References

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Akhyani, M., Kharqani, M., Rahimi, M. and Sereshki, F. (2015) Alteration Zones Detection of Torud - Chah Shirin Volcanic- Plutonic Belt Using Different Processing Methods of ASTER Images. Scientific Quaternary Journal of Geosciences 24(94): 107-116 (in Persian). DOI: 10.22071/gsj.2015.43263
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102(1-2): 67–95. DOI: 10.1016/S0377-0273(00)00182-7
Ashofteh, S. A. R. (2014) Economic geology of the Chah Musa copper exploratory area, west of Toroud, Semnan province. National conference of Geology and Exploration of Resources. Shiraz (in Persian).
Ashrafpour, E., Haghighi, E. and Alirezaei, S. (2011) Ore characteristics and genesis in Chah Mosa deposit, Torud-Chahshirin Range, north-central Iran. GAC-MAC Annual Meeting, University of Ottawa, Canada.
Bahrampour, M., Lotfi, M., Akbarpour, A. and Bahrampour, E. (2017) Petrogenesis, geochemistry, fluid inclusions and the role of the subvolcanic intrusive in genesis of copper at Chahmora deposit, North of Torud, Semnan. Scientific Quaternary Journal of Geosciences 26(102): 117-136 (in Persian). DOI: 10.22071/GSJ.2017.44132
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier, Amsterdam, Netherlands.
Castillo, P. R. (2012) An overview of adakite petrogenesis. Chinese science bulletin 51(3): 257-268. DOI: 10.1007/s11434-006-0257-7
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 374: 662-665. DOI: 10.1038/347662a0
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1993) Mount St. Helens: potential example of the partial melting of the subducted lithosphere in a volcanic arc. Geology 21(6): 547-550. DOI: 10.1130/0091-7613(1993)021<0547:MSHPEO>2.3.CO;2
De La Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1R2- diagram and major element analyses- Its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29: 183-210. DOI: 10.1016/0009-2541(80)90020-0
De Paolo, D. J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wall-rock assimilation and fractional crystallization. Earth and Planetary Science Letters 53: 189-202. DOI: 10.1016/0012-821X(81)90153-9
Eshraghi, S. A. and Jalali, A. (2006) Geological Quadrangle Map 1:100000 of Moalleman. No. 6960. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Foley, S. F., Barth, M. G. and Jenner, G. A. (2000) Rutile/melt partition coefficients for trace elements and an assessment of subduction zone magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 64(5): 933-938. DOI: 10.1016/S0016-7037(99)00355-5
Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, Berlin, Germany.
Gill, R. (2010) Igneous Rocks and Processes: A Practical Guide. Wiley-Blackwell, Chichester, UK.
Humphreys, M. C. S., Blundy, J. D., Stephen, R. and Sparks, J. (2006) Magma Evolution and Open-System Processes at Shiveluch Volcano: Insights from Phenocryst Zoning. Journal of Petrology 47(12): 2303–2334. DOI: 10.1093/petrology/egl045
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M. P. and Ries, A. C.) Special Publications 19: 67-81. Geological Society, London, UK. DOI: 10.1144/GSL.SP.1986.019.01.04
Haschke, M. R. and Ben-Avraham, Z. (2005) Adakites from collision-modified lithosphere. Geophysical Research Letters 32:14-32. DOI: 10.1029/2005GL023468
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(12): 2341–2357. DOI: 10.1093/petrology/egm062
Helvaci, C., Ersoy, E. Y., Sözbilir, H., Erkül, F., Sümer, Ö. and Uzel, B. (2009) Geochemistry and 40Ar/39Ar geochronology of Miocene volcanic rocks from the Karaburun Peninsula: Implications for amphibole-bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research 185(3): 181-202. DOI: 10.1016/j.jvolgeores.2009.05.016
Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert. M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79: 33-45. DOI: 10.1016/0012-821X(86)90038-5
Houshmandzadeh, A. R., Alavi, M. N. and Haghipour, A. A. (1978) Evolution of Geological Phenomenon in Toroud Area (Precambrian to Recent). Report H5, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Imamjomeh, A. (2007) Geology, mineralogy, geochemistry and genesis of Chahmoosa copper deposit. M. Sc. Thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).
Imamjomeh, A., Rastad, E., Bouzari, F. and Rashidnejad Omran, N. R. (2009) An introduction to individual disseminated-veinlet and vein mineralization system of Cu (Pb-Zn) in the Chahmoosa- Gholekaftaran mining district, eastern part of Toroud- Chahshirin magmatic arc. Scientific Quaternary Journal of Geosciences 18(70): 112-125 (in Persian). DOI: 10.22071/GSJ.2009.57383
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523–548. DOI: 10.1139/e71-055
Jensen, L. S. (1976) A new cation plot for classifying subalkalic volcanic rocks. Ontario Geological Survey, Miscellaneous Paper 66.
Kampunzu, A. B., Tombale, A. R., Zhai, M., Bagai, Z., Majaule, T. and Modisi, M. P. (2003) Major and trace element geochemistry of plutonic rocks from Francistown, NE Botswana: evidence for a Neoarchean continental active margin in the Zimbabwe craton. Lithos 71: 431-460. DOI: 10.1016/S0024-4937(03)00125-7
Keppler, H. (1996) Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction-zone fluids. Nature 380: 237–240. DOI: 10.1038/380237a0
MacDonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2000) The lesser Antilles volcanic chain: a study of arc magmatism. Earth Science Reviews 49(4): 1-79. DOI: 10.1016/S0012-8252(99)00069-0
McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120(3-4): 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411-429. DOI: 10.1016/S0024-4937(98)00076-0
Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemiten-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79(1-2): 1–24. DOI: 10.1016/j.lithos.2004.04.048
Mehrabi, B. and Ghasemi, S. (2010) Mineralogy and economic geology of Cheshmeh Hafez polymetal deposit, Semnan province, Iran. Journal of Economic Geology 2(1): 1-20 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v2i1.3569
Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews 37(3-4): 215-224. DOI: 10.1016/0012-8252(94)90029-9
Mohamed, F. H., Moghazi, A. M. and Hassanen, M. A. (2000) Geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of late Neoproterozoic Dokhan-type volcanic rocks in the Fatira area, eastern Egypt. International Journal of Earth Sciences 88(4): 764–777. DOI: 10.1007/s005310050304
Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: the meaning of the “adakitic signature”. Lithos 112(3): 556-574. DOI: 10.1016/j.lithos.2009.04.001
Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249. DOI: 10.2138/am-2004-2-313
Nogol-Sadat, M. A. A. and Almasian, M. (1993) Tectonic Map of Iran, Scale 1/1,000,000. Treatise on the Geology of Iran, Tehran, Iran.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva, Nantwich, UK.
Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100: 14-48. DOI: 10.1016/j.lithos.2007.06.016.
Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rock. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47. DOI: 10.1007/bf00375192
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25(4): 956-983. DOI: 10.1093/petrology/25.4.956
Pourkhaghan, F. (2005) Petrography and petrology of subvolcanic rocks in North of Torud. M.Sc. thesis, Islamic Azad University, North Tehran branch, Tehran, Iran (in Persian).
Rashidnejad Omran, N. (1993) Petrography and magmatic changes study and relationship with Au mineralization in Baghu area, (S-SE of Damghan). M.Sc. Thesis, Tarbiat Moallem Unuversity, Tehran, Iran (in Persian).
Rezaei, M., Sadeghian, M. and Ghasemi, H. (2020) Mineral chemistry and thermobarometry of the Late Neoproterozoic metabasites from Do-Chah metamorphic-igneous complex (SE Shahrood). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 78(1): 233-248 (in Persian). DOI: 10.29252/ijcm.28.1.233
Rosu, E., Seghedi, I., Downes, H., Alderton, D. H. M., Szakacs, A., Panaiotu, C. E. and Nedelcu, L. (2004) Extension-related Miocene calc-alkaline magmatism in the Apuseni Mountains, Romania: Origin of magmas. Swiss Journal of Geosciences Supplement 84(1): 153-172. DOI: 0036-7699/04/0084/153
Rutherford, M. J. and Hill, P. M. (1993) Magma ascent rates from amphibole breakdown: An experimental study applied to the 1980–1986 Mount St. Helens eruptions. Journal of Geophysical Research 98(B11): 19667-19685. DOI: 10.1029/93JB01613
Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97(3): 629-642. DOI: 10.2113/97.3.629
Schmidt, M. W., Dardon, A., Chazot, G. and Vannucci, R. (2004) The dependence of Nb and Ta rutile melt partitioning on melt composition and Nb/Ta fractionation during subduction processes. Earth and Planetary Science Letters 226(3-4): 415-432. DOI: 10.1016/j.epsl.2004.08.010
Seifivand, A. (2016) Emplacement Mechanism of the Chah-Moosa andesitic dome (Northwest of Torud- south of Shahrood) Using Magnetic susceptibility anisotropy (AMS). M.Sc. thesis, Shahroud University, Shahroud, Iran (in Persian).
Seghedi, I., Downes, H., Vaselli, O., Szakacs, A., Balogh, K. and Pecskay, Z. (2004) Post collisional Tertiary-Quaternary mafic alkali magmatism in the Carpathian-Pannonia region, A review. Tectonophysics 393: 43-62. Doi:10.1016/j.tecto.2004.07.051
Shamanian, G. H., Hedenquist, J. W., Hattori, K. H. and Hassanzadeh, J. (2004) The Gandy and Abolhassani epithermal prospects in the Alborz Magmatic Arc, Semnan Province, Northern Iran. Journal of Economic Geology 99: 691–712 (in Persian). DOI: 10.2113/99.4.691
Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. Their Genesis, Composition, Classification, and Their Relation to Ore-Deposits with a Chapter on Meteorite. Thomas Murby, London, UK.
Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London, UK.
Sirvastava, R. K. and Singh, R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian sub-alkaline mafic dikes from the Central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences 23(3): 373-389. DOI: 10.1016/S1367-9120(03)00150-0
Stewart, M. L. and Pearce, T. H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist 89(2-3): 348-351. DOI: 10.2138/am-2004-2-313
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders. A. D. and Norry. M. J.) Special Publications 313–345. Geological Society of London, UK.
Tatsumi, Y., Hamilton, D. L. and Nestutt, R. W. (1986) Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and origin of arc lavas: evidence from high-pressure experiments and natural rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research 29: 293-309.
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system diopside-albite-anorthite and the origin of dusty plagioclase in andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology 89: 1–16. DOI: 10.1007/BF01177585
Veiskarami, M., Sadeghian, M., Ghasemi, H. and Zhai, M. (2020) Mineral chemistry and geothermobarometry of metabasites of the Majerad igneous-metamorphic complex (SE of Shahrood). Journal of Economic Geology 11(4): 665-684 (in Persian). DOI: 10.22067/econg.v11i4.73682
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. Chapman and Hall, London, UK.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20(4): 325-343. DOI: 10.1016/0009-2541(77)90057-2
Winter, J. D. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, New Jersey.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for Names of Rock-Forming Minerals. American Mineralogist 95(1):185-187. DOI: 10.2138/am.2010.3371

Files

History

  • Receive Date: 30 March 2020
  • Revise Date: 26 July 2020
  • Accept Date: 31 August 2020

Share

How to cite

Statistics