نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 کارشناسی ارشد، گروه زمین‌شیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

2 استاد، گروه زمین‌شیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

3 استادیار، گروه زمین‌شیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

4 استاد، گروه علوم‌زمین، دانشکده ریاضیات و علوم طبیعی، دانشگاه اسلو، نروژ

چکیده

کانسار آهن- مس احمدآباد در شمال‏‌خاوری سمنان و در فاصلة پهنة‏‌ ساختاری البرز تا ایران مرکزی جای دارد. سنگ‏‌های آتشفشانی سنوزوییک با ترکیب داسیت، آندزیت، تراکی‌آندزیت، آندزیت‌بازالتی و بازالت و سنگ‏‌های آذرآواری شامل توف‏‌های سبز تا خاکستری و توف‏‌های اسیدی با میان‏‌لایه‏‌هایی از شیل، ماسه‏‌سنگ و کنگلومرا از سنگ‏‌های رخنمون‌یافته در این محدوده هستند. توده‏‌های آذرین درونی با سرشت مونزونیتی و مونزودیوریتی و به مقدار کمتر گرانودیوریت و گرانیت درون دیگر واحدهای منطقه نفوذ کرده‏‌اند. بافت غالب در این توده‏‌ها، پورفیرویید و گرانولار است و پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و کوارتز از کانی‏‌های اصلی سازندة آنها هستند. بافت غالب واحدهای آتشفشانی پورفیریتیک است و کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، آمفیبول و پیروکسن از مهم‏‌ترین سازنده‏‌های آنها هستند. سن‏‌سنجی تودۀ مونزودیوریتی به روش U-Pb برای کانی زیرکن، سن 10/0±76/51 میلیون سال پیش معادل ائوسن آغازین را برای این توده نشان می‏‌دهد. تجزیۀ شیمیایی سنگ کل نشان داد این توده‏‌های آذرین درونی سرشت کالک‏‌آلکالن دارند و از نوع I و متاآلومینوس هستند و با کمان‏‌های آتشفشانی حاشیۀ فعال قاره‏‌ای وابسته به پهنة فرورانش مرتبط هستند. غنی‏‌شدگی عنصرهای LREE نسبت به عنصرهای HREE و غنی‏‌شدگی عنصرهای LILE (Ba، K، Sr و Th) نسبت به HFSE (Ti) نشان‌دهندة پیدایش ماگما در پهنۀ فرورانش است. روند موازی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌ها و آنومالی مثبت Pb نشان‌دهندة خاستگاه ذوب گوۀ گوشته‏‌ای متاسوماتیک با سیال‌های آزادشده از صفحۀ فرورونده است. ‌ذوب‌بخشی همراه با آلایش پوسته‏‌ای، در پیدایش ماگمای سازندۀ سنگ‏‌های آذرین منطقه نقش بنیادین داشته‏‌اند.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Geochemistry, geochronology and tectonomagmatic setting of igneous rocks in Ahmadabad Fe-Cu mineralization region, Semnan

نویسندگان [English]

  • Fariba Taefi 1
  • Behzad Mehrabi 2
  • Majid Ghasemi Siani 3
  • Fernando Corfu 4

1 M.Sc., Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

2 Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

3 Assistant Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

4 Professor, Department of Geosciences, Faculty of Mathematics and Natural Sciences, Oslo University, Norway

چکیده [English]

Introduction
Ahmadabad deposit is located 30 km northeast of the Semnan province, between the Alborz and the Central Iran sedimentary-tectonic structural zones. The Extensive magmatism of the Cenozoic age, with some irregularities, distributed throughout Iran (Emami et al., 1993). Magmatism in two dominant volcanic zones of Iran; the Urmia-Dokhtar trending northwest-southeast and the Alborz with east-west trend in the north of Iran started at the Cretaceous; while the most widespread magmatism occurred in the Eocene (Alavi, 1994). The youngest volcanism occurrence in the Alborz basin shows a close chemical relationship with continental arc rocks formed in the continental collision environment (Asiabanha et al., 2012). The exposed rocks in Ahmadabad district include the Cenozoic dacite, andesite, trachyandesite, basaltic andesite and basalt, associated with pyroclastic rocks comprises green to gray acidic tuffs with intercalations of shale, sandstone and conglomerate. Monzonite, monzodiorite and infrequent granodiorite and granite intruded the volcanic rocks sequence.
Materials and methods
During field work, 54 samples were collected from the host rocks, alteration and mineralized zones. For petrographic study, 14 thin sections and 21 thin-polished sections were prepared and studied by ZEISS Axioplan2 research type polarized microscope at Kharazmi University, Tehran branch. After careful petrographic study, 41 samples of igneous units prepared at Kharazmi University for whole rock geochemical analysis and analyzed at Zarazma Co. using XRF and Iran Mineral Processing Research Center using ICP-MS methods. To complete mineralogical studies, 3 samples of mineralization zones were analyzed by XRD method. After preparation and separation of zircon from selected samples at Kharazmi University of Tehran, zircon of monzodiorite intrusion was dated by U-Pb method using ID-TIMS spectroscopy at Faculty of Earth Sciences, University of Oslo, Norway with Finnigan MAT-262 instrument.
Discussion
Whole-rock geochemical analysis indicates that the intrusions have calc-alkaline, I-type and metaluminous nature which is consistent with the typical features of volcanic arcs granitoids in subduction zone of active continental margin. LREEs enrichment relative to HREEs and enrichment in LILE (e.g., Ba, K, Sr and Th) relative to HFSE (e.g., Ti) imply that magmatism formed in an active subduction zone. The REE pattern and high (La/Yb)n ratio (1.59 to 60.05) in all samples, verify the high amount of garnet in the source region. Rare earth elements such as La and Sm do not change with mineralogical changes in the source rock; thus, these elements represent the total composition of the source rock. It seems that LREEs enriched mantle of garnet-lherzolite composition with 1 to 10% partial melting (Aldanmaz et al., 2000) are the main process in magma development that generated igneous rocks in the region. Partial melting and crustal contamination are the main processes in magma development that generated igneous rocks in the Ahmadabad region. Based on petrographic, geochemistry and geochronology data of the current research and the Verdel et al. (2011) studies, the proposed tectonomagmatic pattern is as follows:
Simultaneous with the last subduction of the oceanic plate of Neotethys below Central Iran in the Upper Cretaceous-Paleogene, the Alborz back-arc basin was opened. The subducted slab and the accompanying sediments under high temperature and pressure conditions were dehydrated and caused melting process. Melt and fluids enriched in LREEs and depleted in HREE and HFSE ascending in the mantle wedge causes the crust to melt and an extensive magmatism developed. The magmatic phase in the Ahmadabad region is simultaneous with the beginning of flare-up, especially in the Urmia-Dokhtar zone and the northern zone of Central Iran-South Alborz in the Upper Cretaceous-Paleogene.
Results
Based on field and petrographic studies of the Ahmadabad volcanic rocks, a range of intermediate to acidic rocks including andesite, trachyandesite and dacite formed followed by subvolcanic shallow intrusive bodies. Extensive argillic and silicic alterations along with signs of mineralization occurred in both volcanic and intrusive rocks. Plagioclase, alkali feldspar, quartz and amphibole are the main and the abundant minerals of the rocks under study Geochemical properties of the major and trace elements show that the igneous rocks of Ahmadabad are calc-alkaline, metaluminous and I-type. Enrichment in LREEs and LIL elements and depletion in HRE and HFS elements are indicative of a subduction related magmatism of the continental active margin associated with the crustal contamination process. Zircon dating of the monzodiorite intrusion yielded U-Pb age of 51.76 ± 0.10 Ma indicating the Early Eocene magmatism, which coincides with the beginning of the extensive Eocene magmatism (flare-up) in Iran. Based on petrography and geochemical studies, the granitoids were formed by melting of metasomatic mantle wedge due to released fluids from the subducted slab.
Acknowledgements
The authors thank the Iran Mines and Mineral Industries Development and Renovation Organization (IMIDRO) for financial support, Iran Minerals Processing Research Center, and Zarazma Co. for conducting the analytical services. We also would like to thanks ZMC Company for providing previous data and access to study area. We are grateful to four anonymous reviewers who carefully reviewed the article and improved its scientific quality immensely

کلیدواژه‌ها [English]

  • petrography
  • U-Pb zircon dating
  • whole-rock geochemistry
  • subduction zone
  • Ahmadabad
  • Alborz
  • Central Iran

منطقۀ احمدآباد در 30 کیلومتری شمال‏‌خاوری سمنان و از نظر زمین‌ساختی در فاصلة پهنه‏‌های ساختاری- ماگمایی البرز و ایران مرکزی جای دارد (شکل 1). ایران بخشی از نواحی مرکزی- باختری سامانۀ کوهزایی آلپ- هیمالیا است که به‌علت تحمل ‌زمین‌ساخت خاص مناطق همگرایی صفحه‌ها، محل فعالیت‏‌های ماگمایی (آتشفشانی و نفوذی) گسترده‏‌ به‏‌ویژه در دوران سنوزوییک بوده است (Berberian and King, 1981; Aghanabati, 1985; Dercourt et al., 1986; Mohajjel et al., 2003; Ghasemi and Talbot, 2006; Shahabpour, 2007). نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی و ماگمایی ایران (Emami et al., 1993)، نشان‌دهندۀ ماگماتیسم گستردۀ دوران سنوزوییک با توزیع نامنظم در سراسر پهنۀ ایران هستند. برپایۀ رخداد ماگماتیسم آتشفشانی- درونی در حاشیۀ خردصفحه‌ها (به‏‌ویژه ایران مرکزی) و حضور پهنه‏‌های افیولیتی و افیولیت ملانژی در محل تماس آنها می‏‌توان آنها را کمان‏‌های ماگمایی جداگانه، باریک و کوچک مرتبط با پهنه‏‌های فرورانش متعددی دانست که برپایۀ الگوی پیشنهاد‌شده برای تکامل اقیانوس تتیس (Dercourt et al., 1986)، از پایان مزوزوییک تا پایان پالئوژن به زیر خردصفحه‌ها سازندة ایران فعال بوده‏‌اند.

از دیدگاه پیدایش توده‏‌های آذرین درونی، پهنه‏‌های وابسته به فرورانش از پیچیده‏‌ترین پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی به‏‌شمار می‏‌آیند (Wilson, 1989)؛ زیرا در حاشیۀ فعال قاره‏‌ها، خاستگاه متفاوتی مانند سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و رسوب‏‌های روی آن، گوۀ گوشته‏‌ای و پوستۀ زیرین در پیدایش ماگما نقش دارند. هرچند فاکتورهای دیگری مانند آب‏‌زدایی ورقۀ فرورونده، ‌ذوب‌بخشی، جدایش بلورین و آمیختگی ماگمایی نیز در فیلترکردن گام به گام مواد گوشته در پهنه‏‌های فرورانش مؤثر هستند و می‏‌توانند بخش‏‌های تکامل‌یافته و سیلیسی‏‌تر پوستۀ قاره‏‌ای را پدید آورند. کمپلکس آتشفشانی- نفوذی محدودۀ البرز در شمال ایران پیامد فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارۀ ایران مرکزی و پیامد برخورد صفحۀ عربی و ایران در کرتاسۀ پسین- پالئوسن است (e.g., Berberian and Berberian, 1981; Berberian et al., 1982; Alavi, 1994; Golonka, 2004).

ماگماتیسم در دو پهنة آتشفشانی غالب در ایران (ارومیه- دختر با روند شمال‏‌باختری-جنوب‏‌خاوری و البرز با روند خاوری-باختری در شمال ایران) در آغاز کرتاسه آغاز شده است؛ اما گسترده‏‌ترین ماگماتیسم در ائوسن روی داده است (Alavi, 1994). آسیابان‏‌ها و همکاران (Asiabanha et al., 2009)، کمپلکس آتشفشانی ائوسن در البرز (سازند کرج) را به دو رخسارۀ اصلی دسته‌بندی کرده‌اند:

1) رخساۀ آتشفشانی- رسوبی که از نهشته‏‌های آذرآواری و اپی‏‌کلاستیک در یک پهنة رسوبی کم‏ژرفا هنگام ائوسن زیرین- میانی پدید آمده است؛

2) جریان‏‌های گدازه‏‌ای سطحی مافیک- فلسیک با سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیک تا شوشونیتی که با یک رژیم کمان قاره‏‌ای مرتبط هستند.

جوان‏‌ترین رویداد آتشفشانی در پهنة البرز ارتباط شیمیایی نزدیکی با سنگ‏‌های کمان قاره‏‌ای نشان می‏‌دهد که در محیط برخورد قاره‏‌ای پدید آمده‏‌اند (Asiabanha et al., 2012). همزمان با آخرین رخداد فرورانش صفحۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در کرتاسۀ پسین، فعالیت‏‌های ماگمایی شدیدی در پهنة ارومیه- دختر و پهنة شمالی ایران مرکزی- جنوب البرز در پالئوسن- ائوسن و به‏‌ویژه ائوسن میانی- بالایی روی داده‌اند. دربارۀ این فعالیت‏‌های ماگمایی، دیدگاه‏‌های متفاوتی ارائه شده است. بیشتر پژوهشگران، فعالیت ماگمایی ترشیری پهنة ارومیه- دختر را از نوع کمان حاشیۀ قاره‏‌ای دانسته‏‌اند (Takin, 1972; Berberian and Berberian, 1981; Moienvaziri, 1985; Alavi, 1994, 2004, 2007; Ghasemi and Talbot, 2006; Shahabpour, 2007; Verdel et al., 2011; Ayati et al., 2012)؛ اما دربارۀ فعالیت‏‌های پهنة شمالی ایران مرکزی- جنوب البرز، شماری از پژوهشگران «انگارۀ محیط کششی درون و پشت‌کمانی» را برای این پهنة ماگمایی پیشنهاد کرده‏‌اند (Barehmand, 2010; Razavi, 2011; Ghasemi et al., 2011; Asiabanha and Foden, 2012; Hajiloo, 2014; Ghasemi and Rezaei, 2015). ازاین‌‌رو، بررسی سنگ‌زایی[1] و پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های آذرین لبۀ شمالی ایران مرکزی- جنوب البرز، اهمیت ویژه‏‌ای در شناخت ژئودینامیک پوستۀ ایران در ترشیری و نئوژن دارد.

 

 

 

شکل 1. پراکندگی سنگ‏‌های آذرین سنوزوییک در گسترۀ ایران، تلفیق‌یافته از نقشه‌های زمین‏‌شناسی ایران (Haghipour and Aghanabati, 1985; Emami et al., 1993) (UDMB: کمان ماگمایی ارومیه- دختر؛ SSMZ: پهنة ماگمایی سنندج- سیرجان؛ Central Domain: دامنۀ مرکزی؛ YB: بلوک یزد؛ TB: بلوک طبس؛ LB: بلوک لوت).

Figure 1. Distribution of Cenozoic igneous rocks throughout of Iran, combined from geological maps of Iran (Haghipour and Aghanabati, 1985; Emami et al., 1993) (UDMB: Urumieh-Dokhtar Magmatic Belt; SSMZ: Sanandaj-Sirjan Magmatic Zone; YB: Yazd Block; TB: Tabas Block; LB: Lut Block).

 

 

از بررسی‌های پیشین در منطقة بررسی‌شدة احمدآباد سمنان می‌توان بررسی‌های حاجی بابایی و گنجی (Haji Babaei and Ganji, 2018) و کتابفروش (Ketabforoush, 2016) را نام برد که در برگیرندة بررسی‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های آذرین هستند. افزون‌بر سن‏‌سنجی اورانیم-سرب تودۀ اصلی سازندة کانی‏‌سازی مس-طلا در منطقۀ احمدآباد، این مقاله برای ارائه شواهدی طراحی شده است که بتواند اطلاعات ارزشمندی را دربارة محیط تکتونوماگمایی سنگ‏‌های آذرین منطقه احمدآباد و ارتباط میان آنها و سرشت ماگماتیسم به خوانندگان ارائه دهد.

 

زمین‏‌شناسی

حاشیۀ شمالی استان سمنان، بخشی از دامنۀ جنوبی کوه‏‌های البرز است که ریخت‌شناسی بلند و خشنی دارد و از آن به‏نام البرز مرکزی- خاوری یاد می‏‌شود. رخنمون سنگ‏‌ها در این بخشِ البرز شامل نهشته‏‌های رسوبی به سن کواترنری و سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن است که بیشترین حجم آنها را سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن در بر می‌گیرند. در کرتاسۀ پسین، نخستین حرکات گسل‏‌های فشارشی منطقۀ البرز آغاز شده است و همانند بسیاری از نقاط ایران در پایان کرتاسه- پالئوسن منطقه را دچار چین‏‌خوردگی شدید کرده است؛ اما به‏‌تدریج در ائوسن وضعیت کششی در منطقه حاکم شد و دریایی کمابیش ژرف بخش مهمی از ایران، از جمله البرز مرکزی را فرا گرفته است (Stöcklin, 1974). فعالیت آتشفشانی ائوسن در امتدادی با روند کمابیش شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری در بخش جنوبی منطقۀ فعلی البرز مرکزی با فعالیت شدید در زیر آب‏‌های کم‌ژرفای منطقه آغاز شده است و رسوب‏‌گذاری مواد آذرآواری در اطراف و گدازه‏‌های کلسیمی- قلیایی در وسط حوضه را در پی داشته است (Blurian, 1993). محدودۀ معدنی بررسی‌شدة احمدآباد بخشی از ورقۀ 1:100000 جام است که سری چینه‏‌ای این ناحیه با نهشته‏‌های پرکامبرین تا کواترنری در این ردیف جای گرفته‏‌اند. حرکت‌های کوهزایی لارامید، ناحیۀ جام را تحت‌تأثیر قرار داده است؛ به‏گونه‌ای‏‌که رسوب‌های ترشیری با دگرشیبی زاویه‏‌ای و با کنگلومرای قاعده روی رسوب‌های قدیمی‏‌تر جای گرفته‌اند.

از دیدگاه چینه‏‌شناسی ناحیه‏‌ای، حجم بزرگ نهشته‏‌های ناحیۀ جام به زمان‏‌های ترشیری و کواترنری مربوط است. واحدهای سنگی رخنمون‌یافتۀ ترشیری عبارتند از:

1) کنگلومرا و آهک‏‌های کنگلومرایی که معادل سازند فجن و به سن ائوسن و احتمالاً پالئوسن بالایی هستند؛

2) آهک ماسه‏‌ای همراه با نومولیت‏‌های ائوسن زیرین که معادل سازند زیارت است؛

3) ماسه‏‌سنگ‏‌هایی به رنگ خاکستری تیره و در برخی بخش‌ها به رنگ سبز تیره در جنوب تودۀ آذرین درونیِ منطقه که سنگ‌شناسی آنها شامل سه بخشِ ماسه‏‌سنگ متوسط تا درشت‏‌دانه، برش و برش‏‌های هیالوکلاستیک و روانه‏‌های آتشفشانی است؛

4) توف آتشفشانی و آندزیت‏‌ پورفیری به‏‌ رنگ خاکستری روشن تا تیره و به‏‌‏‌‏‌صورت توده‏‌های بلند که تا جنوب ورقۀ جام رخنمون یافته‌اند؛

5) برش‏‌های آتشفشانی با ترکیب آندزیت پورفیری و گاه گدازه‏‌ها که داری خاستگاه اپی‏‌کلاستیک دارند؛

6) شیل‏‌هایی کرم رنگ و روشن، شیل‏‌های مدادی با میان‏‌لایه‏‌هایی از سنگ آهک‏‌های قهوه‏‌ای- قهوه‏‌ای تیره، سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی (ریوداسیتی- ریولیتی) سیلیسی، اکسیده و آرژیلی که در جنوب‏‌باختری منطقه رخنمون دارند؛

7) واحدهای توف و شیلی که سنگ‌شناسی آن شامل توف‏‌های سبز و لیتیک‌توف‏‌ها به رنگ سبز، توفیت‏‌ها به رنگ قهوه‏‌ای متمایل به خاکستری، چرت‏‌های تیره و توف‏‌های اسیدی که به‏‌‏‌صورت محلی با ماسه‏‌سنگ‏‌ها و شیل‏‌ها همراه هستند. ریخت‌شناسی این واحد به‏‌‏‌صورت تپه‏‌های فرسایش‌یافته است؛

8) گدازه‏‌های بازیک- حد واسط آندزیت‌بازالتی، توف‏‌ها و برش‏‌های اسیدی در حد داسیت تا ریولیت که در شمال‏‌باختری ورقۀ جام رخنمون دارند و ریخت‌شناسی عمومی این واحد تپه‏‌ماهورهای کم‏‌ارتفاع تا کمی بلند است که در سطح فرسایش یافته‏‌اند؛

9) کنگلومراها و ماسه‏‌سنگ‏‌ها که کنگلومراها، ضخیم‏‌لایه و شامل قطعه‏‌ها و قلوه‏‌های سنگ‏‌های آهکی، ماسه‏‌سنگ‏‌ها و غیره هستند. قاعدۀ این واحد به‌علت نفوذ تودۀ آذرین نامشخص است و به‌‏‌سوی بالای واحد و کم‌کم با واحدهای ماسه‏‌سنگ و برش‏‌های آتشفشانی جایگزین شده است؛

10) توف‏‌های سبز، توفیت‏‌ها و شیل‏‌ها که به‏‌‏‌صورت محلی همراه با توف‏‌های اسیدی، چرت‏‌ها و لیتیک توف‏‌ها در خاور و جنوب ورقۀ جام با ریخت‌شناسی عمومی به‏‌صورت کاملاً توده‏‌ای است؛

11) سنگ آهک متوسط تا ضخیم‏‌لایه و لایۀ فسیل‏‌دار به رنگ کرم، سنگ آهک مارنی متوسط‏‌لایه به رنگ سبز و مارن سبز رنگ که قدیمی‏‌ترین واحد سازند قم است. برپایۀ بررسی‏‌های دیرینه‏‌شناسی و نمونه‏‌های برداشت‌شده از سنگ آهک قم، سن این واحد میوسن آغازین به‌دست آمده است؛

12) کنگلومرای قرمز که شامل تناوبی از کنگلومرا تا میکروکنگلومرا و ماسه‏‌سنگ درشت‏‌دانه تا متوسط‏‌دانه به رنگ قهوه‏‌ای تا سرخ رنگ است و به‏‌‏‌‏‌صورت دگرشیبی بی‏‌زاویه و در پی رفتار گسل عطاری به‏‌‏‌صورت ناپیوسته روی واحدهای آتشفشانی ائوسن جای گرفته است؛

13) کنگلومرا، مارن‏‌ گچ‏‌دار به سن میوسن- میوسن میانی که هم‏‌ارز سازند قرمز بالایی است؛

14) نهشته‏‌های کنگلومرایی که با ناپیوستگی دگرشیب و یا هم‏‌شیب روی سنگ‏‌های قدیمی‏‌تر جای گرفته‌اند. این واحد هم‏‌ارز سازند هزاردره است و چین‏‌خوردگی تندتری نسبت به واحد کنگلومرا، ماسه‏‌سنگ و رس دارد و از آن قدیمی‏‌تر است؛

15) کنگلومرا، ماسه‏‌سنگ و رس که از واحد کنگلومرایی جوان‏‌تر هستند و چین‏‌خوردگی بسیار ملایمی دارند.

واحدهای سنگی کواترنری نیز عبارتند از:

1) پادگانه‏‌های آبرفتی، کنگلومرا، رس و ماسه که این نهشته‏‌ها از آبرفت‏‌های دانه‏‌درشت به ‌اندازة قلوه‏‌سنگ و کنگلومرای نیمه‏‌سخت‌شده با میان‏‌لایه‏‌هایی رسی- ماسه‏‌ای و به‏‌ حالت افقی ساخته شده‌اند؛

2) آبرفت‏‌های جوان و مخروط‏‌های ‏‌افکنه که شامل مواد آواریِ سخت‌نشده یا کمی سخت‌شده هستند که از فرسایش واحدهای سنگی قدیمی پدید آمده‏‌اند؛

3) رسوب‌های جوان بستر آبراهه‏‌های سیلابی و فصلی که این رسوب‌ها در بستر رودخانه و آبراهه‏‌های بزرگ دیده می‌شوند و شامل قطعه‏‌سنگ، قلوه‏‌سنگ، ریگ، ماسه و در نهایت سیلت و رس هستند.

برپایة نقشۀ 1:5000 احمدآبادِ تقوی (Taghavi, 2017) (شکل 2) و بررسی‏‌های صحرایی انجام‌گرفته، محدودۀ معدنی احمدآباد از مجموعه سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری شامل داسیت، آندزیت، تراکی‌آندزیت، آندزیت‌بازالت، بازالت، توف‏‌های سبز تا خاکستری و توف‏‌های اسیدی به سن سنوزوییک با میان‏‌لایه‏‌هایی از شیل، ماسه‏‌سنگ و کنگلومرا پوشیده شده‌اند. افزون‌بر این واحدها، نهشته‏‌های کواترنری (شامل آبرفت‏‌های رودخانه‏‌ای و جوان و مخروط ‏‌افکنه‏‌ها) در بخش‏‌های جنوبی منطقه رخنمون دارند. بخش چشمگیری از سنگ‏‌های منطقه شامل توده‏‌های آذرین درونی نیمه‏ژرف حد واسط تا اسیدی با ترکیب مونزونیتی و مونزودیوریتی و با فراوانی کمتر گرانودیوریتی و گرانیتی است که در مجموعه سنگ‏‌های آتشفشانی نفوذ کرده‏‌اند (شکل‌های 3- A تا 3- D).

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2. نقشۀ زمین‏‌شناسی منطقۀ معدنی احمدآباد در مقیاس 1:5000 با تغییراتی پس از تقوی (Taghavi, 2017) (محدودۀ معدنی آهن- مس احمدآباد با کادر نشان داده شده است).

Figure 2. Geological map of Ahmadabad ore district at the scale 1:5000, modified after Taghavi (2017) (The quadrangle shows the location of Fe-Cu Ahmadabad ore district).

 

 

به‏‌دنبال نفوذ توده‏‌های آذرین نیمه‏ژرف، دگرسانی‏‌های گسترده‏‌ای از نوع آرژیلیکی و سیلیسی، همراه با نشانه‏‌هایی از کانی‏‌سازی در سنگ‏‌های آذرین آتشفشانی و درونی دیده می‌شوند (Tayefi, 2021). توده‏‌های آذرین درونی نیمه‏ژرف بیشتر با ترکیب مونزونیت و مونزودیوریت با سرشت کالک‏‌آلکالن به رنگ‏‌های کرم- کرم روشن و خاکستری همراه با رگه‏‌های باریت و کانی‏‌سازی آهن و مس در منطقه یافت می‌شوند (شکل‌های 3- A و 3- B) . برپایۀ روابط صحرایی، کانی‏‌سازی و دگرسانی، توده‏‌های مونزونیتی و مونزودیوریتی خاستگاه اصلی کانی‏‌سازی منطقه هستند (Tayefi, 2021).

بخش بزرگی از منطقه در بردارندۀ سنگ‏‌های آتشفشانی با بافت پورفیریتیک است (شکل‌های 4- A تا 4- C) که به‌شدت به کائولینیت، سریسیت، کربنات و اکسید آهن دگرسان شده‌اند؛ به‏گونه‌ای‌که بافت نخستین آنها گاه از میان رفته است. توف‏‌ها از تناوب توف‏‌های سبز، لیتیک‌توف‏‌ها و توفیت‏‌ها، چرت‏‌های تیره و توف‏‌های اسیدی ساخته شده‌اند که به‏‌‏‌‏‌صورت محلی با ماسه‏‌سنگ‏‌ها و شیل‏‌های متورق همراه هستند. این واحد در باختر و بخش‏‌هایی از خاور محدوده و به رنگ‏‌های سبز، قهوه‏‌ای و قهوه‏‌ای متمایل به خاکستری رخنمون دارد (شکل 4- D). ریخت‌شناسی این واحد به‏‌صورت تپه‏‌ماهورهای فرسایش‌یافته و به ضخامت 250 تا 350 متر متغیر است. نهشته‏‌های کواترنری، شامل آبرفت‏‌های جوان و دشت‏‌‏‌هایی است که به‌علت شیب‌دار‌بودن منطقه، در بخش‌های جنوبی محدوده رخنمون دارند. این نهشته‏‌ها که شامل قطعات گردشدۀ سنگ آتشفشانی در زمینۀ رسی و سیلیسی هستند، در نهایت با نهشته‏‌های آبرفتی بستر کنونی رودخانه‏‌های فصلی قطع شده‏‌اند.

 

 

 

 

 

 

شکل 3. A) واحد مونزونیتی دانه‏‌درشت به‌همراه رگه‏‌های باریت و هیدروکسیدهای آهن؛ B) مونزودیوریت با رگه‏‌های هماتیت و باریت و دگرسانی سیلیسی در دیوارۀ معدن؛ C) واحد گرانودیوریتی به همراه کوارتز و هیدروکسیدهای آهن؛ D) واحد گرانیتی با بافت استوک‏‌ورکی همراه با هیدروکسیدهای آهن (نمونۀ دستی واحدهای سنگی در گوشۀ پایین هر نمونه دیده می‌شود).

Figure 3. A) Coarse-grained monzonite unit associated with barite and iron hydroxides veins; B) Monzonite associated with hematite and barite veins and siliceous alteration in the mine wall; C) Granodiorite unit associated with quartz and iron hydroxides; D) Granite unit with stockwork texture associated with iron hydroxides (The hand specimens are shown in the lower corner of each sample).

 

 

روش انجام پژوهش

از 54 نمونۀ سنگی برداشت شده از رخنمون‏‌های سطحی و ترانشه‏‌ها، شمار 14 مقطع نازک و 21 مقطع نازک صیقلی برای بررسی‌های سنگ‏‌شناسی در دانشگاه خوارزمی تهیه و با میکروسکوپ دو منظورۀ عبوری- بازتابی ZEISS مدل Axioplan2 بررسی شدند. پس از بررسی‌های دقیق سنگ‏‌شناسی، شمار 41 نمونه از واحدهای آذرین منطقه (17 نمونه از توده‏‌های آذرین درونی و 24 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی)، پس از خردایش و آماده‏‌سازی در دانشگاه خوارزمی برای تجزیۀ شیمیایی عنصرها و اکسیدهای اصلی آنها به روش XRF، به شرکت زرآزما فرستاده شدند.

مقدار عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب[2] سنگ‏‌های آذرین منطقه نیز در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران به روش ICP-MS اندازه‌گیری شد. برای بررسی میزان عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب، نزدیک به 2/0 گرم از از هر نمونه در ترکیب با لیتیم‌متابورات/تترابورات ذوب و سپس در اسیدنیتریک حل شد. سپس نمونۀ محلول برای تجزیۀ شیمیایی به آزمایشگاه فرستاده شد.

 

 

 

 

 

 

شکل 4. A) داسیت کمابیش دگرسان‌‌شده با رگۀ هماتیتی در خاور و شمال‏‌باختری منطقة احمدآباد؛ B) برش‏‌های آندزیتی؛ C) بازالت‏‌های منشوری؛ D) توف همراه با واحدهای شیلی متورق و ماسه‏‌سنگی در باختر منطقه (نمونۀ دستی واحدهای سنگی در گوشۀ پایین هر نمونه دیده می‌شود).

Figure 4. A) Altered dacite with hematite vein in the east and northwest of the Ahmadabad district; B) Andesitic brecciaes; C) Prismatic basalts; D) Tuff along with laminated shales and sandstone units in the western of Ahmadabad district (The hand specimens are shown in the lower corner of each sample).

 

 

برای تکمیل بررسی‏‌های کانی‏‌شناسی، 3 نمونه از پهنۀ کانه‏‌زایی نیز با دستگاه XRD تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیۀ شیمیایی عنصرها در جدول‏‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. پس از آماده‏‌سازی و جداسازی زیرکن از نمونه در دانشگاه خوارزمی تهران، سن‏‌سنجی تودۀ مونزودیوریتی به روش U-Pb زیرکن‌ها در آزمایشگاه طیف‏‌سنجی ID-TIMS دانشکدۀ علوم زمین دانشگاه اسلو در نروژ با دستگاه MAT-262 انجام شد.

 

سنگ‏‌نگاری

توده‏‌های مونزونیتی: این واحدها به رنگ کرم تا کرم- خاکستری همراه با رگه‏‌- رگچه‏‌های باریت و اکسید و هیدروکسیدهای آهن در شمال‏‌باختری و شمال‏‌خاوری منطقه رخنمون دارند (شکل 3- A). بافت این توده‏‌ها ‌بیشتر پورفیری تا گرانولار ریزبلور است (شکل‌های 5- A و 5- B). پلاژیوکلازها (نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی) به‏‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار با ماکل پلی‏‌سینتتیک و آلکالی‌فلدسپارها (نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی) با بلورهای شکل‌دار در ابعاد 2/0 تا 1 میلیمتری دیده می‌شوند. این فلدسپارها به‌همراه بلورهای کشیده خاکستری روشنِ باریت (نزدیک به 5 تا 10 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند (شکل 5- B). کوارتز، کانی‏‌های کدر (هماتیت و پیریت) و کائولینیت نیز از کانی‏‌های فرعی و ثانویۀ این سنگ‏‌ها هستند. رفتار سیال‏‌های گرمابی، دگرسانی پلاژیوکلازها به کانی‏‌های رسی (کائولینیت) را در پی داشته است (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2015). خردشدگی پلاژیوکلازهایِ زمینۀ سنگ تحت‌تأثیر تنش‏‌های ‌زمین‌ساختی در منطقه بوده است (شکل‌های 5- A و 5- B).

 

 

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیۀ زمین‌شیمیایی اکسیدهای اصلی (برپایۀ درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایۀ ppm) توده‏‌های آذرین درونی احمدآباد (b.d: کمتر از آستانه آشکارسازی).

Table 1. Results of chemical analyses of the main oxides (in wt.%) and trace and rare earth elements (in ppm) of intrusive rocks of Ahmadabad (b.d: below the detection limit).

Rock Type

Monzonite

Sample No.

AA-3

AH35

HS15-5

AS15-26

AH23

AH8

AH25

AH39

96AH35

SiO2

52.15

60.99

57.99

54.96

61.88

53.55

60.15

61.58

59.8

Al2O3

13.63

11.56

16.04

13.34

9.23

8.47

13.09

12.2

11.8

TiO2

0.49

0.76

0.94

0.99

0.71

1.04

0.56

0.56

0.76

Fe2O3

14.08

6.62

5.45

5.11

7.83

8.98

5.27

5.34

8.07

MnO

0.07

0.09

0.08

0.09

0.13

0.12

0.11

0.11

0.2

MgO

1.27

2.53

1.86

5

1.76

1.27

1.44

4.29

1.84

CaO

2.8

5.24

10.22

9.4

6.48

7.69

6.38

6.41

7.69

Na2O

6.97

2.33

3.19

5.34

3.07

2.97

5.78

2.79

2.76

K2O

0.11

2.18

4.79

0.68

2.88

3.64

2.23

2.15

2.38

P2O5

0.27

0.26

0.28

0.27

0.19

0.11

0.18

0.18

0.23

LOI

7.29

7.3

5.16

3.9

6.5

5.85

4.23

3.9

3.56

Total

99.2

99.86

100.84

99.74

100.66

99.69

99.42

99.51

99.09

Zr

93

125

-

-

97

150

79

58

150

V

23

171

-

-

130

179

90

91

126

Th

12

6

-

-

8

9

5

5

8

Nb

8

11

-

-

12

8

10

10

12

Ba

b.d

823

-

-

784

1742

1619

1545

1324

Rb

2

b.d

-

-

b.d

b.d

b.d

b.d

b.d

Sr

62

354

-

-

287

306

339

350

280

U

2

1

-

-

1

1

1

1

1

Pb

13

211

-

-

20

18

50

53

13

Cs

0.42

0.92

-

-

0.42

b.d

b.d

b.d

b.d

Zn

4

364

-

-

118

67

113

117

83

Ta

1

1

-

-

1

1

1

1

1

La

77.11

12

-

-

12

16

18

12

20

Ce

125

30

-

-

32

43

39

28

46

Pr

11.11

3

-

-

1.1

3.2

3.2

1.6

4.1

Nd

40.77

9

-

-

9

b.d

b.d

b.d

13

Sm

4.38

3.7

-

-

4.1

5.4

4.6

3.1

6.2

Eu

0.25

1.1

-

-

0.97

1.1

1.2

0.97

1.3

Gd

1.81

0.15

-

-

0.46

0.46

0.15

0.48

1.1

Tb

0.1

b.d

-

-

b.d

b.d

b.d

b.d

b.d

Dy

1.61

1.4

-

-

1

2.4

2.5

1.1

1.9

Ho

0.21

b.d

-

-

b.d

b.d

b.d

b.d

b.d

Er

0.1

0.1

-

-

1.5

0.17

2.5

1.3

2.8

Tm

b.d

b.d

-

-

b.d

b.d

b.d

b.d

b.d

Yb

0.9

2.2

-

-

2

3.2

2.1

1.6

2.9

Lu

0.17

b.d

-

-

b.d

b.d

b.d

b.d

b.d

Y

1

10

-

-

10

20

17

9

2

La/Sm

17.6

3.24

-

-

2.92

2.96

3.91

3.87

3.17

Sm/Yb

4.86

1.68

-

-

2.05

1.68

2.19

1.93

2.13

Eu/Eu*

0.01

1.07

-

-

0.27

2.13

0.94

0.35

0.01

ΣREE

264.52

86.22

-

-

84.1

94.93

93.33

65.94

101.4

ΣHREE

6.15

14.95

-

-

15.93

27.33

22.95

14.45

12.1

ΣLREE

258.37

71.27

-

-

68.17

67.6

70.38

51.49

89.3

ΣLREE/ ΣHREE

42.01

4.76

-

-

4.27

2.47

3.06

3.56

7.38

(Gd/Yb)n

1.66

0.05

-

-

0.19

0.11

0.05

0.24

0.44

(La/Sm)n

11.36

2.09

-

-

1.88

1.91

2.52

2.49

3.91

(La/Yb)n

61.5

3.91

-

-

4.3

3.58

6.14

5.38

8.38

(Ce/Yb)n

38.6

3.78

-

-

4.44

3.73

5.15

4.86

19.28

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.

AA-47

AH34

AH1

96AH54

AA-40

AA-44

103

AH59

Rock Type

Monzodiorite

Granodiorite

Granite

SiO2

58.93

61.46

57.35

56.2

65.19

63.22

81.61

79.86

Al2O3

17.52

9.14

11.25

10.19

11.1

12.97

9.95

3.91

TiO2

0.82

0.88

0.9

0.84

0.92

0.79

1.14

0.25

Fe2O3

7.31

7.82

7.66

7.47

2.74

3.58

1.2

1.32

MnO

0.24

0.11

0.14

0.03

0.14

0.2

b.d

0.01

MgO

2.53

2.4

2.55

2.56

0.55

0.23

0.08

0.23

CaO

4.47

5.26

10.9

9.49

7.22

5.59

0.17

0.63

Na2O

5.45

3.41

2.32

3.48

5.62

6.31

2.8

2.67

K2O

2.02

2.07

2.15

4.12

0.69

0.13

1.88

2.02

P2O5

0.36

0.23

0.17

0.19

0.25

0.18

0.19

0.1

LOI

0.27

5.54

4.2

4.9

4.58

6.03

0.85

0.98

Total

99.92

99.46

99.59

99.47

99

99.23

99.87

101.98

Zr

195

159

b.d

155

131

131

-

75

V

106

161

165

116

61

40

-

25

Th

6

8

7

6

4

4

-

1

Nb

12

13

9

27

15

7

-

18

Ba

561

1223

469

27

209

4127

-

469

Rb

50

b.d

b.d

b.d

21

3

-

b.d

Sr

283

374

36

119

219

236

-

157

U

2

1

1

4

2

2

-

1

Pb

37

136

301

79

31

9

-

19

Cs

1.06

0.22

b.d

b.d

0.92

0.22

-

b.d

Zn

130

458

248

293

4

7

-

4

Ta

1

1

1

1

1

1

-

2

La

99.98

16

23

2.5

47.07

38.58

-

-

Ce

172

38

56

52

81

64

-

-

Pr

17.2

3.1

5.1

5

8.25

6.94

-

-

Nd

61.76

12

b.d

19

30.78

25.72

-

-

Sm

7.71

5

6.3

3.9

3.75

3.38

-

-

Eu

1.2

1.2

1.6

1.3

0.97

0.97

-

-

Gd

4.3

0.48

0.15

2.9

2.13

2.37

-

-

Tb

0.76

b.d

b.d

b.d

0.1

0.76

-

-

Dy

4.16

1.9

3.3

4

2.4

2.5

-

-

Ho

0.87

b.d

b.d

b.d

0.44

0.49

-

-

Er

2.41

0.17

0.22

0.1

1.48

1.53

-

-

Tm

0.87

b.d

b.d

b.d

0.06

0.05

-

-

Yb

2.06

2.6

3.1

2.9

1.4

1.38

-

-

Lu

0.44

b.d

b.d

b.d

0.15

0.1

-

-

Y

3

15

24

2

2

2

-

-

La/Sm

12.96

0.63

3.65

0.64

12.55

11.41

-

-

Sm/Yb

3.74

1.92

2.03

1.34

2.67

2.44

-

-

Eu/Eu*

0.01

0.27

0.91

0.06

0.06

1.55

-

-

ΣREE

379.21

106.32

122.77

118.5

182.3

151.48

-

-

ΣHREE

19.95

21.35

32.37

13.6

10.8

12.16

-

-

ΣLREE

359.26

84.98

90.4

104.9

171.5

139.32

-

-

ΣLREE/ ΣHREE

18.09

3.98

2.79

7.71

15.87

11.45

-

-

(Gd/Yb)n

1.73

0.15

0.03

1.2

1.25

1.42

-

-

(La/Sm)n

8.29

2.06

2.35

7.77

8.1

7.36

-

-

(La/Yb)n

34.83

4.41

5.32

10.46

24.13

20.07

-

-

(Ce/Yb)n

23.28

4.06

5.01

21.79

16.21

13.03

-

-

جدول 2. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیۀ زمین‌شیمیایی اکسیدهای اصلی (برپایۀ درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایۀ ppm) سنگ‏‌های آتشفشانی احمدآباد (b.d: کمتر از آستانه آشکارسازی).

Table 2. Results of chemical analyses of the main oxides (in wt.%) and trace and rare earth elements (in ppm) of volcanic rocks of Ahmadabad (b.d: below the detection limit).

Rock Type

Basalt

Sample No.

AS15-3

F.9

F.5

F.1

F.7

F.3

F.8

F.6

F.2

F.4

AH2

AH31

SiO2

53.55

44.51

46.94

50.1

46.38

48.27

48.12

50.94

49.63

49.13

53.24

53.98

Al2O3

17.89

14.19

15.16

18.53

14.97

16.17

15.57

16.24

16.56

16.64

18.78

18

TiO2

0.98

1.94

1.86

1.35

1.96

1.34

1.51

1.15

1.21

1.28

0.52

0.73

Fe2O3

6.65

11.5

11.4

9.27

10.46

9.35

8.99

8.09

8.63

8.78

7.86

7.23

MnO

0.28

0.16

0.15

0.14

0.13

0.14

0.13

0.11

0.13

0.13

0.05

0.08

MgO

2.29

8.65

7.87

4.5

7.54

7.17

6.76

6.6

7.11

7.21

3.38

3.48

CaO

6.2

12.25

9.93

9.4

11.12

10.31

10.72

9.1

9.88

10.12

7.01

7.68

Na2O

6.47

4.43

4

4.14

4.24

4.07

4.67

5.31

4.01

3.88

3.05

2.79

K2O

3.01

0.62

1.6

1.54

1.88

1.9

1.6

1.16

1.44

1.57

2.95

2.14

P2O5

0.08

0.97

0.79

0.52

0.93

0.75

0.95

0.71

0.63

0.64

0.23

0.23

LOI

2.34

2.1

1.5

2

1.5

1.5

1.4

3

1.3

1.1

2.75

2.84

Total

99.74

101.32

101.2

101.49

101.11

100.97

100.42

102.41

100.53

100.48

99.82

99.18

Zr

-

158

148

127

153

162

163

123

132

137

b.d

134

V

-

277

319

233

326

232

256

235

209

232

104

125

Th

-

5

2

5

3

5

5

4

4

4

8

6

Nb

-

28

25

16

17

20

20

13

18

17

9

14

Ba

-

604

510

317

457

428

470

330

318

343

326

3977

Co

-

42

41

28

39

32

31

29

31

33

14

13

Sr

-

1800

1661

1060

1916

1325

1754

1724

1257

1327

74

416

U

-

1

1

1.3

0.8

1

0.9

1

1

0.9

1

1

Pb

-

7

2

1

1

2

2

2

2

1

1

76

Cs

-

0.7

0.5

0.4

0.9

1.1

0.9

0.6

1

1.1

b.d

b.d

Rb

-

22

18

23

24

35

15

14

25

30

b.d

b.d

Ta

-

2

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

La

-

54.7

30.6

-

-

-

46.6

-

-

33.3

-

-

Ce

-

107

68

-

-

-

92

-

-

65

-

-

Pr

-

13.41

8.39

-

-

-

12.01

-

-

8.05

-

-

Nd

-

51.6

34.3

-

-

-

47.6

-

-

32

-

-

Sm

-

8.71

5.7

-

-

-

7.88

-

-

5.45

-

-

Eu

-

2.47

1.76

-

-

-

2.24

-

-

1.7

-

-

Gd

-

6.65

4.74

-

-

-

6.09

-

-

4.56

-

-

Tb

-

0.84

0.61

-

-

-

0.72

-

-

0.64

-

-

Dy

-

3.82

3.02

-

-

-

3.37

-

-

3.17

-

-

Ho

-

0.66

0.53

-

-

-

0.54

-

-

0.61

-

-

Er

-

1.65

1.25

-

-

-

1.39

-

-

1.67

-

-

Tm

-

0.23

0.18

-

-

-

0.18

-

-

0.22

-

-

Yb

-

1.35

1

-

-

-

1.09

-

-

1.37

-

-

Lu

-

0.2

0.15

-

-

-

0.17

-

-

0.23

-

-

Y

-

17

13

-

-

-

15

-

-

16

-

-

La/Sm

-

6.28

5.36

-

-

-

5.91

-

-

6.11

-

-

Sm/Yb

-

6.45

5.7

-

-

-

7.22

-

-

3.97

-

-

Eu/Eu*

-

0.54

0.03

-

-

-

0.02

-

-

0.03

-

-

ΣREE

-

254.29

175.96

-

-

-

236.88

-

-

173.97

-

-

ΣHREE

-

18.87

25.97

-

-

-

30.79

-

-

30.17

-

-

ΣLREE

-

235.42

149.99

-

-

-

206.09

-

-

143.8

-

-

ΣLREE/ ΣHREE

-

12.47

5.77

-

-

-

6.69

-

-

4.76

-

-

(La/Sm)n

-

4.05

3.46

-

-

-

3.81

-

-

3.94

-

-

(La/Yb)n

-

29.06

21.95

-

-

-

30.67

-

-

17.45

-

-

(Ce/Yb)n

-

22.01

18.89

-

-

-

23.45

-

-

13.19

-

-

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Rock Type

Basaltic andesite

Trachy andesite

Andesite

Sample No.

102

AA-52

AS15-19

AH27

AH42

AH13

AH18

104

AH9

AH60

SiO2

55.25

56.84

55.01

58.1

57.98

59

61.45

62.62

63

59.9

Al2O3

20.19

18.66

18.09

7.8

12.8

11.78

12.56

18.7

11.55

17.6

TiO2

0.78

0.84

1.03

0.6

0.77

0.5

1.09

0.93

0.17

0.46

Fe2O3

6.16

7.03

5.76

9.98

9.8

10.55

10.16

7.15

11.98

8.58

MnO

b.d

0.12

0.16

0.14

0.08

0.18

0.08

b.d

0.03

0.08

MgO

3.19

2.4

2.06

3.71

1.18

2.8

0.32

2.52

3.2

0.32

CaO

6.27

6.99

6.38

11.69

7.39

6.97

7.92

4.12

7.81

1.07

Na2O

2.54

3.79

5.92

2.13

3.82

6.42

5.05

1.12

0.05

4.03

K2O

3.5

1.75

2.37

1.82

2.15

0.3

1.64

2.91

0.69

6.03

P2O5

0.21

0.26

0.35

0.15

0.22

0.22

0.12

0.25

0.08

0.15

LOI

1.82

1.4

2.3

2.91

2.98

1.25

0.56

0.4

1.3

1.37

Total

99.91

100.08

99.43

99.03

99.17

99.97

100.87

100.72

100.61

99.59

Zr

-

281

-

94

97

77

240

-

-

38

V

-

136

-

93

147

77

157

-

-

64

Th

-

5

-

6

5

b.d

4

-

-

14

Nb

-

17

-

9

16

9

22

-

-

18

Ba

-

824

-

2590

3160

549

573

-

-

1285

Co

-

21

-

15

10

42

6

-

-

4

Sr

-

622

-

297

421

124

517

-

-

775

U

-

2

-

1

1

1

1

-

-

1

Pb

-

43

-

113

74

1

54

-

-

25

Cs

-

0.94

-

b.d

b.d

0.92

b.d

-

-

b.d

Rb

-

37

-

b.d

b.d

b.d

b.d

-

-

b.d

Ta

-

1

-

1

1

1

1

-

-

1

La

-

108.96

-

19

-

24

9

-

-

44

Ce

-

172

-

39

-

55

23

-

-

87

Pr

-

16.03

-

4

-

4.2

0.5

-

-

8.3

Nd

-

58.13

-

b.d

-

17

b.d

-

-

b.d

Sm

-

6.64

-

4.4

-

6.9

2.8

-

-

6.9

Eu

-

1.25

-

0.97

-

1.4

0.97

-

-

2

Gd

-

3.85

-

0.15

-

0.15

1.8

-

-

0.48

Tb

-

0.59

-

b.d

-

b.d

b.d

-

-

b.d

Dy

-

3.88

-

2.3

-

2.1

1.8

-

-

1.9

Ho

-

0.83

-

b.d

-

b.d

b.d

-

-

b.d

Er

-

2.24

-

2.6

-

4

0.1

-

-

19.2

Tm

-

0.18

-

b.d

-

b.d

b.d

-

-

b.d

Yb

-

2.1

-

2.2

-

2.8

2.7

-

-

2.5

Lu

-

0.25

-

b.d

-

b.d

b.d

-

-

b.d

Y

-

2

-

18

-

20

10

-

-

29

La/Sm

-

16.4

-

4.31

-

3.47

3.21

-

-

6.37

Sm/Yb

-

3.16

-

2

-

2.46

1.03

-

-

2.76

Eu/Eu*

-

0.02

-

19

-

17.48

0.1

-

-

0.06

ΣREE

-

379.79

-

92.62

-

137.55

52.67

-

-

201.28

ΣHREE

-

17.85

-

26.22

-

30.45

17.37

-

-

55.08

ΣLREE

-

361.94

-

66.4

-

107.1

35.3

-

-

146.2

ΣLREE/ ΣHREE

-

20.27

-

2.53

-

3.51

2.03

-

-

2.65

(La/Sm)n

-

10.59

-

2.78

-

2.24

2.07

-

-

4.11

(La/Yb)n

-

37.22

-

6.19

-

6.14

2.39

-

-

12.62

(Ce/Yb)n

-

22.77

-

4.92

-

5.45

2.36

-

-

9.67

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Rock-type

Andesite

Dacite

Sample name

96AH25

96AH37

AS16-6

AA-14

AH49

AS16-1

F3

AH16

AH58

SiO2

60.9

62.6

62.26

67.31

66.25

69.83

68.15

67.45

69.95

Al2O3

12.03

14.92

14.68

12.92

10.43

14.47

22.84

9.65

18.76

TiO2

0.75

0.78

0.82

0.75

0.68

0.95

0.76

1.16

0.03

Fe2O3

9.17

10.74

4.65

6.64

7.96

2.96

3.56

2.66

2.05

MnO

0.15

0.06

0.06

0.13

0.11

0.17

b.d

0.002

0.01

MgO

1.66

0.28

4.27

1.72

1.95

2.01

0.81

2.02

2.02

CaO

6.18

0.68

7.23

4.07

4.3

5.22

0.18

6.74

4.1

Na2O

2.98

4.48

5.69

5.67

3.07

5.22

0.09

4.09

0.06

K2O

2.17

1.78

0.68

0.36

2.02

0.57

3.99

1.06

0.13

P2O5

0.19

0.23

0.29

0.25

0.22

0.34

0.27

0.22

0.13

LOI

3.46

2.86

1.42

1.32

2.64

0.12

1.05

3.99

3

Total

99.64

99.41

102.05

100.89

99.63

101.86

101.7

99.04

100.44

Zr

131

91

-

76

-

-

-

149

11

V

132

114

-

68

-

-

-

155

11

Th

3

3

-

4

-

-

-

1

1

Nb

13

17

-

11

-

-

-

19

1

Ba

1935

16

-

201

-

-

-

873

39

Co

24

14

-

32

-

-

-

7

1

Sr

300

278

-

114

-

-

-

620

41

U

1

2

-

1.4

-

-

-

1

1

Pb

30

88

-

19

-

-

-

68

17

Cs

b.d

b.d

-

0.23

-

-

-

b.d

b.d

Rb

b.d

b.d

-

11

-

-

-

b.d

b.d

Ta

1

1

-

1

-

-

-

1

1

La

16

-

-

114.8

-

-

-

11

2

Ce

41

-

-

182

-

-

-

22

5

Pr

2.8

-

-

17.04

-

-

-

2.3

b.d

Nd

b.d

-

-

62.85

-

-

-

b.d

b.d

Sm

5.3

-

-

6.9

-

-

-

1.2

1.5

Eu

1.1

-

-

1.34

-

-

-

0.97

0.25

Gd

2.1

-

-

3.67

-

-

-

1.3

1

Tb

b.d

-

-

0.59

-

-

-

b.d

b.d

Dy

1.6

-

-

3.65

-

-

-

0.43

0.48

Ho

b.d

-

-

0.7

-

-

-

b.d

b.d

Er

1.2

-

-

1.81

-

-

-

0.1

30.2

Tm

b.d

-

-

0.08

-

-

-

b.d

b.d

Yb

2.5

-

-

1.34

-

-

-

1

0.9

Lu

b.d

-

-

0.54

-

-

-

b.d

b.d

Y

14

-

-

2

-

-

-

1

2

La/Sm

3.01

-

-

16.63

-

-

-

9.16

1.33

Sm/Yb

2.12

-

-

5.14

-

-

-

1.2

1.66

Eu/Eu*

1.09

-

-

0.81

-

-

-

0.33

0.62

ΣREE

87.6

-

-

400.32

-

-

-

40.3

37.83

ΣHREE

22.5

-

-

15.83

-

-

-

3.8

29.33

ΣLREE

65.1

-

-

384.49

-

-

-

36.5

8.5

ΣLREE/ ΣHREE

2.89

-

-

7.84

-

-

-

9.6

0.28

(La/Sm)n

1.94

-

-

10.74

-

-

-

5.91

0.86

(La/Yb)n

4.59

-

-

61.46

-

-

-

7.89

1.59

(Ce/Yb)n

45.37

-

-

37.92

-

-

-

6.11

1.54

 

 

 

 

 

توده‏‌های مونزودیوریتی: در نمونۀ صحرایی و دستی مونزودیوریت‏‌ها به رنگ خاکستری روشن همراه با رگه‏‌های ضخیم باریت و هماتیت دگرسان شده‏‌اند (شکل 3- B). در نمونه‏‌هایی که به مقدار کمتری دچار دگرسانی شده‏‌اند، کانی‏‌ها و بافت نخستین این سنگ‏‌ها به‌جا مانده است. بافت پورفیری که بافت اصلی این سنگ‏‌هاست دربردارندة 30 تا 65 درصدحجمی فنوکریست در زمینۀ ‏‌ریزبلور تا ‏‌متوسط بلور است. پلاژیوکلاز (50 تا 65 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (10 تا 30 درصدحجمی) و کوارتز (10 تا 15 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها هستند که در زمینه‏‌ای ریزبلور از همین کانی‏‌ها جای گرفته‏‌اند (شکل 5- C).

 

 

 

شکل 5. A) بافت گرانولار در واحد مونزونیتی؛ B) پلاژیوکلازها و آلکالی‌فلدسپار تجزیه‌شده به کائولینیت هنگام دگرسانی و حضور بلورهای دراز و کشیدۀ باریت در مونزونیت با بافت پورفیری؛ C) رگچه‏‌های باریت همراه با کانی‏‌های کدر (هماتیت سوزنی شکل و پیریت) و پلاژیوکلازهای خردشده در واحد مونزودیوریتی؛ D) رگۀ ضخیم کوارتز ثانویه در تودۀ مونزودیوریتی و بلورهای ریز و خردشدۀ پلاژیوکلاز و بلورهای کانی کدر به‏‌صورت سوزنی و شکل‌دار درون آن (نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اونز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است).

Figure 5. A) Granular texture in the monzonite unit; B) Plagioclase and alkalic feldspar altered to kaolinite during alteration and the presence of tabular barite crystals in the monzonite with porphyry texture; C) Barite veinlets associated with opaque minerals (needle-shaped hematite and pyrite) and crushed plagioclase in the monzonite unit, and D) Thick veins of secondary quartz in the monzodiorite and fine-grained plagioclase crystals and opaque mineral crystals as needle-shaped and euhedral inside it (Mineral abbreviations are based on Whitney and Evans (2010)).

پ

 

پلاژیوکلازها در این سنگ‏‌ها با ماکل پلی‏‌سینتتیک نسبت به دیگر کانی‏‌ها فراوان‏‌‏‌‌تر هستند. در نمونه‏‌های دگرسان‌شده، پلاژیوکلازها به کانی ثانویۀ کائولینیت تجزیه شده‏‌اند. در بخش‏‌هایی، سیال زمینۀ سنگ را به‌هم ریخته و در شکستگی‏‌ها هماتیت پدید آمده است که همراه با رگچه‏‌های باریت و پلاژیوکلازهای خردشده دیده می‌شوند (شکل 5- C). کوارتز به‏‌صورت بلورهای نهان‌بلور[3] تا ریزبلور[4] و رگه‏‌های ضخیم کوارتز ثانویه که پیامد دگرسانی سیلیسی همراه با کانی‏‌های فرعی کدر (بلورهای سوزنی هماتیت و پیریت) و بلورهای ریز و خردشدۀ پلاژیوکلاز هستند در این سنگ‏‌ها دیده می‌شود (شکل 5- D).

داسیت: این سنگ‏‌ها در نمونۀ دستی به رنگ کرم تا کرم روشن و کمابیش دگرسان‌شده دیده می‌شوند (شکل 4- A). بافت این سنگ‏‌ها پورفیریتیک است و دربردارندة 25 تا 50 درصدحجمی فنوکریست در زمینۀ ریزبلور است. کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها شامل پلاژیوکلازها (نزدیک به 40 تا 50 درصدحجمی) هستند که به‏‌‏‌صورت بلورهای ‌شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در اندازه‏‌های 5/0 تا 1 میلیمتری با ماکل پلی‏‌سینتتیک، آلکالی‌فلدسپار (نزدیک به کمتر از 25 درصدحجمی)، در اندازه‏‌های 1 تا 2 میلیمتری، کوارتز (20 تا 30 درصدحجمی) به‏‌صورت بلورهای نهان‌بلور تا ریزبلور که فضای میان کانی‏‌ها را در زمینۀ سنگ پر کرده‏‌اند (شکل 6- A). رگه‏‌های اکسید آهن فراوان به‏‌صورت شاخه درختی، فضای میان فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار را پر کرده‌اند (شکل 6- A). در پی ورود سیال‏‌های آهن‏‌دار به محیط و واکنش میان سیال- سنگ، سیلیس آزاد شده و زمینۀ سنگ سیلیسی‌ شده است (شکل 6- A). کائولینیت، کوارتز و سریسیت از کانی‏‌های ثانویۀ سنگ به‌شمار می‌روند. بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار هماتیت نیز کانی فرعیِ زمینۀ سنگ هستند.

آندزیت- تراکی‏‌آندزیت: این سنگ‏‌ها در نمونۀ دستی به رنگ قهوه‏‌ای هستند. فراوان‌ترین بافت در این سنگ‏‌ها، پورفیریتیک با خمیرۀ میکرولیتی است. خمیره از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، کانی‏‌های کدر و شیشه ساخته شده است. کانی‏‌های فلسیک سنگ شامل پلاژیوکلاز ‌شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در اندازه‏‌های 2 تا 4 میلیمتر (30 تا 40 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (15 تا 20 درصدحجمی) و کوارتز (نزدیک به 5 درصدحجمی) به‏‌‏‌صورت زمینۀ بسیار ریزبلور و به مقدار کم همراه با کانی‏‌های مافیکِ آمفیبول و گاه بیوتیت در زمینۀ ریزبلور و یا شیشه‏‌ای جای گرفته‏‌اند (شکل 6- B). شکستگی‏‌های سنگ که در پی تنش‏‌های ‌زمین‌ساختی در این منطقه پدید آمده‌اند به‌‏‌صورت رگچه‏‌ای با کلسیت پر شده‌اند (شکل 6- B). سیال‌های گرمابی پلاژیوکلازها را به کانی‏‌های رسی، سریسیت و اپیدوت تجزیه کرده‏‌اند (شکل 6- C). آمفیبول‌هایِ اٌپاسیته (دارای حاشیۀ سوخته) نیز به کربنات و کانی‏‌های رسی تجزیه شده‏‌اند (شکل 6- B). بافت غربالی در پلاژیوکلازها پیامد آمیزش[5] و آلایش ماگمایی[6]، کاهش سریع فشار هنگام بالاآمدن ماگما و یا تغییر فشار بخار آب ماگماست (شکل 6- C). بافت غربالی در پی نبود تعادل بلور با ماگما پدید می‏‌آید و پیدایش آن نشانۀ ناپایداری، ذوب و انحلال بخش‏‌های کوچکی از بلور و سپس تبلور مجدد در همان بخش‏‌ها درون پلاژیوکلاز است (Vernon, 2004). بافت گلومروپورفیریتیک فراوان‌ترین بافت در آندزیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌هاست. کانی‏‌های فرعی کدر (هماتیت و پیریت) به‏‌صورت بلورهای سوزنی‌شکل و یا منفرد و پراکنده در زمینة سنگ دیده‌ می‌شوند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6. A) پلاژیوکلازها با ماکل پلی‏‌سینتتیک، زمینۀ سیلیسی‌شده و پرشدگی فضای میان فنوکریست‏‌ها با رگچه‏‌های اکسید آهن در داسیت‏؛ B) آمفیبول اٌپاسیتی و تجزیه‌شده به کربنات در آندزیت- تراکی‌آندزیت؛ C) بافت غربالی در پلاژیوکلاز در آندزیت- تراکی‌آندزیت؛ D) آندزیت‏‌بازالت با بافت پورفیری؛ پلاژیوکلازهای تجزیه‌شده به کلریت، اپیدوت و کربنات در آندزیت‌بازالت؛ E) منطقه‏‌بندی شیمیایی در پلاژیوکلاز و بلورهای مافیک تجزیه‌شده به کربنات و اپیدوت در آندزیت‌بازالت؛ F) حضور پیروکسن در بازالت (نام اختصاری‌کانی‌ها از ویتنی و اونز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است).

Figure 6. A) Plagioclases with polysynthetic twining, siliceous matrix and filling of the space between phenocrysts by iron oxide veinlets in dacite; B) Ophacite and altered amphibole to carbonate in the andesite-trachyandesite; C) Sieve texture in the plagioclase of andesite-trachyandesite; D) Andesite basalt with porphyry texture; altered plagioclases to chlorite, epidote and carbonate in the andesite basalt; E) Chemical zoning in the plagioclase and mafic crystals which altered to carbonate and epidote in the andesite basalt; F) The presence of pyroxene in the basalt (Mineral abbreviations are based on Whitney and Evans (2010)).

 

 

آندزیت‌بازالتی: آندزیت‏‌بازالتی‏‌های منطقه به رنگ کرم- قهوه‏‌ای روشن تا تیره رخنمون دارند. این سنگ‏‌ها نزدیک به 20 تا 35 درصدحجمی فنوکریست‏‌هایی از پلاژیوکلاز، پیروکسن و به مقدار بسیار کمتر بیوتیت دارند که در زمینه‌ای ریزبلور، شیشه‏‌ای و دارای میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز جای گرفته‏‌اند (شکل 6- D). آندزیت‌بازالتی‏‌ها بافت‏‌های پورفیریتیک، گلومروپورفیریتیک و میکرولیتیک نشان می‌دهند. پلاژیوکلازها در ابعاد 2 تا 3 میلیمتری و به‏‌‏‌صورت بلورهای ‌شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار (نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی) هستند و در پی دگرسانی پروپیلیتیک در منطقه به کلریت، اپیدوت و گاه به کربنات تجزیه شده‏‌اند. میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز نشان‌دهندۀ تبلور آنها در نزدیکی سطح و و فشار کم هستند. بیوتیت‌ها (نزدیک به 10 تا 20 درصدحجمی) به‏‌صورت بلورهای ‌شکل‌دار در مقطع دیده می‏‌شوند که به‌دنبال افزایش میزان آهن، رنگ آنها به قهوه‏‌ای می‏‌گراید (شکل 6- D). منطقه‏‌بندی شیمیایی در پلاژیوکلازها پیامد تغییر ترکیب ماگما هنگام تبلور است (شکل 6- E). بلورهای پیروکسن که نزدیک به کمتر از 10 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند، در پی دگرسانی به‏‌طور کامل با کربنات و اپیدوت جایگزین شده‏‌اند (شکل 6- E). کلریت، اپیدوت و کربنات از کانی‏‌های ثانویۀ سنگ‏‌های آندزیت‌بازالتی هستند. کانی‏‌های فرعی کدر به‏‌صورت پراکنده در زمینة سنگ و گاه به‏‌‏‌صورت ریزبلورهایی در سطح پلاژیوکلازها دیده می‌شوند.

بازالت: بازالت‏‌ها به رنگ سبز تیره تا سیاه و با ساخت منشوری در خاور، شمال‏‌باختری و جنوب‏‌باختری منطقه رخنمون دارند (شکل 4- C). پلاژیوکلاز و پیروکسن از کانی‏‌های اصلی سازندة نمونه‏‌های بازالتی منطقه هستند. آمفیبول و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی در بازالت‏‌های منطقه به‌شمار می‌روند. ‌بافت‌های پورفیری، گلومروپورفیری (جای‌گرفتن فنوکریست‏‌های پیروکسن و پلاژیوکلاز در زمینۀ میکرولیتی و اینترسرتال) و آمیگدالوییدال نیز از بافت‏‌های سازندة بازالت‏‌ها هستند. این بازالت‌ها از 30 تا 40 درصدحجمی فنوکریست در زمینه‌ای ریزبلور تا متوسط بلور ساخته شده‌اند. پلاژیوکلازها (نزدیک به 30 تا 40 درصدحجمی) به‏‌صورت ‌شکل‌دار و در اندازه‏‌های 2 تا 3 میلیمتر با ماکل توام پلی‏‌سینتتیک و کارلسباد دیده می‌شوند که در پی دگرسانی به اپیدوت تجزیه شده‌اند (شکل 6- F). بلورهای پیروکسن‌ (نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی) به‏‌‏‌صورت بلورهای ‌شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در اندازه‏‌های 5/0 تا 4 میلیمتر هستند و دگرسانی آنها را به اپیدوت تجزیه کرده است (شکل 6- F). آمفیبول‌ها (نزدیک به 5 درصدحجمی) به‏‌صورت بلورهای ‌شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شوند و به‏‌طور کامل اٌپاسیتی و با اپیدوت جایگزین شده‏‌اند. از کانی‏‌های ثانویه و فرعی این سنگ‏‌ها می‏‌توان اپیدوت و کانی‏‌های کدرِ دیده‌شده در مقطع صیقلی (مانند هماتیت و پیریت) را نام برد. کانی‏‌های فرعی کدر به‏‌صورت بلورهای شکل‌دار در زمینۀ سنگ و گاه به‏‌صورت میانبار‏‌هایی در سطح پلاژیوکلاز و پیروکسن‏‌هایِ مقطع زیر میکروسکوپ دیده می‌شوند.

 

زمین‌شیمی سنگ‏‌های آذرین

برپایۀ نمودار سه‌تایی QAP اشتریکایزن (Streckeisen, 1976) و رده‏‌بندی لی‏‌باس و همکاران (Le Bas et al., 1986)، سنگ‏‌های آذرین درونی منطقۀ احمدآباد در محدودۀ مونزونیت، مونزودیوریت، گرانودیوریت و گرانیت جای می‏‌گیرند (شکل‌های 7- A و 7- B). برپایة نمودار پیشنهادی شاند (Shand, 1943)، توده‏‌های آذرین درونی در محدودۀ متاآلومینوس هستند که این ویژگی با ویژگی‌های گرانیت‏‌های نوع I همخوانی دارد (شکل 7- C). در نمودار کالینز و همکاران (Collins et al., 1982)، نمونه‏‌های گرانیتوییدهای منطقه در محدودۀ گرانیت‏‌های I-type جای می‏‌گیرند (شکل 7- D). برپایة اندیس آلکالی- کلسیک MALI بیشتر نمونه‏‌های گرانیتی منطقۀ احمدآباد در محدودۀ کالک‏‌آلکالی و کلسیک جای می‏‌گیرند که این ویژگی با گرانیتوییدهای کردیلرایی همخوانی دارد (Frost et al., 2001) (شکل نمایش داده نشده است). همچنین، برپایۀ نمودار SiO2 دربرابر FeO/(FeO+MgO) (Frost et al., 2001)، نمونه‏‌های گرانیتوییدی احمدآباد در محدودۀ کردیلرایی یا گرانیت‏‌های I-type با ترکیب منیزین و کالک‏‌آلکالی جای می‌گیرند (شکل نمایش داده نشده است).

برپایۀ نمودارهای QAP اشتریکایزن (Streckeisen et al., 2005) و Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (شکل‌های 8- A و 8- B)، سنگ‏‌های آتشفشانی احمدآباد در محدودۀ داسیت، آندزیت، تراکی‏‌آندزیت، آندزیت‌بازالت و بازالت جای می‏‌گیرند. برای تعیین سری ماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقۀ احمدآباد، از نمودار Zr دربرابر Y و نیز نمودار Co دربرابر Th (شکل‌های 8- C و 8- D) بهره گرفته شد. برپایۀ این نمودارها، سنگ‏‌های آتشفشانی احمدآباد در محدودۀ سری کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند.

 

 

 

شکل 7. رده‏‌بندی شیمیایی سنگ‏‌های آذرین درونی نیمه‏ژرف احمدآباد، A) برپایۀ ‌نمودار سه‌تایی QAP اشتریکایزن (Streckeisen, 1976)؛ B) در نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O (Le Bas et al., 1986)؛ C) نمودار نسبت مولار Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) دربرابر نسبت مولار Al2O3/(Na2O+K2O) (Shand, 1943)؛ D) نمودار SiO2 دربرابر Zn (Collins et al., 1982) برای تعیین سری ماگمایی گرانیتوییدهای منطقة احمدآباد و تفکیک گرانیت‏‌های نوع I و A.

Figure 7. Chemistry classification of Subvolcanic intrusion rock of Ahmadabad: A) Based on the QAP triangular diagram (Streckeisen, 1976); B) SiO2 versus K2O+Na2O diagram (Le Bas et al., 1986); C) Molar ratios of Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) versus Al2O3/(Na2O+K2O) diagram (Shand, 1943); D) Determination of magmatic series of Ahmadabad granitoids using SiO2 versus Zn to discriminate I and S type granites (Collins et al., 1982).

 

 

برپایة نمودار Yb دربرابر Th/Ta، محیط ‌زمین‌ساختی نمونه‏‌های توده‏‌های آذرین درونی منطقۀ احمدآباد ‌بیشتر در محیط تکتونوماگمایی فرورانش حاشیۀ فعال قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل 9- A). برپایۀ نمودار Y دربرابر Nb، گرانیتوییدهای منطقۀ احمدآباد از دیدگاه محیط ‌زمین‌ساختی در محدودۀ گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی (VAG[7]) و همزمان با برخورد (Syn-COLG[8]) قرار دارند (شکل 9- B).

 

 

 

 

 

 

شکل 8. رده‏‌بندی شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقۀ احمدآباد در: A) ‌نمودار سه‌تایی QAP اشتریکایزن (Streckeisen et al., 2005)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار Y دربرابر Zr (Ross and Bedard, 2009) برای تعیین سری ماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه؛ D) نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007) برای تعیین ترکیب سنگ اولیه و سری ماگمایی.

Figure 8. Chemistry classification of Ahmadabad volcanic rock in A) Based on the QAP triangular diagram (Streckeisen et al., 2005); B) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) Determination of magmatic series of volcanic rocks based on the Y versus Zr diagram (Ross and Bedard, 2009); D) Primary rock composition and magmatic series in the Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007).

 

 

عنصرهایی مانند Nb، Th، Y، Zr و Ti در شرایط دگرگونی و دگرسانی درجۀ پایین نامتحرک هستند (Pearce and Cann, 1973; Winchester and Floyd, 1977; Pearce, 1996)؛ ازاین‌رو، با به‌کارگیری این عنصرها می‏‌توان سرشت نخستین و پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی منطقۀ احمدآباد را بررسی کرد. برای تعیین دقیق‏‌تر محیط زمین‏‌ساختی پیدایش نمونه‏‌های بازالتی و آندزیت‏‌بازالتی احمدآباد، نمودارهای Ti/Zr دربرابر V/Ti و نیز Zr دربرابر Ti/Zr به‌کار برده شدند. برپایۀ این نمودارها، نمونه‏‌های بررسی‌شده عموماً در محدودۀ محیط‏‌های کششی پشت‌کمانی جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 9- C و 9- D).

 

 

 

شکل 9. جایگاه ‌زمین‌ساختی نمونه‌های احمدآباد. A) نمونه‏‌های گرانیتوییدی در نمودار عنصرهای کمیاب Yb دربرابر Th/Ta (Schandl and Gorton, 2002)؛ B) نمونه‏‌های گرانیتوییدی در نمودار Nb دربرابر Y (Pearce, 1996)؛ C) نمونه‏‌های بازالتی و آندزیت‌بازالتی در نمودار Ti/Zr دربرابر V/Ti (Li et al., 2013)؛ D) نمونه‏‌های بازالتی و آندزیت‌بازالتی در نمودار Zr دربرابر Ti/Zr (Bagas et al., 2008) (نماد نمونه‌ها همانند شکل‌های 7 و 8 است).

Figure 9. Tectonic setting discrimination of Ahmadabad samples. A) Granitoid samples in trace elements of Yb versus Th/Ta diagram (Schandl and Gorton, 2002); B) Granitoid samples in Nb versus Y diagram (Pearce, 1996); C) Basalt and andesite basalt samples in Ti/Zr versus V/Ti diagram (Li et al., 2013); D) Basalt and andesite basalt samples in Zr versus Ti/Zr diagram (Bagas et al., 2008) (Symbols are the same as Figures 7 and 8).

 

 

نمودارهای چندعنصری برای شناخت خاستگاه مجموعه‏‌های سنگی و ‌فرایندهای مؤثر بر آن به‌کار برده می‏‌شوند. در الگوی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتۀ اولیه (Sun and McDonough, 1989)، سنگ‏‌های آذرین منطقه از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE[9] (K، Rb، Ba، Cs و Sr) غنی‏‌شدگی و از عنصرهایی با میدان پایداری بالا یا HFSE[10] (Ti، Zr و Y) تهی‌شدگی ‏نشان می‏‌دهند (شکل‌های 10- A و 10- B).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 10. تودۀ آذرین درونی و آتشفشانی احمدآباد در: A، B) نمودار عنصرهای کمیاب بهنجار‌شده به ترکیب گوشتۀ اولیه (داده‌های بهنجارسازی از Sun and McDonough (1989))؛ C، D) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (داده‌های بهنجارسازی از Nakamura (1974)) (نماد نمونه‌ها همانند شکل‌های 7 و 8 است).

Figure 10. Volcanic and plutonic rocks of Ahmadabad in: A, B) Primitive mantle-normalized trace element diagram (normalization values from Sun and McDonough, 1989); C, D) Chondrite-normalized REEs elements diagram (normalization values from Nakamura, 1974) (Symbols are the same as Figures 7 and 8).

 

 

غنی‏‌شدگی سنگ‏‌های آذرین منطقه نسبت به Pb نشان‌دهندة نقش پوستۀ قاره‏‌ای در رویداد ‌فرایند جدایش‌یافتگی، آلایش پوسته‏‌ای در هنگام بالاآمدن ماگما به سطح زمین و پیدایش ماگمای سازندة تودۀ آذرین درونی است (Harris, 1983; Harris et al., 1986; Chappell and White, 1992). تهی‏‌شدگی سنگ‏‌های آذرین احمدآباد نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Ti نشان‌دهندۀ محیط‏‌های فرورانشی است (Wilson, 1989, 2007). این تهی‏‌شدگی ویژگیِ‏‌ همة ماگماهایی است که با پوستۀ قاره‏‌ای آلایش یافته‏‌اند (Wilson, 1989; Saunders et al., 1992; Nagudi et al., 2003). آنومالی منفی Ti پیامد نقش سیال‏‌های آزادشده از صفحۀ فرورونده است که نقش مهمی در غنی‏‌سازی عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون و عنصرهای خاکی کمیاب سبک در گوۀ گوشته‏‌ای دارند (Kuster and Harms, 1998; Ulmer, 2001). الگوی بهنجارشدۀ عنصرهای خاکی کمیاب به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) برای انواع سنگ‏‌های آذرین احمدآباد گویای غنی‏‌شدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک با مقدارهای n(La/Sm) از 86/0 تا 36/11، n(La/Yb) از 59/1 تا 50/61 و n(Ce/Yb) از 54/1 تا 37/45 و تهی‏‌شدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین[11] با مقدارهای 03/0 تا 26/2 برای (Gd/Yb)n و آنومالی جزیی منفی Eu است (شکل‌های 10- C و 10- D؛ جدول‌های 1 و 2). غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک[12] با بالاتر‌بودن نسبت n(La/Yb) از 59/1 تا 50/61 در سنگ‏‌های آذرین منطقه نیز نشان‌دهندة مذاب‏‌های پدیدآمده در پهنۀ فرورانش است (Nicholson et al., 2004; Zulkarnian, 2009; Helvaci et al., 2009; Asiabanha et al., 2019).

 

سن‏‌سنجی زیرکن در تودۀ مونزودیوریتی به روش U-Pb زیرکن

ازآنجایی‌که توده‏‌های آذرین درونی، خاستگاه اصلی کانی‏‌سازی آهن- مس در منطقۀ احمدآباد هستند، به روش U-Pb سن‌سنجی شده‏‌اند. از نمونه‏‌های برداشت‌شده از تودۀ آذرین درونی مونزودیوریتی، پس از بررسی‏‌های دقیق سنگ‏‌شناسی، یک نمونه برای سن‏‌سنجی برگزیده شد. داده‏‌های به‌دست‌آمده و سن‏‌سنجی ایزوتوپی در جدول 3 و شکل 11 آورده شده‌اند.

برپایۀ نقاط اندازه‏‌گیری‌شده روی دانه‏‌های زیرکن و نسبت‏‌های 206Pb/238U دربرابر 207Pb/235U، میانگین سن تودۀ آذرین درونی مونزودیوریتی برابر با 10/0±76/51 میلیون سال پیش و معادل ائوسن آغازین (ایپرسین[13]) به‌دست آمد. پس تودۀ آذرین درونی منطقه در زمان ائوسن آغازی در مجموعه سنگ‏‌های آتشفشانی سنوزوییک نفوذ کرده است. نسبت Th/U در زیرکن، ابزار خوبی برای سنجش سنگ‏‌زایی است؛ زیرا معمولاً در زیرکن‏‌های دگرگونی، نسبت Th/U بیشتر از 5 تا 10 و در زیرکن‏‌های آذرین کمتر از 5 تا 10 است (Rubatto et al., 2001; Williams, 2001; Rubatto, 2002). این نسبت در زیرکن‏‌های بررسی‌شده از 09/1 تا 19/1 است که نشان‌دهندۀ سرشت ماگمایی زیرکن‏‌هاست (جدول 3). پس برپایۀ این ویژگی همراه با تحمل دمایی بالای زیرکن، داده‏‌های U-Pb به‌دست‌آمده نمایندۀ سن تبلور تودۀ آذرین هستند (Cherniak and Watson, 2000). نسبت بالای Th/U در زیرکن‏‌ها نشان‌دهندۀ خاستگاه ماگمایی آنهاست (Belousova et al., 2002).

 

 

جدول 3. نتایج سن‏‌سنجی زیرکن به روش U-Pb برای تودۀ نفوذی مونزودیوریتی احمدآباد.

Table 3. U-Pb zircon dating results for monzodiorite intrusive rocks of Ahmadabad.

206Pb/238U

2 sigma [abs]

207Pb/235U

206Pb/204pb

Th/U

Th [ppm]

U [ppm]

Fraction Analyzed

0.00807

0.00022

0.05238

1243

1.19

173.74

146

AHM-2

0.00805

0.00076

0.05219

516

1.09

189.66

174

AHM-2

 

 

 

 

 

 

 

 

2 sigma [abs]

207Pb/235U

2 sigma [abs]

206Pb/238U age

2 sigma [pg]

207Pb/206pb

2sigma [abs]

Fraction Analyzed

0.00022

0.05238

1243

51.78

0.00014

0.04710

0.00002

AHM-2

0.00076

0.05219

516

51.71

0.00062

0.04699

0.00003

AHM-2

 

شکل 11. نمودار کنکوردیا برای داده‌های سن‏‌سنجی زیرکن به روش U-Pb ‏در تودۀ مونزودیوریت.

Figure 11. Concordia diagram for U-Pb zircon ages in the monzodiorite intrusion.

 

 

بحث

سنگ‌زایی: محتوای LREE (مانند: La) در مذاب به ‌ذوب‌بخشی گارنت یا اسپینل پریدوتیت و نسبت N(La/Yb) به درجات مختلف ذوب بستگی دارد (Peters et al., 2008). مذاب‏‌های رخسارۀ گارنت نسبت به مذاب‏‌های رخسارۀ اسپینل، نسبت‏‌های بالاتری از 1> N(La/Yb) را ایجاد می‏‌کنند. بنابراین، با توجه به الگوی عنصرهای REE و بالا‌بودن نسبت N(La/Yb) (59/1 تا 50/60) در همۀ نمونه‏‌ها، بالا‌بودن مقدار گارنت را در ناحیۀ خاستگاه تأیید می‏‌کند (جدو‌ل‌های 1 و 2). نسبت La/Nb برای شناسایی جایگاه درون‏‌صفحه‏‌ای از جایگاه حاشیۀ همگرا استفاده می‏‌شود (Rudnick and Fountain, 1995). ماگماهای درون‏‌صفحه‏‌ای نسبت کم La/Nb<1 دارند؛ اما حاشیه‏‌های همگرا عموماً نسبت‏‌های بالایی از La/Nb>1 دارند (Sun and McDonough, 1989). ازاین‌رو، با توجه به نسبت بالای La/Nb در سنگ‏‌های آذرین منطقه، حاشیه‏‌های همگرا جایگاه ‌زمین‌ساختی سنگ‏‌های منطقه بوده‌اند. ‌نمودار n(Yb) دربرابر n(La/Yb) نشان می‏‌دهد نمونه‏‌ها ‌بیشتر در محدودۀ ماگماهای کالک‏‌آلکالن تا آداکیتی جای گرفته‏‌اند (شکل 12- A). برای تعیین خاستگاه ماگمای مادر سنگ‏‌های آذرین احمدآباد، نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm به‌کار برده شد. عنصرهای La و Sm با تغییرات کانی‏‌شناسی سنگ خاستگاه تغییر نمی‏‌کنند؛ ازاین‌رو، این عنصرها ترکیب کلی سنگ خاستگاه را نشان می‌دهند (Aldanmaz et al., 2000). این نمودار نشان‌دهندۀ گوشتۀ غنی‌شده از LREE با ترکیب گارنت- لرزولیت و 1 تا 10 درصد ذوب برای پیدایش ماگمای سازندۀ این سنگ‏‌هاست (شکل 12- B).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 12. A) نمودار n(Yb) دربرابر n(La/Yb) (Martin, 1995)؛ B) نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) (DMM: گوشتة مورب تهی‌شده؛ N-MORB: بازالت‌های کافت میان‌اقیانوسی نرمال؛ E-MORB: بازالت‌های کافت میان‌اقیانوسی غنی‌شده؛ PM: گوشتة اولیه؛ WAM: گوشتة آناتولی باختری؛ Sp: اسپینل؛ gt: گارنت) (نماد نمونه‌ها همانند شکل‌های 7 و 8 است).

Figure 12. A) (Yb)n versus (La/Yb)n diagram (Martin, 1995); B) La/Sm versus Sm/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000) (DMM: Depleted MORB mantle; N-MORB: Normal mid-ocean ridge basalts; E-MORB: Enriched mid-ocean ridge basalts; PM: Primitive mantle; WAM: Western Anatolian mantle; Sp: Spinel; gt: Garnet) (Symbols are the same as Figures 7 and 8).

 

 

بالا‌بودن نسبت LREE/HREE از ویژگی‏‌های مهم ماگمای پدیدآمده در پهنۀ فرورانش است و چه‏‌بسا نشان‌دهندۀ غنی‏‌شدگی در گوشته با فاز مذاب یا سیال سرشار از آب در پی فرورانش باشد (Fitton et al., 1991). به‏‌طور کلی، عنصرهای HREE و HFSE کم‏‌ تحرک هستند و در صفحۀ فرورونده به‌جای می‏‌مانند؛ اما عنصرهای LREE متحرک‏‌تر هستند و از طریق ذوب‏‌شدگی ورقۀ فرورونده و رسوب‌های همراه آن یا از دست‌دادن آب به ماگمای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش می‏‌پیوندند (Pearce et al., 1995; Winter, 2001). غنی‏‌شدگی LREE در سری‏‌های کالک‏‌آلکالن چه‌بسا نشانۀ حضور گارنت در محل خاستگاه و یا آلایش با مواد پوسته‏‌ای باشد (Rollinson, 1993; Woodhead et al., 1993; Pearce et al., 1999; Castillo, 2006; Gill, 2010). غنی‏‌شدگی بالا از عنصرهایی مانند K، Ba، Rb، Pb و Th بازتابی از نقش پوستۀ قاره‏‌ای در تحولات ماگمایی است و ‌به‌عنوان تسلط پوسته‏‌ای از آن یاد شده است (Harris et al., 1983). برای نشان‌دادن نقش آلایش پوسته‏‌ای در پیدایش ماگمای سازندۀ سنگ‏‌های منطقۀ احمدآباد، نمودار Nb دربرابر Nb/U به‌کار برده شد. جانمایی سنگ‏‌های منطقة احمدآباد در محدودۀ ترکیب‌های پوستۀ قاره‏‌ای، نشان‌دهندة دخالت ترکیب‌های پوسته‏‌ای در تحول ماگمای سازندۀ این سنگ‏‌هاست (شکل 13- A). نسبت Nb/U در میانگین پوستۀ زیرین و بالایی به‏‌‌ترتیب نزدیک به 25 و 9 است. کاهش این نسبت در سنگ‏‌های منطقۀ احمدآباد نمی‏‌تواند پیامد جدایش بلورین باشد (Krienitz et al., 2006). این نسبت در سنگ‏‌های بررسی‌شدة احمدآباد نزدیک به 9 تا 24 است و نشان‌دهندة نقش آلایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های منطقه با پوستۀ زیرین است. روندهای تغییر اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب دربرابر SiO2 در نمودارهای هارکر (Harker, 1909) نشان‌دهندة پیوستگی نمونه‏‌ها و نقش جدایش بلورین ماگمایی در پیدایش و تکامل آنها در منطقۀ احمدآباد است. البته پراکندگی اندک در روندها را می‏‌توان پیامد آلایش پوسته‏‌ای و دگرسانی نمونه‏‌ها دانست. با توجه به اینکه ‌فرایندهای جدایش بلورین و ‌ذوب‌بخشی، هر دو در پیدایش و تحول سنگ‏‌های ماگمایی نقش دارند، می‏‌توان با به‌کارگیری نمودارهایی ‌فرایند غالب در تحول ماگمایی را شناسایی کرد. برای تفکیک ‌فرایند جدایش بلورین و ‌ذوب‌بخشی، نمودار دوتایی La/Sm دربرابر La نسبت پیشنهادیِ چنگ و همکاران (Cheng et al., 2001) به‌کار برده شد. روند خطی نمودار ‌بیشتر روند ‌ذوب‌بخشی را در تکامل ماگمای مادر سنگ‏‌های آذرین احمدآباد نشان می‏‌دهد (شکل 13- B).

 

 

 

شکل 13. A) نمودار Nb دربرابر Nb/U (Yan and Zhao, 2008)؛ B) نمودار La دربرابر La/Sm (Cheng et al., 2001) (نماد نمونه‌ها همانند شکل‌های 7 و 8 است).

Figure 13. A) Nb versus Nb/U diagram (Yan and Zhao, 2008); B) La versus La/Sm diagram (Cheng et al., 2001) (Symbols are the same as Figures 7 and 8).

 

 

برپایۀ مقدار عنصرهایی مانند Sr، Y و Yb دو روند متفاوت در سنگ‏‌های منطقه دیده می‌شود. برخی از نمونه‏‌ها میزان بالای استرانسیم و مقدارهای کم Y و Yb نشان می‏‌دهند که سبب بالا‌بودن نسبت‏‌های Sr/Y و La/Yb در این نمونه‏‌ها شده است و در ارتباط با ویژگی‌های آداکیت‏‌ها هستند. همچنین، برخی از نمونه‏‌ها ویژگی‌های متفاوتی از سنگ‏‌های آداکیتی نشان می‌دهند و بیشتر ویژگی‌های سنگ‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی را نشان می‏‌دهند. این گروه از سنگ‏‌های آذرین با مقدار کم Sr و مقادیر بالای Y و Yb (که نسبت Sr/Y را در آنها کاهش داده است) شناخته می‌شوند که گویای وابستگی این سنگ‏‌ها با سری کالک‏‌آلکالن است. بر این اساس، در نمودار Y دربرابر Sr/Y، سنگ‏‌های آذرین احمدآباد ویژگی‌های ماگماهای سری کالک‏‌آلکالن و آداکیتی را نشان می‏‌دهند (شکل 14- A). آداکیت‏‌ها به چهار دسته آداکیت‏‌های غنی از سیلیس (HSA[14])، آداکیت‏‌های فقیر از سیلیس (LSA[15])، آداکیت‏‌های قاره‏‌ای یا پتاسیک و آداکیت‏‌های آرکئن دسته‌بندی می‏‌شوند (Moyen, 2009). آداکیت‏‌های غنی از سیلیس دارای wt.% 60<SiO2، wt.% 3<MgO، میزان پایین ppm 18>Y و ppm 9/1>Yb، مقدار ppm 400., 2003). آداکیت‏‌های فقیر از سیلیس دارای 50 تا 60 درصد وزنی SiO2 و نسبت Sr/Y و La/Yb بیشتری نسبت به آداکیت‏‌های پرسیلیس دارند (Moyen, 2009). در آداکیت‏‌های فقیر از سیلیس مقدار LREE بیشتر و آنومالی مثبت Sr نسبت به آداکیت‏‌های غنی از سیلیس دیده می‌شود. برپایۀ میانگین به‌دست‌آمده برای آداکیت‏‌های غنی از سیلیس و فقیر از سیلیس و نمودارهای تفکیک این آداکیت‏‌ها از یکدیگر (Martin et al., 2005)، نمونه‏‌های سنگ‏‌های آذرین احمدآباد ‌بیشتر در محدودۀ آداکیت‏‌های فقیر از سیلیس جای می‏‌گیرند (شکل 14- B).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 14. A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Nb (Martin et al., 2005) برای شناسایی ماگماهای آداکیتی غنی از سیلیس و فقیر از سیلیس (نماد نمونه‌ها همانند شکل‌های 7 و 8 است)..

Figure 14. A) Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1990); B) SiO2 versus Nb diagram (Martin et al., 2005) to discriminate silica-rich and silica-poor adakitic magmas (Symbols are the same as Figures 7 and 8).

 

 

الگوی تکتونوماگمایی: وردل و همکاران (Verdel et al., 2011) و موریتز و همکاران (Moritz et al., 2016)، ماگماتیسم کالک‏‌آلکالن تا کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالای ائوسن را همزمان با فعالیت ماگمایی گسترده در ایران و مرتبط با فرورانش نئوتتیس دانسته‏‌اند. قابل تصور است که مدت زمان و سن مطلق رویداد افروختگی ماگمایی [16]، بسته به موقعیت در ایران متفاوت است (برای نمونه از شمال تا جنوب یا خاور تا باختر) یا اینکه مدت زمان کامل افروختگی ماگمایی در برخی مناطق که در بالا یا پایین توالی پالئوسن- ائوسن به‏‌صورت یک ناپیوستگی است، حفظ نشده است. با این حال، یافته‌های به‌دست‌آمده از پهنة ارومیه- دختر و البرز نشان می‏‌دهند سن نزدیک به 55 تا 37 میلیون سال پیش، در کل مدت زمان دقیقی برای افروختگی ماگمایی است (Verdel et al., 2011). سنگ‏‌های آتشفشانی پالئوسن بالایی- ائوسن که هنگام افروختگی ماگمایی فوران کرده‏‌اند، ویژگی‏‌های عنصرهای اصلی و فرعی ماگماتیسم کمان قاره‏‌ای را دارند؛ اما ترکیب شیمیایی بازالت‏‌های الیگوسن در پهنة ارومیه- دختر و کوه‏‌های البرز که پس از پایان افروختگی ماگمایی فوران کردند، با خاستگاه سست‌کره‌ای سازگارتر است (Verdel et al., 2011). الگوی ‌زمین‌ساختی پیشنهادی نشان می‏‌دهد ماگماتیسم در این منطقه پیامد ذوب گوشتۀ سنگ‌کره‌ای بوده است که با سیال‌های جداشده از ورقۀ فرورونده آب‏‌دار شده است و به دنبال آن بالا‏‌آمدگی و آلایش با مواد پوسته‏‌ای رخ داده است. برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری، زمین‌شیمیایی و سن‏‌سنجیِ این پژوهش و بررسی‌های وردل و همکاران (Verdel et al., 2011)، الگوی تکتونوماگمایی منطقه در ادامه تفسیر می‌شود (شکل 15).

همزمان با آخرین فرورانش صفحۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در کرتاسۀ بالایی- پالئوژن، حوضۀ پشت‌کمانی البرز باز شده است. هنگام فرورانش، ورقۀ فرورونده به پایین خم شده و در اعماق در شرایط دما و فشار بالا، از ورقۀ فرورونده و رسوب‌های همراه آن آب‏‌زدایی شده و جریان همرفتی در سست‌کره باعث ذوب آنها شده است. مذاب و سیال‌های غنی از عنصرهای LREE و تهی از عنصرهای HREE و HFSE که از ورقۀ فرورونده و رسوب‌های همراه آن آزاد شده‌اند، هنگام صعود در گوۀ گوشته‏‌ای و در پی آب‏‌دارشدن گوشته با این سیال‌ها به‌همراه عملکرد جریان‏‌های همرفتی در گوۀ گوشته‏‌ای، ‌ذوب‌بخشی و متاسوماتیسم پیدایش ماگما را به‌دنبال داشته‌اند. ماگماهای خاستگاه‌گرفته از گوشتۀ با ترکیب گارنت- لرزولیت غنی‏‌شده هنگام فوران سست‌کره و نفوذ در بخش‏‌های کم‏ژرفای پوسته، ذوب و نازک‏‌شدگی پوسته و رخداد موج گستردۀ ماگماتیسم را در پی دارند. ازاین‌رو، ماگماهای کالک‏‌‏‌آلکالن پدیدآمده هنگام فرورانش در مرز صفحه‌های همگرا، بخش بزرگی از سنگ‏‌های پوستۀ قاره‏‌ای را در بر می‌گیرند. این فاز ماگماتیسم در منطقۀ احمدآباد نشان‌دهندة آغاز افروختگی ماگمایی در ایران به‌ویژه در پهنة کمانی ارومیه- دختر و پهنة شمالی ایران مرکزی- جنوب البرز در کرتاسۀ بالایی- پالئوژن همراه با فاز کششی گسترده در ایران است. انتظار می‏‌رود کشش شدید و ماگماتیسم گسترده با شار بالا (افروختگی ماگمایی) در جبهۀ ماگمایی و پهنه‌های پشت‌کمانی، همراه با آغاز فرورانش خودبه‌خودی در پی خم‏‌شدگی ورقه[17] روی دهد (Stern, 2004; Stern and Gerya, 2018).

 

 

 

شکل 15. الگوی تکتونوماگمایی شماتیک از فرورانش ورقۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارۀ ایران مرکزی در کرتاسۀ بالایی- پالئوسن که بسته‌شدن نئوتتیس هنگام فرورانش، ذوب ورقۀ فرورونده و رسوب‌های همراه آن و ذوب گوۀ گوشته‏‌ای بالای این ورقه، پیدایش ماگما و تحولات بعدی آن در کمان ماگمایی ارومیه- دختر (UDMB) و البرز (AB) رخ داده است.

Figure 15. Schematic model of tectonomagmatic subduction of the Neo-Tethys oceanic plate beneath Central Iran microcontinent in the Upper Cretaceous-Paleocene which led to the closure of Neo-Tethys during subduction and the melting of the slab and associated sediments and melting of the mantle wedge on top of plate, causes the information of magma and their evaluation in the magmatic arc of Urumieh-Dokhtar Magmatic Belt (UDMB) and Alborz Belt (AB).

 

 

 

در پهنة فرورانش، سیال‌های جداشده از بخش بالایی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده که از LREE غنی هستند، به گوۀ گوشته‏‌ای افزوده می‏‌شوند (Borg et al., 1997). آب‏‌زدایی، متاسوماتیسم و ذوب‌شدن در پهنه‌های فرورانش در مرز ورقۀ همگرای صفحه‌های اقیانوس- قاره رخ می‏‌دهند (Wyllie, 1984). با حرکت سیال‏‌های ماگمایی و ‌ذوب‌بخشی در پریدوتیت گوشته‏‌ای، و با پیدایش میگماتیت در زیر پوستۀ قاره‏‌ای آشیانة ماگمایی پدید می‏‌آید. به دنبال آن و افزایش ماگمای اولیه هنگام جدایش بلورین ماگمایی، ماگما به پوستۀ قاره‏‌ای راه می‏‌یابد. ماگماتیسم گسترده در کمان ماگمایی ارومیه- دختر و در پی آن در حوضه‏‌های کششی پشت‌کمانی در کمان ماگمایی البرز رخ داده است (Verdel et al., 2007, 2011; Chiu et al., 2013; Pang et al., 2013; Shafaii Moghadam et al., 2018, 2020).

 

برداشت

برپایۀ بررسی‌های صحرایی و بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری سنگ‏‌های آتشفشانی احمدآباد، طیفی از سنگ‏‌های حد واسط تا اسیدی شامل آندزیت، تراکی‌آندزیت و داسیت هستند که توده‏‌های آذرین درونی نیمه‏ژرف در این مجموعۀ سنگی نفوذ کرده‏‌اند. پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز و آمفیبول از کانی‏‌های اصلی و فراوان سنگ‏‌های آذرین منطقه هستند. کائولینیت، کوارتز (ثانویه)، کلسیت، سریسیت، اپیدوت و کانی کدر از کانی‏‌های ثانویه و فرعی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‏‌روند. ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی نشان می‏‌دهند سنگ‏‌های آذرین احمدآباد، سرشت کالک‏‌آلکالن، متاآلومینوس دارند و از گرانیت‏‌های نوع I (سری مگنتیت یا اکسیدان) هستند. غنی‏‌شدگی سنگ‏‌ها از عنصرهای LREE و LILE و تهی‏‌شدگی آنها از عنصرهای HREE و HFSE به ماگماهای پهنه‏‌های فرورانشی حاشیۀ فعال قاره‏‌ای و نیز ‌فرایند آلایش پوسته‏‌ای وابسته است. روند تغییرات اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب نسبت به SiO2، نقش جدایش بلورین ماگمایی در سنگ‏‌های احمدآباد را نشان می‏‌دهد. نمودارهای زمین‌شیمیایی تعیین محیط تکتونوماگمایی نشان‏‌دهندۀ پیدایش سنگ‏‌های آذرین منطقه در پهنه‏‌های فرورانشی و کمان‏‌های آتشفشانی قاره‏‌ای است. برپایۀ سن‏‌سنجی زیرکن در تودۀ نفوذی مونزودیوریتی به روش U-Pb، سن10/0±76/51 میلیون سال پیش معادل ائوسن آغازین (ایپرسین) به‌دست آمد که تقریباً با آغاز ماگماتیسم گستره ائوسن با شار بالا (افروختگی ماگمایی) در ایران معادل است. برپایة بررسی‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی و برپایۀ الگوی زمین‏‌ساختی منطقه، خاستگاه ماگمای مادر احمدآباد، ‌ذوب‌بخشی گوۀ گوشته‏‌ای متاسوماتیک آب‏‌دار با سیال‌های جداشده از صفحۀ فرورونده است.

 

سپاس‏‌گزاری

نویسندگان، از سازمان توسعه و نوسازی معادن و صنایع معدنی ایران (ایمیدرو) برای حمایت‏‌های مالی، از مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران و مرکز زرآزما برای انجام آزمایش‏‌ها سپاس‌گزاری می‏‌کنند. همچنین، از شرکت زرین معدن چاف که داده‏‌ها و اطلاعات پایه‏‌ای ارزشمندی را دربارة منطقة مورد بررسی در اختیار گذاشتند، سپاس‏‌گزاری می‏‌شود. از چهار داور ناشناسی که این مقاله را داوری کرده‌اند و نکته‌های ارزشمند آنها باعث بهبود مطالب علمی مقاله شد نیز سپاس‏‌گزاری می‏‌شود.

 

[1] petrogenesis

[2] Rare Earth Elements (REE)

[3] cryptocrystaline

[4] microcrystaline

[5] magma mixing

[6] magma contamination

[7] Volcanic Arc Granite

[8] Syn-Collisional Granite

[9] Large-Ion Lithophile Elements

[10] High Field Strength Elements

[11] Heavy Rare Earth Elements (HREE)

[12] Light Rare Earth Elements (LREE)

[13] Ypresian

[14] High-Silica Adakite

[15] Low-Silica Adakite

[16] Magmatic Flare-up

[17] Slab rollback

Aghanabati, S. A. (1985) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229(3-4, 211–238.
Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304(1), 1–20.
Alavi, M. (2007) Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of Science 307(9): 1064-1095.
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirwall, M. F. and Mitchell, G. J. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102(1-2), 67-95.
Asiabanha, A. Akmali, S. and Haghnazar, S. (2019) Cretaceous magmatic evolution in the Deylaman igneous complex, Alborz zone, Iran: change from extensional to compressional regime. Geological Quaterly, 63(4), 757-770.
Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, North Iran. Lithos, 148, 98–111.
Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M., Kananian, A. and Rahimi, G. (2012) Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Asian Earth Sciences, 45(1), 79-94.
Asiabanha, A., Ghasemi, H. and Meshkin, M. (2009) Paleogene continental-arc type volcanism in North Qazvin, North Iran: facies analysis and geochemistry. Neues Jahrbuch fur Mineralogie- Abhandlungen, 186(2), 201–214.
Ayati, F., Yavuz, F., Asadi, H. H., Richards, J. P. and Jourdan, F. (2013) Petrology and geochemistry of calc-alkaline volcanic and subvolcanic rocks, Dalli porphyry copper–gold deposit, Markazi Province, Iran. International Geology Review, 55(2), 158-184.
Bagas, L., Bierlein, F. P., English, L., Anderson, J. A. C., Maidment, D. and Huston, D. L. (2008) An example of a Palaeoproterozoic back-arc basin: Petrology and geochemistry of the ca. 1864Ma Stubbins Formation as an aid towards an improved understanding of the Granites-Tanamirogen,western Australia. Precambrian Research, 166(1-4), 168-184.
Barehmand, M. (2010) Stratigraphical position and petrogenesis of the Neogene basalts in west of AhmadAbad-Khrtooran (SE Shahrood). M.Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran.
Belousova, E. A., Griffin, W. L., OReilly, S. Y. and Fisher, N. L. (2002) Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143(5), 602-622.
Berberian, F., Muir, I. D., Pankhurst, R. J. and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andean type plutonic activity in northern Makran and central Iran. Journal of the Geological Society of London, 139(5), 605–614.
Berberian, F. andBerberian, M. (1981) Tectonic-plutonic episodes in Iran.In: Zagros Hindu Kush Himalaya geodynamic evolution (Eds. Gupta, H. K. and Delany, F. M.) 3: 5-32. American Geophysical Union, Washington DC.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science, 18(2), 210-265.
Blurian, G. M. (1993) Petrography and petrology studies of Formation Karaj in Central Alborz. M.Sc. thesis, Tehran Teacher Training University, Tehran, Iran.
Borg, L. E., Clynne, M. A. and Bullen, T. D. (1997) The variable role of slab-derived fluids in the generation of a suite of primitive calc-alkaline lavas from the southernmost Cascade, California. Canadian Mineralogist, 35(2), 425-452.
Castillo, R. P. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, 51(3), 258-268.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I-type and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Sciences, 83(1-2), 1-26.
Cheng, C. H., Chung, S. H., Hwang, H. H., Chen, C. H. and Chung, S. L. (2001) Petrology and geochemistry of Neogene continental basalts and related rocks in northern Taiwan (III): Alkali basalts and tholeiites from Shiting-Yinko area. Western Pacific Earth Sciences, 1(1), 19-46.
 Cherniak, D. J. and Watson, E. B. (2003) Diffusion in zircon. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1), 113–143.
Chiu, H. Y., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Khatib, M. M. and Iizuka, Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos, 162, 70–87.
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 southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 80(2), 189-200.
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Drivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347(6294), 662-665.
Dercourt, J., Zonenshain, L., Ricou, L. E., Kzmin, G., Lepichon, X., Knipper, A. L., Grandjacquet, C., Sbortshikov, I. M., Geyssant, J., Lepvrier, C., Pechersky, D. H., Boulin, J., Sibuet, J. C., Savostin, L. A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M. L., Lauer, J. P. and Biju-Duval, B. (1986) Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to Pamirs since the Lias. Tectonophysics, 123(1-4), 241-315.
Emami, M. H., Mir Mohammad Sadeghi, M. and Omrani, S. J. (1993) Magmatic map of Iran. Geological Survey and Mining Exploration of Iran, Tehran, Iran.
Fitton, J., James, D. and Leeman, W. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the western United States: Compositional variation in space and time. Journal of Geophysical Research, 96(B8), 13693-13711.
Frost, B. R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology, 42(11), 2033-2048.
Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683-693.
Ghasemi, H. and Rezaei, M. (2015) Petrochemistry and tectonic setting of the Davarzan-Abbasabad Eocene Volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Mineralogy and Petrology, 109(2), 235-252.
Ghasemi, H. Barahmand, M. and Sadeghian, M. (2011) The Oligocene basaltic lavas in east and southeast Shahrood: implication to back-arc setting basins of Central Iran in Oligo-Miocene. Petrological Journal, 2(7), 77-94 (in Persian with English abstract).
Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: A Practical Guide. Wiley-Blackwell, Chichester, UK.
Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381(1–4), 235–273.
Haghipour, A. A. and Aghanabati, S. A. (1985) Geological map of Iran. Geological Survey and Mining Exploration of Iran, Tehran, Iran.
Haji Babaei, A. and Ganji, A. (2018) Characteristics of the Ahmadabad Hematite/Barite deposit, Iran- studies of mineralogy, geochemistry and fluid inclusions. Geologos, 24(1), 55-68.
Hajiloo, R. (2014) Geology, petrology and geochemical basalts of Moghiseh area (southwest Sabzevar), M. Sc. Thesis, Shahroud University of Technology, Semnan, Iran.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.
Harris, C. (1983) The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island. Journal of Petrology, 24(4), 424-470.
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism, Geological Society, London, Special Publications, 19(1), 67-81.
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.
Helvaci, C., Ersoy, E. T., Sozbilir, H., Erkul, F., Sumer, O. 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.
Ketabforoush, S. (2016) Investigation of mineralization in Ahmadabad, Semnan region on the basis of petrological, mineralogical and alteration evidence. M.Sc. Thesis, Damghan University, Semnan, Iran.
Krienitz, M. S., Hasse, K., Mezger, K., Eckardt, V. and Shaikh-Mashail, M. A. (2006) Magma genesis and crustal contamination of continental intraplate lavas in northwestern Syria. Contributions to Mineralogy Petrology, 151(6), 698–716.
Kuster, D. and Harms, U. (1998) Post-collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos, 45(1-4), 177-195.
Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27(3), 745-750.
Li, B., Bagas, L., Gallardo, L. A., Said, N., Diwu, C. and McCuaig, T. C. (2013) Back-arc and post-collisional volcanism in the Palaeoproterozoic Granites-Tanami Orogen, Australia. Precambrian Research, 224, 570 – 587.
Malekzadeh Shafaroudi, A., Mazhari, N. and Ghaderi, M. (2015) Petrology and geochemistry of intrusions of SamAhani and Farzaneh exploration areas, East of Sangan Khaf iron mine (Southeast Mashhad). Petrological Journal, 29, 135-152 (in Persian with English Abstract).
Martin, H. (1995) The Achaean grey genesis and the genesis of the continental crust. In: The Archaean crustal evolution (Ed. Condie, K. C.) 205-259. Elsevier, Amsterdam.
Martin, H., Smithie, 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(1-2), 1-24.
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision Sanandaj-Sirjan zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21(4), 397-412.
Moienvaziri, H. (1985) Volcanism tertiaire in Iran, These d’ Etat. Unv. Paris- Sud, ORSAY.
Moritz, R., Rezeau, H., Ovtcharova, M., Tayan, R., Melkonyan, R., Hovakimyan, S., Ramazanov, V., Selby, D., Ulianov, A., Chiaradia, M. and Pulitz, B. (2016) Long-lived, stationary magmatism and pulsed porphyry system during Tethyan subduction to post-collision evolution in the southern most Lesser Caucasus, Armania and Nakhitchevan. Gondwana Research, 37, 465-503.
Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the adakitic signature. Lithos, 112(3-4), 556-574.
Nagudi, N., Koberl, C. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the sigo granite, Uganda and implications for its origin. Journal of African Earth Sciences, 36(1-2), 73-87.
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38(5), 757-775.
Nicholson, K. N., Black, P. M., Hoskin, P. W. O. and Smith, I. E. M. (2004) Silicic volcanism and back arc extension related to migration of the late Cenozoic Australian-Pacific plate boundary. Journal of Geothermal and Volcanological Rrsearch, 131(3-4), 295-306.
Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2013) Eocene–Oligocene post–collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180, 234–251.
Pearce, J. A. (1996) A user’ s guide to basalt discrimination diagrams. Trace element geochemistry of Volcanic rocks: applications for massive sulphide exploration. Geological Association of Canada, Short Course Notes, 12(79), 113.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters, 19(2), 290-300.
Pearce, J. A., Baker, P. E., Harvey, P. K. and Luff, I. W. (1995) Geochemical evidence for subduction fluxes, mantle melting and fractional crystallization beneath the South Sandwich arc. Journal of Petrology, 36(4), 1073-1109.
Pearce, J. A., Kempton, P. D., Nowell, G. M. and Noble, S. R. (1999) Hf-Nd elements and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in western Pacific arcbasin systems. Journal of Petrology, 40(11), 1579-1611.
Peters, T. J., Menzies, M., Thirlwall, M. and Kyle, P. R. (2008) Zuni-Bandera volcanism, RioGrande, USA-Melt formation in garnet and spinel facies mantle straddling the asthenosphere-lithosphere boundary. Lithos, 102(1-2), 295-315.
Razavi, R. (2011) Petrology and geochemistry of Eocene volcanic rocks of the Davarzan district, west Sabzevar. M.Sc. thesis, Shahrood University of Technolngy, Shahrood, Iran.
Reich, M., Parada, M., Palacios, C., Dietrich, A., Schultz, F. and Lehman, B. (2003) Adakite-like signature of Late Miocene intrusions at the Los Pelambres giant porphyry copper deposit in the Andes of central Chile: metallogenic implications. Mineralium Deposita, 38(7), 876-885.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Group UK Ltd., London, UK.
Ross, P. S. and Bedard, J. H. (2009) Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace-element discriminate diagrams. Canadian Journal of Earth Sciences, 46(11), 823–839.
Rubatto, D. (2002) Zircon trace element geochemistry: partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism. Chemical Geology, 184(1-2), 123–138.
Rubatto, D., Williams, I. S. and Buick, I. S. (2001) Zircon and monazite response to prograde metamorphism in the Reynolds Range, Central Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 140(4), 458-468.
Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Reviews of Geophysics, 33(3), 267-309.
Saunders, A. D., Storey, M., Kent, R. and Norry, M. J. (1992) Consequences of plumlithosphere interaction. In: Magmatism and the Causes of Continental Break-up (Eds. Storey, B.C., Alabaster, T. and Pankhurst, R. J.) Special Puplication, 68, 41-60. Geological Society of London, UK.
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.
Shafaii Moghadam, H., Griffin, W. L., Kirchenbaur, M., Garbe-Schonberg, D., Zakie Khedr, M., Kimura, J. I., Stern, R. J., Ghorbani, G., Murphy, R., O’Reilly, S. Y., Arai, S. and Maghdour-Mashhour, R. (2018) Roll-back, extension and mantle upwelling triggered Eocene potassic magmatism in NW Iran. Journal of Petrology, 59(7), 1417–1465.
Shafaii Moghadam, H., Li, Q. L., Li, X.H., Stern, R. J., Levresse, G., Santos, J. F., Lopez Martinez, M., Ducea, M. N., Ghorbani, M. and Hassannezhad, A. (2020) Neotethyan subduction ignited the Iran arc and back-arc differently. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 125(5), 1–30.
Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian Volcanic Belt. Journal of Asian Earth Sciences, 30(5-6), 652-665.
Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks: Their genesis, composition classification and their relation to ore-deposits. 3rd edition. John Wiely Sons, New York.
Stern, R. J. (2004) Subduction initiation: spontaneous and induced. Earth and Planetary Science Letters, 226(3-4), 275- 292.
Stern, R. J. and Gerya, T. (2018) Subduction initiation in nature and models: A review. Tectonophysics 746: 173–198.
Stöcklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: The geology of continental margins (Eds. Burk, C. A. and Drake, C. L.) 873–887. Springer–Verlag, New York, US.
Streckeisen, A. L. (1976) Igneous rocks a classification and glossary of terms. Cambridge University Press, UK.
Streckeisen, A. L. Le Maitre, R. W. Zanettin, B. Le Bas, M. J. Bonin, B. and Bateman, P. (2005) Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. 2nd edition, Cambridge University Press, London, England.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(1), 313-345.
Taghavi, S. R. (2017) Report the end of operation in Ahmadabad polymetal district, Semnan, Iran. Geological Ahmadabad Map 1:5000. Zarrin Madan Chaf, Tehran, Iran.
Takin, M. (1972) Iranian geology and continental drift in the Middle East. Nature, 235(5334), 147-150.
Tayefi, F. (2021) Mineralogy, geochemistry and microthermometry of siliceous Fe-Cu bearing veins associated with Ahmadabad intrusion, Semnan. M.Sc. Thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran.
Ulmer, P. (2001) Partial melting in the mantle wegde the role of H2O in the genesis of mantle derived “arc-related” magmas. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 127(1-4), 215-232.
Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extentional arc flare-up in Iran. Tectonic 30, TC3008.
Verdel, C., Wernicke, B. P., Ramezani, J., Hassanzadeh, J., Renne, P. R. and Spell, T. L. (2007) Geology and thermochronology of Tertiary Cordilleran‐style metamorphic core complexes in the Saghand region of central Iran. Geological Society of America Bulletin, 119(7-8), 961–977.
Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, UK.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187.
Williams, I. S. (2001) Response of detrital zircon and monazite, and their U-Pb isotopic systems, to regional metamorphism and host-rock partial melting, Cooma Complex, southeastern Australia. Australian Journal of Earth Sciences, 48(4), 557-580.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A global Tectonic Approach London. Unwin Hyman press, UK.
Wilson, M. (2007) Ignous Petrogenesis, Chapman and Hall, 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, 325-343.
Winter, J. D. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey, USA.
Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island and back-arc basin basalts: evidence for multi-phase extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters, 114(4), 491-504.
Wyllie, P. J. (1984) Constraints imposed by experimental petrology on possible and impossible magma sources and products. Philosophical Transactions of the Royal Society London, A310(1514), 439-456.
Yan, J. and Xin Zhao, J. (2008) Cenozoic alkali basalts from Jingpohu, NE China: The role of lithosphere–asthenosphere interaction. Journal of Asian Earth Sciences, 33(1-2), 106 –121.
Zulkarnian, I. (2009) Geochemical signature of Mesozoic volcanic and granitic rocks in Madina regency area, North Sumatra, Indonesia and its tectonic implication. Journal of Geology Indonesia, 4(2), 117-131.