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
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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
)
