Whole rock and mineral chemistry of intermediate intrusive rocks in the northern side of Shahroud River near Zardkooh in Guilan province (Iran)

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of geology, Faculty of Basic Sciences, Lahijan Branch, Islamic Azad University, Lahijan, Iran

2 Assistant Professor, Department of geology, Faculty of Basic Sciences, Lahijan Branch, Islamic Azad University, Lahijan, Iran

3 Professor, Department of geology, Faculty of Natural Sciences, Tabriz University, Iran

4 Assistant professor, Department of geology, Faculty of Basic Sciences, Lahijan Branch, Islamic Azad University, Lahijan, Iran,

Abstract

Introduction
Zardkooh is located in Western Alborz zone in the structural divisions of Iran. According to many published researches, most of the magmatic activities in the north and northwest of Iran are related to the Neotethys orogeny process, which are the result of the subduction of the Neotethys crust, the collision of the Arabian plate with Iran, and the tectonic regimes that occurred following the collision. For the purpose of the present study, the nature, the genesis and the tectonic setting of intermediate intrusive rocks were determined using whole rock and mineral chemistry. Incidentally, Microprobe analyses results were used to document the precise chemical composition of the rocks studied and the formation conditions of the minerals as well.
Geology of the area
The exposed rock units in the studied area mostly include the Eocene (lava and pyroclastic rocks belonging to the Karaj Formation), but locally the Paleocene (the detrital sedimentary rocks of Fajan Formation), the Permian (the detrital sediments of Dorood and the limestones of Ruteh Formations) and the Carboniferous (the limestone of Mobarak Formation) outcrops and the Oligo-Miocene intrusive bodies are also present.
Most of the intrusive masses are composed of gabbroic rocks, but some of them also have intermediate compositions, which are the goal of this research. These rocks are mostly seen as dykes and relatively small stocks.
Research Method
In order to investigate the geochemical properties, five samples were sent to Zarazma company in Iran for whole rock chemical analysis. In the laboratory of Zarazma company, the amounts of oxides of the major elements were determined using the ICP-OES method. The abundance of rare earth elements and refractory elements were measured by ICP-MS method. A monzonite sample with freshest minerals was analyzed by EPMA at the Iran Mineral Processing Research Center in Karaj (I M P R C), in order to understand the chemical compositions of minerals and their application in petrogenesis.
Petrography
According to petrographic studies, the intermediate intrusive bodies exposed in the study area are mostly microdiorite, monzonite and monzodiorite. The textures of monzonites are porphyroid and their minerals are zoned. The principal minerals are plagioclase (An17-An45) and orthoclase, and the minor minerals are mostly biotite (phlogopite to magnesium-rich biotite), amphibole (ferropargasitic hornblende to pargasitic hornblende), clinopyroxene (augite and salite) as well as opaque minerals set in a groundmass consisting of kaolinized orthoclase, some quartz and opaque minerals as well. Microdiorite has porphyroid texture and the phenocrystals include kaolinized plagioclase, biotite, hornblende and opaque minerals, and the groundmass is composed of altered plagioclase, few quartz and opaque minerals. The textures of monzodiorite are various in different samples, so that in some it is medium granular and in others is intergranular. All the samples are characterized by the presence of the abundant plagioclase (An31) and orthoclase, clinopyroxene, biotite, opaque minerals and a small amount of quartz, apatite and zircon are also occurred in some samples.
Mineral Chemistry
The chemical compositions of biotites and clinopyroxenes indicate that the magmatic series of intrusive igneous rocks of the studied area is sub-alkaline and calc-alkaline type.
Based on the composition of clinopyroxenes, the tectonomagmatic environment of the magma formation of the investigated rocks is volcanic arc and active continental margin type. Based on the microprobe data obtained from the biotites, the studied granitoids are classified as the ilmenite series and were derived from the mantle material or a mixture of mantle –crust.
Whole Rock Geochemistry
The high potassium calc-alkaline and shoshonitic nature of the rocks under study are displayed by magmatic series determination diagrams, Moreover, the REE similar pattern point to their common origin. The strong negative anomaly of Nb, Ta, and Ti elements in the spider diagrams are of the prominent characteristics of subduction-related continental arc magmas. The positive anomaly of Pb, K and in general the enrichment of LILE elements are also attributed to crustal contamination of magmas. The geochemical data on the tectonomagmatic discrimination diagrams are placed in the realm of volcanic arc environment located on the continental crust. Their parent magma has a compositional similarity with melts derived from an enriched mantle, and according to various diagrams, it was derived from about 10-20% melting of a garnet-spinel peridotite source enriched by mantle metasomatism as a result of the addition of products derived from the subducting slab at depths of 100 to 110 km.
Discussion and Conclusion
The geochemical data in combination with mineralogical study indicate that the investigated rocks belong to a subduction environment and were originated from an enriched source, but due to the great distance between the Cenozoic magmatic belt of Alborz and Urmia Dokhtar magmatic arc (and the subduction site of the Neotethys oceanic crust) a back-arc basin can be considered for the region, which was in the early stages of evolution but was completely affected by the characteristics of the arc magmas (Teimouri, 2011; Asiabanha and Foden, 2012). Like magmatic arcs, the formation of magma in these environments was also caused by the inflow of fluids resulting from the dewatering of the subducting oceanic slab and the melting of the metasomatized mantle wedge on it. During magma ascent through the continental lithosphere, the magma suffered contamination and some of its chemical properties have been dictated to the magma.

Keywords

Main Subjects

Full Text

زردکوه در شمال ایران در استان گیلان جای دارد و بخشی از رشته کوه البرز به‌شمار می‌رود. رشته کوه البرز خود متأثر از کوهزایی آلپ- هیمالیاست و با حاشیة جنوبی دریای خزر موازی است. در این بخش از ایران، واحد‌های سنگی پرکامبرین تا کواترنری دیده می‌شوند و در آنها نبود رسوبی[1] و ناپیوستگی‏‌‌هایی در پالئوزییک و مزوزوییک نیز شناسایی شده‏‌اند (Ghorbani, 2013). در پی نیرو‌های فشارشی و تنش‏‌‌های پدیده آمده از دو رویداد کوهزایی آلپ میانی و پایانی (فاز‌های لارامین، پیرنئن، ساوین، استرین و پاسادنین)، این پهنه توالی ستبری از سنگ‏‌‌های آذرین بیرونی آلکالن، کالک‏‌آلکالن و شوشونیتی با ترکیب‌های مافیک، حد واسط و اسیدی را در خود جای داده است (Aghanabati, 2005). چندین تودة آذرین درونی بازیک تا حد واسط (گابرو تا دیوریت) به سن پس از ائوسن بالایی همة مجموعه‏‌‌های یادشده را قطع کرده‏‌اند. توده‏‌‌های آذرین درونی ترشیری ایران به سه گروه ائوسن- الیگوسن، الیگوسن-میوسن و پلیوسن دسته‌بندی می‌شوند که با فاز‏‌‌های زمین‏‌ساختی و جایگاه چینه‏‌شناسی آنها همخوانی دارد (Aghanabati, 2005). بنا به پیشنهاد معین‌وزیری (Moinvazeri, 1997)، فعالیت‏‌‌های آذرین در ائوسن به‌صورت آتشفشانی و در الیگوسن و یا میوسن بیشتر به‌صورت آذرین درونی است. برپایة بسیاری از پژوهش‌های منتشرشده، بیشتر فعالیت ماگمایی در شمال و شمال‌باختری ایران به فرایند کوهزایی نئوتتیس مرتبط است که در پی فرورانش پوستة نئوتتیس، برخورد ورقة عربستان به ایران و رژیم‌های زمین‌ساختی پس از برخورد رخ داده است (Agard et al., 2006; Agard et al., 2011; Ali et al., 2013; Whitechurch et al., 2013; Nouri et al., 2016; Nouri et al., 2017; Azizi et al., 2018; Shabanian et al., 2018; Nouri et al., 2020).

منطقه مورد بررسی از دیدگاه جغرافیایی در ‏‌طول‏‌‌های جغرافیایی '۵۵ ۴۹ تا '۵ ۵۰ خاوری و عرض‏‌‌های '۳۵ ۳۶ تا '۴۵ ۳۶ شمالی جای دارد و در پهنه‌بندی ساختاری ایران، بخشی از پهنة البرز ‌باختری (Alavi, 1991, 1995) به‌شمار می‌رود (شکل 1). بیشتر محدودة بررسی‌شده با سنگ‏‌‌های پالئوژن پوشیده شده است. برپایة بررسی‌های آنلز و همکاران (Annells et al., 1975)، توالی پالئوژن در البرز ‌باختری سه فاز جداگانه دارد و هرکدام از فاز‏‌‌های یادشده دربردارندة مجموعه‌ای از لیتولوژی‏‌‌های متعدد و جداگانه‌ای است که یک مرحلة طبیعی از فعالیت‏‌‌های آتشفشانی را به نمایش می‏‌گذارند. پژوهشگران یادشده با استناد به بررسی‌های استالدر (Stalder, 1971) روی فسیل‏‌‌های موجود در سنگ‏‌‌های آهکی توالی فاز 1 که سن آن را ائوسن میانی (لوتسین) تا الیگوسن زیرین دانسته است، سن احتمالی بخش بزرگی از توالی فاز 1 را ائوسن و فازهای 2 و 3 را الیگوسن دانسته‌اند. بررسی‌های تاکی (Taki, 2008) نشان داده‌اند تنها سنگ‏‌‌هایِ فازهای 1 و 2 در این منطقه دیده می‌شوند. بررسی‌های دیگر پژوهشگران (Teimouri et al., 2018; Asiabanha and Foden, 2012) نشان می‌دهند سنگ‌های آتشفشانی یادشده سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا دارند و ماگمای سازندة آنها از یک خاستگاه غنی‌شدة گوشته‌ای پدید آمده و در پی آلایش پوسته‌ای و جدایش بلورین متحول شده است.

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای سنگ‌های آذرین درونی مشابه در منطقة گیسِل (در نزدیک به پنج کیلومتریِ شمال منطقة مورد بررسی) توسط فرحی و همکاران (Farahi et al., 2020) نشان می‏‌دهند ماگمای ‌سازندة این سنگ‌ها کالک‏‌آلکالن هستند و به حاشیة فعال قاره‏‌ای متعلق ‏‌هستند. پژوهش‌ها (Ajalli et al., 2021) گویای آنست که سنگ‌های آتشفشانی منطقة مشکین- رشت‏‌آباد سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارند و ویژگی‌های زمین‌شیمیاییِ کمان‌های مرز فعال قاره‌ای و آلایش با موادپوستة قاره‌ای را نشان می‌دهند. در برخی بخش‌ها، توده‏‌‌های آذرین درونی این سنگ‏‌‌ها را مورد هجوم داده‌اند. بیشتر این سنگ‏‌‌ها به‌صورت استوک‏‌‌های کوچک و دایک رخنمون دارند. ویژگی‌های صحرایی نشان می‌دهند سنگ‏‌‌های آذرین درونیِ این منطقه توالی فاز 1 و 2 را قطع می‏کنند؛ ازاین‌رو، سن احتمالی آنها بایست به پس از الیگوسن زیرین مربوط باشد.

 

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقة بررسی ضلع‌شده در شمالی رودخانة شاهرود، برگرفته از ورقه‏‌‌های زمین‌شناسی 1:100000 جیرنده و جواهرده (Ghalamghash and Rashid, 2002; Baharfiruzi and Shafei, 2003).

Figure 1. Simplified geological map of the studied area in the northern side of Shahroud River, redrawn from the 1:100,000 geological sheets of Jirandeh and Javaherdeh (Ghalamghash and Rashid, 2002; Baharfiruzi and Shafei, 2003).

 

 

در این پژوهش با به‌کارگیری شیمی سنگ کل و شیمی کانی‏‌‌ها، سرشت، پیدایش و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‏‌‌های آذرین درونی حد واسط بررسی شد. همچنین، با کاربرد داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاو الکترونی، ترکیب شیمیایی دقیق و شرایط پیدایش کانی‌ها از دیدگاه دماسنجی و فشارسنجی بررسی شده است.

زمین‌شناسی عمومی

بیشتر واحد‌های سنگی رخنمون‌یافته در منطقة بررسی‌شده سنگ‏‌‌های آتشفشانی ائوسن (گدازه و سنگ‌های آذرآواریِ سازند کرج؛ واحد E روی نقشة زمین‏‌شناسی منطقه) هستند؛ اما گاهی توده‏‌‌های آذرین درونی الیگومیوسن (واحد‌های Gd و An) و به‌طور محلی رخنمون‏‌‌های پالئوسن (سنگ‌های رسوبی آواری سازند فجن)، پرمین (رسوب‌های آواریِ سازند درود و سنگ‏‌‌های آهکی سازند روته) و کربونیفر (آهک سازند مبارک) نیز دیده می‏‌شوند (Ghalamghash and Rashid, 2002; Baharfiruzi and Shafei, 2003) (شکل 1). سنگ‌های آذرآواری این منطقه در یک محیط زیرآبی پدید آمده‏‌اند و بیشتر توف، لاپیلی‌توف و رسوب‌های اپی‏‌کلاستیک هستند (Teimouri, 2011). انواع آندزیت، بازالت و تراکی‏‌آندزیت از سنگ‏‌‌های آذرین بیرونی در این منطقه هستند که به‌طور معمول بیشترین حجم این سنگ‏‌‌ها را آندزیت‏‌بازالتی و تراکی‏‌آندزیت در بر گرفته‌اند. توده‏‌‌های آذرین درونی بسیاری درون مجموعه‏‌‌های آذرآواری ائوسن تزریق شده‏‌اند (شکل‏‌‌های 1 و 2) و ازاین‌رو، سن این توده‏‌‌ها پس از ائوسن (و احتمالاً الیگومیوسن) دانسته می‌شود و چه‌بسا فاز کوهزایی پیرنه، بستر خوبی را برای نفوذ آنها فراهم کرده است (Valizadeh et al., 2008). هر چند تودة اصلی به شکل یک استوک کشیده با روند ‌باختری ـ خاوری، با پهنای متغیر (از چند متر تا چند ده متر) و درازای نزدیک به 7 تا 8 کیلومتر در سطح و در یک کیلومتری شمال روستای انبوه رخنمون دارد (شکل‏‌‌های 1 و 2)، اما رخنمون‌های کوچک‌تری نیز با شکل‌های نامنظم در خاور و جنوب‌خاوری روستای انبوه دیده می‌شوند (واحد Gd). بخش بزرگی از این توده‏‌‌ها از سنگ‌های گابرویی ساخته شده است؛ اما بخش‌هایی از آن‌ها نیز ترکیب حد واسط دارند که هدف این پژوهش بررسی آنهاست. برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، بیشتر سنگ‌های آذرین درونی حد واسط دیوریت و مونزونیت هستند. بیشتر این سنگ‏‌‌ها به‌صورت دایک و استوک‏‌‌های کمابیش کوچک دیده می‏‌شوند. در جا‏‌هایی که همبری این توده‏‌‌ها با سنگ‌های دیگر غیرگسله است، معمولاً افزون‌بر دگرسانی، پدیدة چشمگیر دیگری دیده نمی‌شود. با وجود این، افزون‌بر توده‏‌‌های یادشده، توده‏‌‌های نیمه‌آتشفشانی دیگری با ترکیب آندزیت‌بازالت نیز در منطقه دیده می‌شوند که روی نقشه با نماد An نمایش داده شده‌اند.

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‏‌برداری از توده‏‌‌های آذرین درونی در محدودة بررسی‌شده در ضلع شمالی رودخانة شاهرود و انجام بررسی‌های سنگ‏‌شناسی، برای شناخت ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و تجزیة شیمیایی ترکیب سنگ‌کل، پنج نمونه‏‌ به شرکت زرآزما در ایران فرستاده شدند. در آزمایشگاه شرکت زرآزما برای اندازه‏‌گیری عنصرهای اصلی و کمیاب، نخست نمونه‏‌‌ها را با کمک کورة آزمایشگاهی تا دمای 110 درجه سانتیگراد خشک و سپس آنها را خرد و پودر ‏کردند؛ به گونه‌ای که اندازة آنها پیش از خردایش به مقدار مطلوبِ کمتر از ۴ میلیمتر برسد. این فرایند با به‌کارگیری سنگ‏‌شکن فکی انجام شد. نمونة معرف[2] با روش تقسیم دوار و تقسیم شانه‌ای به‌دست آمد. در مرحلة بعد، نمونة معرف در هاون‏‌‌های دیسکی استیل (با عیار کم کروم) به گونه‌ای نرمایش شد که ۸۵ درصد حجم آن از الک با مش ۲۰۰ (۷۵ میکرون) بگذرد. پس از آن برای اندازه‏‌گیری عنصرهای اصلی، 2/0 گرم از نمونه با استفاده از کمک ذوب لیتیم‏‌بورات ذوب، و با اسید نیتریک رقیق حل شد و در دستگاه ICP-OES، فراوانی اکسید‏‌‌های عنصرهای اصلی به‌دست آورده ‏‌شد (جدول ۱).

 

 

 

 

شکل 2. رخنمون توده‏‌‌های آذرین (Gd) نفوذ‌یافته در واحد‌های آذرآواری و آهکی ائوسن (E) در ارتفاعات منطقة ضلع شمالی رودخانة شاهرود. A) دو کیلومتری شرق روستای انبوه (دید رو به شما‌ل‌خاوری)؛ B) یک کیلومتری باختر روستای انبوه (دید رو به شمال)؛ C) نمای نزدیک از توده و انکلاو کربناته درون آن.

Figure 2. The outcrops of igneous bodies (Gd) intruded in volcaniclastic and calcareous units of the Eocene (E) in the highlands of the northern side of Shahroud River. A) Two kilometers to the east of Anhooh village (view towards the northeast); B) One kilometer to the west of Anhooh village (view to the north); C) Close-up view of the intrusive body and presence of the carbonate enclave within it.

 

جدول ۱. داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ کلِ سنگ‌های آذرین درونی حد واسط در ضلع شمالی رودخانة شاهرود به روش‌های OES-ICP و ICP-MS (فراوانی اکسید‌های اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای کمیاب برپایة ppm)

Table 1. The whole rock geochemical data of intermediate intrusive igneous rocks in the northern side of Shahroud River, measured by ICP-OES and ICP-MS methods (The major oxides are in weight percent, and the trace elements are in ppm).

B6

B20

B19

B2

B22

Sample No.

Micro-diorite

Monzonite

Monzonite

Monzodiorite

Rock Type

61.92

59.92

55.79

54.33

52.29

SiO2

0.43

0.68

0.86

1.15

0.81

TiO2

15.28

17.23

17.15

16.73

16.90

Al2O3

0.09

0.12

0.13

0.14

0.13

MnO

4.53

6.07

7.69

8.62

7.80

Fe2O3

1.58

2.28

3.87

4.66

3.17

MgO

3.75

3.85

5.89

7.74

6.52

CaO

3.29

3.80

3.30

3.14

5.01

Na2O

3.05

3.47

2.70

2.88

0.80

K2O

0.18

0.30

0.31

0.33

0.37

P2O5

5.83

2.11

1.99

0.14

6.11

LOI

99.93

99.83

99.68

99.86

99.91

Total

6.6

8.9

13.9

18.7

23.6

Sc

54

80

127

159

174

V

8

10

19

53

127

Cr

8

12.9

20.4

24.3

18.3

Co

0

3

11

21

27

Ni

11

29

48

53

66

Cu

46

63

69

70

53

Zn

2.5

28.5

41.5

3.4

1.4

As

83

83

61

68

21

Rb

279

478

551

572

843

Sr

10

9.9

10.2

11.9

9.5

Y

95

29

30

36

101

Zr

12.4

21.1

19.7

14.2

15.6

Nb

0.4

0.3

0.4

0.6

0

Mo

0.2

0

0

0

0.3

Ag

1.4

2.1

1.7

1.5

1.3

Sn

0.6

1.9

3.4

0.6

0.7

Sb

0

0.21

0.79

0.25

0.35

Te

3.6

1.5

1.2

2.8

1.5

Cs

675

785

587

678

234

Ba

29

31

27

28

19

La

57

59

50

54

41

Ce

5.15

6.4

5.67

5.63

4.36

Pr

19.1

24.4

23

24

18.6

Nd

3.5

4.91

4.36

4.85

3.92

Sm

0.96

1.38

1.3

1.41

1.16

Eu

1.94

2.52

2.31

2.43

2.09

Gd

0.47

0.6

0.58

0.63

0.57

Tb

2.76

3.06

3.14

3.36

3.25

Dy

1.62

1.66

1.66

1.8

1.91

Er

0.24

0.23

0.22

0.26

0.27

Tm

2

1.7

2.1

2.7

2.7

Yb

0.26

0.24

0.21

0.28

0.31

Lu

2.58

0.93

1.02

1.04

3.12

Hf

1.15

1.76

1.56

1.2

1.26

Ta

1.4

1.5

1.1

1.2

1.5

W

27

31

24

22

15

Pb

10.91

9.64

7.15

9.72

4.97

Th

3.3

1.8

1.5

2.2

1.6

U

 

 

 

 

میزان از دست‏‌روی وزن در اثر گرما (L.O.I. [3])، با وزن‌کردن نمونه پس از گرمایش در 1000 درجة سانتیگراد به‌دست آمد. روش تخریبی به‌کاررفته برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب و عنصرهای دیرگداز (همانند عنصرهای اصلی) انحلال در اسید نیتریک رقیق بود؛ اما برای فلزات با ارزش و ردیاب، نمونه در تیزاب سلطانی[4] حل شد و سپس همگی با روش ICP-MS اندازه‏‌گیری ‏‌شدند (جدول ۱). داده‌های به‌دست آمده پس از انجام تصحیحات لازم، با نرم‏‌افزار Minpet، Igpet، GCDKit و ترسیم نمودار‌های لازم، پردازش و تحلیل شدند. در این پژوهش برای اینکه آهن به‌صورت تفکیک‌نشده گزارش شده است برای محاسبة آهن دو ظرفیتی و سه ظرفیتی، روش ایروین و باراگار (Irvine and Baragar, 1971) به‌کار برده شد.

برای آگاهی از ترکیب شیمیایی‏‌کانی‏‌‌ها و به‌کارگیری آنها در مباحث سنگ‏‌زایی، یک نمونه مونزونیت که سالم‌ترین کانی‏‌‌ها را داشت برای تجزیة شیمیایی نقطه‌ای به روش ریزکاو الکترونی (EPMA) به مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران (IMPRC) در کرج فرستاده شد. در این مرکز نخست از نمونه‏‌ مقطع نازک-صیقلی تهیه شد و پس از کربن کوتینگ[5]، با دستگاه ریزپردازنده از نوع SX100 ساخت شرکت Cameca در شرایط آزمایشگاهی با ولتاژ شتاب‌دهندة KV ۲۰، شدت جریان nA ۱۰، دمای ۲۵ سانتیگراد و رطوبت ۳۰ درصد، کانی‌های گوناگون تجزیة نقطه‌ای شدند. برای رسم نمودار و محاسبات کاتیونیِ داده‌های به‌دست‌آمده، نرم‏‌افزار‌های Minpet 2.02 و Excel به‌کار برده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه نقطه‌ای کانی‏‌‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول، الیوین و بیوتیت در جدول ۲ آورده شده‌اند. در پایان، نگارش این پژوهش با تلفیق داده‏‌‌های صحرایی، آزمایشگاهی و بررسی‌های مقایسه‌ای با دیگر مناطق مشابه در جهان انجام شد.

 

 

جدول ۲. داده‌های ریزکاو الکترونی برای کانی‏‌‌های آمفیبول (Amp)، پیروکسن (Px)، بیوتیت (Bt)، پلاژیوکلاز (Pl) در نمونة مونزونیتِ ضلع شمالی رودخانة شاهرود.

Table 2. The electron microprobe data of amphibole (Amp), pyroxene (Px), biotite (Bt), plagioclase (Pl) minerals in the monzonite of the northern side of Shahrood River.

Mineral Type

Amp

Px

Sample No.

B20Am7

B20Am8

B20Am9

B20Px10

B20Px11

B20Px12

B20Px13

B20Px14

B20Px15

SiO2

43.32

42.81

42.27

50.39

50.61

50.68

50.10

49.58

51.62

TiO2

3.20

3.35

3.40

0.74

0.58

0.81

0.61

0.74

0.24

Al2O3

11.21

11.23

10.35

3.02

2.75

3.13

2.70

3.69

1.77

Cr2O3

0.03

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MnO

0.25

1.30

1.40

0.33

0.00

0.37

0.48

0.00

0.00

FeOt

11.49

11.58

12.20

8.29

8.92

8.30

8.64

7.84

7.57

MgO

13.16

13.37

13.53

15.47

15.64

15.54

15.55

14.93

15.19

CaO

11.75

11.61

11.67

21.32

21.15

20.83

21.11

21.26

22.22

Na2O

2.51

2.53

2.44

0.39

0.49

0.45

0.51

0.42

0.39

K2O

1.04

1.02

1.30

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

97.93

98.80

98.56

100.12

100.14

100.11

99.70

98.46

99.00

 

 

 

جدول ۲. ادامه.

Table 2. Continued.

Mineral Type

Px

Bt

Pl

Sample No.

B20Px16

B20Px17

B20Bt1

B20Bt2

B20Bt3

B20Pl4

B20Pl5

B20Pl6

SiO2

49.76

50.59

36.73

35.54

35.91

54.09

60.20

63.16

TiO2

0.55

0.28

4.15

4.52

4.08

0.13

0.00

0.05

Al2O3

2.55

1.95

13.30

14.18

15.06

27.22

24.75

21.29

Cr2O3

0.05

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MnO

0.00

0.73

0.84

0.83

0.15

1.98

0.57

2.03

FeOt

7.59

8.46

17.95

15.84

12.88

0.22

0.12

0.33

MgO

15.09

14.63

15.82

16.05

18.43

0.01

0.03

0.00

CaO

21.80

21.71

0.29

0.34

0.57

9.76

5.13

2.98

Na2O

0.43

0.38

0.35

0.20

0.34

6.39

8.14

9.39

K2O

0.81

0.00

7.34

8.48

8.32

0.21

0.68

0.66

Total

98.63

98.73

96.77

95.98

95.74

100.01

99.62

99.89

 

 

سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، بیشتر توده‏‌‌های آذرین درونی‏‌ حد واسط رخنمون‌یافته در ضلع شمالی رودخانة شاهرود از نوع میکرودیوریت، مونزونیت و مونزودیوریت هستند. شرح ویژگی‏‌‌های میکروسکوپی این سنگ‏‌‌ها در ادامه آورده شده است.

مونزونیت

مونزونیت‏‌‌ها بافت پورفیرویید دارند و زمینة آنها نسبتاً دانه‌ریز است (شکل 3). پلاژیوکلاز و ارتوکلاز از کانی‏‌‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. بیوتیت، آمفیبول، کلینوپیروکسن و کانی‏‌‌های کدر نیز از کانی‏‌‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. بخش بزرگی از زمینة سنگ از ارتوکلاز کائولینیتی‌شده و مقداری کوارتز و کانی کدر ساخته شده است و کانی‏‌‌های بیوتیت، آمفیبول، کلینوپیروکسن به‌صورت درشت بلور در سنگ دیده می‏‌شوند. کانی کدر به‌صورت پراکنده و به مقدار کم به‌صورت درشت بلور و ریز بلور در سنگ دیده می‏‌شود. در برخی نمونه‏‌‌ها، انکلاو‌های کربناته نیز دیده می‏‌شوند (شکل 2-C).

 

 

شکل 3. A، B) تصویر‌های میکروسکوپی از نمونة مونزونیت در XPL [6] (تصویر A) و PPL[7] (تصویر B). بافت سنگ پورفیرویید با خمیرة کمابیش دانه‌ریز و درشت‌بلور‌هایی از پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کانی کدر. بیشترِ خمیره نیز از ارتوکلاز کائولینیتی‌شده و کانی کدر ساخته شده است

Figure 3. A, B) Photomicrographs of the monzonite sample in XPL (Fig. A) and PPL (Fig. B). The rock texture is porphyroid with relatively fine-grained groundmass. The coarse crystals are mostly plagioclase, amphibole, biotite and opaque minerals. The groundmass is mostly composed of kaolinized orthoclase and opaque minerals.

 

 

 

پلاژیوکلاز‏‌‌ها دگرسانی (کائولینیتی‏‌زاسیون) اندکی نشان می‏‌دهند؛ اما ارتوکلاز‌ها شدت دگرسانی بیشتری دارند. ماکل پلی‏‌سینتتیک در پلاژیوکلاز‌ها به‌خوبی دیده می‌شود و بیشتر آنها منطقه‏‌بندی بسیار مشخصی دارند. از دیدگاه درصدحجمی، پلاژیوکلاز‌ها نزدیک به 40 درصد سنگ را دربر می‌گیرند. اندازة آنها از نزدیک به 2/0 تا نزدیک به ۱ میلیمتر در نوسان است. ارتوکلاز‌ها معمولاً در خمیرة سنگ دیده می‌شوند و نزدیک به 42 درصد حجم سنگ را دربر می‌گیرند. برپایة داده‌های ریزکاو الکترونی (جدول ۵)، ترکیب بیشتر پلاژیوکلاز‏‌‌های نمونة یادشده در محدودة ترکیبیِ الیگوکلاز و آندزین (An17-An45) جای دارد (شکل 4) و ترکیب پلاژیوکلاز از هسته به حاشیه سدیک‏‌تر می‏‌شود (منطقه‏‌بندی نرمال). وجود منطقه‏‌بندی نرمال نشان می‌دهد سرعت تعادل مذاب با بلور بسیار آهسته‌تر از سرعت تبلور بوده است (Shelly, 1983).

 

 

 

شکل 4. A) ترکیب پلاژیوکلاز‏‌‌ها در نمونة مونزونیت روی نمودار سه‏‌تایی Ab-An-Or (Deer et al., 1991)؛ B) نمودار تغییرات ترکیب یک بلور پلاژیوکلاز از مرکز به حاشیة بلور.

Figure 4. A) The composition of plagioclases in the monzonite sample in the Ab-An-Or ternary diagram (Deer et al., 1991); B) Variation diagram for the the core to the rim of a plagioclase crystal.

 

 

درشت بلور‌ها بیشتر از جنس پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کانی کدر و خمیره نیز بیشتر از ارتوکلاز کائولینیتی‌شده و کانی کدر ساخته شده است. درشت‌بلور‏‌‌های آمفیبول‏‌‌ها رخ‏‌‌های متقاطع و چندرنگی قهو‌ه‌ای کدر تا بی‏‌رنگ نشان می‌دهند. آمفیبول‏‌‌ها تنها به‌صورت درشت بلور دیده می‌شوند. بزرگی آمفیبول‌ها از 2/0 تا 6/0 میلیمتر است و نزدیک به ۳ درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. برای نامگذاری آمفیبول‏‌‌ها از نامگذاری پیشنهادیِ هاوتورن (Hawthorne, 1981) بهره گرفته شد. آمفیبول‌‌ها زونینگ دارند؛ به‌گونه‏‌ای‌که ترکیب هستة آنها برپایة داده‌های ریزکاو الکترونی (جدول ۲) در بازة فروپارگازیتیک هورنبلند، و سمت‏‌‌های میانی و حاشیه، پارگازیتیک هورنبلند است (شکل 5). پس هستة آمفیبول آهن‏‌ بیشتر و حاشیه، منیزیم بیشتری دارد.

برخی بیوتیت‏‌‌ها در سنگ سالم‏‌ هستند؛ اما برخی دیگر به مجموعه‏‌‌های کلریتی و کانی‏‌‌های ثانویه رسی دیگر دگرسان شده‏‌اند. بیوتیت‏‌‌ها نزدیک به ۱۰ درصد حجم سنگ را دربر می‌گیرند. برپایة مقادیر کاتیونی Al و Fe/(Fe+Mg) میکا‌ها به چهار گروه آنیت، سیدروفیلیت، فلوگوپیت و ایستونیت دسته‌بندی می‏‌شوند (Speer, 1984) (شکل 6-A) که در میان سازنده‌های پایانی این گروه‏‌‌ها، تبادل کاتیونی Si-Al و Fe-Mg رایج است و نسبت 33/0 Fe/(Fe+Mg)= جداکنندة میکا‏‌‌های بیوتیتی از فلوگوپیتی به‌شمار می‌رود (شکل 6-B).

 

 

 

شکل 5. ترکیب آمفیبول‏‌‌های نمونة مونزونیت‏‌‌ روی: A) نمودار رده‏‌بندی آمفیبول‏‌‌ها (Hawthorne, 1981)؛ B) نمودار TSi در برابر Mg/(Mg+Fe2+) (Leake, 1978).

Figure 5. Composition of amphiboles in monzonite sample in: A) Classification diagram of amphiboles (Hawthorne, 1981); B) TSi versus Mg/(Mg+Fe2+) diagram (Leake, 1978).

 

 

برپایة داده‌های ریزکاو الکترونی (جدول 2) حاشیة بیوتیت‏‌‌های تجزیه‌شده، ترکیب فلوگوپیت دارد؛ اما هسته و مرکز بلور، بیوتیت منیزیم‏‌دار است. پس ترکیب هستة بیوتیت‏‌‌ها آهن‏‌دارتر و به سوی حاشیه منیزیم‌دار‏‌تر می‌شود (شکل‌های 6- B و 6- C). این نوع منطقه‏‌بندی می‏‌تواند پیامد اختلاط ماگمایی یا آلایش باشد. وجود انکلاو سنگ‌های کربناته در برخی نمونه‏‌‌ها نیز گویای این ادعاست (شکل 2- C).

داده‏‌‌های ریزکاو الکترونی در نمودار سه‌تایی TiO2-(FeO+MnO)-MgO نشان می‌دهند بیوتیت‏‌‌ها خاستگاه ماگمایی و اولیه دارند (شکل 6- D)؛ ازاین‌رو، ترکیب شیمیایی آن‌ها بازتابی از مذاب‌های ماگمایی و خاستگاه پیدایش این نمونه‏‌‌هاست (Abdel-Rahman, 1994; Shabani et al., 2003; Batchelor, 2003).

بیشتر کلینوپیروکسن‏‌‌های سنگ سالم و شکل‏‌دار تا نیمه‌ شکل‏‌دار هستند و از دیدگاه اندازه ابعادی از 2/0 تا ۱ میلیمتر دارند. درصدحجمی کلینوپیروکسن‏‌‌ها نزدیک به ۵ درصد سنگ است. بیشترین رنگ اینترفرانس کلینوپیروکسن‏‌‌ها آبی نظام دوم است. برپایة شاخص‏‌‌های J و Q (Morimoto et al., 1988)، پیروکسن‏‌‌ها به ۴ گروه دسته‌بندی می‏‌شوند: ۱) پیروکسن‏‌‌های Ca-Mg-Fe دار (Quad)؛ ۲) پیروکسن‏‌‌های Ca-Na دار؛ ۳) پیروکسن‏‌‌های Na دار؛ ۴) دیگر پیروکسن‏‌‌ها (Other) (شکل 7-A). برپایة داده‏‌‌های ریزکاو الکترونی پیروکسن‏‌‌های بررسی‌شده در نمودار J-Q در محدودة آهن-منیزیم-کلسیم جای گرفته‏‌اند. در این نمودار شاخص‏‌‌های J و Q برپایة رابطه‌های زیر به‌دست می‏‌آیند:

Q= Ca+Mg+Fe2+

J= 2Na ± R+

R: Al, Fe3+, Cr3+, Sc3+

ترکیب این کلینوپیروکسن‏‌‌ها در نمودار پلدروار و هس (Poldervaart and Hess, 1968) نشان می‌دهد ترکیب بیشتر آنها در محدودة اوژیت و سالیت جای می‌گیرد (شکل 7- B).

 

 

 

شکل 6. ترکیب بیوتیت‏‌‌هایِ نمونة مونزونیتی روی: A) نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر AlIV (Speer, 1984)؛ B) نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر Si؛ C) نمودار سه‌تایی Mg-(AlVI+Fe2++Ti)-(Fe2++Mn) (Forster, 1960)؛ D) نمودار سه‌تایی TiO2-(FeO+MnO)-MgO (Nachit et al., 2005).

Figure 6. The compositions of biotites of monzonite sample in: A) Fe/(Fe+Mg) versus AlIV diagram (Speer, 1984); B) Fe/(Fe+Mg) versus Si diagram; C) Mg-(AlVI+Fe2++Ti)-(Fe2++Mn) ternary diagram (Forster, 1960); D) TiO2-(FeO+MnO)-MgO ternary diagram (Nachit et al., 2005).

 

 

شکل 7. ترکیب داده‏‌‌های ریزکاو الکترونی پیروکسن‏‌‌های نمونة مونزونیت‌ در: A) نمودار Q-J (Morimoto et al., 1988)؛ B) نمودار سه‏‌تایی En -Wo – Fs (Poldervaart and Hess, 1968).

Figure 7. Microprobe data composition of pyroxenes in the monzonite sample in: A) Q-J diagram (Morimoto‌‌‌ et al., 1988); B) En-Wo-Fs ternary diagram (Poldervaart and Hess, 1968).

 

 

میکرودیوریت

میکرودیوریت‏‌‌ها بافت پورفیرویید با زمینه نسبتاً دانه‌ریز دارند (شکل 8) و درشت بلور‏‌‌ها به‌ترتیب فراوانی شامل فلدسپار‏‌‌های پلاژیوکلاز کائولینیتی‌شده، بیوتیت، هورنبلند و کانی کدر هستند. زمینه نیز از پلاژیوکلاز‌های دگرسان‌شده و کمی کوارتز و کانی کدر ساخته شده است. فلدسپار‏‌‌های پلاژیوکلاز دگرسان‌شده کانی‏‌ اصلی و کوارتز، بیوتیت، هورنبلند و کانی‏‌‌های کدر از کانی‏‌‌های فرعی هستند (شکل‌های ۹- A و 9- B). نزدیک به 90 درصد حجم سنگ را پلاژیوکلاز فراگرفته است و کانی‌های فرعی یادشده روی‌هم‌رفته نزدیک به 10 درصد حجم سنگ را دربر می‌گیرند. شدت کائولینیتی‏شدن پلاژیوکلاز‌هایِ سنگ تعیین ترکیب شیمیایی دقیق آنها برپایة ویژگی‌های نوری و تجریة شیمیایی به روش ریزکاو الکترونی را ناممکن کرده است. طول درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز تا 7/0 میلیمتر نیز می‏‌رسد. بر خلاف دیگر کانی‏‌ها، بیوتیت‏‌‌های سنگ دگرسانی چندانی نشان نمی‏‌دهند و در برش‏‌‌های طولی چندرنگی واضح قهو‌ه‌ای تا بی‏‌رنگ نشان می‏‌دهند. هورنبلند‌ها نیز به‌طور کامل دگرسان شده‏‌اند و تنها برپایة ریخت‌شناسی (برش‏‌‌های عرضی شش‌گوش و طولی کشیده) شناسایی می‌شوند. اندازة بیوتیت‏‌‌ها و هورنبلند‌ها همانندِ درشت‌بلور‏‌‌های پلاژیوکلاز است. کانی‏‌‌های کدر کمتر به‌صورت درشت بلور یافت می‌شوند و بیشتر در زمینه دیده می‏‌شوند.

مونزودیوریت

بافت مونزودیوریت در نمونه‏‌‌های مختلف، متفاوت است؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی گرانولار دانه متوسط (شکل‏‌‌های 9- A و 9- B) و در برخی دیگر اینترگرانولار (شکل‏‌‌های 9- C و 9- D) است. رگه‏‌‌های کوارتزی و گرانیتی معمولاً این سنگ‏‌‌ها را قطع کرده‏‌اند. در همة نمونه‏‌‌ها فراوان‌ترین کانی‏‌‌ها به‌ترتیب شامل پلاژیوکلاز و ارتوکلاز است؛ اما در نمونه‏‌‌های مختلف مقادیر متفاوتی از کلینوپیروکسن، بیوتیت، کانی کدر نیز یافت می‌شود. به مقدار کم کوارتز، آپاتیت و زیرکن نیز در این نمونه‌ها دیده می‏‌شوند.

بخش بزرگی از این سنگ‏‌‌ها از پلاژیوکلاز ساخته شده است و در برخی نمونه‏‌‌ها، فراوانی پلاژیوکلاز به نزدیک به 55 درصد نیز می‏‌رسد. بیشتر پلاژیوکلاز‌ها دگرسانی اندکی دارند و ماکل‏‌‌های پلی‏‌سینتتیک واضحی را نشان می‏‌دهند و طول آنها از نزدیک به 2/0 تا ۵ میلیمتر تغییر می‏کند. در برخی نمونه‏‌‌ها، پلاژیوکلاز‏‌‌ها منطقه‌بندی نشان می‏‌دهند. در آنهایی که ماکل آلبیتی ساده دارند، زاویة خاموشی ۱۳ درجه است که برپایة نمودار میشل‌لوی، این زاویه با ترکیب آندزین (An31) همخوانی دارد.

 

 

 

شکل 8. A، B) تصویرهای میکروسکوپی از میکرودیوریت با بافت پورفیرویید به‌ترتیب در XPL و PPL.

Figure 8. A, B) Photomicrographs of microdiorite with porphyroid texture in XPL and PPL, respectively.

 

 

اندازة کلینوپیروکسن‏‌‌ها از 2/0 تا ۱ میلیمتر است و در برخی مونزودیوریت‏‌‌ها به مجموعه‏‌‌هایی از کانی‏‌‌های کدر همراه با اکتینولیت، کانی‏‌‌های کریپتوکریستالین و هورنبلند دگرسان شده‏‌اند. کلینوپیروکسن‏‌‌ها نزدیک به ۱۰ درصد حجم سنگ را دربر می‏‌گیرند. در این کانی‏‌‌ها کم و بیش میانبار‏‌‌هایی از کانی‌های کدر به‌صورت ریزدانه دیده می‌شود. بیشینة رنگ اینترفرانس آنها سبز نظام دوم است و برخی ماکل‏‌‌های دوتایی دارند و برخی نیز در مقاطع عرضی رخ‏‌‌های کمابیش عمود برهم بسیار واضحی را نشان می‏‌دهند.

بیشتر بیوتیت‏‌‌ها چندرنگی واضحی را از قهو‌ه‌ای شکلاتی تا قهو‌ه‌ای مایل به زرد در مقاطع طولی از خود نشان می‌دهند و نشانه‌هایی از هالة چندرنگی در برخی از آنها دیده می‏‌شود. هاله‏‌‌های چندرنگی معمولاً در پی تخریب ساختار بلوری کانی میزبان به‌علت وجود میانبار‌هایی از کانی‌های دارای عنصرهای پرتوزا (مانند زیرکن یا اسفن و ...) پدید می‌آیند (Deer et al., 1991). از دیدگاه ابعاد، بیوتیت‏‌‌ها همانندِ کلینوپیروکسن‏‌‌ها هستند و نزدیک به ۱۰ درصد حجم سنگ را دربر می‏‌گیرند. در برخی نمونه‏‌‌ها، این کانی در پی دگرسانی به مجموعه‏‌‌هایی از کلریت، کدر و کانی‏‌‌های ثانویه نهان‌بلور پدید آمده است. بررسی‌های سنگ‌نگاری گویای آنست که بیشتر ارتوکلاز‏‌‌ها دگرسان نشده‏‌اند و در برخی نمونه‏‌‌ها ابعاد کمابیش درشت‏‌تری را نسبت به کلینوپیروکسن‏‌‌ها و پلاژیوکلاز‌ها نشان می‌دهند؛ به‏‌گونه‌ای‌که گاه پلاژیوکلاز‌ها را دربر گرفته‏‌اند و در بخش‏‌‌هایی از سنگ تجمعات‌شان بیشتر است؛ اما در برخی دیگر فضای میان پلاژیوکلاز‌ها را پر می‏‌کنند. ارتوکلاز‌ها نزدیک به 20 درصد سنگ را دربر می‏‌گیرند و ابعادی از 4/0 تا ۲ میلیمتر دارند.

کانی‌های کدر در برخی نمونه‏‌‌ها دو دسته‏‌ هستند؛ (1) کانی‌های کدری که مستقل‏‌ هستند و بیشتر به‌صورت مربعی و ایزومتریک دیده می‌شوند؛ (2) بیشر کانی‏‌‌های کدر مستقل نیستند و کلینوپیروکسن‏‌‌ها آنها را در برگرفته‏‌اند. کانی‏‌‌های کدر به‌صورت بی‏‌شکل نیز در مونزودیوریت‏‌‌ها دیده می‏‌شوند. برخی از آنها را بیوتیت‏‌‌ها در برگرفته‏‌اند. کانی‏‌‌های کدر نزدیک به 5 درصد حجم سنگ را دربر می‏‌گیرند و اندازة آنها از 1/تا 8/0میلیمتر است.

کوارتز، آپاتیت و زیرکن از کانی‌های فرعی کمیاب مونزودیوریت‏‌‌ها هستند که مقدار آن‌ها عموماً از 2 درصدحجمی کمتر است.

 

 

شکل 9. تصویرهای میکروسکوپی از بافتِ مونزودیوریت: A و B) گرانولار؛ C و D) اینترگرانولار. پلاژیوکلاز و ارتوکلاز کانی‌های اصلی در هر دو نمونه هستند و بیوتیت و کلینوپیروکسن نیز در سنگ دیده می‌شوند.

Figure 9. Photomicrogrphs of monzodiorite textures: A, B) granular; C, D) intergranular textures. Plagioclase and orthoclase are the major minerals in both samples, while biotite and clinopyroxene are also present in the rock.

 

 

شیمی‏‌ کانی‏‌ها

از آنجایی‏‌که ترکیب شیمیایی برخی کانی‌ها به محیط و ترکیب شیمیایی ماگمای سازنده آنها بستگی دارد (Le Bas, 1962)، پس با بهره‏‌گیری از ترکیب شیمیایی آنها می‏‌توان به ویژگی‌های ماگمای مادر پی برد. در این میان، دامنه گستردة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌‌ها در انواع سنگ‏‌‌های آذرین به‌خوبی نشان‌دهندة خاستگاه، سرشت و جایگاه زمین‌ساختی ماگمای سازندة این کانی‏‌‌هاست (Leterrier et al., 1982; Ovung et al., 2018; Liang et al., 2018). افزون‌بر کلینوپیروکسن‏‌ها، بیوتیت‏‌‌ها نیز کانی‏‌‌های خوبی برای شناخت ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، خاستگاه و جایگاه تکتونوماگمایی ماگمای سازندة خود هستند (Abdel-Rahman, 1994). داده‏‌‌های تجزیة نقطه‌ای کلینوپیروکسن‏‌‌ها روی نمودار SiO2-Al2O3 (که انواع سری ماگمایی پرآلکالن، آلکالن و ساب‏‌آلکالن را تفکیک می‌کند) نشان می‏‌دهند سری ماگمایی سنگ‌های آذرین درونی منطقة بررسی‌شده از نوع ساب‏‌آلکالن بوده است (شکل 10- A). کاربرد ترکیب شیمیایی بیوتیت‏‌‌ها و کاربرد نمودار‌های Al-Mg و Mg-FeO-Al2O3 نیز گویای آن هستند که سری ماگمایی سنگ‌های آذرین درونی منطقه، ساب‏‌آلکالن و از نوع کالک‏‌آلکالن بوده است (شکل‌های 10- B و 10- C).

 

 

 

 

شکل 10. نمودار‌های تعیین سری ماگمایی: A) SiO2-Al2O3 (Nisbet et al, 1977) برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها، B و C) Al-Mg (Stussi and Cuney, 1996) و Mg-FeO-Al2O3 (Abdel-Rahman, 1994) با بهره‏‌گیری از نتایج آنالیز ریزکاو الکترونی بیوتیت‏‌ها.

Figure 10. Magmatic series determination diagrams: A) SiO2-Al2O3 (Nisbet et al, 1977) using the chemical compositions of clinopyroxenes, B and C) Al-Mg (Stussi and Cuney, 1996) and MgO-FeO-Al2O3 (Abdel-Rahman, 1994) using the results of biotite microprobe analysis.

 

 

یکی از نمودار‌هایی که می‌تواند محیط‌های تکتونوماگمایی گوناگون را برپایة ترکیب کلینوپیروکسن از هم جدا کند، نمودار F1 –F2 (Leterrier et al., 1982) است. مقدار F1 و F2 با فرمول‏‌‌های ۱ و ۲ به‌دست آمد.

فرمول 1:

F1= -0.012*SiO2-0.0807*TiO2+0.0026*Al2O3-0.0012*FeO*-0.0026*MnO+0.0087*MgO-0.0128*CaO-0.0419*Na2O

فرمول 2:

F2= -0.0469*SiO2-0.0818*TiO2-0.0212*Al2O3-0.0041*FeO*-0.1435*MnO-0.0029*MgO+0.085*CaO + 0.0160*Na2O

نتایج به‌دست‌آمده از نمودار‌های F1 –F2 (Leterrier et al., 1982) و TiO2-Al (Lindsly, 1983) نشان می‏‌دهند محیط تکتونوماگمایی ماگمای ‌سازندة سنگ‏‌‌های بررسی‌شده کمان آتشفشانی و از نوع حاشیة فعال قاره‌ای بوده است (شکل‏‌‌های 11-A و 11-B).

 

 

شکل 11. A) نمودار‏‌‌ F1 –F2 برای تعیین محیط تکتونوماگمایی (Leterrier et al,, 1982) برپایة ترکیب کلینوپیروکسن‌ها؛ B) نمودار TiO2 در برابر AlIV (Le Bas, 1962) برای تعیین محیط تکتونوماگمایی برپایة ترکیب کلینوپیروکسن‌ها؛ C) نمودار سه‌تایی Fe3+-Fe2+-Mg2+ (Wones and Eugster, 1965)؛ D) نمودار MgO در برابر FeO/(FeO+MgO) (Zhou, 1986) برپایة ترکیب شیمیایی بیوتیت‏‌‌ها.

Figure 11. A) The F1-F2 tectonomagmatic discrimination diagram (Leterrier et al,, 1982); B) TiO2-Al tectonomagmatic discrimination diagram (Le Bas, 1962), based on clinopyroxene composition; C) The Fe3+-Fe2+-Mg2+ ternary diagram (Wones and Eugster, 1965) based on clinopyroxene composition; D) MgO versus FeO/(FeO+MgO) diagram (Zhou, 1986) based on biotite composition.

 

 

برپایة داده‏‌‌های ریزکاو الکترونی بیوتیت‏‌‌ها و در نمودار سه‌تایی Fe3+-Fe2+-Mg2+، نوع گرانیتویید میزبان در منطقة مورد بررسی به سری ایلمنیت متعلق است (شکل 11-C). داده‌های ریزکاو الکترونی بیوتیت‌ها روی نمودار FeO2+/(FeO2++MgO) نشان می‌دهند ‌خاستگاه سنگ‌های آذرین درونی حد واسط منطقه مواد گوشته‌ای و یا مخلوط پوسته و گوشته بوده است (شکل 11-D).

ارزیابی فشار و دما

در این بخش، دما و فشار تشکیل سنگ‏‌‌های منطقه برپایة ترکیب شیمیایی کانی‏‌‌های ‌سازندة سنگ‏‌‌های آذرین درونی منطقه و با کاربرد روش‏‌‌های زمین‌فشارسنجی و زمین‌دماسنجی متداول ارزیابی می‌شوند.

فشارسنج آمفیبول

برای پی‌بردن به فشار تبلور بلور‌ها در سنگ‏‌‌های منطقه، زمین‌فشارسنجِ پیشنهادیِ اشمیت (Schmidt, 1992) به‌کار برده شد. در این روش، برای به‌دست‌آوردن فشار پیدایش آمفیبول، معادلة زیر پیشنهاد شده است:

P(±0.6Kbar) = -3.01+ 4.76Altot Amp

در این رابطه Altot عبارتست از مقدار کل آلومینیم در فرمول ساختاری آمفیبول. داده‌های به‌دست‌آمده از این روش فشارسنجی در جدول 3 آورده شده‌اند.

 

جدول 3. برآورد فشار پیدایش مونزونیت برپایة زمین‌فشارسنجی آمفیبول (Schmidt, 1992).

Table 3. Pressure evaluation of monzonite formation, using amphibole gebarometer (Schmidt, 1992).

Pressure (kbar)

Rock Type

6.23

Monzonite

5.51

6.16

دما- و فشارسنجی برپایة ترکیب پیروکسن

ترکیب شیمیایی پیروکسن‏‌‌ها ابزار مهمی برای سنجش دما در سنگ‏‌‌های آذرین به‌شمار می‏‌رود. برای دمای پیدایش پیروکسن‏‌‌ها شاخص‏‌‌های XPT و XPT (شکل‌های 12-A و 12-B) به‌کار برده شدند که بر پایه روابط پیشنهادیِ سوئسو (Soesoo, 1997) به‌دست آمده‌اند:

XPT = 0.446 SiO2 + 0.187 TiO2 – 0.404 Al2O3 + 0.346 FeO – 0.052 MnO + 0.309 MgO + 0.446 CaO – 0.446 Na2O

YPT = - 0.369 SiO2 + 0.535 TiO2 – 0.317 Al2O3 + 0.232 FeO + 0.235 MnO - 0.516 MgO – 0.167 CaO – 0.153 Na2O

از برتری‌های مهم این روش در دماسنجی اینست که در آن، حضور همزمان دو پیروکسن الزامی نیست و نیز می‌تواند برای پیروکسن‏‌‌های Mg-Ca-Fe دار و Fe-Mg دار گوناگون به‌کار رود. برپایة این روش دمای پیدایش کلینوپیروکسن‏‌‌ها در تودة آذرین درونی ضلع شمالی رودخانة شاهرود ۱۱4۰ تا ۱۲1۰ درجة سانتیگراد به‌دست آمد (شکل 12-A) و میزان فشار تبلور کلینوپیروکسن‏‌‌ها ۲ تا نزدیک به ۸ (و غالباً از ۶ تا ۸) کیلوبار برآورد شد (شکل 12-B).

دماسنجی بیوتیت

برای سنجش دمای پیدایش آن دسته از سنگ‏‌‌های بیوتیت‏‌دار منطقه که بیوتیت‌دار هستند دماسنج پیشنهادی هنری و همکاران (Henry et al., 2005) که برپایة Ti-Mg/(Mg+Fe) تنظیم شده به‌کار شده است. برپایة این نمودار، دمای تبلور بیوتیت‏‌‌ها برابربا ۷۵۰ - ۸۰۰ درجة سانتیگراد بوده است (شکل 13).

زمین‌شیمی سنگ کل

در نمودار سیلیس دربرابر قلیایی کل (Middlemost, 1985)، سنگ‏‌‌های آذرین درونی حد واسط منطقه، در محدوده‏‌‌های میکرودیوریت، مونزونیت و مونزودیوریت جای می‏‌گیرند که با نتایج به‌دست‌آمده از یافته‌های صحرایی و ویژگی‌های سنگ‌نگاری همخوانی دارد (شکل 14).

 

 

 

 

 

شکل 12. A، B) نمودار‏‌‌های دماسنجی و فشارسنجی به روش سوئسو (Soesoo, 1997) برای بررسی دما و فشار پیدایش کلینوپیروکسن‏‌‌ها در نفوذی‏‌‌های ضلع شمالی رودخانة شاهرود.

Figure 12. A, B) The thermometry and batometry plots based on Soesoo (1997) method for determining the formation temperature and pressure of clinopyroxenes in the intrusives from the northern side of the Shahrood River.

 

 

شکل 13. نمودار Ti دربرابر Mg/(Mg+Fe) (Henry et al., 2005) برای بررسی دمای تبلور بیوتیت‏‌‌ها در نفوذی‏‌‌های ضلع شمالی رودخانة شاهرود.

Figure 13. Ti versus Mg/(Mg+Fe) diagram (Henry et al., 2005) for determining of the crystallization temperature of biotites in the intrusives from the northern side of the Shahrood River.

 

شکل 14. ترکیب سنگ کل نمونه‏‌‌های ضلع شمالی رودخانة شاهرود در نمودار رده‏‌بندی میدلماست (Middlemost, 1985) برای سنگ‏‌‌های آذرین درونی. مربع‏‌‌های توپر سبز، نیمه‌پر صورتی و نیمه‌پر آبی به‌ترتیب گویای مونزودیوریت، مونزونیت، میکرودیوریت‏‌ هستند.

Figure 14. Whole rock composition of the studied samples from northern side of the Shahrood River in the classification diagram of Middlemost (1985). The filled green, semi-filled pink and semi-filled blue squares indicate monzodiorite, monzonite, and microdiorite, respectively.

 

همة نمونه‏‌‌های بررسی‌شده در نمودار‌های تعیین سری ماگمایی TAS (Myashiro, 1974) در محدوده ساب‏‌آلکالن و در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 15-A) در امتداد روند تفریق سری کالک‏‌‏‌آلکالن و در نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) در سری کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا جای می‌گیرند (شکل 15-B). برپایة نمودار‏‌‌های نسبت عنصرهای کمیاب (Pearce, 1982)، سنگ‏‌‌های آذرین درونی حد واسط منطقه در میدان شوشونیتی جای می‏‌گیرند (شکل‌های 15-C و 15-D). سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن، به‌ویژه نوع پتاسیم بالای آن، از ویژگی‏‌‌های بارز مناطق کوهزایی است و در موقعیت‏‌‌های زمین‏‌ساختی کمان‏‌‌های حاشیة قاره‌ای فعال و کمان‏‌‌های پس از برخورد دیده می‏‌شود (Wilson, 1989; Rollinson, 1993; Winter, 2001).

 

 

 

شکل 15. ترکیب سنگ کل نمونه‏‌‌های ضلع شمالی رودخانة شاهرود روی نمودارهای: A) AFM (Irvine and Baragar 1971)؛ B) SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C) نمودار Ta/Yb در برابر Ce/Yb (Pearce, 1982)؛ D) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1982) (نمادها همانند شکل 14).

Figure 15. Whole rock composition of the northern side of the Shahrood River samples on: A) AFM plot (Irvine and Baragar 1971); B) SiO2 versus K2O (Peccerillo and Taylor, 1976); C) Ta/Yb versus Ce/Yb plot (Pearce, 1982); D) Th/Yb versus Ta/Yb diagram (Pearce, 1982).

 

 

 

 

 

 

پیشنهاد‌های گوناگونی دربارۀ خاستگاه توده‏‌‌های گرانیتوییدی نوع کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی ارائه شده است (Seyedqaraeini et al., 2019). ذوب‌بخشی سنگ‌های پوستة قاره‌ای زیرین (Bitencourt and Nardi, 2004)، محصول فرایند AFC، ماگمای خاستگاه گرفته از گوشته (López-Moro and López-Plaza, 2004) و ذوب‌بخشی گوشتة سنگ کر‌ه‌ای متاسوماتیسم‌شده با فرایند فرورانش و با رگه‏‌‌های آمفیبول و فلوگوپیت (Jiang et al., 2012) از شمار این پیشنهاد‌ها هستند. مذاب‌های کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی حاصل از فرایند‌های اول و دوم مقدار Na2O بیشتر از 4 درصدوزنی دارند (Xiao and Clemens, 2007)؛ در حالی‌که بیشتر سنگ‌های منطقه این چنین نیستند (جدول 1) و پیامد فرایند‌های اول و دوم به‌شمار نمی‌روند؛ اما با توجه به ضخامت پوستة قاره‌ای البرز (نزدیک به 35 کیلومتر؛ Dehghani and Makris, 1984) می‌توان آلایش پوسته‌ای مذاب‌ها هنگام بالاآمدن از پوسته را تا انداز‌های متصور شد (Seyedqaraeini et al., 2019).

فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب (REE [8]) در نتایج به‌دست‌آمده از تجزیة توده‏‌‌های آذرین درونی ضلع شمالی رودخانة شاهرود به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995) بهنجار شده‏‌اند (شکل 16-A). همة نمودار‌های REE به‏‌‌دست‌آمده به این روش الگوی مشابهی دارند (پس خاستگاه مشترکی دارند) و در آنها، عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE [9]) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE [10]) غنی‏‌شدگی بیشتری ارائه می‏‌دهند. به گفتة وینتر (Winter, 2001) این ویژگیِ سنگ‏‌‌های کالک‌آلکالن در پهنه‏‌‌های فرورانش حاشیه قاره‏‌هاست. به باور رولینسون (Rollinson, 1993) و ویلسون (Wilson, 1989)، جدایش LREE از HREE به‌صورت غنی‏‌شدگی LREE چه‌بسا پیامد تعادل مذاب با گارنت (به‌عنوان فاز تفاله‌ای در سنگ خاستگاه) است؛ اما از آنجایی‌که غلظت این عنصرها در سنگ‏‌‌های آذرین درونی منطقه چندین برابر مقدار آنها در ترکیب کندریت است، پس حضور فراوان گارنت در سنگ خاستگاه بعید است؛ زیرا ضریب توزیع این عنصرها برای گارنت ( به‌ویژه HREE ها) بسیار بیشتر از یک است.

 

 

شکل 16. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی حد واسط ضلع شمالی رودخانة شاهرود در: A) نمودار الگو‌ی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت برپایة داده‏‌‌های مک‌دوناف و سان (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار‌ عنکبوتی چند عنصری بهنجار شده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough et al., 1991) (نمادها همانند شکل 14).

Figure 16. Composition of intermediate intrusives of the northern side of the Shahroud River in: A) Chondrite normalized REE patterns based on normalization values by McDonough and Sun (1995) data; B) Primary mantle-normalized multi-element spider diagrams (McDonough et al., 1991) (Symbols are the same as Figure 14).

با توجه به ضرایب توزیع کلینوپیروکسن و تا اندازه‌ای الیوین، وجود این کانی‏‌‌ها در سنگ خاستگاه به‌صورت فاز تفاله‌ای امکان‌پذیر است. تمرکز بالای LREE و عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE[11]) و تمرکز کم HREE و عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE[12]) در نمودار پیشنهادیِ مک‌دوناف و همکاران (McDonough et al.,1991) (شکل 16-B) از ویژگی‌های شناخته‌شدة ماگما‌های مرتبط با فرورانش است (Gass et al., 1984) که در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده به‌خوبی دیده می‏‌شود. آنومالی منفی شدید از عنصرهای Nb، Ta و Ti در نمودار‏‌‌های یادشده از ویژگی‏‌‌های بارز ماگما‌های کمان قاره‌ای مرتبط با فرورانش است (Gill, 1981; Wilson, 1989). آنومالی مثبت Pb، K و به‌طور کلی غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE پیامد آلودگی پوسته‌ای ماگما‌ها نیز دانسته می‏‌شود (Taylor and McLennan, 1985; Hofmann, 1997; Roy et al., 2003). از سوی دیگر، عنصرهای LILE در پوستة قاره‌ای متمرکز هستند و غلظت بالای آنها در سنگ‏‌‌های منطقه چه‌بسا نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای ماگمای سازندة سنگ‏‌‌های منطقه است.

همان‌گونه‌که فن و همکاران (Fan et al., 2003) اشاره کرده‌اند که غنی‏‌شدگی از U و Th در نمودار‌های عنکبوتی نشان‌دهندة افزوده‌شدن رسوب‌های پلاژیک یا افزوده‌شدن پوستة اقیانوسی دگرسان در منبع ذوب‌شدگی است. داده‏‌‌های زمین‌شیمیایی، به‌وِیژه داده‏‌‌های عنصرهای کمیاب نامتحرک، اطلاعات ارزشمندی دربارة محل خاستگاه و جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش سنگ‏‌‌های آذرین درونی ارائه می‏‌دهند. بر همین اساس، برای اثبات جایگاه زمین‏‌ساختی سنگ‏‌‌های بررسی‌شده نمودار‏‌‌های مختلفی به‌کار برده شدند. برای نمونه، در نمودار لگاریتمی Zr در برابر Y (شکل 17- A)، همة نمونه‏‌‌ها در گسترة ترکیبی سنگ‏‌‌های مرتبط با کمان و بیرون از گسترة ترکیبی ماگماتیسم در محیط زمین‏‌ساختیِ درون‌صفحه‌ای جای می‏‌گیرند. همچنین، در نمودار تمایز زمین‌ساختیِ TiO2/Al2O3 در برابر Zr/Al2O3 و Al2O3 در برابر TiO2 (شکل‌های 17- B و 17- C)، نمونه‌ها در محدودة کمان آتشفشانی قاره‌ای و در نمودار‏‌‌های لگاریتمی Nb در برابر Nb/Th و Ce در برابر Ce/Pb (شکل‌های 17- D و 17- E)، همة نمونه‏‌‌ها در گسترة ترکیبی سنگ‌های کمان آتشفشانیِ پوسته قاره‌ای جای می‏‌گیرند. پس برپایة شواهد زمین‌شیمیایی می‏‌توان گفت سنگ‏‌‌های بررسی‌شده از نوع سنگ‏‌‌های ماگمایی کمان‏‌‌های آتشفشانی حاشیة فعال قاره‌ای هستند. این کمان، پیامد فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبة جنوبی سنگ‌کرة قاره‌ای ایران مرکزی بوده است.

برای تعیین درجه ذوب‌بخشی و ترکیب کانی‏‌شناسی محل خاستگاه ماگما، جانسون و همکاران (Johnson et al., 1990)، نمودار تغییرات نسبت‏‌‌های عنصرهای کمیاب La/Yb در برابر Sm/Yb را پیشنهاد کردند (شکل 18- A). نمودار یادشده برای شناسایی ماگما‏‌‌های پدیدآمده از ذوب ‏‌بخشی خاستگاه گارنت پریدوتیتی و یا اسپینل پریدوتیتی به‌کار می‌رود. در این نمودار، عنصر Yb نسبت به گارنت سازگار و عنصرهای La و Sm نسبت به گارنت ناسازگار هستند. هنگام ذوب‌بخشی درجة کمِ خاستگاه گارنت پریدوتیتی، نسبت‏‌‌های La/Yb و Sm/Yb بسیار تفریق می‏‌یابند؛ زیرا گارنت ضریب توزیع بیشتری برای Yb در مقایسه با Sm و La دارد؛ اما ذوب‌بخشی یک خاستگاه اسپینل‏‌دار، تغییر چندانی در نسبت‏‌‌های La/Yb پدید نمی‌آورد و نسبت‏‌‌های Sm/Yb تقریباً ثابت می‏‌مانند؛ زیرا ضریب توزیع Yb و Sm در اسپینل مشابه است (Zhou et al., 2005). موقعیت و روند جایگیری نمونه‏‌‌ها در این نمودار، به‌گونه‏‌ایست که نسبت‏‌‌های ثابتی از Sm/Yb را نشان نمی‏‌دهند و داده‏‌‌ها میان دو منحنی ذوب گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت جای می‏‌گیرند. پس می‏‌توان گفت سنگ‏‌‌های منطقه از یک خاستگاه گارنت‏‌ و اسپینل‏‌دار (گارنت- اسپینل پریدوتیت)، پدید آمده‏‌اند که دچار 10 تا ۲۰ درصد ذوب‌بخشی شده‏‌اند. به باور الام و همکاران (Ellam and Cox, 1991)، نسبت‏‌‌های REE مانند Ce/Yb شاخص خوبی برای نشان‌دادن ژرفای ذوب‌بخشی هستند؛ زیرا این نسبت در هنگام رخداد فرایند‏‌‌های تبلوربخشی کمابیش ثابت می‌ماند و چندان تغییر نمی‏‌کند.

 

 

 

 

 

شکل 17. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی حد واسط ضلع شمالی رودخانة شاهرود در نمودار‌های تمایز زمین‌ساختی. A) نمودار Zr در برابر Y (Müller and Groves, 1997)؛ B) نمودار Al2O3 در برابر TiO2 (Müller et al., 1992)؛ C) نمودار TiO2/Al2O3در برابر Zr/Al2O3 (Müller et al., 1992)؛ D) نمودار‌ لگاریتمی Nb/Th-Nb (Hofmann, 1988; Hofmann et al., 1986)؛ E) نمودار‌ لگاریتمی Ce/Pb-Ce (Hofmann, 1988; Hofmann et al., 1986) (مخفف‌ها: Av: آتشفشان‏‌‌های کمانی؛ Cont. Crust: پوستة قاره‌ای؛ MORB+ OIB: بازالت‏‌‌های پشته‏‌‌های میان اقیانوسی و بازالت‏‌‌های جزیره‌های اقیانوسی) (نمادها همانند شکل 14).

Figure 17. Composition of intermediate intrusives of the northern side of the Shahroud River in the tectonic discrimination diagrams. A,) Zr verus Y plot (Müller and Groves, 1997); B) Zr/Al2O3 versus TiO2/Al2O3 plot (Müller et al., 1992); C) TiO2 versus Al2O3 plot (Müller et al., 1992); D) Nb versus Nb/Th logarithmic diagram (Hofmann, 1988; Hofmann et al., 1986); E) Ce versus Ce/Pb logarithmic diagram (Hofmann, 1988; Hofmann et al., 1986) (Abbreviations: Av: volcanic arc; Cont. Crust: continental crust; MORB+OIB: mid-oceanic ridges and oceanic islands basalts) (Symbols are the same as Figure 14).

 

 

ترکیب نمونه‏‌‌ها در نمودار Ce در برابر Ce/Yb (شکل 18-B) نشان می‌دهد ژرفای ذوب‌بخشیِ ماگمای خاستگاه این سنگ‏‌‌ها 100 تا ۱۱۰ کیلومتری بوده است. پس می‏‌توان گفت ماگمای مادر نمونه‏‌‌ها از ذوب‌بخشی خاستگاهی گارنت-اسپینل پریدوتیتی در ژرفای ِ100 تا ۱۱۰ کیلومتری (که با گوشتة سنگ‌کره‌ای همخوانی دارد) خاستگاه گرفته است. نسبت عنصرهای ناسازگار Nb/Zr و Y/Zr در گوشتة اولیه به‌ترتیب برابر با 71/15 و 46/2 است (Sun and McDonough, 1989). میانگین نسبت‏‌ عنصرهای ‏‌ ناسازگار یادشده در سنگ‏‌‌های آذرین درونی منطقه به‌صورت 41/0 Nb/Zr= و 24/0 Y/Zr= است. از آنجایی‌که تبلور بخشی نمی‏‌تواند تغییر بنیادینی در نسبت‏‌‌های عنصر‏‌‌های ناسازگار در گوشتة اولیه پدید ‏‌آورد (Alvaro et al., 2006)، پس بروز تغییر در این نسبت‏‌‌ها یا پیامد تفاوت درجة ذوب‌بخشی از خاستگاهی همگن است (Alvaro et al., 2006) و یا در پی ناهمگنی خاستگاه (Weaver and Tarney, 1981) پدید آمده‌اند. در نمودار‏‌‌های Zr در برابر Nb و Y (شکل 18-C و 18-D)، در ناحیة خاستگاه سنگ‏‌‌های منطقه غنی‏‌شدگی دیده می‌شود. به باور ویلسون (Wilson, 1989) این غنی‏‌شدگی چه‌بسا پیامد متاسوماتیسم گوشته در پی افزوده‌شدن ترکیب‌های جداشده از تختة فرورونده رخ داده است.

 

 

 

 

 

شکل 18. ترکیب سنگ کل سنگ‌های آذرین درونی‏‌ ضلع شمالی رودخانة شاهرود در: A) نمودار La/Yb در برابر Sm/Yb (Johnson, 1994)؛ B) نمودار Ce در برابر Ce/Yb (Ellam and Cox, 199191) برای تعیین درجة ذوب‌بخشی خاستگاه؛ C) نمودار Zr در برابر Nb (Abu-Hamatteh, 2005)؛ D) نمودار Zr در برابر Y (Abu-Hamatteh, 2005) برای بررسی غنی‏‌شدگی و یا تهی‏‌شدگیِ ناحیة خاستگاه (نمادها همانند شکل 14).

Figure 18. Whole rock analysis data of intrusive igneous rocks of the northern side of Shahrood River on: A) La/Yb versus Sm/Yb plot (Johnson, 1994); B) Ce versus Ce/Yb plot (Ellam and Cox, 1991) for determining the partial melting degrees in the origin; C) Zr versus Nb plot (Abu-Hamatteh, 2005); D) Zr versus Y plot (Abu-Hamatteh, 2005) for investigating the enrichment or depletion in the source area (Symbols are the same as Figure 14).

 

 

 

بحث

بیشتر سنگ‏‌‌های ماگمایی کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا در کمان‏‌‌های ماگمایی و پهنه‏‌‌های زمین‌ساختی پس از برخورد پدید می‌آیند (Wilson, 1989; Foley and Peccerillo, 1992; Rollinson, 1993; Turner et al., 1996; Winter, 2001) و به‌ندرت در محیط‏‌‌های درون‌‌صفحه‌ای دیده شده‏‌اند (Müller and Groves, 1997; Bonin, 2004). به باور ترنر و همکاران (Turner et al., 1996) ماگماتیسم پتاسیک پسابرخوردی از ویژگی‏‌‌های متداولِ بسیاری از کمربند‌های کوهزایی برخوردی در جهان است. از سوی دیگر، غنی‏‌شدگی از LILE و LREE و نیز تمرکز پایین HREE و HFSE به‌‌همراه بی‏‌هنجاری منفی Nb و Ti نشانة ماگما‌های وابسته به پهنه فرورانش هستند (Wilson, 1989; Foley and Wheler, 1990; Pearce and Parkinson, 1993; Wang et al., 2004; Gass et al., 1984). آنومالی مثبت Pb و K و غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE نشان‌دهندة آلودگی ماگما‌ها با پوستة قاره‌ای هستند (Hofmann, 1997; Taylor and McLennan, 1985; Roy et al., 2002). همچنین، ویژگی‌هایی مانند نسبت‌های بالای Nb/Zr و Zr/Y غنی‏‌شدگی ناحیة خاستگاه را می‏‌رسانند (Abu-Hamatteh, 2005). بنابراین مجموعة داده‏‌‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل و همچنین، کانی‏‌شناسی منطقه گویای آنست که ماگمای سازندة این سنگ‌ها از دیدگاه جایگاه تکتونوماگمایی به محیط فرورانش وابسته بوده است و از خاستگاهی غنی‌شده برخاسته است؛ ‌اما ازآنجایی‌که کمان ماگمایی سنوزوییک البرز از کمان ماگمایی ارومیه-دختر (و محل فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس) بسیار دور است، همچنین، جای‌گرفتن دو کمان آتشفشانی در کنار هم (البرز و ارومیه-دختر) از یک سو و وجود بازالت‌های اولیه در البرز (شمال کرج و مشکین) با ویژگی‌های مغایر با کمان آتشفشانی (با خاستگاه سست‌کره‌ای، مانند نبود تهی شدگی نسبی عنصرهای Nb و Zr و آنومالی مثبت Sr) و وجود شرایط کششی در زمان پالئوژن (گسل‌های نرمال و شواهد چینه‌ای فرونشست البرز) (Verdel et al., 2011) می‏‌توان حوضه‌ای پشت کمانی را برای این منطقه تصور کرد که در مراحل آغازین تکامل بوده است؛ اما کاملاً متأثر از ویژگی‌های ماگما‌های کمان بوده است (Teimouri, 2011; Asiabanha and Foden, 2012) (شکل 19).

 

 

 

شکل 19. الگوی تکتونوماگماتیکِ شماتیک برای پیدایش مجموعه‏‌‌های آذرین البرز (AMA) و ارومیه-دختر (UDMA) (Asiabanha et al., 2012) که برای زمان‏‌‌های ائوسن دیرین و پس از آن می‌توان تصور کرد.

Figure 19. A schematic tectonomagmatic model for Alborz igneous complexes (AMA) and Urmia-Dokhtar magmatic arc (UDMA) formation (Asiabanha et al., 2012), imagined for early Eocene times and after.

 

 

همانند کمان‏‌‌های ماگمایی، پیدایش ماگما در این محیط‏‌‌ها نیز پیامد ورود سیال‌های حاصل از آبزدایی تختة اقیانوسی فرورونده و ذوب گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده روی آن است (Teimouri, 2011). هنگام صعود از میان سنگ‌کرة قاره‌ای، ماگما دچار آلایش شده است و برخی ویژگی‌های شیمیایی آن به ماگما تحمیل شده است. این ویژگی‌ها در بسیاری از سنگ‌های آذرین سنوزوییک در پهنه‏‌‌های البرز، البرز ‌باختری-آذربایجان و قفقاز جنوبی نیز دیده می‏‌شوند و بسیاری از پژوهشگران دیگر نیز این وضعیت را پیامد رخداد محیط پشت‌کمانی در پهنة ارومیه-دختر دانسته‌اند (Robertson, 2002; Golonka, 2004; Masson et al., 2006; Aghazadeh et al., 2010, 2011, 2015; Conticelli et al., 2009; Castro et al., 2013).

برداشت

برپایة جمع‌بندی اطلاعات به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ‌کل سنگ‌های آذرین درونی‏‌ حد واسط و ریزکاو الکترونیِ مونزونیت‏‌‌های ضلع شمالی رودخانة شاهرود، می‌توان یافته‌های زیر را برشمرد:

برپایة داده‏‌‌های ریزکاو الکترونی و بر پایة شیمی کانی‏‌‌ها و نمودار‌های مربوطه نتایج زیر به‌دست آمدند:

- در نمودار کلی آمفیبول‏‌‌ها، ترکیب شیمیایی آمفیبول‏‌‌ها در سنگ‌های آذرین درونی‏‌ ضلع شمالی رودخانة شاهرود در محدودة آمفیبول کلسیک است و ترکیب پارگازیتیک هورنبلند و فروپارگازیتیک هورنبلند نشان می‌دهند. همچنین، این آمفیبول‏‌‌ها زونینگ دارند؛ به‌گونه‌ای‌که ترکیب هستة آنها در محدودة فروپارگازیت (فروهورنبلند) و بخش‌های میانی و حاشیه، پارگازیت (هورنبلند) است.

- برپایة نمودار Q-J، همة پیروکسن‏‌‌ها از شمار پیروکسن‏‌‌های کلسیم-منیزیم-آهن هستند و ترکیب آنها نیز اوژیت و سالیت است.

- بیوتیت‏‌‌ها از دیدگاه ترکیبی از نوع بیوتیت‏‌‌های منیزیم‏‌دار و فلوگوپیت هستند. ترکیب هستة بیوتیت‏‌‌هایِ مونزونیت آهن‏‌دارتر و به‌سوی حاشیه، منیزیم دار‏‌تر می‌شود؛ این نوع منطقه‏‌بندی چه‌بسا پیامد اختلاط ماگمایی است.

- ترکیب پلاژیوکلاز‏‌ در مونزونیت از نوع الیگوکلاز و آندزین است. همچنین، پلاژیوکلاز‌ها در مونزونیت منطقه‌بندی عادی نشان می‌دهند.

- داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌فشارسنج آمفیبول نشان می‌دهند آمفیبول‌ها در فشارِ 51/5 تا 23/6 پدید آمده‏‌اند. زمین‌فشارسنج پیروکسن گویای آنست که تبلور کلینوپیروکسن‏‌‌ها در سنگ‏‌‏‌‌های آذرین درونی منطقه غالباً در فشار‌های 6 تا نزدیک به ۸ کیلوبار رخ داده است. همچنین، در نمودار دمای تبلور پیروکسن‌ها، دمای تبلورِ کلینوپیروکسن‏‌‌های تودة آذرین درونیِ ضلع شمالی رودخانة شاهرود در گسترة 1140 تا ۱21۰ درجة سانتیگراد به‌دست آمد.

- در نمودار دمای تبلور بیوتیت‌ها، گسترة دمایی تبلور بیوتیت‌های تودة آذرین درونی ضلع شمالی رودخانة شاهرود از ۷۵۰ تا ۸۰۰ درجة سانتیگراد به‌دست ‌آمد.

- برپایة نمودار‌های تعیین سری ماگمایی و جایگاه تکتونوماگمایی برپایة ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها، ماگما از نوع ساب‏‌آلکالن است و در محیط کمان آتشفشانی پدید آمده است.

- در نمودار‌های تعیین سری ماگمایی و جایگاه تکتونوماگمایی برپایة ترکیب بیوتیت‏‌ها، ماگما ساب‏‌آلکالن و از نوع کالک‏‌آلکالن است و از مواد گوشته‌ای و یا مخلوط پوسته و گوشته ‌خاستگاه گرفته‏‌ است.

با بهره‏‌گیری از داده‏‌‌های شیمی سنگ کل و نمودار‌های مربوطه نتایج زیر به‌دست آمد:

- سنگ‌های آذرین درونی‏‌ حد واسط ضلع شمالی رودخانة شاهرود بیشتر ترکیب مونزونیت، مونزودیوریت و میکرودیوریت دارند و از دیدگاه سری ماگمایی، کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا یا شوشونیتی هستند. تمرکز بالای عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) و عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE)، تمرکز پایین عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) و ناهنجاری‏‌‌های منفی عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Ta، Nb و Ti نشان‌دهندة ماگما‌های مرتبط با فرورانش هستند. آنومالی مثبت Pb و K و به‌طور کلی، غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE به آلودگی پوسته‌ای ماگمای ‌سازنده‏‌ مربوط است.

- سنگ‏‌‌های یادشده در نمودار‏‌‌های تمایز محیط زمین‏‌ساختی، در گسترة ترکیبی ماگما‌های کمان آتشفشانِ پهنه‌‌‌های فرورانش حاشیة فعال قاره‌ای جای می‏‌گیرند. ماگمای مادر آنها، شباهت ترکیبی بسیاری با مذاب‏‌‌های جداشده از یک گوشتة غنی‌شده دارد و برپایة نمودار‏‌‌های مختلف، از ذوب‏‌بخشی نزدیک به 10-۲۰ درصدی یک خاستگاه گارنت- اسپینل پریدوتیتی غنی‌شده (در اثر متاسوماتیسم گوشته و در پی افزوده‌شدن محصولات جداشده از تختة فرورونده) در ژرفای 100 تا ۱۱۰ کیلومتری پدید آمده است.

 

[1] hiatus

[2] Representative sample

[3] Loss on Ignition

[4] Aqua Regia

[5] carbon coating

[6] crossed polarized light

[7] plane polarized light

[8] Rare Earth Elements

[9] Light Rare Earth Elements

[10] Heavy Rare Earth Elements

[11] Large Ion Lithophile Elements

[12] High-Field Strength Elements

References

Abdel-Rahman, A. F. M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. Journal of Petrology, 35(2), 525–541.
Abu-Hamatteh, Z. S. H. (2005) Geochemistry and petrogenesis of mafic magmatic rocks of the Jharol Belt, India: geodynamic implication. Journal of Asian Earth Sciences, 25, 557–581.
Agard, P., Monié, P., Gerber, W., Omrani, J., Molinaro, M. and Meyer, B. (2006) Transient, synobduction exhumation of Zagros blueschists inferred from P–T, deformation, time, and kinematic constraints: implications for Neotethyan wedge dynamics. Journal of Geophysical Research, Solid Earth, 111, 4103.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whithechurch, H., Vrielynck, B. and Spakman, W., (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine, 148, 692–725.
Aghanabati, A. (2005) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Aghazadeh, M., Castro, A., Badrzadeh, Z. and Vogt, K. (2011) Post-collisional polycyclic plutonism from the Zagros hinterland: the Shaivar Dagh plutonic complex, Alborz belt, Iran. Geological Magazine, 148, 980–1008.
Aghazadeh, M., Castro, A., Rashidnejad Omran, N., Emami, M.H., Moinvaziri, H. and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)–monzonite–granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz Mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 38, 199–219.
Aghazadeh, M., Prelević, D., Badrzadeh, Z., Braschi, E., Bogaard, P. V. D. and Conticelli, S. (2015) Geochemistry, Sr–Nd–Pb isotopes and geochronology of amphibole- a mica- bearing lamprophyres in northwestern Iran: Implications for mantle wedge heterogeneity in a palaeo- subduction zone. Lithos, 216(217), 352–369.
Ajalli, N., Torkian, A. and Tale Fazel, E. (2021) Geochemistry of basaltic rocks of Meshkin- Rasht Abad area (North of Zanjan). Petrological Journal, 45, 1-18.
Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. GSA Bulletin, 103(8), 983–992.
Alavi, M. (1995) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics, 21(1), 1-33.
Ali, S. A., Buckman, S., Aswad, K. J., Jones, B. G., Ismail, S. A. and Nutman, A. P. (2013) The tectonic evolution of a Neo-Tethyan (Eocene-Oligocene) island-arc (Walash and Naopurdan groups) in the Kurdistan region of the northeast Iraqi Zagros suture zone. Island Arc, 22, 104–125.
Alvaro, J. J., Ezzouhairi, H., Vennin, E., Ribeiro, M. L., Clausen, S., Charif, A., Ait-Ayad, N. and Moreira, M. E. (2006) The Early-Cambrian Boho volcano of the El Graara massif, Morocco: Petrology, geodynamic setting and coeval sedimentation. Journal of African Earth Sciences, 44, 396–410.
Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazley, R. A. and Davies, R. G. (1975) Explanatory text of the Qazvin and Rasht quadrangles map. E3 and E4, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post collisional transition from an extensional volcano sedimentary basin to a continental arc in the Alboraz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98-111.
Azizi, H., Nouri, F., Stern, R. J., Azizi, M., Lucci, F. and Asahara, Y. (2018) New evidence for Jurassic continental rifting in the northern Sanandaj Sirjan Zone, western Iran: the Ghalaylan seamount, southwest Ghorveh. International Geology Review, 68, 142.
Baharfiruzi, K. and Shafei, A. (2003) Geological 1:100000 scale map and report of Javaherdeh. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Batchelor, R. A. (2003) Geochemistry of Biotite in Metabentonites as an Age Discriminant, Indicator of Regional Magma Sources and Potential Correlating Tool. Mineralogical Magazine, 67(4), 807–817.
Bitencourt, M. F. and Nardi, L. V. S. (2004) The role of xenoliths and flow segregation in the genesis and evolution of the Paleoproterozoic Itapema Granite, a crustally derived magma of shoshonitic affinity from southern Brazil. Lithos, 73, 1-19.
Bonin, B. (2004) Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal, sources? A review. Lithos, 78, 1–24.
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene-Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran: An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180-181, 109-127.
Conticelli, S., Guarnieri, L., Farinelli, A., Mattei, M., Vanzinelli, R., Bianchini, G., Boari, E., Tommasini, S., Tiepolo, M., Prelević, D. and Ven-Turelli, G. (2009) Trace elements and Sr–Nd–Pb isotopes of K-rich, shoshonitic, and calc-alkalinemagmatism of theWestern Mediterranean Region: genesis of ultrapotassic to calc-alkaline magmatic associations in a post-collisional geodynamic setting. Lithos, 107, 68–92.
Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An introduction to the rock-forming minerals. Longman Scientific Technical, New York.
Dehghani, G. A. and Makris, J. (1984) The gravity field and crustal structure of Iran. Neues Jahrbuch Für Geologie Und paläontolgie Abhandlungen, 168, 215- 229.
Ellam, R. M. and Cox, K. G. (1991) An interpretation of Karoo picrate basalts in terms of interaction between asthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth Planet Science Letter< 105, 330-342.
Fan, W. M., Gue, F., Wang, Y. J. and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc- alkaline volcanism of orogenic extension in the northern Da Hinggan mountains, northern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 121, 115-135.
Farahi, F., Taki, S. and Salavati, M. (2020) Mineral chemistry and geothermobarometry of gabbroic rocks from the Gysel area, Alborz mountains, north Iran. Nexo Revista Cientifica, 33(2), 392-408.
Foley, S. F. and Peccerillo, A. (1992) Potassic and ultrapotassic magmas and their origin. Lithos 28, 181–185.
Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signatures of island arc volcanics and continental potassic igneous rocks: the role of residual titanites. Chemical Geology, 85, 1–18.
Forster, M. D. (1960) Interpretation of the composition of tri octahedral mica. American Geological Survey, Professional Paper, 354B, 1-48.
Gass, I. G., Lippard, S. J. and Shelton, A. W. (1984) Ophiolites and Oceanic Lithosphere. London Geological Society, Special Publication, UK.
Ghalamghash, J. and Rashid, H. (2002) Geological 1:100000 scale map and report of Jirandeh. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Ghorbani, M. (2013) The economic geology of Iran mineral deposits and natural resources. Springer, Dordrecht.
Gill, J. B. (1981) Orogeneic andesites and plate tectonics. Springer-Verlag Publications, Berlin.
Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381, 235– 273.
Hawthorne, F. C. (1981) Crystal Chemistry of the Amphiboles. The Canadian Mineralogist, 21, 173-480.
 Henry, D. J., Guidotti, C. V. and Thomson, J. A. (2005) The Ti-Saturation Surface for Low-To-Medium Pressure Metapelitic Biotites: Implications for Geothermometry and Ti-Substitution Mechanisms. American Mineralogist, 90(2/3), 316–328.
Hofmann, A. W. (1988) Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust and oceanic crust. Earth Planet Science Letters, 90, 297–314.
Hofmann, A. W. (1997) Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism (review article). Nature, 385, 219-229.
Hofmann, A. W., Seufert, M., Jochum, K. P. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth Planet Science Letters, 79, 33-45.
Irvine, T. N. and Baragar W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 523-548.
Jiang, Y. H., Liu, Z., Jia, R. Y., Liao, S. Y., Zhou, Q. and Zhao, P. (2012) Miocene potassic granite-syenite association in western Tibetan Plateau: Implications for shoshonitic and high Ba-Sr granite genesis. Lithos, 134-135, 146-162.
Johnson, K. (1994) Experimental cpx and garnet melt partitioning of REE and other Mineralogical trace elements at high pressures; petrogenetic implications. Mineralogical Magazine, 58, 454-454.
Johnson, K. T. M., Dick, H. J. B. and Shimizu, N. (1990) Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites. Journal of Geophysic Reaserches, 95, 2661– 2678.
Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous. Clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267-288.
Leake, B. E. (1978) Nomenclature of amphiboles. American Mineralogist, 63, 1023-1052.
Leterrier, J., Maury R. C., Thonon P., Girard D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters, 59(1), 139-154.
Liang, Y., Deng, J., Liu, X., Wang, Q., Qin, C., Li, Y., Yang, Y., Zhou, M. and Jiang, J. (2018) Major and trace element, and Sr isotope compositions of clinopyroxene phenocrysts in mafic dykes on Jiaodong Peninsula, southeastern North China Craton: Insights into magma mixing and source metasomatism. Lithos, 302–303, 480–495.
Lindsly, D. H. (1983) Pyroxene Geothermometry. American Mineralogist, 68, 477-493.
López-Moro, F. J. and López-Plaza, M. (2004) Monzonitic series from the Variscan Tormes Dome (Central Iberian Zone): petrogenetic evolution from monzogabbro to granite magmas. Lithos, 72, 19-44.
Masson, F., Djamour, Y., Van Gorp, S., Chéry, J., Tavakoli, F., Nankali, H. and Vernant, P. (2006) Extension in NW Iran driven by the motion of the south Caspian basin. Earth and Planetary Science Letters, 252, 180- 188.
McDonough, W. F. and Sun, S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology, 120, 223-253.
McDonough, W. F., Sun, S., Ringwood, A. E., Jagoutz, E. and Hofmann, A. W. (1991) Potassium, Rubidium, and Cesium in the Earth and Moon and the evolution of the mantle of the Earth. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56(3), 1001-1012.
Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology. Longman Group, London, UK.
Moinvazeri, H. (1997) An Introduction to Iranian Magmatism. Tarbiat Mo’alem University, Tehran, Iran (in Persian).
Morimoto, N., Fabrices, J., Ferguson, A. K., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifer, F. A., Zussman, J., Akoi, K. and Gottard, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine, 52, 535-550.
Müller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. Springer Verlag, Berlin.
Müller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic rocks, from different tectonic setting: a pilot study. Mineralogy and Petrology, 46, 259 – 289.
Nachit, H., Ibhi, A. and Abia, E. H. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, reequilibrated biotites and neoformed biotites. Comptes Rendus Geoscience, 337(16), 1415–1420.
Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic setting. Contributions to Mineralogy and Petrology, 63, 149-160.
Nouri, F., Asahara, Y., Azizi, H., Yamamoto, K. and Tsuboi, M. (2017) Geochemistry and petrogensis of the Eocene back arc mafic rocks in the Zagros suture zone, northern Noorabad, western Iran. Chemie der Erde/Geochemistry, 77, 517–533.
Nouri, F., Azizi, H., Asahara, Y. and Stern, R. J. (2020) A new perspective on Cenozoic calc-alkaline and shoshonitic volcanic rocks, eastern Saveh (central Iran). International Geolgy Review, 17, 185.
Nouri, F., Azizi, H., Golonka, J., Asahara, Y., Orihashi, Y. and Yamamoto, K., et al. (2016) Age and petrogenesis of Na-rich felsic rocks in western Iran: evidence for closure of the southern branch of the Neo-Tethys in the Late Cretaceous. Tectonophysics, 671, 151–172.
Ovung, T. N., Ray, J., Ghosh, B., Koeberl, C., Topa, D. and Paul, M. (2018) Clinopyroxene composition of volcanics from the Manipur Ophiolite, Northeastern India: implications to geodynamic setting. International Journal of Earth Sciences, 107, 1215–1229.
Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. John Wiley and Sons, U.K., 525–548.
Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic Processes and Plate Tectonics (Eds. Prichard, H. M., Alabaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) Special Publication, 76, 373–403. Geological Society of London.
Peccerillo, R. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calk–alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81.
Poldervaart, A. and Hess, H. H. (1968) Pyroxenes in crystallisation of basaltic magmas. Journal of Geology, 59, 472–489.
Robertson, A. H. F. (2002) Overview of genesis and emplacement of Mesozoic ophiolites in the Eastern Mediterranean Tethyan region. Lithos, 65, 1–67.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical.
Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of the Al-hornblende barometer. Contribution to Mineralogy and Petrology, 110, 304- 310.
Seyedqaraeini, A., Mokhtari, M. A. A. and Kouhestani, H. (2019) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Zajkan granitoid (Tarom- Hashtjin sub-zone, West of Qazvin). Petrological Journal, 39, 79-100.
Shabani, A. A. T., Lalonde, A. E. and Whalen, J. B. (2003) Composition of Biotites from Granitic Rocks of the Canadian Appalachian Orogen: A Potential Tectonomagmatic Indicator. The Canadian Mineralogist, 41(6), 1381–1396.
Shabanian, N., Davoudian, A. R., Dong, Y. and Liu, X. (2018) U-Pb zircon dating, geochemistry and Sr-Nd-Pb isotopic ratios from Azna-Dorud Cadomian metagranites, Sanandaj-Sirjan Zone of western Iran. Precambrian Research, 306, 41–60.
Shelly, D. (1983) Igneous and metamorphic rocks under the microscope: classification, textural, microstructures and mineral preferred orientation. Chapman and Hall, London.
Soesoo, A. A. (1997) Multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallisation PT-estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Föreningen), 119, 55-60.
Speer, J. A. (1984) Mica in igneous rocks. In: Micas (Ed. Bailey, S. W.) 13, 299-356. Review in Mineralogy, Mineralogical Society of America.
Stalder, P. (1971) Magmatisms tertiarie et subrecent entre Taleghan et Alamout, Elbourz Central (Iran). Bulletin Suisse de Mineralogie et Petrography, 51/1, 139.
Stussi, J. M. and Cuney, M. (1996) Nature of Biotites from Alkaline, Calc-Alkaline and Peraluminous Magmas by Abdel-Fattah M. Abdel- Rahman: A Comment. Journal of Petrology, 37(5), 1025–1029.
Sun, S. S. and Mc Donough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic of basalts: implication for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J.) Special Publication 42, 313-345. Geological Society of London.
Taki, S. (2008) Petrology of igneous rocks of Deylaman region located in Central Alborz. Ph.D. thesis, Islamic Azad University, Science and Technology Branch, Tehran, Iran.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: Its Composition and Evolution. Blackwell, Oxford, UK.
Teimouri, S. S. (2011) Petrology and volcanic facies analysis in south of Jirandeh, East of Lushan, Northwest of Qazvin. Ph.D. thesis, Shahrood University of Technology, Shahroud, Iran.
Teimouri, S. S., Ghasemi, H. and Asiabanha, A. (2018) The role of crustal contamination and differentiation in the formation of the Eocene volcanic rocks in Jirande area (Northwest of Qazvin). Petrological Journal, 33, 71-90.
Turner, S., Hawkesworth, C., Gallagher, K., Stewart, K., Peate, D. and Mantovani, M. (1996) Mantle plumes, flood basalts, and thermal models for melt generation beneath continents: assessment of a conductive heating model and application to the Paran. Journal of Geophysical Research, 101, 11503–11518.
Valizadeh, M. V., Abdollahi, H. R. and Sadeghian, M. (2008) Geological investigations of main intrusions of the Central Iran. Geosiences Scientific Quarterly Journal, 17(67), 182-197 (in Persian).
Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30(3), 1-20.
Wang, K. L., Chung, A. S. L., O'reilly, S. Y., Sun, S. S, Shinjo, R. and Chen, C. H. (2004) Geochemical Constraints for the Genesis of Post-collisional Magmatism and the Geodynamic Evolution of the Northern Taiwan Region Journal of Petrology, 45(5), 975–1011.
Weaver, B. L. and Tarney, J. (1981) The Scourie dyke suite. The Scourie dyke suite: Petrogenesis and geochemical nature of the Proterozoic subcontionental mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology, 78, 175- 188.
Whitechurch, H., Omrani, J., Agard, P., Humbert, F., Montigny, R. and Jolivet, L. (2013) Evidence for Paleocene-Eocene evolution of the foot of the Eurasian margin (Kermanshah ophiolite, SW Iran) from back-arc to arc: implications for regional geodynamics and obduction. Lithos, 182(183), 11–32.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London.
Winter, J. D. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology. New Jersey Prentice Hall.
Wones, D. R. and Eugster, H. P. (1965) Stability of Biotite: Experiment, Theory, and Application. American Mineralogist, 50, 1228–1272.
Xiao, L. and Clemens, J. D. (2007) Origin of potassic (C-type) adakite magmas: experimental and field constraints. Lithos, 95, 399-414.
Zhou, M. F., Robinson, P. T., Lesher, C. M., Keays, R. R., Zhang, C. J. and Malpas, J. (2005) Metallogenesis of the Panzhihua Gabbroic Layered Intrusion and Associated Fe-Ti-V Oxide Deposits, SW China. Journal of Petrology, 46, 2253-2280.
Zhou, Z. X. (1986) The Origin of Intrusive Mass in Fengshandong, Hubei Province. Acta Petrologica Sinica, 2, 59–70 (in Chinese with English Abstract).
Petrological Journal
Volume 13, Issue 3 - Serial Number 51
Petrological Journal , vol. 13, Issue 2, No. 51, Autumn 2022
December 2022
Pages 1-32

Files

History

  • Receive Date: 20 January 2022
  • Revise Date: 16 August 2022
  • Accept Date: 29 August 2022

Share

How to cite

Statistics