نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه دانشگاه تربیت مدرس تهران، ایران
2 دانشیار، گروه پترولوژی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
3 دانشیار، گروه پترولوژی ، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
4 پروفسور دانشگاه ملی چنگ-کونگ تایوان
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
The central Alborz, a tectono-stratigraphic terrane within the Alborz Mountains, underwent significant tectonic evolution linked to the Late Triassic Cimmerian orogeny and the subsequent collision between the Iranian microplate and the Eurasian plate. Previous geological investigations (e.g., Alavi, 1996; Stöcklin and Hassanzadeh, 2001) have delineated distinct tectono-stratigraphic units and proposed polyphase orogenic models for the northern Iranian Alborz. These studies highlight the tectonic stability of the central western Alborz from the Late Eocene to Late Miocene, correlating with Miocene sedimentation patterns in central Iran. Furthermore, studies of major intrusive bodies in the central Alborz (e.g., Ghorbani et al., 2014) have characterized their calc-alkaline to alkaline nature and syn-orogenic emplacement, with examples such as the Parachan intrusion exhibiting intermediate compositions (monzonite-monzodiorite) and shoshonitic to metaluminous geochemical signatures.
Regional Geology
Given the significance of understanding magmatism and related processes in the context of Neogene tectonomagmatic events in Iran, a detailed petrological and geochemical investigation of the Aroud intrusive body, located north of Alam Kuh and previously unstudied, is warranted. This study utilizes field observations, petrography, and whole-rock geochemistry to constrain the petrogenesis and magmatic processes responsible for its formation. The Aroud pluton, exhibiting significant outcrop (Baharfirozi et al., 2002), is situated within a complex geological setting encompassing units ranging from the Late Precambrian to Recent (Axen et al., 2001; Asiabanha et al., 2012; Alavi, 1996; Ballato et al., 2015; Stöcklin and Hassanzadeh, 2001; Esmaeli et al., 2007; Valizadeh et al., 2008). These include Precambrian sedimentary sequences, Paleozoic conglomerates and shales (equivalent to the Lalun Formation), Paleozoic dolomites and limestones, Ordovician micaceous sandstones, and Carboniferous (Mubarakeh Formation) carbonate units. The Aroud pluton, with a north-south trend, is mapped as Neogene in age (Baharfirozi et al., 2002) and its emplacement is likely linked to the major thrust tectonics of the central Alborz, suggestive of a back-arc setting. Detailed petrographic and geochemical analyses will elucidate the petrogenesis of this pluton and its implications for the regional tectonomagmatic evolution.
Petrography, Minerals
Petrographic analysis reveals the Aroud pluton comprises granite, quartz monzonite, and syenite. The granite is characterized by a granular to intergranular texture with quartz (∼30 vol%), plagioclase (∼45 vol%), and alkali feldspar (∼25 vol%) as major constituents. Biotite and amphibole are the dominant mafic minerals. Quartz monzonite exhibits major mineral proportions of plagioclase (∼55 vol%), quartz (∼15 vol%), and alkali feldspar (∼30 vol%). Syenite, which is volumetrically minor, is predominantly composed of alkali feldspar (∼88 vol%), primarily orthoclase, with minor plagioclase (∼8 vol%) and quartz (∼4 vol%).
Whole rocks Geochemistry
Whole-rock geochemical analyses (Table 1) indicate that the Aroud granites exhibit SiO₂ contents ranging from 69 to 72 wt%, and Al₂O₃ from 14 to 15 wt%. In contrast, the quartz monzonites and syenites display lower SiO₂ (quartz monzonite: 64-65 wt%; syenite: 60 wt%) and higher Al₂O₃ (quartz monzonite: 16-17 wt%; syenite: 17 wt%) amounts. Iron, magnesium, titanium, and phosphorus concentrations are also somewhat elevated in the quartz monzonites and syenite compared to the granites (Table 1). Total alkali versus silica (TAS) diagrams (Fig. 3A) and R1-R2 diagrams (Fig. 3B) classify all granitoid samples as calc-alkaline (Fig. 3C), magnesian, and alkali-calcic (Figs. 3D and 3E).
Geochemically, the samples plot at the boundary between volcanic arc granite (VAG) and within-plate granite (WPG) fields, closer to the VAG field. This suggests an extensional setting within a magmatic arc (back-arc), transitioning toward an intracontinental environment akin to a back-arc basin (Fig. 7). Major oxides and derived tectonic discrimination diagrams place the samples within the WPG field, trending towards the VAG field, characteristic of predominantly post-collisional granites. The geochemical evidence points towards a post-collisional extensional environment primarily associated with a back-arc setting (Fig. 8).
Discussion and Conclusion
The Aroud granitoid pluton, located north of Alam Kuh within the central Alborz structural zone, is interpreted to represent a post-collisional, extensional magmatic arc environment. The Aroud intrusive body exhibits diverse textures, including perthite and various intergrowths, reflecting a complex petrogenesis. Magmatic differentiation, water fugacity, decompression, fluid activity, and metasomatism are inferred as the primary factors influencing textural variability. Whole-rock and mineral chemistry data classify the Aroud samples within the shoshonitic series. Trace element and rare earth elements (REE) patterns, normalized to chondrite, reveal enrichment in LREEs and elements such as Pb, K, La, Rb, and Th, coupled with relative depletion in Ti, P, and Y. These geochemical characteristics indicate a complex magmatic history influenced by various petrogenetic processes. The geochemical signature is marked by enrichment in large ion lithophile elements (LILEs) and light rare earth elements (LREEs), coupled with relative depletion in high field strength elements (HFSEs) and a relatively steep HREE slope. These geochemical characteristics suggest a petrogenetic model involving delamination and partial melting of a mafic lower continental crust in the Aroud region, resulting in the generation of continental-type adakites (C-type adakites). Adakites are a specific type of subduction-related melt distinguished from typical granitoids of arc settings by their unique geochemical signature. Simplest models posit that adakites are predominantly generated through partial melting of the subducting oceanic crust.
کلیدواژه‌ها [English]
البرز مرکزی از زیرپهنههای ساختاری پهنة البرز به‌شمار می‌رود که تحولات آن پیامد کوهزایی سیمرین در تریاس پسین دانسته شده است و شواهدی از برخورد بلوک ایران با صفحه اوراسیا را نشان می‌دهد. تا کنون بررسی‌های زمین‌شناسی بسیاری روی آن انجام شده است. از میان آنها می‌توان از بررسی‌های علوی (Alavi 1996) یاد کرد که بر پایة تجزیه و تحلیل سنگ‌شناختی، ساختاری و چینه‌شناختی سنگ‌های برونزدیافته در البرز را به چند حوضه یا مجموعه تکتونواستراتیگرافی دسته‌بندی کرده است واز سیستم چندکوهزایی البرز در شمال ایران سخن گفته است. اشتوکلین و حسن‌زاده (Stöcklin and Hassanzadeh, 2001) به پایداری زمین‌ساختی باختر البرز مرکزی، از ائوسن پسین تا میوسن پسین پرداخته‌اند که با الگوهای رسوبگذاری میوسن در ایران مرکزی همخوانی دارد. ازاینرو، به باور آسیابان‌ها و همکاران (Asiabanha et al., 2012) دربارة پیدایش ساختاری البرز، رشته کوه البرز پیامد رویدادهای زمین‌ساختی چندگانه است که از کوهزایی سیمرین در تریاس پسین (که پیامد برخورد بلوک ایران با صفحة اوراسیاست) تا دگرریختی درون‌قاره‌ای عهد کنونی (مرتبط با همگرایی پیوستة صفحه‌های عربی و اوراسیا) ادامه داشته است. بالاتو و همکاران (Ballato et al., 2015) افزون‌بر بررسی فرایندهای زمین‌ساختی و سطحی در هنگام تحولات کوه‌های البرز، به داده‌های جدیدی دست یافتند که تکامل وارونگی برای سه بازة زمانی، از 36 میلیون سال پیش تا عهد کنونی را نشان می‌دهد. این یافته‌ها گویای آن هستند که تحولات کوهزایی در کوه‌های البرز تحت‌تأثیر تغییرات فشار زمین‌ساختی و تراز پایه بوده است.
افزون‌بر این، تا کنون چندین بررسی سنگ‌شناسی در بخش باختری البرز مرکزی به‌ویژه در منطقة اکاپل و علم‌کوه انجام شده است. از میان آنها می‌توان بررسی‌های آکسن و همکاران (Axen et al., 2001) روی سن‌سنجی توده‌های اکاپل و علم‌کوه را نام برد که بر پایة سن U-Pb زیرکن، سن این توده‌ها را پالئوسن بالایی تا ائوسن زیرین (به‌ترتیب 2±56 و 2/0±8/6 میلیون سال پیش) دانسته‌اند. به گفتة اسماعیلی و همکاران (Esmaeli et al., 2007)، مونزوگرانیت اکاپل از ماگمایی بازیک جدایش یافته است از گوشتة بالایی و یا پوستة زیرینی که دچار آمیختگی ماگمایی و یا آلایش با سنگ‌های پوسته‌ای شده خاستگاه گرفته است. از شواهد آمیختگی ماگمایی بافت‌های راپاکیوی و غربالی و آپاتیت‌های سوزنی و ... را می‌توان نام برد. ولی‌زاده و همکاران (Valizadeh et al., 2008) با بررسی ویژگی‌های زمین‌شناختی توده‌های آذرین درونی فراوان در البرز مرکزی، افزون‌بر نامگذاری و تعیین سری‌های ماگمایی و الگوسازی توده‌های گرانیتوییدی و گابرویی نشان دادند این توده‌ها سرشت کلسیمی قلیایی تا قلیایی دارند و توده‌ها از نوع همزمان با کوهزایی شناخته شدند. قربانی و همکاران (Ghorbani et al., 2014) در مقاله‌ای دربارة تودة آذرین درونی پراچان در دامنة جنوبی علم‌کوه، ترکیب سنگ‌ها را بیشتر حد واسط، شامل مونزونیت-مونزودیوریت و از دیدگاه زمینشیمیایی سرشت شوشونیتی و متاآلومین دانستند.
با توجه به اهمیت بررسی خاستگاه ماگماتیسم و فرایندهای ماگمایی در این منطقه در ارتباط با رویدادهای تکتونوماگمایی نئوژن ایران، بررسی دقیق واحدهای آذرین این زیرپهنه به‌ویژه از دیدگاه سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی بسیار ضروری است. از این رو، در این پژوهش به بررسی تودة آذرین درونی آرود پرداخته می‌شود که در شمال علم‌کوه رخنمون دارد و تا کنون بررسی نشده است. این توده در خاور نقشة زمین‌شناسی قزوین-رشت 1:250000 (Annells et al., 1985)، در بخش باختری البرز مرکزی جای دارد و در نقشة زمین‌شناسی 1:100000 رامسر (Baharfirozi, et al., 2002) گسترش چشمگیری دارد (شکل 1). برای انجام این پژوهش از داده‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمینشیمیایی سنگ کل این سنگ‌ها بهره گرفته می‌شود تا خاستگاه و فرایندهای ماگمایی موثر در پیدایش این سنگ‌ها بررسی شود.
شکل 1. منطقة آرود در نقشة 1:100000 رامسر (Baharfirozi, et al., 2002).
Figure 1. The Aroud region 1:100000 map of Ramsar (Baharfirozi, et al., 2002).
بر پایة بازدیدهای میدانی و با استناد به گزارش‌های محدود موجود (مانند گزارش معدن منطقة آرود) و گزارش نقشة 1:100000 رامسر (Baharfirozi, et al., 2002)، شکل1) و بررسی‌های دیگر (Axen et al., 2001; Asiabanha et al., 2012; Alavi, 1996; Ballato et al., 2015; Stocklin and Hassanzadeh, 2001; Esmaeli et al., 2007; Valizadeh et al., 2008) می‌توان گفت در محدودة آرود، واحدهای گوناگونی از پرکامبرین پسین تا عهد کنونی به اختصار به شرح زیر برونزد دارند:
1) کهن‌ترین واحد سنگی، مشتمل بر تناوبی از ماسهسنگ، ماسهسنگ توفی، سیلت‌استون‌های نازک تا ضخیم‌لایه منسوب به پرکامبرین است. در نقشة زمین‌شناسی یک‌صدهزارم رامسر، این واحد سنگی، بر پایة تشابه سنگ‌شناسی، معادل سازند کهر در البرز، در نظر گرفته شده است؛
2) کهن‌ترین سنگ‌های دوران پالئوزوییک، در محدودة آرود، مشتمل بر کنگلومرا در تناوب با ماسهسنگ و شیل هم ارز سازند لالون هستند؛
3) واحدی مشتمل بر دولومیت، دولومیت‌های آهکی و ماسهسنگهای خاکستری نازک تا متوسط لایه که هم‌ارز سازند میلا و به سن کامبرین _ اردویسین دانسته شده است؛
4) واحدی مشتمل بر تناوبی از ماسهسنگهای نازک‌لایة میکا‌دار منسوب به اردویسین؛
5) واحد سنگی مشتمل بر دولومیت، آهک‌های بوردار و آهک‌های مارنی منسوب به سازند مبارک (کربونیفر)؛
6) واحد سنگی، در محدودة آرود، در برگیرنده واحدهای رسوبی کربناته و مشتمل بر آهک‌های نازک تا متوسط لایه
منسوب به سازند مبارک (کربونیفر) است؛
7) تودة گرانیتوییدی آرود، در شمال علم‌کوه، با روند شمالی-جنوبی، در راستای یک گسل رخنمون یافته است.
در نقشة منطقه سن آن میوسن گزارش شده است؛ اما به‌علت پوشش گیاهی و جنگلی و درة ژرف و گسلة سه‌هزار در جنوب تنکابن، دسترسی به برونزدها دشوار است. این واحد آذرین، رخنمون کوچکی در بخش جنوبی محدوده دارد و سن آنها بر پایة نقشة 1:100000 رامسر نئوژن گزارش شده است. گسل‌ها و بخش البرز مرکزی را زمینساخت تراستی مهمی می‌دانند و ماگماتیسم آن را پشت‌کمانی می‌دانند.
نخست بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری از واحدهای سنگی مورد بررسی انجام شد. شمار 12 نمونه از سنگ‌های گوناگون تودة گرانیتوییدی (7 نمونة گرانیت، 4 نمونة کوارتزمونزونیت و 1 نمونة سینیت) تجزیة شیمیایی شدند. اندازه‌گیری مقدار LOI نمونه‌ها و نیز سنجش عنصرهای اصلی در نمونه‌های یادشده با روش XRF در آزمایشگاه دانشگاه تربیت مدرس و آنالیز عنصرهای فرعی و کمیاب (ICP-MS) در کشور تایوان، دانشگاه National Cheng Kung (NCK) انجام شده است. داده‌های عنصرهای اصلی و کمیاب به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند.
بررسی‌های سنگ‌نگاری نمونه‌ها نشان داده است این توده شامل گرانیت، کوارتزمونزونیت و سینیت است که در ادامه به بررسی سنگ‌نگاری آنها پرداخته می‌شود.
الف - گرانیت: کانی‌های اصلی به‌ترتیب فراوانی شامل کوارتز (نزدیک به 30 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 45 درصدحجمی) و آلکالی‌فلدسپار (25 درصدحجمی) و کانی‌های مافیک شامل بیوتیت و آمفیبول هستند. بافت اصلی گرانولار تا اینترگرانولار است. در تصویرهای میکروسکوپیِ XPL، بافت اکسولوشن و پرتیتی‌شدن فلدسپارها به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 2-A) و در پلاژیوکلاز منطقه‌بندی ساختاری و در آلکالی‌فلدسپار ماکل کارلسباد دیده می‌شود (شکل 2-B). افزون‌بر این، نشانه‌هایی از دگرنهاد‌شدن[1] آلکالن- پتاسیک نیز در نمونه‌ها دیده می‌شود (شکل 2-C). بلورهای درشت پلاژیوکلاز و بافت اصلی گرانولار و بافت فرعی اکسولوشن در آلکالی‌فلدسپار (شکل 2-D) از ویژگی‌های شاخص این سنگ‌ها هستند.
جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‌های آذرین درونی آرود به روشXRF (بر پایة درصدوزنی) و ICP-MS (برپایة ppm).
Table 1. Geochemical data of the Aroud granitoid pluton by using XRF (in wt.%) and ICP-MS (in ppm) methods.
|
Rock Type |
Granite |
Quartz Monzonite |
Syneite |
|||||||||
|
Sample No. |
ZS53-P |
ZS48-P |
SZS22-P |
ZS47-P |
ZS52-P |
ZS10-P |
ZS17-P |
ZS54-P |
ZS56-P |
ZS58-P |
ZS57.8-P |
ZS100-P |
|
SiO2 |
72.84 |
72.54 |
70.94 |
70.73 |
70.65 |
70.22 |
69.80 |
65.40 |
64.93 |
64.50 |
64.41 |
60.14 |
|
Al2O3 |
14.52 |
14.64 |
14.92 |
15.27 |
15.06 |
15.60 |
15.56 |
17.14 |
16.68 |
16.38 |
16.47 |
17.07 |
|
TiO2 |
0.17 |
0.20 |
0.27 |
0.25 |
0.28 |
0.30 |
0.32 |
0.52 |
0.59 |
0.69 |
0.00 |
0.84 |
|
Fe2O3 |
1.30 |
1.45 |
1.63 |
1.74 |
1.54 |
1.77 |
1.82 |
2.40 |
2.95 |
3.20 |
2.85 |
3.94 |
|
MgO |
0.39 |
0.34 |
0.68 |
0.59 |
0.60 |
0.59 |
0.46 |
1.04 |
1.74 |
1.95 |
1.86 |
2.45 |
|
CaO |
0.85 |
0.91 |
1.13 |
1.07 |
1.36 |
1.17 |
1.15 |
2.51 |
3.15 |
3.47 |
4.14 |
4.76 |
|
Na2O |
4.05 |
3.79 |
4.31 |
4.44 |
4.16 |
4.46 |
4.25 |
4.46 |
4.53 |
4.19 |
4.00 |
4.51 |
|
K2O |
5.39 |
5.37 |
5.48 |
5.15 |
5.62 |
5.33 |
5.35 |
5.60 |
4.62 |
4.63 |
5.14 |
4.82 |
|
P2O5 |
0.07 |
0.08 |
0.10 |
0.12 |
0.14 |
0.13 |
0.12 |
0.30 |
0.44 |
0.49 |
0.49 |
0.74 |
|
LOI |
0.27 |
0.46 |
0.33 |
0.45 |
0.39 |
0.30 |
0.91 |
0.34 |
0.13 |
0.14 |
0.27 |
0.19 |
|
Li |
49.4 |
20.6 |
20.7 |
22.4 |
18.6 |
17.5 |
17.9 |
19.2 |
8.7 |
27.8 |
25.2 |
41.7 |
|
Sc |
1.43 |
1.46 |
1.69 |
1.51 |
4.27 |
6.83 |
1.6 |
5.9 |
6.51 |
2.08 |
6.23 |
1.35 |
|
Ti |
1696 |
2280 |
2362 |
2389 |
4525 |
6294 |
2394 |
5109 |
5252 |
2217 |
5295 |
1334 |
|
V |
15.3 |
20.8 |
20.6 |
21.1 |
49.7 |
75.3 |
20.4 |
62 |
63.7 |
19.7 |
67.4 |
12.4 |
|
Cr |
14 |
10.3 |
7.8 |
29.4 |
37.5 |
54.9 |
28.8 |
42.4 |
60.5 |
19 |
44.7 |
10.7 |
|
Co |
2.24 |
2.45 |
2.27 |
2.33 |
6.01 |
12.7 |
3.02 |
9.58 |
6.94 |
2.55 |
10.3 |
1.52 |
|
Ni |
6.58 |
2.56 |
2.42 |
2.78 |
17 |
33 |
2.16 |
21.9 |
32 |
7.24 |
21.4 |
3.72 |
|
Rb |
235 |
161 |
167 |
190 |
109 |
91.1 |
165 |
109 |
119 |
174 |
110 |
243 |
|
Sr |
292 |
438 |
437 |
416 |
923 |
1261 |
430 |
944 |
1060 |
399 |
997 |
265 |
|
Y |
7.5 |
8.97 |
10.6 |
9.13 |
12.7 |
12.5 |
10.3 |
14.8 |
14.5 |
9.49 |
16.1 |
6.44 |
|
Zr |
155 |
183 |
162 |
177 |
256 |
250 |
214 |
307 |
304 |
228 |
303 |
181 |
|
Nb |
68.5 |
57.9 |
58.6 |
65.4 |
63.6 |
61 |
65.1 |
59.2 |
51.8 |
61.4 |
61.8 |
59.9 |
|
Cs |
9.03 |
4.75 |
5.01 |
5.24 |
1.25 |
1.73 |
3.75 |
2.48 |
1.53 |
3.42 |
2.5 |
7.69 |
|
Ba |
546 |
755 |
803 |
739 |
930 |
1325 |
764 |
1118 |
1064 |
743 |
1145 |
479 |
|
La |
66.6 |
62.1 |
74.3 |
63.9 |
60.3 |
84.2 |
67.4 |
76.1 |
59.4 |
68.5 |
80 |
69.3 |
|
Ce |
78 |
82.9 |
95.3 |
89.2 |
92.5 |
138 |
94.7 |
121 |
107 |
87.7 |
126 |
72.9 |
|
Pr |
5.77 |
6.85 |
8.37 |
7.1 |
8.72 |
11.9 |
7.85 |
10.7 |
10.1 |
7.24 |
11.2 |
5.2 |
|
Nd |
16.9 |
21.3 |
26 |
21.9 |
29.1 |
40.8 |
24.4 |
36.1 |
35 |
22.3 |
38 |
14.8 |
|
Sm |
2.33 |
3.06 |
3.73 |
3.15 |
4.56 |
6.16 |
3.53 |
5.61 |
5.6 |
3.21 |
5.99 |
1.94 |
|
Eu |
0.57 |
0.81 |
0.94 |
0.81 |
1.32 |
1.84 |
0.89 |
1.51 |
1.62 |
0.81 |
1.59 |
0.5 |
|
Gd |
1.65 |
2.12 |
2.57 |
2.21 |
3.21 |
4.13 |
2.46 |
3.85 |
3.94 |
2.19 |
4.13 |
1.39 |
|
Tb |
0.24 |
0.31 |
0.37 |
0.32 |
0.46 |
0.54 |
0.36 |
0.54 |
0.55 |
0.32 |
0.59 |
0.21 |
|
Dy |
1.21 |
1.53 |
1.8 |
1.55 |
2.25 |
2.5 |
1.76 |
2.64 |
2.68 |
1.59 |
2.88 |
1 |
|
Ho |
0.23 |
0.29 |
0.34 |
0.3 |
0.43 |
0.44 |
0.33 |
0.5 |
0.5 |
0.31 |
0.55 |
0.2 |
|
Er |
0.67 |
0.81 |
0.92 |
0.83 |
1.17 |
1.1 |
0.94 |
1.35 |
1.33 |
0.88 |
1.47 |
0.57 |
|
Tm |
0.11 |
0.13 |
0.14 |
0.12 |
0.17 |
0.15 |
0.14 |
0.19 |
0.19 |
0.13 |
0.21 |
0.1 |
|
Yb |
0.74 |
0.82 |
0.88 |
0.81 |
1.14 |
0.88 |
0.94 |
1.26 |
1.19 |
0.9 |
1.37 |
0.67 |
|
Lu |
0.13 |
0.14 |
0.14 |
0.14 |
0.19 |
0.14 |
0.15 |
0.2 |
0.19 |
0.15 |
0.22 |
0.12 |
|
Hf |
4.31 |
4.87 |
4.44 |
4.96 |
6.41 |
5.33 |
5.57 |
7.08 |
7.08 |
6.29 |
7.14 |
4.92 |
|
Ta |
4.62 |
3.96 |
3.98 |
4.28 |
5.03 |
3.79 |
4.38 |
4.58 |
3.65 |
4.27 |
4.48 |
3.88 |
|
Pb |
40.3 |
18.4 |
19.2 |
27 |
14.3 |
14.9 |
35.2 |
22 |
24.6 |
18.9 |
22.3 |
15.2 |
|
Th |
32.6 |
21.4 |
18 |
21 |
22.2 |
12.5 |
24.8 |
16.6 |
13.8 |
23.2 |
17.1 |
24 |
|
U |
11.42 |
9.7 |
6.53 |
9.86 |
6.59 |
4.18 |
10.47 |
5.78 |
5.28 |
8.56 |
4.91 |
7.03 |
|
Eu/Eu* |
0.89 |
0.97 |
0.93 |
0.94 |
1.05 |
1.11 |
0.92 |
0.99 |
1.05 |
0.93 |
0.97 |
0.93 |
|
(La/Yb)n |
61.1 |
51.4 |
57.4 |
53.6 |
35.9 |
65.0 |
48.7 |
41.0 |
33.9 |
51.7 |
39.7 |
70.3 |
|
(La/Sm)n |
17.8 |
12.7 |
12.4 |
12.7 |
8.3 |
8.5 |
11.9 |
8.5 |
6.6 |
13.3 |
8.3 |
22.3 |
|
(Gd/Yb)n |
0.27 |
0.35 |
0.42 |
0.36 |
0.53 |
0.68 |
0.41 |
0.64 |
0.65 |
0.36 |
0.68 |
0.23 |
* Eu/Eu* = (EuN/[{SmN + GdN}0.5])
شکل 2. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از گرانیتوییدهای منطقة آرود. A) بافت اکسولوشن و پرتیتی‌شدن فلدسپارها (گرانیت)؛ B) منطقه‌بندی ساختاری در پلاژیوکلاز و ماکل کارلسباد در آلکالی‌فلدسپار (گرانیت)؛ C) دگرنهادشدنِ آلکالن- پتاسیک (گرانیت)؛ D) بافت اصلی گرانولار تا اینترگرانولار و بافت فرعی اکسولوشن در آلکالی‌فلدسپار (گرانیت) است؛ E) پرتیت و آنتی‌پرتیتی‌شدن در پلاژیوکلاز (کوارتزمونزونیت)؛ F) وجود ماکل آلبیتی و پلی‌سینتیتیک در پلاژیوکلازها (کوارتزمونزونیت)؛ G) بافت ساعت شنی یا پروانه‌ای (سینیت)؛ H) بافت میرمکیت در پلاژیوکلازها (سینیت).
Figure 2. Microscopic images (in XPL) of the granitoids from the Aroud region. A) Exsolution texture and perthitization in the feldspars (granite); B) Structural zoning in plagioclase and Carlsbad twinning in the alkali feldspar (granite); C) Alkaline-potassic metasomatism (granite); D) Granular to intergranular primary texture, with subordinate exsolution texture in the alkali feldspar (granite); E) Development of perthite and anti-perthite texture in the plagioclase (quartz monzonite); F) Presence of albite and polysynthetic twinning in the plagioclase (quartz monzonite); G) Hourglass or butterfly texture (syenite); H) Myrmekitic texture in the plagioclase (syenite).
ب- کوارتزمونزونیت: پلاژیوکلاز (نزدیک به 55 درصدحجمی)، کوارتز (نزدیک به 15درصدحجمی) و آلکالی‌فلدسپار (نزدیک به 30 درصدحجمی) از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ هستند. ماکل آلبیتی پلی‌سینتتیک در شکل 2-E دیده می‌شود و در شکل 2-F کانی‌های مافیک آن بیوتیت و آمفیبول در این نمونه‌ها نشان داده شده‌اند.
پ- سینیت: این واحد سنگی، از نظر حجمی، گسترش کمی دارد. کانی اصلی آلکالی‌فلدسپار و بیشتر ارتوز است. آلکالی‌فلدسپار نزدیک به 88 درصدحجمی، پلاژیوکلاز نزدیک به 8 درصدحجمی و کوارتز نزدیک به 4 درصدحجمی هستند. بیوتیت قهوه‌ای (با میانبارهایی از کانی‌هایی مانند زیرکن با هالة پلئوکروییک حاصل از حضور عنصرهای پرتوزا) و اندکی مسکوویت نیز در این سنگ یافت می‌شوند. زیرکن و اسفن از کانی‌های فرعی هستند (شکل 5-G). بافت ساعت شنی در آلکالی‌فلدسپار نیز به‌طور محلی دیده می‌شود. پیدایش بافت همرشدی از نوع میرمکیت گویای رخداد دگرریختی و میلونیتی‌شدن نمونه‌هاست که در این سنگ‌ها به‌طور شاخص و برجسته دیده می‌شود (شکل 5-F). تجزیه و تحلیل دما، فشار و متغیرهای ترکیبی نشان می‌دهد بافت حاصل از هم‌رشدیِ کوارتز و فلدسپار در یک وضعیت غیرتعادلی بوده است که به باور فن (Fenn, 1986)، در پی آن توسعه یک لایة مرزی غنی از H2O یا SiO2 در سطح آلکالی‌فلدسپار سدیک، باعث تجزیة فاز میزبان می‌شود و میان مرزها، محتوای SiO2 سطحی فوق‌اشباع از سیلیس پدید می‌آید که باعث رشد کوارتز همراه فلدسپار می‌شود (شکل‌های 5-G و 5-F). به باور کالینز و همکاران (Collins et al., 2013)، دگرریختی برای پیدایش میرمکیت، یک عامل پیشرو است و نیاز است؛ اما بازتبلور شاید بافت‌های دگرریخت را محو کند؛ به‌گونه‌ای‌که تنها بازماندة تاریخچة دگرریختی پیشین، میرمکیت است. میرمکیت حاشیه‌ای در سنگ‌های گرانیتی جایی شکل می‌گیرد که دگرریختی به کمترین اندازه رسیده است.
بر پایة داده‌های به‌دست‌آمده (جدول 1)، در نمونه‌های گرانیتی آرود SiO2 برابر با 69 تا 72 درصدوزنی و Al2O3 برابر با 14 تا 15 درصدوزنی هستند. همچنین، نمونه‌های کوارتزمونزونیتی و سینیت SiO2 کمتر (کوارتزمونزونیت: 65 تا 64 درصدوزنی؛ سینیت: 60 درصدوزنی) و Al2O3 بیشتری (کوارتزمونزونیت: 16 تا 17 درصدوزنی؛ سینیت: 17 درصدوزنی) دارند. افزون‌بر این، میزان آهن، منیزیم، تیتانیم و فسفر نیز در نمونه‌های کوارتزمونزونیتی و سینیت تا اندازه‌ای از گرانیت‌ها بیشتر است (جدول 1). از این‌رو، در نمودار مجموع آلکالی در برابر سیلیس (TAS) و نیز نمودار R1- R2 (شکل‌های 3-A و 3-B)، نمونه‌های به‌خوبی از یکدیگر تفکیک شده‌اند و ترکیب گرانیت، کوارتزمونزونیت و سینیت را نشان می‌دهند. از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی، همة نمونه‌های گرانیتوییدی منطقه در محدودة گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن (شکل 3-C)، منیزین و آلکالی‌کلسیک جای گرفته‌اند (شکل‌های 3-D و 3-E).
شکل 3. رده‌بندی سنگ‌های تودة آرود در A) نمودار TAS (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار R1-R2 (De la Roch et al., 1980)، C) نمودار تغییرات Th/Yb در برابر Zr/Y (Ross and Bedard, 2009)؛ D) نمودار SiO2 در برابر FeO/FeO+MgO (Frost and Frost, 2008)؛ E) نمودار SiO2 در برابر MALI (Frost and Frost, 2008).
Figure 3. Classification of rocks from the Aroud massif in A) TAS diagram (Middlemost, 1994); B) R1-R2 diagram (De la Roche et al., 1980); C) Th/Yb versus Zr/Y diagram (Ross and Bedard, 2009); D) SiO2 versus FeO/FeO+MgO plot (Frost and Frost, 2008); E) SiO2 versus MALI (Frost and Frost, 2008).
در نمودارهای تغییرات هارکر در برابر SiO2، کاهش اکسیدهای P2O4، TiO2، CaO، MgO، NaO، Cr، Al2O3 و FeOt از سینیت به‌سوی کوارتزمونزونیت و سپس گرانیت در آنها به‌خوبی آشکار است و K2O تغییرات افزایشی ملایم و کمابیش پراکنده‌ای را همگام با افزایش SiO2 در سنگ‌ها به نمایش می‌گذارد (شکل 4).
شکل 4. نمودارهای هارکر تغییرات عنصرهای اصلی در برابر سیلیس (بر پایة درصدوزنی) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).
Figure 4. Harker diagrams for the major elements versus SiO2 (in weight percent) (Symbols are the same as Figure 3).
در نمودار هارکر کاهش سدیم و افزایش پتاسیم چه‌بسا نشان‌دهندة فرایندهای سنگ‌شناسی است. برای نمونه، تبلوربخشی[2] در مراحل آغازین تبلور که شاید در پی آن، فلدسپارهای پلاژیوکلاز غنی از سدیم (مانند آلبیت) از ماگما جدا شده‌اند و ازاینرو، از سدیمِ ماگمای بجامانده کاسته شده است. از سوی دیگر، پتاسیم‌فلدسپار که در مراحل بعدی تبلور پیدا می‌کند، می‌تواند پتاسیم در مایع ماگمایی بجامانده را افزایش دهد. این می‌تواند روند انتقال ماگما به‌سوی ترکیب‌های فلسیک‌تر را نشان دهد (Wilson, 1989). همچنین، روند کاهش سدیم و افزایش پتاسیم معمولاً با ماگماهای فلسیک‌تر مانند گرانیت‌ها و ریولیت‌ها مرتبط است. ماگماهای فلسیک بیشتر غنی از پتاسیم هستند؛ زیرا پتاسیم‌فلدسپار یکی از کانی‌های اصلی در این سنگ‌ها است. ازاینرو، این الگو شاید نشان می‌دهد ماگما در حال تکامل به سوی ترکیب‌های سیلیکاتی با پتاسیم بیشتر است. از سوی دیگر، آلایش پوسته‌ای[3] ماگما با مواد پوسته‌ای غنی از پتاسیم چه‌بسا پتاسیمِ ماگما را افزایش دهد؛ اما سدیم به‌علت تبلور پلاژیوکلاز کاهش پیدا کند. این نوع آلایش می‌تواند از دلایل افزایش پتاسیم باشد. ازاینرو، این الگو می‌تواند نشان‌دهندة تغییر به سنگ‌های غنی از پتاسیم، مانند گرانیت و سینیت و چه‌بسا پیامد تبلوربخشی یا آلایش پوسته‌ای باشد.
برای بررسی روند تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب از نمودارهای تغییرات هارکر در برابر SiO2 بهره گرفته شد (شکل 5). در این نمودارها، عنصر Rb روند افزایشی با شیب آرام همگام با افزایش SiO2 در سنگ‌ها از سینیت به‌سوی کوارتزمونزونیت و سپس گرانیت دیده می‌شود. عنصرهای کمیابی مانند Ba و Sr نیز از سینیت به‌سوی کوارتزمونزونیت و سپس گرانیت روندهای کاهشی کمابیش پراکنده‌ای را در برابر افزایش سیلیس نشان می‌دهند. کاهش استرانسیم (Sr) و افزایش روبیدیم (Rb) در نمودارهای سنگ‌شناسی، به‌ویژه در تحلیل‌های زمینشیمیایی اطلاعات ارزشمندی دربارة فرایندهای تکامل ماگما و نوع سنگ‌های آذرین ارائه می‌دهد. این الگو به‌طور کلی نشان‌دهندة یک روند خاص از تبلوربخشی و تکامل ماگمایی است. دلایل احتمالی برای این تغییرات عبارت هستند از تبلوربخشی که در پی آن استرانسیم به‌طور معمول در پلاژیوکلاز تجمع می‌یابد، به‌ویژه در پلاژیوکلازهای کلسیم‌دار. در هنگام تبلوربخشی، پلاژیوکلازها که غنی از استرانسیم هستند از ماگما جدا می‌شوند و از غلظت استرانسیم در ماگمای بجامانده کاسته می‌شود. ازاینرو، افزایش روبیدیم و کاهش استرانسیم بیشتر نشان می‌دهد ماگما به درجات بالاتری از جدایش بلورین رسیده است؛ زیرا در چنین حالتی، کانی‌های نخستین (مانند پلاژیوکلاز) که از استرانسیم غنی هستند، جدا شده‌اند؛ اما روبیدیم که عنصری ناسازگار است و وارد ساختار کانی‌های نخستین نمی‌شود و در مایع بجامانده تجمع پیدا می‌کند. از سوی دیگر، روبیدیم گرایش دارد در فازهای مایع به‌جای بماند و وارد پتاسیم‌فلدسپارها شود؛ اما نسبت به استرانسیم، با فازهای معدنی کمتر ترکیب می‌شود و ازاینرو، غلظت آن در ماگمای بجامانده افزایش می‌یابد. همچنین، در پی آلایش پوسته‌ای ماگمایی که مواد پوسته‌ای را آلایش یا جذب می‌کند، می‌تواند روبیدیم بیشتری داشته باشد. روبیدیم در پوستة زمین (به‌ویژه پوستة قارهای) بیشتر یافت می‌شود و با جدا‌شدن فلدسپارهای پلاژیوکلازی استرانسیم کم‌کم کاهش می‌یابد.
شکل 5. نمودار تغییرات عنصرهای کمیاب (بر پایة ppm) در برابر سیلیس (بر پایة درصدوزنی).
Figure 5. Harker diagrams for the trace and rare earth elements (in ppm) versus SiO2 (in wt%).
دربارة عنصر Zr، نخست یک روند افزایشی از سینیت به‌سوی کوارتزمونزونیت دیده می‌شود که پس از آن، از کوارتزمونزونیت به‌سوی گرانیت کاهش در میزان این عنصر دیده می‌شود. به باور چاپل و همکاران (Chappell et al., 1998) چنین روندهایی در عنصرهای Rb، Ba، Sr و Zi (شکل 6) از ویژگی ماگماتیسم گرانیتوییدی دما بالا به‌شمار می‌رود. همچنین، تغییرات در عنصرهایی مانند Cr و Ni نیز به‌صورت کاهش با شیب آرام و پراکندگی کم از سینیت به‌سوی کوارتزمونزونیت و سپس گرانیت‌هاست (Wilson, 1989).
شکل 6. نمودارهای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب گرانیتوییدی آرود بهنجارشده به ترکیب A) کندریت (Nakamura 1974)؛ B) گوشتة اولیه (Sun and McDonough 1989).
Figure 6. Trace element and rare earth element (REE) diagrams for the Aroud granitoids, normalized to the composition of A) chondrite (Nakamura 1974); B) primitive mantle (Sun and McDonough 1989).
الگوی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه در شکل 6 آورده شده است. در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 6-A)، اگرچه نمونه‌های گرانیتی نسبت به کوارتزمونزونیت و سینیت عنصرهای خاکی کمیاب کمتری دارند؛ اما همة نمونه‌ها از LREE دربرابر HREE غنی‌شدگی نشان می‌دهند. همچنین، مقدار میانگین (La/Yb)n در نمونه‌ها (گرانیت برابر با 3/53، کوارتزمونزونیت برابر با 6/41 و سینیت برابر با 3/70) نیز گویای غنی‌شدگی نمونه‌ها از LREE دربرابر HREE است. مقدار میانگین (La/Sm)n در گرانیت برابر با 12، در کوارتزمونزونیت برابر با 2/9 و در سینیت برابر با 3/22 و مقدار میانگین (La/Sm)n در گرانیت برابر با 4/0، در کوارتزمونزونیت برابر با 6/0 و در سینیت برابر با 23/0 است (جدول 1). از ویژگی‌های شناخته‌شده ماگماهای کالک‌الکالن در پهنه‌های فرورانش به‌شمار می‌رود (Pearce, 1982; Fitton et al., 1988; Kelemen et al., 1993; Machado et al., 2005) و می‌تواند نشان‌دهندة جدایش بلورین آمفیبول و پلاژیوکلاز از مذاب (Tankut et al., 1998; Rollinson, 1993) و یا ذوب‌نشدن گارنت هنگام پیدایش مذاب در پی درجة کم ذوب‌بخشی (Wilson, 2007; Shellnutt et al., 2018; Kampunzo et al., 2003) و یا آلایش ماگمای صعودکننده با پوستة قارهای هنگام گذر از آن (Almeida et al., 2007) باشد. همان‌گونه‌که آنومالی منفی Eu یکی دیگر از ویژگی‌های پهنه‌های فرورانش دانسته شده است (Tankut et al., 1998)، در نمونه‌های آرود نیز مقدار Eu/Eu* نیز از 1 کمتر به‌دست آمد (میانگین در گرانیت: 97/0؛ میانگین کوارتزمونزونیت: 99/0؛ سینیت: 93/0؛ جدول 1).
در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (شکل 6-B) Ti آنومالی منفی نسبی نشان می‌دهد. تهی‌شدگی یادشده از ویژگی‌های مهم ماگماتیسم در کمانهای قارهای است. این ویژگی که از ویژگی‌های سنگ‌های پوستة قارهای است، چه‌بسا نشان‌دهندة شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی است (Rollinson, 1993). آنومالی منفی Ti می‌تواند گواهی بر جدایش فازهای تیتانیم‌دار (مانند اسفن و تیتانومگنتیت) و آپاتیت هم باشد. تهی‌شدگی شدید P در گرانیت‌ها چه‌بسا پیامد رفتار سازگار این عنصر باشد. به باور پیرس (Pearce, 1984)، در محیط‌های مرتبط با کمان، عنصرهای Ba، K، Sr، Sm، Rb و Ce چه‌بسا متحرک شوند و غلظت آنها افزایش یابد و از آنجایی‌که عنصرهای LILE در پوستة قارهای تمرکز یافته‌اند، شاید غلظت بالای آنها در ماگما نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای نیز باشد. این پدیده پیدایش بی‌هنجاری مثبت K در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه را به دنبال دارد (Dostal and Dupuy, 1984).
از دیدگاه کانی‌شناسیِ گرانیت آرود و رده‌بندی باربارین (Barbarin, 1990)، با توجه به معیار کانیشناسی، بر پایة کانی‌های اصلی بیوتیت، مسکوویت از کانی‌های رایج و آمفیبول از کانی‌های کمیاب هستند. ازاینرو، واحد یادشده در ردة KCG جای می‌گیرد. اما بر پایة کانی‌های فرعی، آپاتیت، کانی کمیاب و کانی‌های زیرکن و تیتانیت از کانی‌های رایج هستند. ازاینرو، از نوع گرانیت‌های KCG به‌شمار می‌روند. گرانیتوییدهای KCG غنی از پتاسیم کالک‌آلکالن متاآلومین هستند و خاستگاه ماگمای آنها تلفیقی از گوشته و پوسته است و در ارتباط با محیط فرورانش پدید می‌آیند (Barbarin, 1999). اما از سوی دیگر، جایگاه زمین ساختی همة نمونه‌های گرانیتوییدی منطقه در محدودة گرانیتوییدهای منیزین و آلکالی‌کلسیک جای گرفته است (شکل‌های 3-D و 3-E) که با مذاب‌های با خاستگاه گوشته‌ای همخوانی دارد. در حقیقت، ماگماهای حاصل از ذوب نسبی پوستة قارهای زیرین مافیک چه‌بسا ویژگی منیزین خود را بدون پیدایش در یک کمان یا محیط پس از برخورد به ارث می‌برند؛ زیرا بیشتر پوستة قارهای در دوره‌های پیشین پیدایش پوسته در محیط‌های مرتبط با کمان پدید آمده است و از گرانیتوییدهای منیزیمی ساخته شده است (Ratajeski et al., 2005; Nelson et al., 2013).
از دیدگاه زمینشیمیایی نیز نمونه‌ها در مرز دو قلمروی VAG و WPG و نزدیک به محدودة VAG جای گرفته‌اند که می‌تواند نشان‌دهندة یک محیط کششی در یک کمان ماگمایی (پشت کمان) باشد که به‌سوی یک محیط درون قارهای شبیه پهنة پشت‌کمانی[4] گرایش یافته است (شکل 7). بر پایة اکسیدهای عنصرهای اصلی و پارامترهای تعریف‌شده به کمک آنها، از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی، این سنگ‌ها در محدودة گرانیت‌های WPG و رو به VAG جای می‌گیرند و از گرانیت‌های بیشتر پسابرخوردی به‌شمار می‌آیند. شواهد زمینشیمیایی گویای اینست که منطقه به یک محیط کششی بیشتر پس از برخورد در پشت کمان وابسته بوده است (شکل 8).
شکل 7. نمودارهای شناسایی محیط زمین‌ساختی.
Figure 7. Tectonic setting discrimination diagrams.
شکل 8. نمودارهای جایگاه زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984).
Figure 8. Tectonic setting diagrams (Pearce et al., 1984).
از سوی دیگر، محتوای بالای Sr معمولاً بیش از 400 ppm (جدول 1)، همچنین، محتوای پایین Y و Yb میزان Y معمولاً کمتر از 18 ppm و Yb کمتر از 9/1 ppm)، نسبت بالای Sr/Y و La/Yb (نسبت Sr/Y معمولاً بیشتر از 40 و La/Yb بیشتر از 20)، محتوای کم HREE پیامد نبود گارنت در سنگ خاستگاه (شکل 6)، کاهش عنصرهای خاکی کمیاب سنگین مانند Yb و Y همگی از ویژگی‌های زمینشیمیایی هستند که نشان می‌دهد نمونه‌های آرود بسیار همانند آداکیت‌ها هستند. در حقیقت، آداکیت‌ها نوعی از مذاب‌های فرورانش هستند که برپایة این ترکیب شیمیایی خاص از گرانیتوییدهای معمولی پهنه‌های فرورانش متمایز می‌شوند. در ساده‌ترین الگوهای پیشنهادی، آداکیت‌ها معمولاً پیامد ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورونده دانسته می‌شوند. گفتنی است نسبت بالای SiO₂ آداکیت‌ها معمولاً مقدار بالایی سیلیس (بیشتر از 56 درصدوزنی) دارند. همچنین، مقدار Al₂O₃ معمولاً بیشتر از 15 درصدوزنی است که از دیگر ویژگی‌های آداکیتی‌بودن نمونه‌هاست. آداکیت‌ها معمولاً کانی‌هایی مانند پیروکسن و گارنت ندارند که نشان‌دهندة شرایط فشار بالا و نبود تثبیت این کانی‌ها در محیط پیدایش آنهاست. هورنبلند و بیوتیت معمولاً در این سنگ‌ها حضور دارند. همچنین، از دیدگاه سنگ‌شناسی و پیدایش، آداکیت‌ها محصول ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده و جوان شناخته می‌شوند. پس ارتباط آنها با پهنه‌های فرورانش مهم است. اگر سنگ گرانیتوییدی در نزدیکی پهنه‌های فرورانش یافت شود، احتمال آداکیتی‌بودن آن افزایش می‌یابد. همچنین، دربارة محیط زمین‌ساختی، آداکیت‌ها معمولاً در پهنة زمین‌ساختی خاصی پدید می‌آیند. بیشتر این سنگ‌ها در پهنه‌های فرورانش فعال یا بخش‌هایی یافت می‌شوند که فرورانش پوستة جوان روی می‌دهد. در بررسی گرانیتوییدها و آداکیت‌ها باید گفت عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در گرانیتوییدهای معمولی بیشتر است و نسبت‌های Sr/Y و La/Yb آنها کمتر است. همچنین، مقادیر Y و Yb در آنها همانند آداکیت‌هاست (جدول 1؛ شکل 7-C) (Huang and He, 2010). با توجه به شباهت نمونه‌ها به ماگماهای حاصل از ذوب‌نسبی پوستة قارهای زیرین مافیک در بالای یک تخته فرورونده و نیز شباهت شیمیایی آنها به مذاب‌های آداکیتی، پیدایش این مذاب‌ها هنگام دلامیناسیون پوستة قارهای زیرین و ذوب آن بر پایة الگو پیشنهادی لی و همکاران (Li et al., 2013) برای پیدایش آداکیت‌های نوع قارهای[5] محتمل است.
در بخش شمالی علم‌کوه و در پهنة ساختاری البرز مرکزی، تودة گرانیتوییدی آرود بخشی از یک محیط کمان ماگمایی و کششی پس از برخورد به‌شمار می‌رود. با توجه به ویژگی‌های صحرایی و بررسی‌های میکروسکوپی، فراوانی کانی‌ها در سنگ‌های گوناگون یکسان نیست. این گرانیتویید بیشتر ترکیب سنگ‌شناسی آلکالی‌فلدسپار گرانیت، کوارتزمونزونیت تا سینیت دارد. کانی‌های سازندة این سنگ‌ها شامل کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز است. کانی‌هایی مانند بیوتیت و آمفیبول کانی‌های مافیک سازندة این سنگ‌ها هستند؛ اگرچه فراوانی نسبی کانی‌ها در سنگ‌های گوناگون یکسان نیست. بافت‌های موضعی آنها، پرتیت و انواع همرشدی‌هاست. فرایندها و عوامل موثر در پیدایش بافت‌های متنوع در این سنگ‌ها، شامل جدایش بلورین ماگمایی، فوگاسیتة آب، کاهش فشار، سیالات و متاسوماتیسم هستند. نمونه‌های تودة آرود بر پایة بررسی‌های شیمی کانی و سنگ کل در قلمروی سری‌های شوشونیتی جای می‌گیرند. در نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب، بهنجارشده به ترکیب کندریت، غنی‌شدگی بیشتر از LREE و عنصرهای Pb، K، La، Rb و Th و تهی‌شدگی نسبی از عنصرهای Ti، P و Y دیده می‌شود. در نمودارهای عنکبوتی الگوی عنصری در سنگ‌های تودة آرود که به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت بهنجارسازی شده‌اند همخوانی و هماهنگی بسیار خوبی دارند. غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و LREE و HFSE تهی‌شدگی نسبی از عنصرهای HREE با یک شیب کمابیش تند به‌خوبی دیده می‌شود. با توجه به ویژگی‌های زمینشیمیایی این سنگ‌ها، دلامیناسیون و ذوب بخش مافیک زیرینِ پوستة قارهای در منطقة آرود و در نتیجه، پیدایش مذاب‌های آداکیتی نوع قارهای را در پیدایش این سنگ‌ها می‌توان محتمل دانست.
[1] Metasomatism
[2] Fractional Crystallization
[3] Crustal Assimilation
[4] backarc
[5] C-type adakite
)