تعداد نشریات | 43 |
تعداد شمارهها | 1,663 |
تعداد مقالات | 13,583 |
تعداد مشاهده مقاله | 31,265,328 |
تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,313,035 |
زمینشیمی سنگ کل و شیمی کانیهای سنگهای آذرین درونی حد واسط در ضلع شمالی رودخانة شاهرود حوالی زردکوه در استان گیلان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
پترولوژی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مقاله 2، دوره 13، شماره 3 - شماره پیاپی 51، آبان 1401، صفحه 1-32 اصل مقاله (3.61 M) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2022.132420.1267 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نویسندگان | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مجتبی بهاج روی1؛ سعید تاکی* 2؛ محسن مؤذن3؛ علیرضا گنجی4 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
1دانشجوی دکتری، گروه زمینشناسی، دانشکده علومپایه، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران، | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
2استادیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علومپایه، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
3استاد، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
4استادیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
چکیده | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
محدودة مورد بررسیِ ضلع شمالی رودخانة شاهرود در ناحیة زردکوه در شمال ایران جای دارد و بخشی از رشته کوه البرز بهشمار میرود. واحدهای سنگی رخنمونیافته در این منطقه بیشتر سنگهای آتشفشانی ائوسن (گدازه و سنگهای آذرآواریِ سازند کرج) هستند که بهطور محلی تودههای آذرین درونی آنها را قطع کردهاند. از آنجاییکه این تودههای آذرین درونی توالی فازهای ۱ و ۲ پالئوژن با سن ائوسن میانی- الیگوسن زیرین را قطع کردهاند پس سن آنها پس از الیگوسن زیرین است. از دیدگاه سنگشناسی، تودههای یادشده از نوع میکرودیوریت، مونزونیت و مونزودیوریت هستند. میکرودیوریت و مونزونیتها بیشتر بافت پورفیرویید با خمیرة نسبتاً دانهریز نشان میدهند و مونزودیوریتها بافت گرانولار و اینترگرانولار دارند. برپایة دماسنجی و دمافشارسنجی کانیها در تودههای آذرین درونی ضلع شمالی رودخانة شاهرود، دمای پیدایش کلینوپیروکسنها برابربا ۱۱4۰ تا ۱۲1۰ درجة سانتیگراد، بیوتیتها برابربا ۷۵۰ تا ۸۰۰ درجة سانتیگراد و فشار تبلور کلینوپیروکسنها غالباً برابربا ۶ تا ۸ کیلوبار بهدست آمد. برپایة ترکیب شیمیایی سنگ کل و شیمی کلینوپیروکسنها و بیوتیتها، این تودههای آذرین درونی سرشت کالکآلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارند و از دیدگاه جایگاه زمینساختی، در گسترة پهنههای فرورانش حاشیة فعال قارهای جای میگیرند. برپایة نمودار تغییرات نسبتهای عنصرهای کمیاب Sm/Yb دربرابر La/Yb، ماگمای مادر سنگهای منطقه از خاستگاه پریدوتیتیِ گارنت و اسپینلداری (گارنت- اسپینل پریدوتیت) در ژرفای 100 تا 110 کیلومتری سرچشمه گرفته است که دچار 10 تا ۲۰ درصد ذوببخشی شده است. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
کلیدواژهها | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
آذرین درونی حد واسط؛ شیمی کانیها؛ کالکآلکالن؛ حاشیة فعال قارهای؛ البرز | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
اصل مقاله | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
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).
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.
جدول ۲. ادامه. Table 2. Continued.
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).
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 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مراجع | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
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). | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
آمار تعداد مشاهده مقاله: 685 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 346 |