زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی ‏‌سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان، شمال ایران: شاهدی بر ولکانیسم آداکیتی

صلواتی, مژگان; ابراهیمی نصیرمحله, اسماعیل; حکیمی آسیابر, سعید; تاکی, سعید

doi:10.22108/ijp.2022.131551.1258

تعداد نشریات	42
تعداد شماره‌ها	1,510
تعداد مقالات	12,450
تعداد مشاهده مقاله	24,649,493
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	10,413,125

صلواتی, مژگان, ابراهیمی نصیرمحله, اسماعیل, حکیمی آسیابر, سعید, تاکی, سعید. (1402). زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی ‏‌سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان، شمال ایران: شاهدی بر ولکانیسم آداکیتی. سامانه مدیریت نشریات علمی دانشگاه اصفهان, 14(1), 53-80. doi: 10.22108/ijp.2022.131551.1258

مژگان صلواتی; اسماعیل ابراهیمی نصیرمحله; سعید حکیمی آسیابر; سعید تاکی. "زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی ‏‌سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان، شمال ایران: شاهدی بر ولکانیسم آداکیتی". سامانه مدیریت نشریات علمی دانشگاه اصفهان, 14, 1, 1402, 53-80. doi: 10.22108/ijp.2022.131551.1258

صلواتی, مژگان, ابراهیمی نصیرمحله, اسماعیل, حکیمی آسیابر, سعید, تاکی, سعید. (1402). 'زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی ‏‌سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان، شمال ایران: شاهدی بر ولکانیسم آداکیتی', سامانه مدیریت نشریات علمی دانشگاه اصفهان, 14(1), pp. 53-80. doi: 10.22108/ijp.2022.131551.1258

صلواتی, مژگان, ابراهیمی نصیرمحله, اسماعیل, حکیمی آسیابر, سعید, تاکی, سعید. زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی ‏‌سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان، شمال ایران: شاهدی بر ولکانیسم آداکیتی. سامانه مدیریت نشریات علمی دانشگاه اصفهان, 1402; 14(1): 53-80. doi: 10.22108/ijp.2022.131551.1258

زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی ‏‌سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان، شمال ایران: شاهدی بر ولکانیسم آداکیتی

پترولوژی

دوره 14، شماره 1 - شماره پیاپی 53، اردیبهشت 1402، صفحه 53-80

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2022.131551.1258

نویسندگان

مژگان صلواتی^* ¹؛ اسماعیل ابراهیمی نصیرمحله²؛ سعید حکیمی آسیابر¹؛ سعید تاکی¹

¹استادیار، گروه زمین‏‌شناسی، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران

²دانشجوی دکتری تخصصی، گروه زمین‏‌شناسی، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران

چکیده

سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی با ترکیب آداکیتی، در جنوب شهرستان رودبار رخنمون دارند که بخشی از پهنة ماگمایی البرز در شمال ایران به‌شمار می‌رود. بیشتر آنها ترکیب داسیت تا تراکی داسیتی، ریوداسیتی و به‌ندرت ریولیتی دارند و بافت هیالوپورفیری، پورفیرومیکرولیتی و جریانی تا پورفیری فلسیتی و میکروفلسیتی همراه با درشت‌بلور‏‌ها و میکرولیت‏‌‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول و گاهی بیوتیت و گاهی کوارتز نشان می‏‌دهند. برپایة بررسی‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی، ماگمای سازندة سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده روی نمودار‏‌های بهنجارشده به ترکیب کندریت، مورب و گوشتة اولیه، همة سنگ‌‏‌ها روندی موازی، خطی و همگن دارند و غنی‌شدگی مشخصی از عنصرهای LREE و LILE، به‌همراه آنومالی منفیِ Ta، Nb و Ti نشان می‌دهند. محیط زمین‌ساختی نمونه‌‏‌ها نشان‌دهندة پیدایش آنها در محیطی فرورانشی در یک حاشیة فعال قاره‌ای است. ویژگی‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌ها (wt% 57<SiO₂، wt% 3>MgO، مقدار کم Y و Yb، به‌همراه نسبت‌‏‌های 40<Sr/Y و 20<La/Yb) گویای پیدایش آنها از ماگمای آداکیتی پر سیلیس است. برپایة همة داده‏‌ها، نمونه‌‏‌های بررسی‌شده از ذوب ورقة اقیانوسی (اقیانوس جنوب دریای خزر) نزدیک به لبة ورقه و در جایگاه پنجرة زمین‏‌ساختی پدید آمده‏‌اند.

کلیدواژه‌ها

ماگماتیسم آداکیتی؛ پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای؛ فرورانش؛ البرز؛ گیلان؛ ایران

اصل مقاله

ایران به‌صورت یک خردقاره بخشی از کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیاست و در آن فعالیت‌‏‌های ماگمایی (آتشفشانی و نفوذی) گسترد‏‌ه‌ای به‌ویژه در سنوزوییک رخ داده است. بیشتر فعالیت‏‌‏‌های آتشفشانی ایران در ارتباط با فرورانش پهنة اقیانوسی نئوتتیس و شاخه‏‌‏‌های آن دانسته شده‌اند (Jung et al., 1976; Berberian and King, 1981; Berberian et al., 1982; Axen et al., 2001; Shahabpour, 2007; Asiabanha et al., 2009). این فعالیت‏‌‏‌های آتشفشانی به‌صورت دو پهنة آتشفشانی اصلی گزارش شده‌اند: پهنة البرز در شمال ایران و پهنة ارومیه-دختر پیرامون خردقارة ‌ایران مرکزی (Jung et al., 1976; Caillat et al., 1978, Berberian et al., 1982, Amidi et al., 1984; Ghasemi and Talbot, 2005; Shahabpour, 2007; Asiabanha et al., 2009). در در طول ائوسن و پس از ائوسن ماگماتیسم‏‌‏‌های متعددی پهنة البرز روی داده‌اند که تا کنون نیز ادامه دارند (Asiabanha et al., 2012). در منطقة بررسی‌شده و در جنوب گیلان بررسی‏‌‏‌های چندی دربارة سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی انجام شده است (Ghasemi et al., 2012; Haghnazar and Shafeie, 2013; Teymoori et al., 2018) که در همة آنها علت پیدایش سنگ‏‌‏‌های آتشفشانی این منطقه، همانند دیگر بخش‌های البرز، پیامد فرورانش رو به شمالِ اقیانوس نئوتتیسی شمال ایران مرکزی دانسته شده است و در هیچکدام از آنها به وجود سنگ‏‌‏‌های آداکیتی اشاره نشده است. کِی (Kay, 1978) نخستین‌بار واژة «آداکیت» را برای توصیف گروهی از سنگ‏‌‏‌های اسیدی تا حد واسط در جزیره آداک آلاسکا به‌کار برد. کاستیلو (Castillo, 2006, 2012) آداکیت‏‌‏‌ها را سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی و بیرونی غنی از سیلیس با نسبت‏‌‏‌های Sr/Y و La/Yb بالا می‏‌داند و بر این باور است که ماگمای سازندة آداکیت‏‌‏‌ها از ذوب‏‌بخشی سنگ‏‌کرة اقیانوسی جوان و داغ به زیر پوستة قاره‌ای و یا پوستة اقیانوسی در پهنه‌های فرورانش حاشیة قاره و یا جزیره‌های کمانی پدید می‏‌آید. با وجود این، در مقایسه با سنگ‏‌‏‌های آذرین معمولی در حاشیة فعال قاره‏‌ای، از مقدار کمتری از عنصرهای Y و Yb برخوردار هستند (Martin, 1999). بررسی‏‌‏‌های اخیر نشان می‏‌دهند سنگ‏‌‏‌های آداکیتی افزون‌بر جزیره‌های کمانی جوان در پهنة کمان‏‌‏‌های قاره‏‌ای، کمان‏‌‏‌های آتشفشانی بالغ، منطقة پس از برخورد و یا فرورانش پشتة فعال اقیانوسی (مناطق پشته-گودال) پدید می‏آیند (Xu et al., 2002; Eyuboglu et al., 2018; Mbassa et al., 2021). در ایران نیز در بخش‌های مختلف برونزدهایی از سنگ‏‌‏‌های آداکیتی گزارش شده‌اند (Khodami et al., 2009; Moharami Gargari et al., 2015; Yousefi et al., 2016; Mohammadi et al., 2017; Nemati et al., 2018; Sherafat and Aliyari, 2020; Fazelvalipour, 2021).

در جنوبی‌ترین بخش استان گیلان در جنوب شهرستان رستم‌آباد و شمال رودبار، سنگ‌‏‌های آتشفشانی و نیمه آتشفشانی متعددی به سن ائوسن رخنمون دارند که بیشتر آنها سنگ‌‏‌های آتشفشانی بازیک، حد واسط تا اسیدی (نقشة 1:100000 رودبار) (داسیت، تراکیت، تراکی‌آندزیت تا بازالت) هستند. در این پژوهش تلاش می‌شود سنگ‌زایی[1] گروهی از سنگ‌‏‌های آتشفشانی با ترکیب آداکیتی در منطقة بررسی‌شده برپایة بررسی‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی ارزیابی شود.

روش انجام پژوهش

برای انجام این پژوهش، بررسی‏‌‏‌های صحرایی گسترد‏‌ه‌ای روی سنگ‌‏‌های آتشفشانی منطقه انجام‌ شد و شمار 60 نمونة سنگی برپایة روابط صحرایی برداشت شد. پس از بررسی‏‌‏‌های میکروسکوپی، شمار 13 نمونه برای اندازه‌گیری مقدار عنصرهای اصلی و کمیاب در این سنگ‌‏‌ها برگزیده ‌شدند و پس از خرد و آسیاب‌کردن در کارگاه آماده‌سازی پودر سنگ به روش ICP-MS[2] در آزمایشگاه Actlabs کشور کانادا تجزیة شیمیایی شدند. در ادامه با استفاده از نرم‌افزار‏‌های IGPET و GCDKIT نمودار‏‌های موردنیاز ترسیم و به تفسیر و تحلیل داده‌‏‌ها پرداخته شد (جدول 1).‌ نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

زمین‌شناسی منطقه

سنگ‌‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده با مختصات طول جغرافیایی "09'21°49 تا "58'25°49 خاوری و عرض جغرافیایی "12'36°45 تا "36'49°36 شمالی در جنوب استان گیلان، در ارتفاعات شمال شهرستان رودبار و در جنوب رستم‌آباد رخنمون دارند و بخشی از نقشه‏‌‏‌های زمین‌شناسی 1:250000 رشت – قزوین و 1:100000 رودبار را دربر می‏گیرند.

جدول 1. داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار به روش ICP-MS (اکسیدها برپایة درصدوزنی با خطای 1%؛ عنصرهای کمیاب برپایة ppm؛ Fe₂O₃ : معرف آهن کل سنگ).

Table 1. The geochemical data of Paleogene volcanic rocks of Rudbar by the ICP-MS method (the oxides in weight percentage with 1% error; rare elements in ppm; Fe₂O₃: the reagent of the total iron).

Sample No.	MA 11	MA 1	MA 12	MA 10	MA 13	MA 15	MA 16	MA 18	MA 20	MA 17	MA 21	MA 22	MA 23
SiO₂	63.12	62.59	66.45	67.10	66.54	65.20	62.96	63.58	61.87	65.24	64.48	61.96	62.78
Al₂O₃	15.25	15.16	15.97	15.90	15.80	15.20	15.35	15.68	15.22	15.32	15.84	15.35	15.12
Fe₂O_3(t)	4.53	4.56	3.96	3.95	3.92	4.51	4.45	4.31	4.22	3.80	4.10	4.45	4.12
MnO	0.05	0.08	0.05	0.07	0.05	0.06	0.05	0.06	0.05	0.06	0.05	0.05	0.05
MgO	2.02	2.01	0.71	1.10	0.90	2.30	2.10	2.20	2.80	2.12	2.28	2.02	2.60
CaO	3.90	3.95	3.31	3.20	3.10	3.91	3.62	3.84	3.65	3.99	3.82	3.95	3.55
Na₂O	2.80	2.91	3.87	3.79	3.80	2.90	2.88	2.94	3.12	3.84	3.45	3.80	3.80
K₂O	2.94	2.84	4.10	4.00	3.90	3.10	3.67	3.51	3.84	4.02	3.59	3.57	3.15
TiO₂	0.49	0.49	0.44	0.49	0.46	0.41	0.42	0.43	0.46	0.44	0.45	0.44	0.46
P₂O₅	0.12	0.11	0.17	0.19	0.16	0.15	0.17	0.19	0.14	0.18	0.19	0.15	0.15
LOI	5.22	5.28	1.52	1.10	0.98	2.10	3.54	3.84	3.44	1.54	1.98	3.54	3.54
Total	100.44	99.97	100.5	100.9	99.61	99.84	99.21	100.58	98.81	100.5	100.2	99.28	99.32
Sc	7.00	8.00	6.00	7.00	6.00	8.00	7.00	6.00	8.00	7.00	9.00	7.00	7.00
Be	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00
V	85.00	86.00	71.00	70.0	72.0	84.00	87.00	85.00	79.00	74.00	76.00	86.00	81.00
Ba	972	970	791	790	788	969	975	975	984	798	784	975	980
Sr	1881	1882	455	450	454	1880	1879	1884	1887	540	565	1881	1883
Y	14.00	14.00	13.00	12.00	14.00	14.00	14.00	13.00	11.00	10.00	12.00	13.00	13.00
Zr	15	151	173	171	170	152	152	155	157	17	173	150	155
Co	9.00	9.00	6.00	5.00	6.00	8.00	9.00	8.00	6.00	7.00	9.00	8.00	8.00
Cu	60.00	60.00	30.00	35.00	40.00	60.00	55.00	45.00	40.00	60.00	50.00	60.00	55.00
Zn	80.00	90.00	40.00	41.00	40.00	90.00	80.00	90.00	100.00	90.00	80.00	80.00	100.00
Ga	16.00	17.00	16.00	18.00	17.00	15.00	16.00	18.00	17.00	19.00	17.00	16.00	16.00
Ge	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00
As	6.00	5.00	8.00	5.00	7.00	6.00	8.00	6.00	5.00	7.00	6.00	5.00	6.00
Rb	80.00	81.00	85.00	89.00	84.00	82.00	91.00	89.00	85.00	81.00	83.00	80.00	88.00
Nb	9.00	9.00	10.00	11.00	9.00	8.00	8.00	9.00	10.00	8.00	7.00	9.00	11.00
Ag	0.90	0.80	0.90	0.70	0.90	0.80	0.50	0.80	0.70	0.60	0.80	0.80	0.80
Sb	0.80	0.80	0.80	0.70	0.80	0.50	0.90	0.70	0.90	0.70	0.80	0.80	0.60
Cs	4.80	4.90	2.50	2.20	2.40	4.70	4.70	4.90	4.80	2.40	2.30	4.90	4.80
La	26.70	26.80	29.80	29.60	29.40	27.30	26.40	26.90	26.80	29.20	29.10	26.80	26.80
Ce	47.90	48.20	52.00	53.00	51.00	47.90	50.10	47.90	48.10	50.10	52.60	48.20	47.70
Pr	4.87	4.88	5.29	5.18	4.90	4.78	5.12	5.32	4.85	4.78	4.90	4.88	4.90
Nd	18.40	18.70	19.10	19.30	18.98	18.80	18.70	18.60	18.70	18.90	19.20	18.70	18.90
Sm	3.20	3.30	3.30	3.40	3.10	3.50	3.20	3.10	3.10	3.30	3.20	3.30	3.30
Eu	0.99	0.99	0.95	0.94	0.96	0.98	0.97	0.96	0.99	0.98	0.97	0.99	0.95
Gd	2.40	2.50	2.70	2.60	2.40	2.80	2.80	2.40	2.80	2.60	2.70	2.50	2.80
Tb	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40
Dy	2.60	2.50	2.50	2.70	2.60	2.50	2.40	2.70	2.60	2.50	2.40	2.50	2.60
Ho	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50	0.50
Er	2.10	1.60	1.50	1.40	1.60	1.90	1.90	1.60	1.70	1.90	1.80	1.60	1.70
Tm	0.23	0.23	0.23	0.23	0.22	0.23	0.35	0.33	0.24	0.25	0.35	0.23	0.24
Yb	1.50	1.60	1.50	1.40	1.50	1.60	1.50	1.60	1.70	1.50	1.60	1.60	1.60
Lu	0.28	0.27	0.27	0.25	0.29	0.28	0.28	0.29	0.26	0.24	0.29	0.27	0.28
Hf	3.50	3.40	4.00	3.80	4.20	3.60	3.50	3.30	3.40	3.90	3.70	3.40	3.60
Ta	0.70	0.70	0.80	0.70	0.90	0.70	0.80	0.90	0.70	0.60	0.90	0.70	0.80
Tl	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.40	0.30	0.50	0.40	0.30	0.40	0.50
Pb	10.00	10.00	21.00	20.00	23.00	11.00	12.00	18.00	17.00	20.00	22.00	10.00	17.00
Th	8.10	7.90	8.90	8.50	8.60	8.20	8.20	8.10	8.40	8.30	8.10	7.90	8.20
U	2.60	2.70	2.80	2.70	2.60	2.80	2.70	2.60	2.40	2.90	2.80	2.70	2.40
K₂O/ Na₂O	1.05	0.98	1.06	1.06	1.03	1.07	1.27	1.19	1.23	1.05	1.04	0.94	0.83

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی منطقه بررسی‏‌شده برگرفته از نقشة زمین‌شناسی 1:100000 رودبار (Nazari and Salamati, 1998) (نماد ستاره: موقعیت نمونه‌های برداشت‌شده).

Figure 1. Geological map of the studied area based on the 1:100000 Roudbar map (Nazari and Salamati, 1998) (asterisk: Position of the studied samples).

منطقه بررسی‌شده بخشی از پهنة ساختاری البرز-آذربایجان است (Nabavi, 1976) و برپایة پهنه‌بندی قربانی (Ghorbani, 2013)، در بخش شمالی پهنة البرز جای دارد. همچنین، برپایة پهنه‌بندی اشتوکلین (Stöcklin, 1968)، این منطقه در پهنة البرز و برپایة پهنه‌بندی افتخارنژاد (Eftekhar Nejad, 1980) در پهنة البرز باختری جای گرفته است. در نخستین بررسی‏‌‏‌ها، آنلز و همکاران (Annells et al., 1975) در این منطقه و در چهارگوش قزوین-رشت، سه فاز جداگانه از نهشته‏‌‏‌های آتشفشانی ائوسن با لیتولوژی‌‏‌های متعدد شناسایی کرده‌اند:

فاز (1) شامل توف‏‌ها و گدازه‏‌‏‌های آندزیتی و اسیدی و گل‌سنگ‏‌‏‌های توفی با سن احتمالی ائوسن که در بیشتر بخش‏‌‏‌ها معادل با توف‏‌‏‌های سبز کرج دانسته شده‌اند؛

فاز (2) متشکل از گدازه‏‌‏‌های حد واسط تا بازیک که در محیط خشکی به‌صورت آتشفشان هوایی شکافی با ماهیت کمتر انفجاری فوران کرده‌اند. فاز دو ترازی دانسته می‏‌شود که در آن خروج گدازه‏‌‏‌های بازی و گدازه‏‌‏‌های آندزیتی خشکی جایگزین توف‏‌‏‌های دریایی فاز یک شده‌ است؛

فاز (3) از گدازه‏‌‏‌های آندزیتی و آندزی‌بازالتی، گنبد‏‌های داسیتی-ریولیتی و نهشته‏‌‏‌های آذرآواری حاصل از فوران‏‌‏‌های هوایی تشکیل شده‏‌اند (Annells et al., 1975). همه این مجموعه‏‌‏‌ها توسط توده‏‌‏‌های آذرین درونی متعددی با جنس‏‌‏‌های مختلف از بازیک تا حد واسط و اسیدی (از گابرو تا گرانیت) پس از ائوسن پسین قطع شده‌اند (Ghasemi et al., 2012).

واحد‏‌های زمین‌شناسی منطقه برپایة واحد‏‌های موجود در نقشة 1:100000 رودبار شامل واحد‏‌های سنگ‌چینه‌ای پالئوزوییک، مزوزوییک و سنوزوییک هستند؛ به‌گونه‌ای‌که قدیمی‌ترین رخنمون‌‏‌های سنگی منطقه، واحد‏‌های سنگی پالئوزوییک با لیتولوژی ماسه‌سنگ‌‏‌های قرمز تا خاکستری آرکوزی با قاعدة کوارتزیتی و میان‌لایه‌‏‌های شیلی به سن پرمین هستند که به سوی بالا به آهک‌‏‌های خاکستری تیره و ستبرلایه چرت‌دار تغییر رخساره داده‌اند (Nazari and Salamati, 1998). واحد‏‌های سنگ‌چینه‏‌ای مزوزوییک در منطقة بررسی‌شده، شامل ردیف رسوبی دلتایی تریاس بالایی-ژوراسیک زیرین، چینه‏‌‏‌های آواری ژوراسیک زیرین و میانی، ردیف کربناته ژوراسیک میانی و برونزدهایی از سنگ‏‌‏‌های کرتاسه را شامل می‏‌شوند.

در بلندی‏‌‏‌های جنوبی رودبار، در دو سمت سفیدرود، واحد آواری کنگلومرای پسرونده کرتاسه پسین- پالئوسن (KP^CS₂) رخنمون دارد. مرز بالایی کنگلومرای کرتاسه پسین-پالئوسن در همة برونزد‏‌ها گسله است و پس از این مرحله، در زمان پالئوسن و ائوسن، چند فعالیت آتشفشانی مشتمل بر توف‌زایی و ریزش گدازه به شکل متناوب دیده می‏‌شود. از دیدگاه ترکیب، فعالیت‏‌‏‌های آتشفشانی به سمت ائوسن پایانی، اسیدی‌تر شده‌اند و به گدازه‏‌‏‌های متوسط تا بازیک میوسن با ناهمسازی از نوع آذرین‌پی پیوسته‌اند (شکل 2). در نقشة زمین‌شناسی رودبار، چرخة فعالیت از جنوب به شمال جوان شده و از سنگ‌هایی مانند آندزیت-داسیت-ریوداسیت-آندزیت توف و داسیت توف تشکیل شده است. از دیدگاه دیرینه‌شناسی و چینه‌شناسی، در محدودة نقشة زمین‌شناسی رودبار، دو مرز پالئوسن و الیگوسن برای فعالیت‌‏‌های آتشفشانی در نظر گرفته‌شده است؛ اما با توجه به ویژگی‌‏‌های چینه‌شناختی و ساخت و بافت سنگ‌‏‌های آتشفشانی، سن این واحد‏‌های آتشفشانی ائوسن دانسته شده است (Nazari and Salamati, 1998). ازاین‌رو فعالیت‌‏‌های آتشفشانی حاصل از فرورانش پوسته‌ای اقیانوسی به زیر لبة قاره‌ای فعال البرز از پالئوسن آغاز شده است و اوج چنین فعالیت‌هایی در زمان لوتسین دانسته شده است (Nazari and Salamati, 1998).

برپایة بررسی‌‏‌های صحرایی، توالی آتشفشانی ائوسن منطقه دربردارندة سنگ‌‏‌های گداز‏‌های و آذرآواری است. بیشترین بخش منطقة بررسی‌شده را واحد گدازه‏‌‏‌های آتشفشانی بازیک تا حد واسط (E^tv₃) پوشانده است. سنگ‏‌‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش به‌صورت واحد‏‌های سنگی آتشفشانی حد واسط تا اسیدی واحد E^tv₂ در بخش میانی و جنوبی منطقه بررسی‌شده به‌صورت گدازه‏‌‏‌های داسیتی و تراکی‌داسیتی رخنمون دارند (شکل 2). جوان‌ترین واحد آتشفشانی منطقة بررسی‌شده در شمال منطقه شامل گدازه‏‌‏‌های بازالتی، آندزی‌بازالتی و آندزیت هستند. سنگ‏‌‏‌های آذرآواری واحد Et نیز بیشتر در دو سوی رودخانه سفید رود برونزد دارند.

سنگ‌نگاری

واحد‏‌های گداز‏‌های بررسی‌شده به‌صورت تراکی‌داسیت، داسیت‏‌‏‌ها و گاهی ریولیتی قابل دسته‌بندی هستند. بافت هیالوپورفیری، پورفیرومیکرولیتی و جریانی تا پورفیری فلسیتی و میکروفلسیتی در آنها دیده می‌شوند. درشت‌بلور‏‌ها و میکرولیت‏‌‏‌های پلاژیوکلاز از فراوان‏‌ترین کانی آنها هستند و منطقه‌بندی و بافت غبارآلود یا غربالی در آنها دیده می‌شوند (شکل 3- A).

شکل 2. رخنمون صحرایی از گدازه‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار. A) دید رو به شمال‌باختری؛ B) دید رو به شمال‌خاوری. مرز میان واحد بررسی‌شده (E^tv₂) با واحد‏‌های همجوار روی عکس‌ها نشان داده شده است.

Figure 2. Field outcrop of the Paleogene volcanic lavas of Rudbar. A) view to the northwest; B) view to the northeast. The boundary between the studied unit (E^tv₂) and the adjacent units is indicated in the images.

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار. A) درشت بلور‏‌های پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی و بیوتیت در زمینة میکرولیتی (در XPL [3])؛ B) بافت پورفیروفلسیتی همراه با درشت بلور‏‌های بیوتیت و پلاژیوکلاز (در XPL)؛ C) درشت بلور‏‌های هورنبلند با حاشیة اپاسیته‌شده (در PPL[4])؛ D) درشت بلور کوارتز با خلیج خوردگی با بافت پورفیروفلسیتی (در XPL).

Figure 3. Photomicrographs of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar. A) Plagioclase phenocrysts with zoning and biotite in the microlithic matrix (in XPL); B) Porphyry felsic texture with biotite and plagioclase phenocrysts (in XPL); C) Hornblende phenocrysts with opacity margin (in PPL); D) Quartz phenocryst with corrosion gulf and porphyrofelsitic texture (in XPL).

گاهی بلور‏‌های آمفیبول با چندرنگی سبز یا قهو‏‌ه‌ای دیده می‏‌شوند و در ‏‌برخی نمونه‌‏‌ها حاشیة اپاسیته دارند (شکل 3- C). بیوتیت در برخی نمونه‌‏‌ها دیده می‌شود و مانند آمفیبول گاه اپاسیته‌شده‌ هستند (شکل‌های 3- A و 3- B). کوارتز به‌صورت درشت‌بلور‏‌های بی‌شکل با خلیج‌خوردگی (نزدیک به 5 درصدحجمی) و در زمینة ریزدانة فلسیتی وجود دارد (شکل 3- D). ریوداسیت‏‌‏‌ها همراه با داسیت‏‌‏‌ها با کانی‏‌شناسی مشابه حضور دارند.

شیمی سنگ کل

برپایة داده‌‏‌های تجزیة زمین‏‌شیمیایی نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده (جدول 1)، میزان SiO₂ این سنگ‌‏‌ها برابربا 87/61 تا 1/67 درصدوزنی، TiO₂ با مقادیر کم برابربا 41/0 تا 49/0، Al₂O₃ با مقادیر برابربا 12/15 تا 97/15 مقدار CaO کم (1/3-99/3 درصدوزنی)، میزان MgO کم (8/2-7/0 درصدوزنی)، Ba با مقادیر برابربا ppm784 تا 980، Sr برابربا ppm 450 تا 1883، Zr با مقادیر برابربا ppm150 تا 173، Nb با تغییرات ppm 7 تا 11، ppm7/26<La< 6/29، ppm 14 <Y< 11، محتوای بالای آلکالی‌‏‌ها (Na₂O: 8/2 تا 87/3 درصدوزنی؛ K₂O: 84/2 تا 1/4 درصدوزنی) و میزان Fe₂O_3tot در بازة 8/3 تا 56/4 درصدوزنی هستند. مقادیر بالای نسبت K₂O/Na₂O در نمونه‌‏‌های بررسی‌شده (برابربا 83/0 تا 27/1 ) از ویژگی‏‌های برخی از آداکیت‏‌های جداشده از تختة فرورونده است (Karsli et al., 2010; Dokuz et al., 2013; He et al., 2020).

روی نمودار‏‌های متعارف شناسایی سنگ‌های گوناگون که تغییرات SiO₂ دربرابر مجموع آلکالی‌‏‌ها (K₂O+Na₂O) را بررسی کنند، سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة تراکی‌داسیت، داسیت و ریولیت جای گرفته‌اند (شکل 4- A). همچنین، روی نمودار SiO₂ دربرابر Zr/TiO₂ (شکل 4- B)، تقریباً همة نمونه‌‏‌ها در محدودة ریوداسیت، داسیت تا تراکی‌آندزیت جای گرفته‌اند.

برای دوری از تأثیر دگرسانی گرمابی روی ترکیب شیمیایی سنگ‌ها، ترجیحاً از فراوانی عنصرهای کمیاب و کم‌تحرکِ Zr، Ti، Nb و Y برای رده‌بندی و شناسایی دقیق‌تر این سنگ‌‏‌ها بهره گرفته شد.

در نمودار Y/Nb دربرابر Zr/TiO₂ که سنگ‌‏‌ها را برپایة سرشت آنها (آلکالینیته) و مراحل مختلف تحول‌شان (بازیک- حد واسط- جدایش‌یافته) رده‌بندی می‌کند، سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة ریوداسیت تا داسیت جای می‌گیرند (شکل 4- C).

روی نمودار دو تایی Ta/Yb دربرابر Th/Yb، سنگ‌‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در محدودة سنگ‌های حاشیة فعال قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل 5).

در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پشتة میان‌اقیانوسی (Sun and McDonough, 1989)، الگوی عنصرهای کمیابِ نمونه‌‏‌ها روند مشابهی نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که از LILE (Th، Ba، Rb، K، Sr، Pb) غنی و از HFSE (Ti، Nb) تهی شده‏‌اند (شکل 6- A). همانند ماگما‏‌های مرتبط با فرورانش (Gill, 1981; Wilson, 1989)، در این نمودار‏‌ها آنومالی منفی مشخصی برای Nb و Ti و آنومالی شدیداً مثبتی برای Pb دیده می‌شود که نشانة دخالت سیال‌های جداشده از تخته (قطعة فرورونده) یا رسوب‌های همراه آنست (Yan et al., 2008).

تهی‏‌شدگی‏‌ از نیوبیم و تانتالیم نسبت به لیتوفیل‏‌‏‌های بزرگ یون در محیط‌‏‌های فرورانش پیامد افزوده‌شدن سیال‌هایی با این ترکیب یا بجای‌ماندن نیوبیم و تانتالیم در فاز‏‌های بجا‌مانده در خاستگاه دانسته می‌شود (Temizle and Arslan, 2008). دیدگاه‌های گوناگونی دربارة آنومالی منفی Nb و Ta وجود دارد. به باور گیل (Gill, 1981) و ویلسون (Wilson, 1989)، این آنومالی از ویژگی‏‌های بازالت‏‌‏‌های ماگما‏‌های کمان پهنه‌های فرورانش است.

در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)، روند فراوانی عنصرها در همة سنگ‌‏‌های بررسی‌شده در مقایسه با ترکیب کندریت تقریباً موازی است (شکل 6- B) و نسبت تفریق HREE[5]LREE/[6] نسبتاً بزرگ و تفریق و غنی‌شدگی LREE ‏(6/9- 1/7(Ce/Yb)_N=) است (شکل 6- B). بالابودن فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین از ویژگی‏‌های بارز سنگ‌‏‌های پهنه‌های فرورانش است. در این مناطق غنی‌شدگی از LREE ‏در مقایسه با HREE ‏به‌خوبی دیده می‌شود (Winter, 2001). غنی‌شدگیِ عنصرها در پهنه‌های فرورانشی معمولاً یا پیامد خاستگاه گوشته‏‌ای دانسته می‌شوند که پیشتر توسط فعالیت متاسوماتیسمی سیال‌های آزادشده از رسوب‌ها یا تختة فرورانده از عنصرهای LILE[7] و HFSE[8] غنی‌شده (Pearce, 1983; Ilbeyli et al., 2004) است و یا می‌تواند ویژگی ماگما‏‌های برخاسته از گوشتة سنگ‏‌کره‏‌ای زیرقاره‌ایی باشد که هنگام فرورانش اولیه پدید آمده است.

شکل 4. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در A) نمودار SiO₂ دربرابر مجموع آلکالن (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار SiO₂ در برابر Zr/TiO₂ (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار Y/Nb در برابر Zr/TiO₂ (Winchester and Floyd, 1977).

Figure 4. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) SiO₂ versus total alkali diagram (Middlemost, 1985); B) SiO₂ versus Zr/TiO₂ diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) Y/Nb versus Zr/TiO₂ diagram (Winchester and Floyd, 1977).

شکل 5. سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در نمودار تغییرات Ta/Yb دربرابر Th/Yb (پس از پیرس (Pearce, 1983)).

Figure 5. Paleogene volcanic rocks of Rudbar on the Ta/Yb versus Th/Yb diagram (after Pearce (1983)).

در نمودار‏‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده از عنصرهای Pb، Cs، Rb، Ba و Th غنی‌شدگی بیشتری نشان می‏‌دهند. این ویژگی چه‌بسا نشانة متاسوماتیسم خاستگاه توسط سیال‌های محیط فرورانش باشد (Seghedi et al., 2004)؛ اما مقدار غنی‌شدگی LILE چشمگیر نیست. آنومالی منفی Nb در این نمودار‏‌ها نیز به‌چشم می‏‌خورد (شکل 6- C). مقایسة نمونه‏‌‏‌های بررسی‌شده با نمونه‏‏‌های آداکیت‏‌های کم‌سیلیس و آداکیت‏‌های پرسیلیس روی نمودار بهنجارشده به ترکیب N-MORB[9] نشان‌دهندة تشابه نمونه‏‌‏‌های بررسی‌شده با آداکیت‏‌های پرسیلیس است (شکل 6- D).

شکل 6. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به A) ترکیب بازالت پشته میان اقیانوسی غنی‌شده (EMORB[10])؛ B) ترکیب کندریت؛ C) ترکیب گوشتة اولیه (مقدارهای بهنجارسازی از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) هستند).

Figure 6. Composition of Paleogene volcanic rocks of Rudbar on the spiderdiagram normalized to A) Enriched MORB (E-MORB); B) Chondrite; C) Primitive mantle. Normalization values are from Sun and McDonough (1989).

ذوب در شرایط نبود یا ناپایداری پلاژیوکلاز، افزایش Sr در ماگما را به‌دنبال دارد و نیز در نمودار‏‌های بهنجارشده به ترکیب کندریت ناهنجاری منفی Eu دیده نمی‌شود (Defant and Drummond, 1990; Defant and Kepezhinskas, 2001; Rosu et al., 2004). افزون‌بر این، ناهنجاری منفی Nb، Ti و Ta در نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده چه‌بسا پیامد حضور کانی‏‌های هورنبلند، اکسید‏‌های آهن و تیتانیم (روتیل و ایلمنیت) در خاستگاه ذوب ماگماست (Defant and Drummond, 1990; Defant and Kepezhinskas, 2001; Rosu et al., 2004). در نمودار‏‌های زمین‏‌ساختی، نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة سنگ‏‌‏‌های اسیدی کمان آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 7).

شکل 7. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در: A و B) نمودار‏‌های لگاریتمی برای تفکیک جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیتویید‏‌ها (Pearce et al., 1984) (SCG: گرانیت‏‌‏‌های هنگام کوهزایی؛ WPG: گرانیت‏‌‏‌های درون‌صفحه‌ای؛ VAG: گرانیت‏‌‏‌های کمان آتشفشانی؛ ORG: گرانیت‏‌‏‌های پشته‏‌‏‌های میان‌اقیانوسی)؛ C و D) نمودار‏‌های تفکیک جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیتوییدها (Harris et al., 1986)

Figure 7. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A and B) Logarithmic tectonic setting discrimination diagrams of granitoids (Pearce et al., 1984) (SCG: Syn-COLG granites; WPG: Within plate Granites; VAG: volcanic arc granites; ORG: Mide oceanic ridge Granites); C and D) Tectonic setting discrimination diagrams for granitoids (Harris et al., 1986).

در نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده، نسبت به سنگ‌‏‌های آتشفشانی کالک‏‌آلکالن عادی، مقادیر Sr، Sr/Y و La/Yb بالاتر و مقادیر MgO، Y و Yb کمتر است. همچنین، غنی‌شدگی از عنصرهای LREE و LILE و تهی‏‌شدگی‏‌ از عنصرهای HREE، Nb و Ti، نبود آنومالی منفی یوروپیم مشابهت این نمونه‌‏‌ها با سنگ‌‏‌های آداکیتی تا شبه آداکیتی را نشان می‏‌دهند. به باور کاستیلو (Castillo, 2006, 2012)، آداکیت‏‌‏‌ها شامل سنگ‌‏‌های اسیدی تا حد واسط کالک‏‌آلکالن با گسترة ترکیبی از آندزیت، داسیت تا ریوداسیت هستند که از ذوب‏‌بخشی قطعة فروروندة داغ و جوان (کمتر از 20 میلیون سال سن) در عمق معادل با فشار رخسارة اکلوژیت -آمفیبولیت پدید می‏‌آیند (Castillo, 2006).

برپایة بررسی‏‌‏‌های کاستیلو (Castillo, 2006)، مقدار wt%56<SiO₂، wt%15<Al₂O₃، wt%3>MgO، ppm400< Sr، غنی‌شدگی از LILE و LREE، تهی‏‌شدگی‏‌ از Y و HREE و نسبت‌‏‌های 40< Sr/Y و 20> La/Yb از ویژگی آداکیت‏‌ها به‌شمار می‌روند (جدول 2).

جدول 2. ویژگی‏‌های عمومی سنگ‏‌‏‌های آداکیتی (Castillo, 2006).

Table 2. General characteristics of adakitic rocks (Castillo, 2006).

Properties	Possible correlation with the melting of the subducted slab	Average in the studied samples
High SiO₂>56%wt	High-pressure melting of eclogite or garnet-amphibolite.	64.14 wt%
High Al₂O₃≥15wt%	For SiO₂ about 70% high-pressure melting of eclogite or amphibolite.	15.47 wt%
Low MgO <3% wt%	If the melt is primary and the Ni and Cr values are low, it indicates that they did not originate from the peridotite mantle.	1.93 wt%
High Sr >300 ppm	Melting of plagioclase or its absence in the melting residue.	1347 ppm
There was no Eu anomaly	Melting residues with small amounts of plagioclase or basalt depleted from Eu.	They do not have Eu anomalies
Low 15 ppm Y<	Garnet (or to a lesser extent hornblende or clinopyroxene) in the molten residue or as a liquid phase (liquidus).	12.8 ppm
High Sr/Y>20 ppm	More than the values created by fractional crystallization.	103.79 ppm
Low Yb<19 ppm	Low HREE indicates the presence of garnet in the molten residue or the liquidus phase.	1.55 ppm
Low HFSEs (Nb, Ta)	Like many arcs, it indicates the presence of a Ti phase or amphibole phase at the source.	Low
Low⁸⁷Sr/⁸⁶Sr< 0.704	With high ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd and Low ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, K/La, Rb/La, and Ba/La which, if not contaminated, are similar to the mid-ocean ridge basalt.	-

روی نمودار‏‌های تفکیک‌کنندة سنگ‌‏‌های آداکیتی و کالک‏‌آلکالن، نمودار‏‌های Y دربرابر نسبت Sr/Y، نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة آداکیت جای می‏‌گیرند (شکل 8- A). مقدار نسبت Sr/Y از 134 کمتر است؛ اما از 32 بیشتر است. این ویژگی همانند آداکیت‏‌‏‌هاست. جایگیری ‏‌برخی نمونه‌‏‌های بررسی‌شده در محدودة مشترکِ کمان ‏‌های نرمال و آداکیت‏‌ها چه‌بسا پیامد محیط پیدایش آنها در حاشیة فعال قاره‏‌ای باشد.

در نمودار Yb_N دربرابر نسبت La_N/Yb_N (بهنجارشده به ترکیب کندریت) که مارتین (Martin, 1999) برای تفکیک سنگ‌‏‌های کالک‏‌آلکالن کمان‌‏‌های ماگمایی از سنگ‌‏‌های آداکیتی با توجه به تهی‏‌شدگی‏‌ آداکیت‏‌‏‌ها از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سبک پیشنهاد کرده است، نمونه‌‏‌های سنگی بررسی‏‌شده در محدودة مشترکِ آداکیت و کالک‏‌آلکالن و در محدودة آداکیت‏‌‏‌های جداشده از پوستة اقیانوسی فرورانده شده جای می‌گیرند (شکل 8- B).

شکل 8. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در: A) نمودار Y دربرابر نسبت Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار Yb_N دربرابر La_N/Yb_N بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) برای تفکیک سنگ‌‏‌های کالک‏‌آلکالن عادی از آداکیت‏‌‏‌ها (Martin, 1999)، به‌همراه منحنی‌‏‌های ذوب آمفیبولیت و اکلوژیت (Wang et al., 2002).

Figure 8. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1990); B) Chondrite-normalized Yb_N versus La_N/Yb_N diagram (Nakamura, 1974) for discrimination of normal calc-alkaline rocks from adakites (Martin, 1999) and the melting curves of amphibolite and eclogite (Wang et al., 2002).

به طور کلی آداکیت‏‌‏‌ها به 4 گروه دسته‌بندی می‌شوند (Moyen, 2009):

آداکیت‏‌‏‌های پرسیلیس (HSA [11])؛
آداکیت‏‌‏‌های کم سیلیس (LSA[12])؛
آداکیت‏‌‏‌های قاره‌ای؛
آداکیت‏‌‏‌های آرکئن.

آداکیت‏‌‏‌های پرسیلیس (HSA)، در پی ذوب‏‌بخشی مستقیم پوستة بازالتی فرورونده پدید می‌آیند و آداکیت‏‌‏‌های کم سیلیس (LSA) پیامد ذوب‏‌بخشی گوشتة گارنت‌دار و متاسوماتیسم‌شده (در اثر مذاب‌‏‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورونده) هستند.

آداکیت‏‌های پر سیلیس (HSA) با SiO₂>56 wt%، میزان کم Y (ppm 18Y<) و Yb (ppm18Yb<)، میزان بالای Sr (ppm 400Sr>) و 40Sr/Y> و نسبت Yb/Lu نزدیک به 5 شناخته می‏‌شوند (Deummond and Defant, 1990; Oyarzun et al., 2001; Reich et al., 2003; Moyen, 2009). آداکیت‏‌های کم سیلیس (LSA) با میزان SiO₂ برابربا 50 تا 60 درصدوزنی، نسبت Sr/Y برابربا 100 تا 300، La/Yb برابربا 40 تا 80 و نسبت Yb/Lu نزدیک به 10 شناخته می‏‌شوند (Moyen, 2009). آداکیت‏‌های قاره‌ای با بازة گسترده‌تری از سیلیس (از کمتر از 60 تا بیشتر از 75 درصدوزنی) و میزان کم Y و Yb و نسبت Sr/Y (150-15) و La/Yb و میزان K₂O/Na₂O نزدیک به 1 شناخته می‏‌شوند (Xiao et al., 2007). آداکیت‏‌های آرکئن بر اثر فرورانش و ذوب قطعه فرورانده در کمربند گرینستون دیده می‏‌شوند، معمولاً فلسیک هستند، میزان Na₂O بالا و K₂O کمی دارند و نسبت Sr/Y بالایی نشان می‏‌دهند (Moyen, 2009).

نمونه ‏‌های بررسی‌شده با مقدار SiO₂>61wt%، میزان کم Y (Y<14 ppm) و Yb (Yb<1.6 ppm)، میزان بالای Sr (450 تا 1883) و Sr/Y (47-171) و نسبت Yb/Lu (1/5 تا 2/6) همانند آداکیت‏‌های پر سیلیس (HSA) هستند. همچنین، برپایة نمودار‏‌های تفکیکی، نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده در قلمروی آداکیت‏‌‏‌های پر سیلیس (HAS) جای می‏‌گیرند. برپایة نمودار‏‌های شکل 9، نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة آداکیت‏‌‏‌های پر سیلیس (HSA) هستند که نشان‌ می‌دهد ماگمای مادر سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده چه‌بسا از ذوب‏‌بخشی سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورونده با ترکیب مورب در رخسارة اکلوژیت یا آمفیبولیت بالایی در فشار معادل با محدودة پایداری گارنت پدید آمده است که در هنگام صعود، با پریدوتیت گوة گوشته‌ای نیز واکنش داده است (Martin et al., 2005).

شکل 9. نمودار متمایزکنندة آداکیت‏‌‏‌های پرسیلیس (HSA) و آداکیت‏‌‏‌های کم سیلیس (LSA) (Martin et al., 2005).

Figure 9. Discrimination diagrams of high-silica adakites (HSA) and low-silica adakites (LSA) (Martin et al., 2005).

از دیدگاه ویژگی‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی، آداکیت‏‌‏‌های پرسیلیس (HSA) دارای wt%56<SiO₂، wt%3>MgO، میزان کم Y و Yb (9/1>Yb و 18>Y) و میزان نسبتاً بالای Sr (300<Sr)، 40<Sr/Y و 10<(La/Yb)_N هستند (Defant et al., 2002). این آداکیت‏‌‏‌ها در گسترة پایداری گارنت پدید می‌آیند. همچنین، در نمودار‏‌های بهنجارشده به ترکیب کندریت، الگوی HREE در آداکیت‏‌‏‌های پرسیلیس شکل مقعری دارد و نسبت Yb/Lu در آنها به 5 نزدیک است (Moyen, 2009).

برای تولید ماگمای آداکیتی الگو‏‌های متفاوتی ارائه شده است:

1-فرایند جدایش بلورین و هضم در مذابی بازالتی (Macpherson et al., 2006)؛

2-ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین مافیک ضخیم‌شده (Atherton and Petford, 1993)؛

3- ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‌ای زیرین در پی لایه‌زدایی یا لایه‌لایه‌شدن[13] (Zhai et al., 2007)؛

4- ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین در پی نفوذ بازالت‏‌‏‌های داغ (Rapp et al., 2002)، ذوب‏‌بخشی ورقة اقیانوسی فروروندة داغ و جوان (Castillo, 2012).

برپایة نمودار‏‌های شکل 10، نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة آداکیت‏‌‏‌های مرتبط با فرورانش جای می‏‌گیرند. جایگیری سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده در نمودار دوتایی Th/Yb دربرابر Ta/Yb، پیدایش این سنگ‌‏‌ها در منطقة حاشیة فعال قاره‌ای را تأیید می‌کند (شکل 5).

شکل 10. ترکیب نمونه‌‏‌های آداکیتی سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در: A) نمودار دوتایی SiO₂ دربرابر MgO؛ B) نمودار Sr/Y دربرابر (La/Y)_N (محدودة آداکیت‏‌‏‌های قاره‌ای و آداکیت‏‌‏‌های مناطق فرورانش Liu et al. (2010))؛ محدوده مذاب‌‏‌های تجربی اکلوژیت و متابازالتی (Gpa1-4) (Rapp et al., 1991, 1999, 2002; Rapp and Watson, 1995; Prouteau et al., 1999; Skjerlie and Patino Douce, 2002)؛ محدوده مذاب‌‏‌های تجربی هیبریدی اکلوژیت و متابازالتی (Rapp et al., 1999)).

Figure 10. Composition of the the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) Bivariate SiO₂ versus MgO diagram; B) (La/Y)_N versus Sr/Y diagram (Continental adakite field and subduction zone adakite from Liu et al. (2010)); Field of experimental eclogite and metabasaltic melts (Gpa1-4) (Rapp et al., 1991, 1999, 2002; Rapp and Watson, 1995; Prouteau et al., 1999; Skjerlie and Patino Douce, 2002) and the field of experimental eclogite and metabasalt hybrid melts (Rapp et al., 1999).

بحث

بررسی‏‌‏‌های انجام‌شده در جیرنده در خاور منطقة بررسی‌شده (Ghasemi et al., 2012; Teymoori et al., 2018) و در شمال منطقة بررسی‌شده (Taki et al., 2009) گویای رخداد فرایند‏‌‏‌های ماگمایی وابسته به حاشیة فعال قاره‌ای هستند.

بررسی شواهد زمین‏‌شیمیایی نمونه‌‏‌های آداکیتی بررسی‌شده روی نمودار‏‌های عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت گویای بی‌هنجاری منفی P، Sr، Ba و Eu است که به باور برخی پژوهشگران (White and Chappell, 1983; Chappell and White, 1992; Pe-Piper, 2002) چه‌بسا نشان‌ می‌دهد پوستة زیرین در پیدایش ماگمای آنها نقشی نداشته است. پس می‌توان گفت این مجموعه از ذوب‏‌بخشی ماگمای حاصل از پوستة فرورونده به‌همراه رسوب‌‏‌های فرورانده پدید آمده است و خاستگاه گوشته‌ای (آداکیت‏‌‏‌های LSA) و پوستة قاره‌ای (آداکیت‏‌‏‌های قاره‌ای) ندارد.

ماگما‏‌های حاصل از پوستة فرورونده و یا رسوب‌‏‌های فرورانده، نسبت بالایی از 15/0Th/Ce> (Hawkesworth et al., 1997)، 05/0Nb/Zr> (Vroon et al., 1993; Elburg et al., 2002) و Sr/Ce است، در نمونه‌‏‌های آداکیتی بررسی‏‌شده، میانگین نسبت‌های Th/Ce و Nb/Zr و Sr/Ce به‌ترتیب برابربا 16/0، 05/0 و 67/27 است که نشان‌دهندة نقش پوستة فرورونده در پیدایش ماگمای آداکیتی آنهاست. در نمونه‌‏‌های بررسی‌شده، همانند آداکیت‏‌های مشتق از ذوب قطعة فرورانده‌شده، مقدار Rb/Sr کم (نزدیک به 01/0 تا 04/0) است. در نمودار‌های Th و SiO₂ دربرابر Th/Ce که برای تعیین خاستگاه آداکیت‏‌‏‌ها به‌کار می‏‌روند، نمونه‌‏‌های بررسی‌شده در محدودة آداکیت‏‌‏‌های با خاستگاه فرورانشی و محدودة کمان‏‌‏‌های ماگمایی جای می‏‌گیرند (شکل 11).

شکل 11. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار روی A) نمودار Th دربرابر Th/Ce از (Guo et al., 2007)؛ B) نمودار SiO₂ دربرابر Th/Ce از (Wang et al., 2008)؛ C) نمودار Zr/Sm دربرابر Nb/Th (Defant and Drummond, 1990). محدوده آداکیت‏‌های مشتق از پوستة قاره‏‌ای فرورانده‌شده و آداکیت‏‌های مشتق از تختة فروروندة اقیانوسی (Condie, 2005; Wang et al., 2008) و محدودة آداکیت‏‌های مرتبط با پنجرة زمین‏‌ساختی از (Eyuboglu et al., 2012).

Figure 11. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) Th versus Th/Ce (Guo et al., 2007); B) SiO₂ versus Th/Ce (Wang et al., 2008); C) Zr/Sm versus Nb/Th diagram (Defant and Drummond, 1990). The field of subducted continental crustal adakites and oceanic subductant adakites from Condie (2005) and Wang et al. (2008) and the field of adakites associated with the slab window (Eyuboglu et al., 2012).

بررسی‏‌‏‌ها روی آداکیت‏‌‏‌ها در محیط‏‌‏‌های حاشیة فعال قاره‏‌ای نشان می‌دهند فرورانش پوستة اقیانوسی جوان و داغ در اعماق ِ 25 تا 90 کیلومتری می‌تواند ماگما‏‌های آداکیتیِ جایگاه‏‌‏‌های فرورانشی را پدید آورد (Lopez and Castro, 2001, Thorkelsona and Breitsprecher, 2005). بررسی آداکیت‏‌‏‌ها در تبت (Zhang, 2014) و شمال‌خاوری ترکیه، در جنوب دریای سیاه (Eyuboglu et al., 2018) و همچنین، در کمربند کوهزایی آسیای مرکزی[14] از چین تا قفقاز (Windley and Xiao, 2018) نشان از پیدایش آداکیت‏‌‏‌ها در محیط‏‌‏‌های حاشیة فعال قاره‏‌ای هنگام عملکرد پنجرة زمین‏‌ساختی[15] در هنگام فرورانش یک پشتة اقیانوسی فعال جوان در منطقه دارد. برپایة این بررسی‏‌‏‌ها در این مناطق، پیدایش پنجرة زمین‏‌ساختی مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌‏‌ها را در کنار هم پدید می‌آورد؛ به‌گونه‌ای‌که افزون‌بر آداکیت‏‌‏‌ها و سنگ‏‌‏‌های کمان نرمال، گرانیت‏‌‏‌های نوع A و سنگ‏‌‏‌های از نوع OIB و توله‌ایتی را پدید خواهد آورد (Windley and Xiao, 2018; Királya et al., 2020; Wang et al., 2021).

در بررسی‏‌‏‌های پیشین در شمال منطقه بررسی‌شده و در حوضه جنوب دریای خزر یک پهنة فرورانشی مربوط به بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیسی آلپی با شیب از شمال به جنوب در سنوزوییک گزارش شده است (Jackson et al., 2002; Kaz’min and Tikhonova. 2006; Hakimi Asiabar, 2010; Salavati et al., 2008; Hakimi Asiabar et al., 2011; Babaey et al., 2017). همچنین، آیبوگلو و همکاران (Eyuboglu et al., 2012) با بازسازی محیط ژئودینامیکی شمال ترکیه در جنوب دریای سیاه تا جنوب دریای خزر وجود یک پهنة فرورانش با شیب به سمت جنوب را به اثبات رساندند. به باور آنها، همة لبة شمالی کمان ماگمایی پهنة پونتیدس خاوری- قفقاز کوچک- البرز در طول سنوزوییک پهنة فعالی در حاشیة قاره‏‌ای بوده است که در پی فرورانش رو به جنوب سنگ‏‌کرة اقیانوس تتیس پدید آمده است.

در شمال منطقه بررسی‌شده، مجموعة افیولیتی (با نام اقیانوس جنوب خزر (SCO[16]) که حوضه‌ای پشت کمانی دانسته شده است (Salavati et al., 2009)، با شیب رو به جنوب در حال فرورانش در سنوزوییک بوده است و آثار آن به‌صورت مجموعه‌ای افیولیتی کامل با سن کرتاسة پایانی بررسی و گزارش شده است (Salavati et al., 2009; Salavati et al., 2013). وجود این مجموعة افیولیتی گواهی بر وجود پهنة فرورانش شمالی در منطقه بررسی‌شده است.

در شمال منطقة بررسی‌شده و در خاور استان گیلان، توده‏‌‏‌های گابروهایی به‌همراه گدازه‏‌‏‌های بالشی با دو سرشت جداگانة OIB و توله‌ایتی گزارش شده‌اند (Zaeimnia et al., 2012; Salavati et al., 2012; Salavati et al., 2013). افزون‌بر آن، در بررسی‏‌‏‌های اخیر، وجود توده‏‌‏‌های گرانیتوییدی نوع A (Rezania ye Komachali, 2021) و سنگ‏‌‏‌های کمان‏‌‏‌های عادی در این مناطق گزارش شده است (Ebrahimi Nasir Mahaleh, 2021). مجموعه این شواهد و وجود پهنة فرورانش در زمان ائوسن در حوضه خزر جنوبی، احتمال وجود الگوی زمین‏‌ساختی «پشته-گودال[17]» (Thorkelsona and Breitsprecher, 2005) در منطقه را تأیید می‌کنند.

برپایة این الگو، در پی فرورانش پشتة میان‌اقیانوسی فعال و جوان به زیر پوستة قاره‌ای و ادامه فعالیت آن در زیر این پوسته پنجره‌ای گوشته‌ای پدید می‏‌آید که در اثر آن ماگما‏‌های سست‌کره به بالا صعود می‏کنند. برپایة بررسی‏‌‏‌های ژانگ (Zhang, 2014) و تورکلسونا و بریتسپرچر (Thorkelsona and Breitsprecher, 2005) در پی فرورانش پشتة میان اقیانوسی و بازشدن پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای، ماگماتیسم OIB به‌همراه گرانیتویید‏‌های نوع A در مرکز آن روی داده‌اند و در حاشیة سنگ‏‌‏‌های کمان و نزدیک به پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای، سنگ‏‌‏‌های آداکیتی از ذوب پوسته فرورونده در منطقه‏‌ای به نام «پهنة آداکیت» پدیدار می‏‌شوند.

شواهد ارائه‌شده از بررسی‏‌‏‌های پیشین و جدید گویای فرورانش پوسته اقیانوس نئوتتیسی جنوب دریای خزر (SCO) به زیر حاشیة شمالی رشته کوه البرز (Ghorbani, 2013) از زمان پس از کرتاسة پسین هستند. شواهد زمین‏‌شناسی منطقه گویای این هستند که تداوم این فرورانش به‌سوی جنوب، فرورفتن پشتة میان‌اقیانوسی و پیدایش پنجرة زمین‏‌ساختی را در پی داشته است. ذوب‏‌بخشی این پوسته در اعماق و با درجات متفاوت ذوب‏‌بخشی در برخی محدوده‏‌‏‌ها همزمان با پیدایش پنجرة زمین‏‌ساختی در پهنة فرورانش ماگمای آداکیتی را تولید کرده است (شکل 12).

شکل 12. تصویر شماتیک پیشنهادی برای الگوی تکتونوماگمایی و چگونگی پیدایش سنگ‌‏‌های آداکیتی در منطقة بررسی‌شده (برپایة الگوی پیشنهادیِ آیبوگلو و همکاران (Eyuboglu et al., 2018)).

Figure 12. A proposed schematic tectonomagmatic model for the formation of the adakitic rocks in the studied area (Based on the proposed model of Eyuboglu et al. (2018)).

برداشت

سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان از دیدگاه سنگ‌شناسی دامنة ترکیبی از داسیت تا تراکی‌داسیت، ریوداسیت و به‌ندرت ریولیت دارند. برپایة ویژگی‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی، در ترکیب این سنگ‌ها، wt% 56< SiO₂، wt% 3> MgO، ppm300< Sr، ppm 13< Y، ppm 14< Yb، 40<Sr/Y و ppm 20< La/Y است و ازاین‌رو، این سنگ‌ها همانند آداکیت‏‌‏‌های پرسیلیس هستند. همة نمونه‏‌‏‌ها روی نمودار‏‌های عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه، روند موازی هم دارند. همچنین، غنی‌شدگی از LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE را همراه با بی‌هنجاری منفی Nb، Ti و Ta بدون آنومالی منفی Eu نشان می‏‌دهند. آنومالی منفی این عنصرها و نسبت بالای Ba/Nb و Ba/Ta همراه با جایگاه نمونه‌‏‌ها روی نمودار‏‌های مختلف تفکیک محیط زمین‌ساختی، گویای پیدایش نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده در محیطی وابسته به فرورانش در حاشیة فعال قاره‌ای هستند. نمودار‏‌های تعیین خاستگاه آداکیت‏‌‏‌ها نشان‌دهندة خاستگاه آداکیت‏‌‏‌های جداشده از ذوب ورقة فرورنده در جایگاه کمان برای نمونه‌‏‌های بررسی‌شده است و نبود الگوی جدایشی شدید در نمودار REE بهنجارشده به ترکیب کندریت و الگوی کاوِ HREE پیدایش آنها از ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده را نشان می‌دهد.

برپایة همة اطلاعات، گمان می‌رود سنگ‌‏‌های بررسی‌شده، در پی ذوب‏‌بخشی ورقة فرورونده‌ای مرتبط با فرورانشِ رو به جنوبِ اقیانوس نئوتتیسی جنوب دریای خزر (SCO)، در بخش جنوبی پهنة گرگان-رشت و بخش شمالی پهنة البرز، پدید آمده باشند. شواهد زمین‏‌شناسی و مجموعه‏‌‏‌های سنگی گزارش‌شده در منطقه گویای فعالیت پنجرة زمین‏‌ساختی در اثر فرورانش پشته فعال اقیانوسی هنگام فرورانش در منطقه هستند. بر این اساس، آداکیت‏‌‏‌های بررسی‌شده همراه با دیگر سنگ‏‌‏‌های کمان در جایگاه فرافرورانشی و در حاشیة نزدیک به پنجرة زمین‏‌ساختی در لبة شمالی پهنة البرز پدید آمده‏‌اند.

سپاس‌گزاری

این پژوهش نتیجة بخشی از پایان‌نامة دکتری با عنوان «پترولوژی و زمین‏‌شیمی سنگ‌‏‌های آذرین منطقه رستم‌آباد در جنوب گیلان، شمال ایران» است که با پشتیبانی و همراهی معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان انجام شده است. ازاین‌رو، از معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان سپاس‌گزاری می‌شود.

[1] petrogenesis

[2] Inductively coupled plasma mass spectrometry

[3] Cross Polarized Light

[4] Plane Polarized Light

[5] Heavy Rare Earth Elements

[6] Light Rare Earth Elements

[7] Large-Ion Lithophile Elements

[8] High Field Strength Elements

[9] Normal Mid-Oceanic Ridge Basalts

[10] Enriched Mid-Oceanic Ridge Basalts

[11] High silica adakite

[12] Low silica adakite

[13] Delamination

[14] CAOB: Central Asian Orogenic Belt

[15] Slab window

[16] South Caspian Ocean (SCO)

[17] Ridge- Trench

مراجع

Amidi, S. M., Emami, M. H., and Michel, R. (1984) Alkali character of Eocene volcanism in the middle part of central Iran and its geodynamic situation. Geologische Rundschau, 73, 917–932.

Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazley, R. A., and Davies, R. G. (1975) Explanatory text of the Qazvin and Rasht Quadrangle Map. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Asiabanha, A., Ghasemi, H., and Meshkin, M. (2009) Paleogene continental-arc type volcanism in North Qazvin, North Iran: facies analysis and geochemistry. Neues Jahrbuch für Mineralogie – Abhandlungen, 186(2), 201-214.

Asiabanha, M., Bardintzeff, J. A. M. A., Kananian, A., and Rahimi, G. (2012) Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 45, 79-94.

Atherton, M. P., and Petford, N. (1993) Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust. Nature, 362, 144–146.

Axen, G. J., Lam, P. S., Grove, M., Stockli, D. F., and Hassanza-deh, J. (2001) Exhumation of the west-central Alborz Mountains, Iran, Caspian subsidence, and collision-related tectonics. Geology, 29(6), 559–562.

Babaey, S., Dehbozorgi, M., and Hakimi Asiabar, S. (2017) Assessment of active tectonics by using morphometric indices in Central Alborz. Iranian Association of Geomorphology, Quarterly Quantitative Geomorphological researches, 6(1), 40-56.

Berberian, M., and King, G. C. P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Earth Science, 18(2), 210-265 (in Persian).

Berberian, F., Muir, I. D., Pankhurst, R. J., and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andean type plutonic activity in northern Makran and central Iran. Journal of the Geological Society, 139(5), 605–614.

Castillo, P. R. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, 51(3), 257–268.

Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos, 134–135(3), 304–316.

Caillat, C., Dehlavi, P., and Martel-Jantin, B. (1978) Géologie de la région de Saveh (Iran). Contribution á ĺétude du volcanism et du plutonisme Tertiares de la zone de Ĺ Iran Central. Thése de 3éme cycle, Grenoble, France.

Chappell, W., and White, A. J. R. (1992) I and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 83, 1-26.

Condie, K. C. (2005) TTGs and adakites: are they both slab melts? Lithos, 80(1–4), 33-44

Defant, M. J., and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 374, 662-665.

Defant, M. J., and Kepezhinskas, P. (2001) Evidence suggests slab melting in arc magmas. EOS Transaction 20, American Geophysical Union, Washington, DC, 82(6), 67-69.

Defant, M. J., Xu, J. F., Kepezhinskas, P., Wang, Q., and Xiao, L. (2002) Adakites: some variations on a theme. Acta Petrologica Sinica, 18(2), 129- 142.

Dokuz, A., Uysal, I., Meisel, W., Turan, M., Duncan, R., and Akçay, M. (2013) Post-collisional adakitic volcanism in the eastern part of the Sakarya Zone, Turkey: Evidence for slab and crustal melting. Contributions to Mineralogy and Petrology, 166, 1443–1468.

Ebrahimi Nasir Mahaleh, E. (2021) Petrology and geochemistry of South of Rostam_Abad igneous rocks in Southern Guilan, Northern Iran. M.Sc. Thesis, Islamic Azad University, Lahijan Branch.

Eftekhar Nejad, J. (1980) Tectonic classification of Iran in relation to depositional basins. Journal of Iranian Petroleum Society, 82, 19-28.

Elburg, M. A., Bergen, M. V., Hoogewerff, J., Foden, J., Vroon, P., Zulkarnain, I., and Nasution, A. (2002) Geochemical trends across an arc-continent collision zone: magma sources and slab-wedge transfer processes below the Pantar Strait volcanoes, Indonesia. Geochemica et Cosmochimica Acta, 66(15), 2771–2789.

Eyuboglu, Y., Santosh, M., Yi, K., Bektaş, O., and Kwon, S. (2012) Discovery of Miocene adakitic dacite from the Eastern Pontides Belt (NE Turkey) and a revised geodynamic model for the late Cenozoic evolution of the Eastern Mediterranean region. Lithos, 146-147, 218–232.

Eyuboglu, Y., Dudas, F. O., Santosh, M., Eroğlu-Gümrük, T., Akbulut, K., Yi, K., and Chatterjee, N. (2018) The final pulse of the Early Cenozoic adakitic activity in the Eastern Pontides Orogenic Belt (NE Turkey): An integrated study on the nature of transition from adakitic to non-adakitic magmatism in a slab window setting. Journal of Asian Earth Sciences, 157, 141-165.

Fazelvalipour, M. E. (2021) Petrography, geochemistry and petrogenesis of high-silica Adakitic rocks from Bayram Abad area in the northwest Neyshabour (Northeast of Iran). Petrological Journal, 12(45), 113-134. (in Persian with English Abstract).

Ghasemi, A., and Talbot, C. J. (2005) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683-693.

Ghasemi, H., Teymoori, S. S., and Asiabanha, A. (2012) Geochemistry, tectonic setting and petrogenesis of volcanic rocks Jirandeh, Northwest of Qazvin. Iranian Journal of Geology, 6(22), 17-33 (in Persian).

Ghorbani, M. (2013) The economic geology of Iran (Mineral Deposits and Natural Resources). Springer, Netherlands.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, Berlin.

Guo, Z., Hertogen, J., Liu, J., Pasteels, P., Boven, A., Punzalan, L., He, H., Luo, X., Guo, Z. F., Wilson, M., and Liu, J. Q. (2007) Post-collisional adakites in south Tibet: products of partial melting of subduction-modified lower crust. Lithos, 96(1-2), 205–224.

Hakimi Asiabar, S., Pourkermani, M., Shahriari, S., Ghorbani, M., and Ghasemi, M. R. (2011) Geological zones of western Alborz Mountains. Journal of Sciences Islamic Azad University, 21(81), 113- 124 (in Persian).

Hakimi Asiabar, S. (2010) Collisional tectonics of western Alborz range on the basis of structural deformations of Dorfak-Somamous area. Ph.D. in Geology-Tectonics, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran.

Haghnazar, S., and Shafeie, Z. (2013) The role of MORB-mantle source and continental crust in genesis of Tertiary volcanic rocks of Nash area in the east of Roudbar, North of Iran. Petrological Journal, 4(15), 39-54 (in Persian with English Abstract).

Harris, N. B. W., Pearce, J. A., and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publications, 19(1), 67-81.

Hawkesworth, C. J., Turner, S. P., McDermott, F., and van Calsteren, P. (1997) U–Th isotopes in arc magmas: implications for element transfer from the subducted crust. Science, 276(5312), 551–555.

He, X., Tan, S., Liu, Z., Bai, Z., Wang, X. Wang, Y., and Zhong, H. (2020) Petrogenesis of the Early Cretaceous Aolunhua Adakitic Monzogranite Porphyries, Southern Great Xing’an Range, NE China: Implication for Geodynamic Setting of Mo Mineralization. Minerals, 10(4), 332.

Ilbeyli, N., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F., and Mitchell, J. G. (2004) Petrogenesis of collision-related plutonics in Central Anatolia, Turkey. Lithos, 72(3-4), 163– 182.

Jackson, J., Priestley, K., Allen, M., and Berberian, M. (2002) Active tectonics of the South Caspian Basin. Geophysical Journal International, 148(2), 214–245.

Kaz’min, V. G., and Tikhonova, N. F. (2006) Late Cretaceous–Eocene Marginal Seas in the Black Sea–Caspian Region: Paleotectonic Reconstructions. Geotectonics, 40(3), 169–182.

Lopez, S., and Castro, A. (2001) Determination of the fluid-absent solidus and supersolidus phase relationships of MORB-derived amphibolites in the range 4-14 kbar. American Mineralogist, 86(11-12), 1396-1413.

Jung, D., Küsten, M., and Tarkian, M. (1976) Post-Mesozoic volcanism in Iran and its relation to the subduction of the Afro- Arabian under the Eurasian plate. In: Afar between continental and oceanic rifting (Eds. Pilger, A., and Rosler, A. E.) 175–18. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.

Karsli, O., Dokuz, A., Uysal, I., Aydin, F., Kandemir, R., and Wijbrans, R. J. (2010) Generation of the early Cenozoic adakitic volcanism by partial melting of mafic lower crust, Eastern Turkey: Implications for crustal thickening to delamination. Lithos, 114(1), 109–120.

Kay, R. W. (1978) Aleutian magnesian andesites: Melts from subducted Pacific Ocean crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 4(1-2), 117–132.

Khodami, M., Noghreyan, M., and Davoudian, A. R. (2009) Pliocene–Quaternary Adakite volcanism in the Isfahan area, Central Iranian magmatic belt. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen Band, 186, 235 – 248.

Királya, Á., Portnerb, D. E., Hayniede, K. L., Chilson- Park, B. H., Ghoshg, T., Jadamecdh, M., Makushkinai, A., Mangaj, M., Moresiik, L., and O'Farrelll, K. A. (2020) The effect of slab gaps on subduction dynamics and mantle upwelling. Tectonophysics, 785, 228-458.

Liu, S. A., Li, S., Hea, Y., and Huangb, F. (2010) Geochemical contrasts between early Cretaceous ore-bearing and ore-barren High-Mg adakites in central-eastern China: implications for petrogenesis and Cu-Au mineralization. Geochim. Cosmochim. Acta, 74(24), 7160–7178.

Macpherson, C. G., Dreher, S. T., and Thirlwall, M. F. (2006) Adakites without slab melting: High-pressure differentiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines. Earth and Planetary Science Letters, 243(3-4), 581–593.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F., and Champion, D. (2005). An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79(1-2), 1–24.

Martin H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos, 46(3), 411-429.

Mbassa, B. J., Itiga, Z., Ngwa, C. N., Bessong, M., Ntepe, M., Njonfang, E., and Kamgang, E. (2021) Evidence of adakitic signature in Pan-African basement rocks from the Mbengwi region (NW Cameroon): constraints from whole rock chemistry and Sr-Nd isotopes. Arabian Journal of Geosciences, 14, 1-9.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and Magmatic Rocks. An Introduction to Igneous Petrology. Addison-Wesley Longman Ltd., London, England.

Mohammadi, H. R., Mohammadi, S. S., Nakhaei, M., and Zarrinkoub, M. H. (2017) Petrography and Geochemistry of post-collisional adakites and Nb-enriched basalts association in the Sang-e-Rahuzg area (south of Birjand). Petrological Journal, 30, 55-80 (in Persian with English Abstract).

Moharami Gargari, F., Gorbani, M., Pourmoafee, M., and Mirmohammadi, M. (2015) Geochemistry and petrogenesis of Adakitic rocks from the Kiyamaki magmatic dome, southeast Jolfa (NW Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 23(2), 241-256 (in Persian).

Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the Adakitic signature. Lithos, 112(3-4), 556-574.

Nabavi, M. H. (1976) Introductory of geology in Iran. Geological Survey of Iran Publication, Tehran (in Persian).

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimca Cosmochimca Acta, 38(5), 757–775.

Nazari, H., and Salamati, R. (1998) Geological map of Rudbar 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran.

Nemati, N., Aghazadeh, M., and Badrzadeh, Z. (2018) Geochemistry and petrogenesis of Eocene shoshonitic and adakitic volcanic rocks in Sonajeel area (Southeast of Heris, Eastern Azerbaijan). Petrological Journal, 9(35), 147-172 (in Persian with English Abstract).

Oyarzun, R., Marques, A., Lillo, J., Lopez, I., and Rivera, S. (2001) Gant versus small porphyry copper deposits of Cenozoic age in northern Chile: adakitic versus normal calc-alkaline magmatism. Mineral Deposita, 36, 794-798.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J., and Norry, M. J.) 230–249. Shiva Publishing, Nantwich, England.

Pearce, J. A., Harris, B. W., and Tindle, A. G. (1984) Trace element of discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4), 956–983.

Pe-Piper, G., Piper, D. J. W., and Matarangas, D. (2002) Regional implications of geochemistry and style of emplacement of Miocene I-type diorite and granite, Delos, Cyclades, Greece. Lithos, 60 (1-2), 47- 66.

Prouteau, G., Scaillet, B., Pichavant, M., Pichavant, M., and Maury, R. C. (1999) Fluid-present melting of ocean crust in subduction zones. Geology, 27(12), 111–114.

Rapp, R. P., and Watson, E. B. (1995) Dehydration melting of metabasalt at 8–32 kbar: implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology, 36(4), 891–931.

Rapp, R. P., Watson, E. B., and Miller, C. F. (1991) Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities. Precambrian Research, 51(1-4), l–25.

Rapp, R. P., Shimizu, N., Norman, M. D., and Applegate, G. S. (1999) Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 38 GPa. Chemical Geology, 160, 335–356.

Rapp, R. P., Xiao, L., and Shimizu, N. (2002) Experimental constraints on the origin of potassium-rich adakite in east China. Acta Petrologica Sinica, 18(3), 293–311.

Rezania ye Komachali, M. (2021) Petrology and geochemistry of Eshkaverat granitoid dome in eastern Guilan, Northern Iran. M.Sc. Thesis, Islamic Azad University, Lahijan Branch, Lahijan, Iran.

Reich, M., Parada, M., Palacios, C., Dietrich, A., Schultz, F., and Lehman, B. (2003) Adakite-like signature of Late Miocene intrusions at the Los Pelambres giant porphyry copper deposit in the Andes of central Chile: metallogenic implications. Mineral. Deposita, 38(7), 876-885.

Rosu, E., Seghedi, I., Downes, H., Alderton, D. H. M., Szakacs, A., Panaiotu, C. E., and Nedelcu, L. (2004) Extension-related Miocene calcalkaline magmatism in the Apuseni Mountains, Romania: Origin of magmas. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 84(1), 153-172.

Salavati, M., Kananian, A., Samadi Soofi, A., and Zaeimnia, F. (2009) Mineral chemistry of ultramafic rocks from the Southern Caspian Sea Ophiolite (Eastern Guilan): evidence for a high-pressure crystal Fractionation, petrology. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 17(1), 149-166 (in Persian).

Salavati, M., Kananian, A., and Noghreian, M. (2012) Geochemical characteristics of volcanic suite from the eastern Guilan Province Ophiolite complex in North of Iran. Journal of applied sciences, 12(1), 1-11.

Salavati, M., Kananian, A., and Noghreian, M. (2013) Geochemical characteristics of mafic and ultramafic plutonic rocks in southern Caspian Sea Ophiolite (Eastern Guilan). Arabian Journal of Geosciences, 6(12), 4851-4858.

Salavati, M., Kananian, A., Noghreian, M., Darvishzadeh, A., and Samadi Soofi, A. (2008). Discovery of a Neo-Tethyan ophiolite in the north of Iran and evidence for its formation at a slow-spreading center. General Contributions, Journal of the Virtual Explorer, 28. https://doi.org/10.3809/jvirtex.2008.00188.

Seghedi, I., Downes, H., Vaselli, O., Szakacs, A., Balogh, K., and Pecskay, Z. (2004) Post-collisional Tertiary-Quaternary mafic alkali magmatism in the Carpathian-Pannonian region: a review. Tectonophysics, 393(1-4), 43-62.

Sherafat, S., and Aliyari. A. R. (2020) Petrography and geochemistry of subvolcanic rocks in the north of Torud (west of Torud- Chah Shirin magmatic arc). Petrological Journal, 11(42), 105-124 (in Persian with English Abstract).

Skjerlie, K. P., and Patino Douce, A. E. (2002) The fluid-absent partial melting of a zoisite-bearing quartz eclogite from 10 to 32 GPa: implications for melting in thickened continental crust and for subduction-zone processes. Journal of Petrology, 43(2), 291–314.

Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian volcanic belt. Journal of Asian Earth Sciences, 30(5-6), 652–665.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52(7), 1229-1258.

Sun, S., and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42, 313-345.

Taki, S., Darvishzadeh, A., Ghaderi, M., and Khosrow Tehrani, K. (2009) Lithologic sequence and geochemical characteristics of Second phase of Paleogene volcanic rocks in Deylaman area, Western Alborz. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 17(2), 240-252 (in Persian).

Temizle, I., and Arslan, M. (2008) Petrology and geochemistry of Tertiary volcanic rocks from the Ikizce (Ordu) area, NE Turkey: Implications for the evolution of the eastern Pontide paleo-magmatic arc. Journal of Asian Earth Sciences, 31(4-6), 439–463.

Teymoori, S. S., Asiabanha, A., and Ghasemi, H. (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(1), 71-90 (in Persian with English Abstract).

Thorkelsona, D. J., and Breitsprecher, K. (2005) Partial melting of slab window margins: genesis of adakitic and non-adakitic magmas. Lithos, 79(1), 25-4.

Vroon, P. Z., VanBergen, M. J., White, W. M., and Varekamp, J. C. (1993) Sr–Nd–Pb isotope systematics of the Banda Arc, Indonesia: combined subduction and assimilation of continental material. Journal of Geophysical Research, 98(B12), 22349– 22366.

Wang, Z., Zhao, Z., Li, X., Asimow, P. D., Liu, D., Mo, X., Qi, N., Tang, Y., Wang, Q., Zhu, D-C., Zhang, L., and Sheikh, L. (2021) Late Cretaceous adakitic and A-type granitoids in Chanang, southern Tibet: Implications for Neo-Tethyan slab rollback. Gondwana Research, 96, 89-104.

Wang, Q., Wyman, D. A., Xu, J. F., Wan, Y. S., Li, C. F., Zi, F., Jiang, Z. Q., Qiu, H. N., Chu, Z. Y., Zhao, Z. H., and Dong, Y. H. (2008) Triassic Nb-enriched basalts, magnesian andesites, and adakites of the Qiangtang terrane (Central Tibet): evidence for metasomatism by slab-derived melts in the mantle wedge. Contributions to Mineralogy and Petrology, 155(4), 473–490.

Wang, K., Plank, T., Walker, J. D., and Smith, E. I. (2002) A mantle melting profile across the Basin and Range, SW USA. Journal of Geophysical Research-Atmospheres, 107.

White, A. J. R., and Chappell, B. W. (1993) Granitoid types and their distribution in the Lachlan Fold Belt, southeastern Australia. Geological Society American Memory, 159, 21-34.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, A global tectonic approach. Chapman and Hall, London.

Winchester, J. A., and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20, 325-343.

Windley, B. F., and Xiao, W. (2018) Ridge subduction and slab windows in the Central Asian Orogenic Belt: Tectonic implications for the evolution of an accretionary orogen. Gondwana Research, 61, 73–87.

Winter, D. A. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River.

Whitney, D. L., and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187.

Xiao, L., Zhang, H. F., Clemens, J. D., and Wang, Q. W. (2007) Late Triassic granitoids of the eastern margin of the Tibetan Plateau: petrogenesis and implications for tectonic evolution. Lithos, 96(3-4), 436-452.

Xu, J. F., Shinjo, R., Defant, M. J., Wang, Q., and Rapp, R. P. (2002) Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of east China: Partial melting of delaminated lower continental crust? Geology, 30(12), 1111–1114.

Yan, J., Chen, J., and Xu, X. (2008) Geochemistry of Cretaceous mafic rocks from the Lower Yangtze region, eastern China: Characteristics and evolution of the lithospheric mantle. Journal of Asian Earth Science, 33(3-4), 177–193.

Yousefi, F., Sadeghian, M., Samyari, S., and Ghasemi, H. (2016) Geochemistry and Tectonic setting of high silica adakitic domes of Ahmad Abad Khartouran (South East of Shahrood). Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 25(100), 291-298 (in Persian).

Zaeimnia, F., Kananian, A., and Salavati, M. (2012) Petrogenesis of alkaline rocks of southern Amlash in south of Caspian Sea, North of Iran. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 20(78), 69-78 (in Persian).

Zhai, M., Fan, Q., Zhang, H., Sui, J., and Shao J. (2007) Lower crustal processes leading to Mesozoic lithospheric thinning beneath eastern North China: Underplating, replacement and delamination Mingguo. Lithos, 96, 36–54.

Zhang, K. J. (2014) Genesis of the Late Mesozoic Great Xing’an Range Large Igneous Province in eastern central Asia: A Mongol–Okhotsk slab window model. International Geology Review, 56, 1557-1583.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 60

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 23

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی ‏‌سنگ‌‏‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان، شمال ایران: شاهدی بر ولکانیسم آداکیتی