زمینشیمی و شیمی کانی سنگهای نفوذی گردنه آهوان، شمال شرق سمنان (ایران مرکزی)
محورهای موضوعی :سعید کامران 1 , احمد احمدی خلجی 2 , مهدی رضائی کهخائی 3 , زهرا طهماسبی 4
1 - گروه زمین¬شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم¬آباد، ایران
2 - گروه زمین شناسی- دانشکده علوم پایه- دانشگاه لرستان
3 - علوم زمین
4 - دانشگاه لرستان
کلید واژه: دما-فشارسنجی, سمنان, شیمی کانی, کمان آتشفشانی, گابرو.,
چکیده مقاله :
واحدهای سنگی مورد مطالعه در شمال شرقی شهرستان سمنان رخنمون دارند. این سنگ ها با ترکیب مونزوگابرو-مونزودیوریت درون سنگ های آتشفشانی و رسوبی ائوسن قرار گرفته اند. پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانی های عمده سازنده آنها هستند. بافت اصلی این سنگ ها دانه ای است و بافت پوئی کیلیتیک نیز بافت فرعی در این سنگ ها به شمار می رود. داده های حاصل از آنالیز نقطه ای نشان می دهد که کلینوپیروکسن ها از نوع دیوپسید و اوژیت و پلاژیوکلازها از نوع آندزین، لابرادوریت و بیتونیت هستند. همچنین کلینوپیروکسن ها در دمای حدود 1104 تا 1168 و پلاژیوکلازها در دمای کمتر از 700 درجه سانتیگراد تشکیل شده اند. بر پایه نمودارهای شناسایی جایگاه زمین ساختی، نمونههای بررسی‌شده در گستره کمان آتشفشانی حاصل از فرورانش لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس به زیر لیتوسفر قاره ای ایران مرکزی جای دارند.
The study rocks outcropped in the northeast Semnan area. These rocks, composed of monzogabbro-monzodiorite, was intruded in the Eocene sedimentary and volcanic rocks. Plagioclase and clinopyroxene are the main constituent minerals of these rocks. The study rocks represent granular and poiiklitic textures. Based on EMPA data, clinopyroxenes, and plagioclases are diopside and augite and andesine, labradorite and bitonite in compositions and formed in temperatures ranged from 1104 to 1168 and less than 700 °C respectively. On the basis of tectonic discrimination diagrams, the investigated samples fall into volcanic arc domain resulted in subduction of Neothetian oceanic lithosphere beneath Central Iran block.
خلعت¬بری جعفری، م. و اعتصامی، ص.، 1397. جایگاه تکتونوماگمایی سنگ¬های آتشفشانی ائوسن منطقه آهوان (سمنان). زمینشناسی ایران، 12(46)، 64-49.
رضائی کهخائی، م.، قصابی فیض، آ. و قاسمی، ح.، 1397. شیمی کانی کلینوپیروکسن در سنگهای بازالتی ائوسن گردنه آهوان، شمال شرق سمنان. بلورشناسی و کانیشناسی ایران، 26(2)، 354- 339.
شاه¬حسینی، ا.، 1386. پترولوژی، ژئوشیمی و پتانسیل کانه¬زایی سنگ¬های آذرین شمال و شمال شرق سمنان. پایان¬نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود، 165.
صمدی، م.، 1377. پتروگرافی، پتروژنز و ژئوشیمی سنگ¬های آذرین شمال تا شمال شرق سمنان. پایان¬نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت‌معلم تهران، 150.
علوی نائینی، م.، 1375. نقشه زمینشناسی 1:100000 جام. سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
علوی نائینی، م.، 1351. بررسی زمینشناسی ناحیه جام. سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، 290.
غیاثوند، ع. ر.، 1384. کانی¬شناسی، ژئوشیمی و خاستگاه کانسارهای آهن شمال سمنان. پایان¬نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس تهران، 150.
قاسمی، ح. ا. و جمشیدی، خ.، 1392. بررسی خصوصیات ناحیه منشا سنگهای آلکالن بازیک قاعده سازند شمشک در البرز شرقی. زمینشناسی ایران، 7(27)، 29-17.
قصابی ¬فیض، آ.، 1396. شیمی کانی سنگ¬های آتشفشانی شمال و شمال¬شرق سمنان، ایران. پایاننامه کارشناسی ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود، 107.
کامران، س.، 1398. پترولوژی و ژئوشیمی ایزوتوپی سنگ¬های آذرین شمال و شمال شرق سمنان، ایران مرکزی. رساله دکتری، دانشگاه لرستان، 147.
نادری، آ.، قاسمی، ح. ا. و پاپادوپولو، ل.، 1399. شیمی بیوتیت، دما-فشارسنجی و بررسی نقش آلومینیوم کل بیوتیت در تشخیص کانی زایی در توده گرانیتوئیدی تویه-دروار، جنوب باختر دامغان، البرز خاوری. زمینشناسی ایران، 14(53)، 15-1.
نبوی، م. ح.، 1366. نقشه زمینشناسی 1:100000 سمنان. سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
نبوی، م. ح.، 1355. دیباچه¬ای بر زمینشناسی ایران. سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، 109.
Aparicio, A., 2010. Relationship between clinopyroxene composition and the formation environment of volcanic host rocks. IUP Journal of Earth Sciences, 4, 1-11.
Boynton, W. V., 1984. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. Elsevier, 63-114.
Deer, W. A., Howie, A. and Zussman, J., 1986. An introduction to the rock-forming minerals. 17th ed, Longman Ltd, 528.
Harris, C., 1983. The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island. Journal of petrology, 24, 424-470.
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G., 1986. Geochemical characteristics of collision zone magmatism. Geological society of london special publications, 19, 67-81.
Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48, 2341-2354.
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, 8, 523-548.
Jung, C., Jung, S., Hoffer, E. and Berndt, J., 2006. Petrogenesis of Tertiary Mafic Alkaline Magmas in the Hocheifel, Germany. Journal of Petrology, 47, 1637-1671.
Jung, S., Hffer, E. and Hoernes, S., 2007. Neo-Proterozoic rift-related syenites (North Damara Belt, Namibia): Geochemical and Nd-Sr-PB-O isotope constraints for mantle sources and petrogenesis. Lithos, 96, 415-435.
Lebas, M. J., 1962. The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267-288.
Middlemost, E. A. K., 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews, 37, 215-224.
Morimoto, N., 1988. Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, 73, 1123-1133.
Nisbet, E. G. and Pearce, J. A., 1977. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology, 63, 149-160.
Parada, M. A., Nystrom, J. O. and Levi, B., 1999. Multiple source for the coastal batholith of central Chile: geochemical a Sr-Nd isotopic evidence and tectonic implication. Lithos, 46, 505-521.
Pearce, J.A., 1983. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins, In: Hawkesworth, C. J., and Norry, M. J., (eds.), Continental basalts and mantle xenoliths. Nantwich, Cheshire: Shiva Publications, 230-249.
Pearce, J.A. and Cann, J. R., 1973. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters, 19, 290-300.
Pearce, J.A. and Gale, G. H., 1977. Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society, London, Special Publications, 7, 14-24.
Putirka, K., 2008. Thermometers and Barometers for Volcanic Systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69, 61-120.
Raasei, P., 1998. Feldspar thermometry: A valuable tool for deciphering the thermal history of granulite-facies rocks, as illustrated with metapelites from srilanka. Canadaian Mineralogist, 36, 67-86.
Rollinson, H. R., 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, 352.
Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E., 1979. Statitical analysis of clinopyroxenes from deep- sea basalts. American Mineralogist, 64, 501-513.
Sirvastava, R. K. and Singh, R. K., 2004. Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences, 23, 373-389.
Soesoo, A., 1997. A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallisation PT-estimations. Geological Society of Sweden, (Geologiska Foreningen), 119, 55-60.
Sun, S. S. and McDonough, W. F., 1989. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society Special Publications, 42, 313-345.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M., 1995. The geochemical evolution of the continental crust. Reviews of Geophysics, 33, 241-265.
Thirlwall, M. F., Upton, B. G. J. and Jenkins, C., 1994. Interaction between Continental Lithosphere and the Iceland Plume-Sr-Nd-Pb Isotope Geochemistry of Tertiary Basalts, NE Greenland. Journal of Petrology, 35, 839-879.
Thompson, R. N., 1982. British tertiary volcanic province. Scottish journal of geology, 18, 49-107.
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, 107, 1-21.
Wass, S. Y. and Roger, N. W., 1980. Mantle metasomatism precursor to alkaline continental volcanism. Geochimica et cosmochimica acta, 44, 1811-1823.
Yang, J. S., Dobrzhinetskaya, L., Bai, W. J., Fang, Q. S., Robinson, P. T., Zhang, J. and Green, H. W., 2007. Diamond- and coesite-bearing chromitites from the Luobusa ophiolite, Tibet. Geology, 35, 875-878.
زمینشیمی و شیمی کانی سنگهای نفوذی گردنه آهوان، شمال شرق سمنان (ایران مرکزی)
سعید کامران1، احمد احمدی خلجی (2 و *)، مهدی رضائی کهخائی3 و زهرا طهماسبی 4
1. دانش‌آموخته دکتری گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرمآباد
2. دانشیار گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرمآباد
3. استادیار گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود
4. دانشیار گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرمآباد
چکیده
واحدهای سنگی مورد مطالعه در شمال شرقی شهرستان سمنان رخنمون دارند. این سنگها با ترکیب مونزوگابرو-مونزودیوریت درون سنگهای آتشفشانی و رسوبی ائوسن قرار گرفتهاند. پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانیهای عمده سازنده آنها هستند. بافت اصلی این سنگها دانهای است و بافت پوئی کیلیتیک نیز بافت فرعی در این سنگها به شمار میرود. دادههای حاصل از آنالیز نقطهای نشان میدهد که کلینوپیروکسنها از نوع دیوپسید و اوژیت و پلاژیوکلازها از نوع آندزین، لابرادوریت و بیتونیت هستند. همچنین کلینوپیروکسنها در دمای حدود 1104 تا 1168 و پلاژیوکلازها در دمای کمتر از 700 درجه سانتیگراد تشکیل شدهاند. بر پایه نمودارهای شناسایی جایگاه زمینساختی، نمونههای بررسی‌شده در گستره کمان آتشفشانی حاصل از فرورانش لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس به زیر لیتوسفر قارهای ایران مرکزی جای دارند.
واژههای کلیدی: دما-فشارسنجی، سمنان، شیمی کانی، کمان آتشفشانی، گابرو.
مقدمه
توده نفوذی آهوان در شمال شرقی شهر سمنان قرار دارد. بر پایه پهنهبندی زمین ساختاری (نبوی، 1355)، گستره سمنان در پهنه ایران مرکزی قرار دارد (شکل 1- الف). این گستره در نقشه‌های زمینشناسی 1:100000 سمنان (نبوی، 1366) و 1:100000 جام (علوی نائینی، 1375)، قرار دارد. در رابطه با برخی از مطالعات پیشین انجام شده بر روی تودههای نفوذی در این گستره می‌توان به این موارد اشاره کرد: صمدی (1377) توده گرانیتوئیدی گستره نوکه را از نوع I و مرتبط با حاشیه فعال قاره می‌داند. غیاثوند (1384) معتقد است که کانسارهای اسکارن آهن شمال سمنان از نوع کلسیمی و در اثر نفوذ توده گرانیتوئیدی نوکه به درون توفهای آهکی ائوسن حاصل‌شده‌اند. شاهحسینی (1386) با بررسی تودههای گابرویی و گرانیتوئیدی گستره، به ترتیب منشأ گوشته غنی‌شده و ذوب بخشی پوسته را برای آنها در نظر دارد و با توجه به موقعیت زمینشناسی گستره، فرضیه فرورانش را بعید دانسته و یک موقعیت حوضه پشت قوس را که در مراحل اولیه تکاملی خود قرار داشته در نظر میگیرد.
* نویسنده مرتبط: ahmadikhalaj.a@lu.ac.ir
قاسمی و جمشیدی (1392) با بررسی سنگهای اولیوین گابرویی تا مونزونیتی قاعده سازند شمشک در بخش‌هایی از استان سمنان، ماهیت قلیایی غیرکوهزایی و منشأ ذوب بخشی 10 تا 15 درصدی یک منبع گوشتهای غنی‌شده زیر لیتوسفر قارهای با ترکیب گارنت لرزولیت را برای آنها در نظر میگیرند. نادری و همکاران (1399) با بهره‌گیری از شیمی کانی بیوتیت، توده گرانیتوئیدی تویه- دروار واقع در گستره دامغان را از نوع قلیایی غیرکوهزایی دانسته‌اند. با توجه به اینکه گستره مورد مطالعه میان دو کمربند ایران مرکزی و البرز مرکزی قرار دارد و دو فرضیه حاشیه فعال قارهای و حوضه پشت قوس برای این گستره مطرح شده است بنابراین در این پژوهش سعی شده است تا با استفاده از نتایج مطالعات صحرایی، پتروگرافی و زمینشیمی از جمله شیمی سنگ، شیمیکانی و دما-فشارسنجی، منشأ و محیط زمینساختی این توده نفوذی مورد بررسی قرار گیرد.
زمینشناسی
در گسترههای سمنان، دامغان و جام، نواحی واقع در قسمت شمالغرب گسل سمنان (عطاری) وابسته به کمربند البرز مرکزی و گسترههای واقع در قسمت جنوبشرق این گسل (از جمله بخشهای شمال شرقی شهرستان سمنان) وابسته به کمربند ایران مرکزی میباشند (شکل 1- الف) (علوی نائینی، 1351؛ نبوی، 1355؛ علوی نائینی، 1375). چیرگی سنگی در گستره با سنگهای آتشفشانی، رسوبی- آتشفشانی و رسوبی میباشد. در گستره مورد مطالعه به‌صورت یک سری از واحدهای چینهشناسی ژوراسیک تا کواترنری دیده میشوند (شکل 1- ب) (نبوی، 1366؛ علوی نائینی، 1375). سنگهای آتشفشانی ائوسن به‌طورکلی شامل بازالت، آندزیت، تراکیآندزیت، تراکیت، داسیت و ریوداسیت هستند (رضائی کهخائی و همکاران، 1397؛ خلعتبری جعفری و اعتصامی، 1397). واحدهای آتشفشانی- رسوبی موسوم به سازند کرج به سن ائوسن میانی هستند و تودههای نفوذی درون این مجموعه آتشفشانی- رسوبی نفوذ کرده‌اند (شکل 2 - الف و ب). علاوه بر این گاهی دایکهایی با ترکیب شیمیایی تراکی بازالت و تراکی آندزیت بازالتی با روند تقریبی شمالی- جنوبی و حداکثر ضخامت 2 متر واحدهای سنگی فوق را قطع میکنند (شکل 2- پ) (صمدی، 1377). واحدهای رسوبی شامل مارنهای سازند شمشک، آهک‌های سازندهای دلیچای و تیزکوه، مارن، ماسهسنگ و کنگلومراها و گچ و رسوبات آبرفتی ائوسن- الیگوسن و کواترنری هستند (شکل 2- ت). نبوی (1366) با توجه به یافت شدن قطعات دگرگونی از جنس شیست داخل رسوبات سازندهای باروت و کهر، پیسنگ گستره را از نوع دگرگونی در نظر میگیرد.
شکل 1. الف) جایگاه گستره مورد مطالعه (شمال شرقی سمنان) در نقشه پهنهبندی زمینساختی ایران برگرفته از (نبوی، 1355)، ب) نقشه زمینشناسی گستره مورد مطالعه، برگرفته از نقشه زمینشناسی 1:100000 سمنان (نبوی، 1366) و 1:100000 جام (علوی نائینی، 1375) اقتباس از (قصابی فیض، 1396)
شکل 2. تصاویر صحرایی از گستره مورد مطالعه (شمال شرقی سمنان)، الف) دورنمایی از نفوذ تودههای مونزوگابرویی مورد مطالعه به درون تشکیلات رسوبی ائوسن (دید به سمت شمالشرقی)، ب) نمایی نزدیک از گابروها (دید به سمت جنوب)، پ) نفوذ دایک با روند شمالغرب- جنوبشرق درون سنگهای آتشفشانی ائوسن، ت) نمایی نزدیک از سنگهای رسوبی ائوسن- الیگوسن
روش مطالعه
در طی مطالعات صحرایی، تعداد 30 نمونه سنگی برای بررسیهای سنگنگاری از سنگهای نفوذی مورد مطالعه برداشته شد. سپس کانیشناسی و روابط بافتی آنها به‌طور دقیق بررسی شد. 4 نمونه از این سنگها که کمترین دگرسانی را داشتند برای شناسایی عنصرهای اصلی، به روش ICP-AES و عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی، به روش ICP-MS، به آزمایشگاه ALS-CHEMEX کشور کانادا ارسال شدند (جدول 1). برای مقایسه از 5 نمونه آنالیز شده توسط شاهحسینی 1386 استفاده شده است. دقت اندازهگیری برای تمامی عناصر اصلی در حد 01/0 درصد وزنی و حداکثر دقت اندازهگیری در گروه عناصر جزئی برای عناصر Cr، Li و Tl به میزان ppm10 میباشد. بهمنظور مطالعات آنالیز نقطهای کانیهای کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز بهعنوان کانیهای قابل توجه در این سنگها، در 2 مقطع نازک صیقلی در دانشگاه اسلو در کشور نروژ، تعداد 23 نقطه از کانی کلینوپیروکسن و 14 نقطه از کانی پلاژیوکلاز در شرایط ولتاژ شتاب‌دهنده 15 کیلوولت، شدت جریان 15 نانو آمپر، زمان شمارش 10 ثانیه، دقت آنالیز 01/0 درصد وزنی و قطر پرتو متمرکز 10 میکرومتر برای پلاژیوکلاز و 5-2 میکرومتر برای کلینوپیروکسن مورد تجزیه قرار گرفتند (جدول‌های 2 و 3).
Sample | GAF 8 | GAF 13 | GAF 19 | GAF 42 | S-25-1* | S-23-5* | S-23-1* | S-28-1* | S-24-1* |
Name | MG | MG | MG | MG | MG | MD | MD | MD | MD |
SiO2 | 50.99 | 50.51 | 50.32 | 50.06 | 49.14 | 50.79 | 51.54 | 51.28 | 50.54 |
Al2O3 | 18.79 | 17.15 | 19.24 | 19.11 | 19.97 | 19.79 | 18.47 | 18.22 | 17.82 |
Fe2O3 | 0.85 | 0.82 | 0.87 | 0.75 | 1.32 | 1.72 | 1.70 | 1.53 | 1.64 |
FeO | 8.52 | 8.21 | 8.67 | 7.50 | 5.65 | 7.20 | 7.07 | 6.47 | 6.71 |
CaO | 6.61 | 9.23 | 6.98 | 9.98 | 10.56 | 4.86 | 5.66 | 6.43 | 6.75 |
MgO | 6.74 | 6.79 | 6.12 | 4.93 | 6.03 | 5.58 | 5.77 | 6.27 | 7.10 |
Na2O | 4.84 | 3.36 | 4.54 | 4.41 | 4.11 | 4.75 | 4.62 | 4.08 | 3.76 |
K2O | 0.87 | 2.02 | 1.43 | 1.30 | 0.91 | 2.10 | 1.91 | 2.91 | 2.38 |
Cr2O3 | 0.02 | 0.06 | 0.02 | 0.01 | NA | NA | NA | NA | NA |
TiO2 | 1.23 | 1.28 | 1.31 | 1.36 | 1.21 | 1.75 | 1.78 | 1.46 | 1.85 |
MnO | 0.14 | 0.20 | 0.15 | 0.14 | 0.11 | 0.14 | 0.14 | 0.18 | 0.16 |
P2O5 | 0.31 | 0.17 | 0.29 | 0.34 | 0.29 | 0.51 | 0.52 | 0.38 | 0.47 |
SrO | 0.05 | 0.08 | 0.04 | 0.07 | NA | NA | NA | NA | NA |
BaO | 0.04 | 0.14 | 0.03 | 0.03 | NA | NA | NA | NA | NA |
Ba | 365 | 1100 | 277 | 276 | 295.8 | 630.7 | 575.2 | 1210.6 | 958.8 |
Ce | 39.3 | 23.2 | 31.1 | 37.6 | 28.9 | 45.1 | 46.8 | 39.3 | 41.3 |
Cr | 110 | 420 | 130 | 30 | NA | NA | NA | NA | NA |
Cs | 8.14 | 5.2 | 15.6 | 0.67 | 0.7 | 3.1 | 0.8 | 30 | 0.8 |
Dy | 3.91 | 3.74 | 3.66 | 3.9 | 3.4 | 4.5 | 4.7 | 4.05 | 4.68 |
Er | 2.29 | 2.35 | 2.16 | 2.54 | 2.06 | 2.72 | 2.91 | 2.31 | 2.78 |
Eu | 1.4 | 1.33 | 1.19 | 1.6 | 1.19 | 1.65 | 1.7 | 1.46 | 1.55 |
Ga | 19.9 | 16.4 | 17.2 | 19.4 | 18.1 | 19.2 | 20.1 | 18.1 | 19.1 |
Gd | 4.18 | 3.72 | 3.8 | 4.53 | 3.72 | 5.03 | 5.43 | 4.39 | 5.08 |
Hf | 2.7 | 1.9 | 2.6 | 3 | 2.6 | 3.9 | 4 | 3.5 | 3.4 |
Ho | 0.87 | 0.79 | 0.82 | 0.9 | 0.67 | 0.91 | 0.96 | 0.78 | 0.92 |
La | 18.7 | 10.7 | 15.8 | 18.5 | 13.7 | 21.9 | 20.9 | 18.2 | 18.8 |
Lu | 0.35 | 0.3 | 0.32 | 0.33 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 |
Nb | 12.5 | 9.3 | 10.3 | 14.6 | 10.9 | 17.7 | 17.2 | 13.3 | 16.4 |
Nd | 19.6 | 12.4 | 16.4 | 19.2 | 14.9 | 23.9 | 23.8 | 20.8 | 22.5 |
Pr | 4.57 | 2.97 | 3.76 | 4.8 | 3.7 | 5.81 | 5.79 | 5.01 | 5.4 |
Rb | 15.5 | 46 | 20 | 23 | 14 | 34.5 | 28.7 | 71.8 | 35 |
Sm | 4.57 | 3.21 | 3.99 | 4.85 | 3.5 | 5.1 | 5.4 | 4.3 | 4.9 |
Sn | 1 | 1 | 1 | 2 | NA | NA | NA | NA | NA |
Sr | 568 | 787 | 468 | 791 | 903.5 | 749.4 | 940.5 | 771.7 | 630.8 |
Ta | 0.8 | 0.7 | 0.6 | 0.9 | 0.7 | 1.4 | 1.2 | 0.8 | 1 |
Tb | 0.69 | 0.62 | 0.63 | 0.67 | 0.67 | 0.87 | 0.95 | 0.76 | 0.9 |
Th | 1.81 | 0.8 | 2.18 | 1.77 | 1.8 | 2.5 | 2.4 | 2 | 1.3 |
Tm | 0.35 | 0.35 | 0.35 | 0.35 | 0.3 | 0.4 | 0.4 | 0.33 | 0.41 |
U | 0.43 | 0.24 | 0.56 | 0.57 | 0.4 | 0.8 | 0.8 | 0.6 | 0.6 |
V | 235 | 221 | 257 | 285 | 215 | 239 | 247 | 218 | 263 |
W | 177 | 226 | 78 | 268 | 0 | 0.3 | 0.1 | 0.2 | 0.1 |
Y | 24.5 | 20.9 | 21 | 24.9 | 20 | 26.2 | 28.2 | 22.9 | 26.6 |
Yb | 2.18 | 2.12 | 2.12 | 2.11 | 1.71 | 2.39 | 2.61 | 2.05 | 2.44 |
Zr | 127 | 89 | 110 | 126 | 99.6 | 150.9 | 164.7 | 134.5 | 136.1 |
Ag | 0.25 | 0.25 | 0.25 | 0.25 | NA | NA | NA | NA | NA |
As | 2.5 | 7 | 2.5 | 9 | NA | NA | NA | NA | NA |
Cd | 0.25 | 0.25 | 0.25 | 0.25 | NA | NA | NA | NA | NA |
Co | 50 | 53 | 43 | 59 | 26.2 | 29.9 | 29.1 | 27.3 | 26.2 |
Cu | 5 | 101 | 40 | 60 | NA | NA | NA | NA | NA |
Li | 40 | 40 | 50 | 10 | NA | NA | NA | NA | NA |
Mo | 0.5 | 1 | 2 | 1 | NA | NA | NA | NA | NA |
Ni | 55 | 58 | 56 | 23 | 46 | 46 | 40 | 54 | 35 |
Pb | 1 | 3 | 3 | 8 | NA | NA | NA | NA | NA |
Sc | 22 | 35 | 23 | 28 | 33 | 20 | 22 | 28 | 30 |
Tl | 10 | 5 | 5 | 5 | NA | NA | NA | NA | NA |
Zn | 51 | 67 | 82 | 90 | NA | NA | NA | NA | NA |
*نمونههای اقتباس شده از شاهحسینی (1386)
جدول 2. نتایج تجزیه نقطهای کانی کلینوپیروکسن در توده نفوذی آهوان. محاسبه تعداد کاتیونها بر مبنای 6 اتم اکسیژن انجام شده است. Core: مرکز و Rim: حاشیه
Sample | GAF 13 | |||||||||||||||
Cpx | Cpx 1 | Cpx 2 | Cpx 3 | Cpx 4 | ||||||||||||
Location | Core | Core | Rim | Rim | Core | Rim | Core | Core | Rim | Rim | Core | |||||
SiO2 | 50.33 | 50.01 | 51.47 | 51.37 | 50.73 | 51.00 | 50.64 | 51.55 | 51.38 | 51.29 | 51.02 | |||||
TiO2 | 1.10 | 1.04 | 0.78 | 0.77 | 1.08 | 1.00 | 1.09 | 0.74 | 1.30 | 0.91 | 0.77 | |||||
Al2O3 | 3.26 | 3.27 | 1.34 | 2.40 | 2.17 | 1.65 | 2.25 | 2.84 | 2.16 | 2.78 | 3.02 | |||||
Cr2O3 | 0.43 | 0.41 | 0.00 | 0.26 | 0.00 | 0.01 | 0.04 | 0.80 | 0.00 | 0.43 | 0.90 | |||||
FeO | 7.35 | 7.54 | 10.35 | 6.85 | 8.55 | 11.10 | 8.89 | 6.24 | 9.46 | 6.71 | 6.27 | |||||
MnO | 0.23 | 0.18 | 0.36 | 0.18 | 0.26 | 0.38 | 0.25 | 0.17 | 0.30 | 0.16 | 0.15 | |||||
MgO | 15.14 | 15.15 | 14.18 | 15.73 | 15.00 | 14.32 | 14.81 | 15.50 | 14.35 | 15.70 | 15.75 | |||||
CaO | 21.45 | 21.34 | 20.53 | 21.49 | 20.74 | 19.99 | 21.13 | 21.61 | 20.84 | 21.68 | 21.81 | |||||
Na2O | 0.38 | 0.38 | 0.39 | 0.34 | 0.37 | 0.41 | 0.42 | 0.33 | 0.40 | 0.34 | 0.37 | |||||
K2O | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.02 | 0.00 | 0.02 | 0.01 | 0.00 | 0.01 | 0.00 | 0.01 | |||||
Total | 97.71 | 99.19 | 99.15 | 99.29 | 99.19 | 99.16 | 99.05 | 99.78 | 100.19 | 100.02 | 100.05 | |||||
Cations | ||||||||||||||||
Si | 1.865 | 1.859 | 1.933 | 1.902 | 1.900 | 1.908 | 1.887 | 1.903 | 1.910 | 1.888 | 1.876 | |||||
Ti | 0.031 | 0.029 | 0.022 | 0.021 | 0.031 | 0.028 | 0.031 | 0.021 | 0.036 | 0.025 | 0.021 | |||||
Al | 0.142 | 0.143 | 0.060 | 0.105 | 0.096 | 0.073 | 0.099 | 0.124 | 0.095 | 0.121 | 0.131 | |||||
Cr | 0.013 | 0.012 | 0.000 | 0.008 | 0.000 | 0.000 | 0.001 | 0.023 | 0.000 | 0.013 | 0.026 | |||||
Fe3+ | 0.081 | 0.095 | 0.057 | 0.066 | 0.069 | 0.085 | 0.095 | 0.029 | 0.041 | 0.065 | 0.076 | |||||
Fe2+ | 0.146 | 0.139 | 0.268 | 0.146 | 0.199 | 0.263 | 0.182 | 0.164 | 0.253 | 0.142 | 0.117 | |||||
Mn | 0.007 | 0.006 | 0.012 | 0.006 | 0.008 | 0.012 | 0.008 | 0.005 | 0.009 | 0.005 | 0.005 | |||||
Mg | 0.836 | 0.840 | 0.794 | 0.868 | 0.838 | 0.799 | 0.823 | 0.853 | 0.795 | 0.862 | 0.863 | |||||
Ca | 0.851 | 0.850 | 0.826 | 0.853 | 0.832 | 0.802 | 0.844 | 0.855 | 0.830 | 0.855 | 0.859 | |||||
Na | 0.027 | 0.027 | 0.028 | 0.025 | 0.027 | 0.030 | 0.030 | 0.023 | 0.029 | 0.025 | 0.027 | |||||
K | 0.000 | 0.000 | 0.000 | 0.001 | 0.000 | 0.001 | 0.001 | 0.000 | 0.000 | 0.000 | 0.000 | |||||
Total | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | |||||
Parameters | ||||||||||||||||
En | 0.456 | 0.459 | 0.421 | 0.465 | 0.448 | 0.429 | 0.445 | 0.456 | 0.423 | 0.464 | 0.469 | |||||
Fs | 0.080 | 0.076 | 0.142 | 0.078 | 0.106 | 0.141 | 0.099 | 0.087 | 0.135 | 0.076 | 0.063 | |||||
Wo | 0.464 | 0.465 | 0.438 | 0.457 | 0.445 | 0.430 | 0.456 | 0.457 | 0.442 | 0.460 | 0.467 | |||||
T(C) | 1199 | 1106 | 1191 | 1159 | 1168 | 1110 | 1167 | 1181 | 1199 | 1119 | 1191 | |||||
P(Kbar) | 3.9 | -1.3 | 3.1 | 1.0 | 3.9 | 3.2 | 3.6 | 2.8 | 3.9 | -1.1 | 3.1 | |||||
ادامه جدول 2. نتایج تجزیه نقطهای کانی کلینوپیروکسن در توده نفوذی آهوان. محاسبه تعداد کاتیونها بر مبنای 6 اتم اکسیژن انجام شده است. Core: مرکز و Rim: حاشیه
Sample | GAF 13 | GAF 43 | ||||||||||
Cpx | Cpx 4 | Cpx 1 | Cpx 2 | Cpx 3 | ||||||||
Location | Rim | Core | Core | Rim | Rim | Core | Core | Core | Core | Rim | Rim | Core |
SiO2 | 50.39 | 51.33 | 51.25 | 50.18 | 51.23 | 49.50 | 51.22 | 50.96 | 51.27 | 49.13 | 50.20 | 50.88 |
TiO2 | 1.39 | 0.78 | 0.95 | 1.60 | 0.99 | 1.65 | 1.03 | 1.05 | 0.96 | 1.75 | 1.35 | 1.07 |
Al2O3 | 2.40 | 3.00 | 2.85 | 3.01 | 1.57 | 3.81 | 2.97 | 2.64 | 2.44 | 3.77 | 3.23 | 3.02 |
Cr2O3 | 0.02 | 0.76 | 0.00 | 0.04 | 0.00 | 0.05 | 0.10 | 0.00 | 0.02 | 0.00 | 0.02 | 0.01 |
FeO | 9.68 | 6.56 | 7.00 | 9.27 | 11.09 | 8.38 | 6.57 | 7.46 | 7.25 | 9.13 | 8.31 | 6.54 |
MnO | 0.28 | 0.13 | 0.16 | 0.30 | 0.45 | 0.25 | 0.20 | 0.20 | 0.19 | 0.29 | 0.25 | 0.16 |
MgO | 14.53 | 15.54 | 15.46 | 13.55 | 12.95 | 14.10 | 15.28 | 14.94 | 15.41 | 13.75 | 14.22 | 15.22 |
CaO | 20.62 | 21.40 | 22.15 | 21.60 | 21.10 | 21.76 | 22.14 | 22.17 | 22.16 | 21.63 | 21.78 | 22.90 |
Na2O | 0.45 | 0.35 | 0.32 | 0.42 | 0.42 | 0.38 | 0.34 | 0.30 | 0.33 | 0.40 | 0.39 | 0.29 |
K2O | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.02 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.01 |
Total | 99.76 | 99.84 | 100.15 | 99.96 | 99.82 | 99.89 | 99.85 | 99.73 | 100.02 | 99.85 | 99.72 | 100.11 |
Cations | ||||||||||||
Si | 1.880 | 1.894 | 1.886 | 1.874 | 1.929 | 1.841 | 1.890 | 1.889 | 1.891 | 1.833 | 1.868 | 1.873 |
Ti | 0.039 | 0.022 | 0.026 | 0.045 | 0.028 | 0.046 | 0.028 | 0.029 | 0.027 | 0.049 | 0.038 | 0.030 |
Al | 0.106 | 0.130 | 0.124 | 0.132 | 0.070 | 0.167 | 0.129 | 0.115 | 0.106 | 0.166 | 0.142 | 0.131 |
Cr | 0.001 | 0.022 | 0.000 | 0.001 | 0.000 | 0.001 | 0.003 | 0.000 | 0.000 | 0.000 | 0.001 | 0.000 |
Fe3+ | 0.089 | 0.042 | 0.076 | 0.059 | 0.047 | 0.086 | 0.055 | 0.070 | 0.082 | 0.099 | 0.073 | 0.084 |
Fe2+ | 0.213 | 0.161 | 0.140 | 0.230 | 0.302 | 0.175 | 0.148 | 0.161 | 0.141 | 0.186 | 0.185 | 0.117 |
Mn | 0.009 | 0.004 | 0.005 | 0.009 | 0.014 | 0.008 | 0.006 | 0.006 | 0.006 | 0.009 | 0.008 | 0.005 |
Mg | 0.808 | 0.855 | 0.848 | 0.754 | 0.727 | 0.782 | 0.841 | 0.826 | 0.847 | 0.765 | 0.789 | 0.835 |
Ca | 0.824 | 0.846 | 0.873 | 0.864 | 0.851 | 0.867 | 0.875 | 0.881 | 0.876 | 0.865 | 0.869 | 0.903 |
Na | 0.032 | 0.025 | 0.023 | 0.030 | 0.030 | 0.028 | 0.024 | 0.022 | 0.024 | 0.029 | 0.028 | 0.021 |
K | 0.000 | 0.000 | 0.000 | 0.000 | 0.001 | 0.000 | 0.000 | 0.001 | 0.000 | 0.000 | 0.000 | 0.000 |
Total | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 | 4.000 |
Parameters | ||||||||||||
En | 0.438 | 0.459 | 0.456 | 0.408 | 0.387 | 0.429 | 0.451 | 0.442 | 0.454 | 0.421 | 0.428 | 0.450 |
Fs | 0.115 | 0.086 | 0.075 | 0.125 | 0.161 | 0.096 | 0.079 | 0.086 | 0.076 | 0.103 | 0.101 | 0.063 |
Wo | 0.447 | 0.454 | 0.469 | 0.467 | 0.453 | 0.475 | 0.470 | 0.472 | 0.470 | 0.476 | 0.471 | 0.487 |
T(C) | 1107 | 1168 | 1199 | 1070 | 1191 | 1133 | 1168 | 1133 | 1167 | 1104 | 1199 | 1092 |
P(Kbar) | 2.3 | 3.9 | 3.9 | -1.4 | 3.1 | 2.1 | 3.9 | 0.5 | 3.6 | 0.4 | 3.9 | -1.8 |
جدول 3. نتایج تجزیه نقطهای کانی پلاژیوکلاز در توده نفوذی مورد مطالعه. محاسبه تعداد کاتیونها بر مبنای 8 اتم اکسیژن انجام شده است. Core: مرکز و Rim: حاشیه
Sample | GAF 13 | GAF 43 | ||||||||||||
Plg | Plg 1 | Plg 2 | Plg 3 | Plg 1 | Plg 2 | |||||||||
Location | Core | Core | Rim | Core | Rim | Core | Core | Core | Rim | Core | Rim | Core | Rim | Core |
SiO2 | 52.41 | 52.11 | 52.70 | 52.77 | 59.15 | 53.05 | 49.70 | 48.51 | 62.80 | 48.87 | 55.52 | 48.40 | 53.29 | 47.57 |
TiO2 | 0.06 | 0.05 | 0.08 | 0.06 | 0.08 | 0.07 | 0.06 | 0.05 | 0.10 | 0.05 | 0.11 | 0.05 | 0.08 | 0.06 |
Al2O3 | 29.65 | 29.48 | 29.05 | 29.22 | 25.23 | 29.50 | 31.11 | 31.70 | 22.07 | 31.86 | 27.31 | 32.22 | 28.52 | 32.42 |
FeO | 0.63 | 0.56 | 0.63 | 0.66 | 0.44 | 0.63 | 0.51 | 0.58 | 0.27 | 0.53 | 0.44 | 0.65 | 0.59 | 0.57 |
MnO | 0.01 | 0.00 | 0.03 | 0.00 | 0.03 | 0.00 | 0.00 | 0.02 | 0.04 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.02 | 0.00 |
MgO | 0.11 | 0.11 | 0.10 | 0.09 | 0.04 | 0.12 | 0.06 | 0.05 | 0.00 | 0.06 | 0.04 | 0.07 | 0.08 | 0.07 |
CaO | 12.95 | 13.07 | 12.73 | 12.40 | 7.37 | 12.76 | 14.95 | 15.73 | 3.55 | 15.63 | 10.16 | 15.91 | 11.88 | 16.63 |
Na2O | 4.42 | 4.37 | 4.47 | 4.55 | 7.24 | 4.41 | 3.32 | 2.80 | 8.47 | 2.87 | 5.71 | 2.49 | 4.89 | 2.32 |
K2O | 0.14 | 0.14 | 0.13 | 0.14 | 0.38 | 0.13 | 0.13 | 0.11 | 1.87 | 0.11 | 0.38 | 0.10 | 0.28 | 0.10 |
Total | 100.39 | 99.88 | 99.91 | 99.88 | 99.95 | 100.67 | 99.84 | 99.54 | 99.17 | 99.98 | 99.68 | 99.90 | 99.63 | 99.73 |
Si | 2.378 | 2.377 | 2.400 | 2.402 | 2.649 | 2.396 | 2.281 | 2.239 | 2.819 | 2.243 | 2.515 | 2.225 | 2.431 | 2.196 |
Al | 1.586 | 1.585 | 1.560 | 1.568 | 1.332 | 1.571 | 1.683 | 1.724 | 1.168 | 1.724 | 1.458 | 1.746 | 1.533 | 1.765 |
Ti | 0.002 | 0.002 | 0.003 | 0.002 | 0.003 | 0.002 | 0.002 | 0.002 | 0.004 | 0.002 | 0.004 | 0.002 | 0.003 | 0.002 |
Fe | 0.024 | 0.021 | 0.024 | 0.025 | 0.016 | 0.024 | 0.020 | 0.022 | 0.010 | 0.021 | 0.017 | 0.025 | 0.023 | 0.022 |
Mn | 0.001 | 0.000 | 0.001 | 0.000 | 0.001 | 0.000 | 0.000 | 0.001 | 0.001 | 0.000 | 0.000 | 0.000 | 0.001 | 0.000 |
Mg | 0.008 | 0.007 | 0.007 | 0.006 | 0.003 | 0.008 | 0.004 | 0.003 | 0.000 | 0.004 | 0.003 | 0.005 | 0.005 | 0.004 |
Ca | 0.630 | 0.639 | 0.621 | 0.605 | 0.354 | 0.618 | 0.735 | 0.778 | 0.171 | 0.769 | 0.493 | 0.784 | 0.581 | 0.823 |
Na | 0.389 | 0.387 | 0.395 | 0.402 | 0.629 | 0.386 | 0.295 | 0.251 | 0.737 | 0.255 | 0.502 | 0.222 | 0.433 | 0.208 |
K | 0.008 | 0.008 | 0.007 | 0.008 | 0.021 | 0.008 | 0.008 | 0.007 | 0.107 | 0.006 | 0.022 | 0.006 | 0.016 | 0.006 |
Total | 5.025 | 5.026 | 5.018 | 5.017 | 5.007 | 5.013 | 5.027 | 5.026 | 5.016 | 5.024 | 5.014 | 5.014 | 5.025 | 5.026 |
Or | 0.808 | 0.763 | 0.721 | 0.793 | 2.137 | 0.759 | 0.758 | 0.648 | 10.563 | 0.623 | 2.185 | 0.584 | 1.597 | 0.583 |
Ab | 37.876 | 37.413 | 38.600 | 39.605 | 62.622 | 38.171 | 28.424 | 24.240 | 72.624 | 24.757 | 49.341 | 21.958 | 42.008 | 20.068 |
An | 61.316 | 61.824 | 60.679 | 59.601 | 35.241 | 61.069 | 70.818 | 75.112 | 16.813 | 74.620 | 48.474 | 77.458 | 56.395 | 79.349 |
سنگنگاری
با توجه به مطالعات صحرایی، تودههای نفوذی شمال و شمالشرق سمنان، گسترش کمتری نسبت به واحدهای آتشفشانی دارند. این سنگها به‌طور عمده شامل گرانیتوئید و گابرو هستند. توده نفوذی نوکه در این گستره از دو واحد اصلی سنگی شامل مونزونیت-کوارتزمونزونیت و گرانیت-گرانودیوریت تشکیل شده است (کامران، 1398). سنگهای مونزوگابرو- مونزودیوریت آهوان که موضوع بحث این نوشتار هستند در نمونه دستی، دانه‌متوسط و به رنگ سبز متمایل به خاکستری و سبز تیره میباشند. در مقاطع نازک، بافتهای میکروسکوپی گرانولار و پوئیکیلیتیک نشان میدهند (شکل 3- الف). پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی تشکیل‌دهنده این سنگها هستند (شکل 3- ب). پلاژیوکلازها به‌صورت نیمه شکلدار تا شکلدار است و در بعضی از مقاطع در اثر دگرسانی به سریسیت تبدیل شدهاند. همچنین در برخی از مقاطع پلاژیوکلازها با دربرگرفتن کلینوپیروکسن، بافت پوئیکیلیتیک نشان میدهند. کلینوپیروکسنها بیشکل تا نیمه شکلدار، با درصد حجمی بالا هستند و گاهی اکتینولیتی یا اورالیتی شدهاند (شکل 3- پ). در آنها دو دسته رخ به‌صورت واضح مشاهده میشود. در برخی مقاطع نیز ادخالهایی از کانی پلاژیوکلاز در کانی کلینوپیروکسن دیده میشود. پتاسیم فلدسپار نیز به‌صورت نیمه شکلدار تا بیشکل دیده میشود و بلورهای آن گاهی به کائولینیت تجزیه شدهاند. کانی فرعی این سنگها بیشتر اکسید آهن، آپاتیت، زیرکن و اسفن هستند (شکل 3- ت). آپاتیت بهعنوان کانی فرعی ریزبلور در مقاطع دیده میشود. کانیهای ثانوی سنگ شامل ایدنگزیت، سریسیت و زئولیت میباشند. در برخی مقاطع نیز بقایای اولیوین مشاهده میشود و در حال تبدیل شدن به ایدنگزیت است.
بحث
زمینشیمی
ترکیب شیمیایی نمونههای بررسی شده در نمودار مجموع Na2O و K2O در برابر SiO2 (Middlemost, 1994) که سنگهای آذرین نفوذی را به انواع مختلفی تقسیم میکند، در گستره مونزوگابرو و مونزودیوریت قرار میگیرند (شکل 4- الف). برای شناسایی سری ماگمایی نمونههای بررسی شده از نمودار درصد وزنی SiO2 در برابر مجموع مقادیر Na2O و K2O (Irvine and Baragar, 1971) استفاده شده است. در این نمودار، نمونههای بررسی شده در گستره سری آلکالن قرار میگیرند (شکل 4- ب) که میتواند به دلیل متاسوماتیسم آلکالن رخ داده در نمونهها باشد. در نمودار مثلثی مجموع Fe2O3 و FeO، MgO و مجموع مقادیر Na2O و K2O (Irvine and Baragar, 1971) و نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)، تمام نمونههای مورد مطالعه در گستره کالکآلکالن جای میگیرند (شکل 4- پ و ت).
شکل 3. الف) بافت پوئی کیلیتیک و دگرسانی سریسیتی کانی پلاژیوکلاز در سنگهای مونزودیوریتی (XPL)، ب) بافت پوئی کیلیتیک به همراه کانیهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در سنگهای مونزوگابرویی (XPL)، پ) دگرسانی کانی کلینوپیروکسن به اکتینولیت در سنگهای مونزوگابرویی (XPL)، ت) کانیهای بیوتیت و زیرکن در سنگهای مونزودیوریتی گستره مورد مطالعه (XPL)
شکل 4. الف) جایگاه ترکیبی نمونههای مورد مطالعه در نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Middlemost, 1994). گسترهها عبارتند از: 1- گرانیت، 2- گرانودیوریت، 3- دیوریت، 4- دیوریت گابرویی، 5- گابرو، 6- گابروی پریدوتیتی، 7- مونزو گابرو، 8- مونزودیوریت، 9- مونزونیت، 10- کوارتزمونزونیت، 11- سینیت، 12- فوئیدگابرو، 13- فوئیدمونزودیوریت، 14- فوئیدمونزوسینیت، 15- فوئیدسینیت، 16- فوئیدولیت، 17- کوارتزولیت و 18- تاویت/اورتیت/ایتالیت، ب، پ و ت) شناسایی سری ماگمایی نمونههای مورد مطالعه در ب) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Irvine and Baragar, 1971)، پ) نمودار Fe2O3+FeO، MgO، Na2O+K2O (Irvine and Baragar, 1971)، ت) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007). B: بازالت، BA/A: آندزیت بازالتی/آندزیت، D/R: داسیت/ریولیت، IAT: تولئیت‌های جزایر کمانی، CA: کالک آلکالن، :SHO شوشونیتی :H-K پتاسیم بالا. در تمام نمودارها مربع سبز نشانگر نمونههای مونزوگابروئی و مربع سیاه نشانگر مونزودیوریت ها میباشد
بررسی نمودارهای عناصر نادر خاکی و ناسازگار
نمودارهای عناصر نادر خاکی بهنجار شده نسبت به کندریت (Boynton, 1984) و عناصر ناسازگار بهنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، کندریت (Thompson, 1982) و پوسته قارهای زیرین (Taylor and McLennan, 1995) برای نمونههای آهوان ترسیم گردید (شکل 5). نمودار شکل 5 - الف به‌طورکلی نشانگر کاهش میزان غنیشدگی عناصر نادر خاکی سبک1 به‌طرف عناصر نادر خاکی میانه2 و عناصر نادر خاکی سنگین3 میباشد.
1. Light Rare Earth Elements
2. Middle Rare Earth Elements
3. Heavy Rare Earth Elements
این غنیشدگی میتواند نشاندهنده درجات کم ذوببخشی منبع گوشتهای در حدود 5/2 درصد و آلایش ماگما به‌وسیله مواد پوستهای (Wass and Roger, 1980; Sirvastava and Singh, 2004) یا منشأ به نسبت غنی از عناصر قلیایی مرتبط با مناطق فرورانش باشد (Parada et al., 1999). میزان آنومالی Eu از رابطه Eu/Eu*=EuN/(SmN*GdN)1/2 (Rollinson, 1993) برای نمونههای مورد بررسی 00/1 تا 25/1 محاسبه شد. در نتیجه در الگوی REE بهدست آمده، Eu در نمونههای گستره مورد مطالعه دارای آنومالی مثبت میباشد. آنومالی مثبت Eu نتیجه انباشت پلاژیوکلاز میباشد (Jung et al., 2007) و آنومالی مثبت Sr نیز آن را تأیید میکند. در نمودارهای شکل 5 ب، پ و ت، غنیشدگی از عناصر به‌شدت ناسازگار همچون K دیده میشود و میتواند به خاطر متاسوماتیسم سدیک- پتاسیک افزایش یافته باشد (Harris, 1983; Harris et al., 1986). نمودار شکل 5ت به‌طورکلی روندی خطی به‌موازات خط یک را برای هر دو گروه از عناصر REEs1 و ناسازگار را نشان داده و مشابه منبع پوسته زیرین میباشد. آنومالی مثبت Pb، نشان از تأثیر پوسته قارهای در تکوین ماگمای مولد توده نفوذی و یا آلایش با ماگمای ناشی از ذوب بخشی گوشته عمیق که در ترازهای بالاتر متحمل تفریق شده است، میباشد.
شکل 5. نمودارهای فراوانی نمونههای مورد مطالعه، الف) عناصر نادر خاکی بههنجار شده نسبت به کندریت(Boynton, 1984)، ب) عناصر ناسازگار بههنجار شده نسبت به گوشته اولیه(Sun and McDonough, 1989)، پ) عناصر ناسازگار بههنجار شده نسبت به کندریت (Thompson, 1982)، ت) عناصر ناسازگار
بههنجار شده نسبت به پوسته قارهای زیرین(Taylor and McLennan, 1995).
1. Rare earth elements
جایگاه زمینساختی و منشأ
بهمنظور تعیین جایگاه زمین ساختی نمونههای مورد مطالعه، از نمودارهای گوناگون استفاده شد و در تمام این نمودارها تا جای ممکن از عناصر نامتحرک استفاده شده است. در نمودار نسبت Ti/Y در برابر Zr/Y (Pearce and Gale, 1977) تعدادی از نمونههای مورد مطالعه در گستره بازالت‌های حاشیه صفحات و تعدادی دیگر در گستره بازالت‌های درون صفحات قرار گرفتند (شکل 6- الف). سپس در نمودار Ti/100-Zr-Sr/2 (Pearce and Cann, 1973) به‌استثنای دو نمونه که در گستره بازالت‌های با میزان پتاسیم پایین قرار میگیرند، سایر نمونهها در گستره بازالت‌های کالک آلکالن واقع شدند (شکل 6- ب). در نهایت در نمودار Zr در برابر نسبت Zr/Y (Pearce, 1983) نمونههای مورد مطالعه به‌طور کامل در گستره بازالت‌های قوس قارهای قرار گرفتند (شکل 6- پ).
شکل 6. جایگاه زمینساختی واحدهای سنگی مورد مطالعه، الف) نمودار نسبت Zr/Y در برابر Ti/Y (Pearce and Gale, 1977)، ب) نمودار Ti/100-Zr-Sr/2 .(Pearce and Cann, 1973) CAB: بازالت‌های کالک آلکالن، OFB: بازالت‌های طغیانی اقیانوسی و LKT: تولئیت‌های با میزان پتاسیم پایین، پ) نمودار نسبت Zr/Y در برابر Zr (Pearce, 1983)
برای بررسی منشأ ماگمای تشکیل‌دهنده واحدهای سنگی آهوان از نمودارهای نسبت عناصر خاکی کمیاب (La/Sm)N در برابر (Tb/Yb)N (Wang et al., 2002)، La/Yb در برابر Dy/Yb (Jung et al., 2006) و La/Yb در برابر Dy/Yb (Thirlwall et al., 1994) استفاده شد (شکل 7). در نمودار اول که دو گستره گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت را از یکدیگر تفکیک میکند، نمونههای مورد مطالعه در گستره اسپینل پریدوتیت واقع میشوند. در نمودار دوم که نشانگر درجات مختلف ذوب بخشی آمفیبول-گارنت پریدوتیت و آمفیبول-اسپینل پریدوتیت و نمودار سوم که نشانگر درجات مختلف ذوب بخشی گارنت لرزولیت و اسپینل لرزولیت هستند، می‌توان یک منشأ اسپینل پریدوتیت با درجه ذوب بخشی بین 4 تا حداکثر 12 درصد را برای نمونههای مورد مطالعه در نظر گرفت. به‌طورمعمول مقادیر پایین نسبت La/Yb در سنگهای گابرویی نشانگر درجه ذوب بخشی بیشتر و یا وجود اسپینل در منشأ آنها و بالعکس مقادیر بالای نسبت La/Yb در این سنگها نشانگر درجه ذوب بخشی کمتر و یا وجود گارنت در منشأ آنها میباشد (Yang et al., 2007).
شکل 7. جایگاه نمونههای مورد مطالعه در نمودارهای تعیین سنگ منشأ، الف) نمودار (La/Sm)N در برابر (Tb/Yb)N (Wang et al., 2002)، ب) نمودار La/Yb در برابر Dy/Yb (Jung et al., 2006)، پ) نمودار La/Yb در برابر Dy/Yb (Thirlwall et al., 1994)
شیمیکانی
بهمنظور طبقهبندی، تعیین سری ماگمایی، دما، فشار و محیط تکتونیکی سنگهای مورد مطالعه از نتایج تجزیه نقطهای عناصر اصلی کانیهای کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز استفاده شد. تمامی پیروکسن های مورد بررسی از نوع کلینوپیروکسن هستند. پیروکسنها را با توجه به قرارگیری کاتیونها در جایگاههای M1 و M2 در فرمول عمومی آنها (M1M2T2O6) به گروههای مختلفی طبقهبندی میکنند. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در مونزوگابروهای مورد مطالعه در نمودار J=2Na در برابر Q=Ca+Mg+Fe2+ (Morimoto, 1988) در گستره پیروکسن های Ca-Mg-Fe دار (Quad) (شکل 8- الف) و در نمودار مثلثی Wo-En-Fs (Morimoto, 1988) در گستره دیوپسید و اوژیت قرار میگیرد (شکل 8- ب).
ترکیب کلینوپیروکسنها به ترکیب شیمیایی و محیط تشکیل ماگمای میزبان وابسته است، به همین دلیل این کانی کاربرد گستردهای برای تشخیص محیط زمینساختی تشکیل سنگها دارد. سری ماگمایی کلینوپیروکسنهای فوق در نمودارهای 9- الف و ب مشخص شد و به ترتیب بر اساس درصد وزنی Al2O3 در برابر SiO2 (Lebas, 1962) و Mg در برابر Ti (Aparicio, 2010) رسم میشوند. براساس نمودار اول که محدودههای سابآلکالن، آلکالن و پرآلکالن را از یکدیگر متمایز میکند و نمودار دوم که گسترههای
سریهای آلکالن، ساب آلکالن و پتاسیک را از یکدیگر متمایز میکند، این کلینوپیروکسنها به‌طور عمده در محدوده ساب آلکالن و کمی در گستره آلکالن قرار میگیرند (شکل 9- الف و ب).
علت واقع شدن بخشی از ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنهای مونزو گابرویی در گستره آلکالن، میتواند در اثر متاسوماتیسم رخ داده در گستره مورد مطالعه باشد. جایگاه زمین ساختی این کانیها توسط نمودار F1 در برابر F2 (Nisbet & Pearce, 1977) مشخص شد. طبق این نمودار که گستره وسیعی از نواحی زمین ساختی مختلف را از یکدیگر متمایز میکند، تمرکز اصلی نمونهها در گستره بازالت‌های کمان آتشفشانی حاشیه فعال قارهای و کف اقیانوسی (VAB+OFB) و برخی از نمونهها در گستره بازالت‌های کمان آتشفشانی حاشیه فعال قارهای (VAB) و تولئیت‌های درون صفحات و بازالت‌های کف اقیانوس (WPT+OFB) واقع میشوند (شکل 9- پ). فوگاسیته اکسیژن تشکیل کانیهای مورد اشاره توسط نمودار 2Ti+Cr+AlVI در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1979) بررسی شد. میزان Fe3+ داخل کانی کلینوپیروکسن وابسته به فوگاسیته اکسیژن است. طبق این نمودار، کلینوپیروکسنهای مورد مطالعه در بالای خط Fe3+=0 قرار دارند و بیانگر تبلور آنها در یک محیط با فوگاسیته اکسیژن بالا است (شکل 9- ت). در نهایت بهمنظور تعیین دما و فشار تشکیل این کلینوپیروکسنها از دو روش گرافیکی و معادلاتی استفاده شد. در روش گرافیکی از نمودارهای XPT در برابر YPT (Soesoo, 1997) که بر اساس پارامترهای XPT= 0.446 SiO2+ 0.187 TiO2- 0.404 Al2O3+ 0.346 FeO- 0.052 MnO+ 0.309 MgO+ 0.431 CaO- 0.446 Na2O و YPT= -0.369 SiO2+ 0.535 TiO2- 0.317 Al2O3+ 0.323 FeO+ 0.235 MnO- 0.516 MgO- 0.167 CaO- 0.153 Na2O محاسبه میشوند، استفاده شد. در این نمودارها که به‌صورت گرافیکی بوده، گستره دمایی بین 1050 تا 1300 درجه سانتیگراد و فشاری در گستره بین کمتر از 2 تا بیشتر از 20 کیلوبار را برای تشکیل کانی کلینوپیروکسن در نظر میگیرد و کلینوپیروکسنهای نمونههای مونزوگابرویی مورد بررسی در دمایی در حدود 1100 تا 1175 درجه سانتیگراد و فشاری در حدود کمتر از 2 تا حداکثر 4 کیلوبار تشکیل شدهاند (شکل 10). در روش معادلاتی (Putirka, 2008) با استفاده از معادلات زیر:
مقادیر دما و فشار به ترتیب 1070 تا 1199 درجه سانتیگراد و 4/0 تا 9/3 کیلوبار محاسبه شد. از مجموع دو روش فوق می‌توان چنین نتیجه گرفت کلینوپیروکسن های نمونههای مونزوگابرویی در دمایی در حدود 1104 تا 1168 درجه سانتیگراد و فشاری در حدود 4/0 تا 9/3 کیلوبار تشکیل شدهاند.
شکل 9. جایگاه ترکیبی کلینوپیروکسنهای نمونههای مونزوگابرویی، الف و ب) تعیین سری ماگمایی کلینوپیروکسنها در الف) نمودار Al2O3 در برابر SiO2 (Lebas, 1962)، ب) نمودار Mg در برابر Ti (Aparicio, 2010)، پ) تعیین جایگاه زمینساختی کلینوپیروکسنها در نمودار F1 در برابر F2 (Nisbet and Pearce, 1977)، ت) تعیین میزان فوگاسیته اکسیژن تشکیل کلینوپیروکسنها در نمودار AlVI+2Ti+Cr در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1979)
شکل10. نمودار XPT در برابر YPT برای تعیین دما و فشار تشکیل کلینوپیروکسنها (Soesoo, 1997)
پلاژیوکلازها بهعنوان فراوان‌ترین کانیهای سنگ‌ساز سنگهای آذرین، سری محلول جامدی را بین دو قطب آلبیت به فرمول NaAlSi3O8 و آنورتیت به فرمول CaAl2Si2O8 تشکیل میدهند و به گروه
سیلیکات‌های داربستی تعلق دارند. از شیمی کانی پلاژیوکلاز بهمنظور تعیین ترکیب شیمیایی و دمای تشکیل این کانی در توده نفوذی آهوان استفاده شد (شکل 11). در نمودار مثلثی Ab-An-Or (Deer et al., 1986) ترکیب شیمیایی این کانی (81/16An= تا 35/79An=) در گستره آندزین، لابرادوریت و بیتونیت (شکل 11- الف) و در نمودار مثلثی Ab-An-Or (Raase, 1998) دمای تشکیل آن کمتر از 700 درجه سانتیگراد تعیین شد (شکل 11- ب). نبود هماهنگی بین ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها با دما و فشار پیشبینی شده برای تشکیل آنها میتواند به علت دگرسانی نمونهها و فرآیندهای ساب-سالیدوس باشد.
شکل 11. الف) تعیین ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازهای توده نفوذی مورد مطالعه در نمودار مثلثی Or-Ab-An (Deer et al., 1986) ، ب) تعیین دما و فشار تشکیل این کانی در نمودار مثلثی An-Ab-Or (Raasei, 1998).
نتیجهگیری
1) بر پایه بررسیهای سنگنگاری، ترکیب توده نفوذی آهوان، مونزوگابرو- مونزودیوریت است و پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی و آپاتیت، اسفن و زیرکن کانیهای فرعی سازنده آن هستند. بافت غالب در این سنگها، دانهای است و بافت پوئیکیلیتیک بهعنوان بافت فرعی در آن حضور دارند.
2) در نمودار ردهبندی SiO2 در برابر Na2O+K2O ترکیب شیمیایی نمونههای بررسی شده در گستره مونزوگابرو و مونزودیوریت قرار میگیرند.
3) سری ماگمایی سازنده توده نفوذی بررسی شده کالکآلکالن است و در پهنه کمان آتشفشانی حاشیه فعال قارهای پدید آمده است.
4) غنیشدگی LREEs/HREEs در کنار آنومالی منفی عناصری همچون Nb، P و Ti نشانگر پهنه فعال حاشیه قارهای و نشاندهنده درجات کم ذوببخشی منبع گوشتهای و آلایش ماگما به‌وسیله مواد پوستهای است. همچنین براساس ماهیت ژئوشیمیایی نمونههای مورد مطالعه می‌توان نتیجه گرفت و ماگمای تشکیل‌دهنده توده نفوذی آهوان حاصل ذوب بخشی ترکیبی از مواد گوشتهای و پوسته زیرین میباشد و از یک اسپینل پریدوتیت منشأ دارد.
5) ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنهای این توده نفوذی در حد دیوپسید و اوژیت است و در دمایی در حدود 1104 تا 1168 درجه سانتیگراد و فشاری در حدود 4/0 تا 9/3 کیلوبار تشکیل شدهاند.
6) ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها از 81/16An= تا 35/79An= متغیر است و در گستره آندزین، لابرادوریت و بیتونیت قرار میگیرند و دمای تشکیل آنها کمتر از 700 درجه سانتیگراد تعیین شد. نبود هماهنگی بین ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها با دما و فشار پیشبینی شده برای تشکیل آنها میتواند به علت دگرسانی نمونهها و فرآیندهای ساب-سالیدوس باشد.
منابع
خلعتبری جعفری، م. و اعتصامی، ص.، 1397. جایگاه تکتونوماگمایی سنگهای آتشفشانی ائوسن منطقه آهوان (سمنان). زمینشناسی ایران، 12(46)، 64-49.##رضائی کهخائی، م.، قصابی فیض، آ. و قاسمی، ح.، 1397. شیمی کانی کلینوپیروکسن در سنگهای بازالتی ائوسن گردنه آهوان، شمال شرق سمنان. بلورشناسی و کانیشناسی ایران، 26(2)، 354- 339. ##شاهحسینی، ا.، 1386. پترولوژی، ژئوشیمی و پتانسیل کانهزایی سنگهای آذرین شمال و شمال شرق سمنان. پایاننامه کارشناسی ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود، 165. ##صمدی، م.، 1377. پتروگرافی، پتروژنز و ژئوشیمی سنگهای آذرین شمال تا شمال شرق سمنان. پایاننامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت‌معلم تهران، 150. ##علوی نائینی، م.، 1375. نقشه زمینشناسی 1:100000 جام. سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##علوی نائینی، م.، 1351. بررسی زمینشناسی ناحیه جام. سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، 290. ##غیاثوند، ع. ر.، 1384. کانیشناسی، ژئوشیمی و خاستگاه کانسارهای آهن شمال سمنان. پایاننامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس تهران، 150. ##قاسمی، ح. ا. و جمشیدی، خ.، 1392. بررسی خصوصیات ناحیه منشا سنگهای آلکالن بازیک قاعده سازند شمشک در البرز شرقی. زمینشناسی ایران، 7(27)، 29-17. ##قصابی فیض، آ.، 1396. شیمی کانی سنگهای آتشفشانی شمال و شمالشرق سمنان، ایران. پایاننامه کارشناسی ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود، 107. ##کامران، س.، 1398. پترولوژی و ژئوشیمی ایزوتوپی سنگهای آذرین شمال و شمال شرق سمنان، ایران مرکزی. رساله دکتری، دانشگاه لرستان، 147. ##نادری، آ.، قاسمی، ح. ا. و پاپادوپولو، ل.، 1399. شیمی بیوتیت، دما-فشارسنجی و بررسی نقش آلومینیوم کل بیوتیت در تشخیص کانی زایی در توده گرانیتوئیدی تویه-دروار، جنوب باختر دامغان، البرز خاوری. زمینشناسی ایران، 14(53)، 15-1. ##نبوی، م. ح.، 1366. نقشه زمینشناسی 1:100000 سمنان. سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##نبوی، م. ح.، 1355. دیباچهای بر زمینشناسی ایران. سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، 109. ##
Aparicio, A., 2010. Relationship between clinopyroxene composition and the formation environment of volcanic host rocks. IUP Journal of Earth Sciences, 4, 1-11.
Boynton, W. V., 1984. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. Elsevier, 63-114.
Deer, W. A., Howie, A. and Zussman, J., 1986. An introduction to the rock-forming minerals. 17th ed, Longman Ltd, 528.
Harris, C., 1983. The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island. Journal of petrology, 24, 424-470.
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G., 1986. Geochemical characteristics of collision zone magmatism. Geological society of london special publications, 19, 67-81.
Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48, 2341-2354.
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, 8, 523-548.
Jung, C., Jung, S., Hoffer, E. and Berndt, J., 2006. Petrogenesis of Tertiary Mafic Alkaline Magmas in the Hocheifel, Germany. Journal of Petrology, 47, 1637-1671.
Jung, S., Hffer, E. and Hoernes, S., 2007. Neo-Proterozoic rift-related syenites (North Damara Belt, Namibia): Geochemical and Nd-Sr-PB-O isotope constraints for mantle sources and petrogenesis. Lithos, 96, 415-435.
Lebas, M. J., 1962. The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267-288.
Middlemost, E. A. K., 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews, 37, 215-224.
Morimoto, N., 1988. Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, 73, 1123-1133.
Nisbet, E. G. and Pearce, J. A., 1977. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology, 63, 149-160.
Parada, M. A., Nystrom, J. O. and Levi, B., 1999. Multiple source for the coastal batholith of central Chile: geochemical a Sr-Nd isotopic evidence and tectonic implication. Lithos, 46, 505-521.
Pearce, J.A., 1983. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins, In: Hawkesworth, C. J., and Norry, M. J., (eds.), Continental basalts and mantle xenoliths. Nantwich, Cheshire: Shiva Publications, 230-249.
Pearce, J.A. and Cann, J. R., 1973. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters, 19, 290-300.
Pearce, J.A. and Gale, G. H., 1977. Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society, London, Special Publications, 7, 14-24.
Putirka, K., 2008. Thermometers and Barometers for Volcanic Systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69, 61-120.
Raasei, P., 1998. Feldspar thermometry: A valuable tool for deciphering the thermal history of granulite-facies rocks, as illustrated with metapelites from srilanka. Canadaian Mineralogist, 36, 67-86.
Rollinson, H. R., 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, 352.
Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E., 1979. Statitical analysis of clinopyroxenes from deep- sea basalts. American Mineralogist, 64, 501-513.
Sirvastava, R. K. and Singh, R. K., 2004. Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences, 23, 373-389.
Soesoo, A., 1997. A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallisation PT-estimations. Geological Society of Sweden, (Geologiska Foreningen), 119, 55-60.
Sun, S. S. and McDonough, W. F., 1989. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society Special Publications, 42, 313-345.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M., 1995. The geochemical evolution of the continental crust. Reviews of Geophysics, 33, 241-265.
Thirlwall, M. F., Upton, B. G. J. and Jenkins, C., 1994. Interaction between Continental Lithosphere and the Iceland Plume-Sr-Nd-Pb Isotope Geochemistry of Tertiary Basalts, NE Greenland. Journal of Petrology, 35, 839-879.
Thompson, R. N., 1982. British tertiary volcanic province. Scottish journal of geology, 18, 49-107.
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, 107, 1-21.
Wass, S. Y. and Roger, N. W., 1980. Mantle metasomatism precursor to alkaline continental volcanism. Geochimica et cosmochimica acta, 44, 1811-1823.
Yang, J. S., Dobrzhinetskaya, L., Bai, W. J., Fang, Q. S., Robinson, P. T., Zhang, J. and Green, H. W., 2007. Diamond- and coesite-bearing chromitites from the Luobusa ophiolite, Tibet. Geology, 35, 875-878.
Geochemistry and Mineral Chemistry of the Ahowan intrusion rocks, northeast Semnan (Central Iran)
Saeed Kamran 1, Ahmad Ahmadi Khalaji (2,*), Mehdi Rezaei-Kahkhaei 3, Zahra Tahmasbi4
1. Ph.D, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran
2. Associate professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran
3. Assistant professor, Department of Petrology and Economic Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahrood Technical University, Shahrood, Iran
4. Associate professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran
Abstract
The study rocks outcropped in the northeast Semnan area. These rocks, composed of monzogabbro-monzodiorite, was intruded in the Eocene sedimentary and volcanic rocks. Plagioclase and clinopyroxene are the main constituent minerals of these rocks. The study rocks represent granular and poiiklitic textures. Based on EMPA data, clinopyroxenes, and plagioclases are diopside and augite and andesine, labradorite and bitonite in compositions and formed in temperatures ranged from 1104 to 1168 and less than 700 °C respectively. On the basis of tectonic discrimination diagrams, the investigated samples fall into volcanic arc domain resulted in subduction of Neothetian oceanic lithosphere beneath Central Iran block.
Key Words: Thermobarometry, Semnan, Mineral chemistry, Volcanic arc, Gabbro.
*Corresponding author: ahmadikhalaj.a@lu.ac.ir
