زمین‌شیمی، پتروژنز و محیط تکتونیکی توده گابرویی ترالیتی و تشنیتی کمربن (البرز مرکزی)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

چکیده

در دامنه شمالی البرز مرکزی، در جنوب روستای کمربن، توده گابرویی آلکالن برونزد دارد. این توده در حواشی ترالیت‌های ریزدانه است و به سمت مرکز به تشنیت‌های درشت‌دانه‌تر تبدیل می‌شود. عدد منیزیم از سنگ‌های ترالیتی در حاشیه توده به‌سمت سنگ‌های تشنیتی در مرکز توده کاهش می‌یابد. وجود گابروهای ترالیتی در حاشیه ریزدانه توده گابرویی می‌تواند نمایان‌گر تبلور زود هنگام حاشیه توده، به‌علت افت حرارتی سریع‌تر باشد. در نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های مورد مطالعه غنی‌شدگی در عناصر LILE Ba) و (Rb، عناصر HFSE (Nb) و P و تهی‌شدگی در عنصر K و عناصر HREE (Y و Yb) دیده می‌شود. نمودارها، روندهایی مشابه با روند سنگ‌های آلکالن مناطق درون صفحه‌ای را نشان می‌دهند. میزان پایین (کمتر از 1) نسبت‌های عناصر HFSE/LREE، می‌تواند نشان‌دهنده اشتقاق ماگمای منشأ این سنگ‌ها از یک منبع استنوسفری باشد. میزان 10< YbN نمونه‌ها، مقادیر بالای (La/Yb)N (98/19 تا 41/28) و (Dy/Yb)N (39/1 تا 68/1) می‌تواند نشان‌دهنده وجود گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در منشأ گوشته‌ به‌وجود آورنده ماگمای سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن باشد. در نمودارهای طبقه‌بندی گابروها، این سنگ‌ها در بخش گابروهای محیط‌های ریفتی درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند. ایجاد این توده گابرویی می‌تواند در ارتباط با فاز پلوتونیسم ریفت درون صفحه‌ای باشد که در اواخر تریاس در البرز مرکزی فعالیت داشته است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of Kamarbon Theralitic, Teschenitic gabbroic intrusion (Central Alborz)

نویسندگان [English]

  • Roghieh Doroozi
  • Fariborz Masoudi
چکیده [English]

In the northern hillside of Central Alborz, south of Kamarbon village, there is an outcrop of alkaline gabbroic intrusion that its petrogenesis and tectonic environment have been studied in this research. The studied intrusion has fine grained theralite in the margins whichconverted to coarse grained teschenite toward the center. The Mg number is decreased from theralite towards teschenite. The occurrence of theralites in the fine grained margin can reveal early crystallization of the margins due to rapid fall of temperature. The studied rocks on the spider diagrams show the enrichment of LILE (Rb, Ba) and HFSE (Nb) and the depletion of P, K, HREE (Y, Yb). These trends are similar to those of interacontinental alkaline rocks. Low values (less than 1) of HFSE/LREE can represent the astenospheric mantle as the source of magma. The YbN

کلیدواژه‌ها [English]

  • Gabbro
  • Theralite
  • Teschenite
  • Interacontinental rift
  • alkaline
  • Central Alborz

مقدمه

پی‌سنگ ایران از البرز تا خط درز زاگرس در اصل شامل قطعات پوسته‌ای گندواناست که از حواشی قاره گندوانا در طی دوران پالئوزوئیک جدا شده است و در طی دوره مزوزوئیک به قاره اوراسیا اضافه شده است Stocklin, 1974)؛ Berberian and Berberian, 1981؛ Sengor et al., 1988؛ Sengor, 1990؛ Sengor and Natal'in, 1996)؛ Guest et al., 2007. در طی فازهای کششی ناحیه‌ای در پالئوزوئیک و مزوزوئیک پایینی در تمام قسمت‌های پی‌سنگ ایران، نازک‌شدگی و کشیدگی به‌وجود آمده است (Berberian, 1979; Berberian and King, 1981; Berberian, 1982).

بعد از رخداد کوه‌زایی فشارشی سیمرین پیشین در البرز مرکزی، شروع و آغاز فازهای کششی مزوزوئیک توسط ولکانیسم ریفتی تریاس بالایی (Rhaetic) و ته‌نشست سازند زغال‌دار شمشک مشخص می‌شود (Berberian, 1982)، بنابراین البرز مرکزی قبل از تشکیل سازند شمشک و در طی دوران رسوب‌گذاری آن تحت تأثیر تکتونیک کششی قرار گرفته است، که این خود شاهدی بر تأثیرگذاری اندک فاز کوه‌زایی سیمرین در البرز مرکزی است (Fursich et al., 2005; Zanchi et al., 2005, 2006; Berra et al., 2007). جزئیات ماگماتیسم البرز مرکزی در دوران پالئوزوئیک و مزوزوئیک در مقایسه با دوران سنوزوئیک به‌خوبی روشن نشده است. توده گابرویی کمربن در دامنه شمالی البرزمرکزی، در جنوب روستای کمربن، رخنمون دارد و ویژگی‌های سنگ‌شناسی خاص سنگ‌های آلکالن را دارد. برونزد این توده گابرویی آلکالن در درون بخش شیلی و سیلتی سازند شمشک دیده می‌شود (شکل 1). بر اساس مطالعات سعیدی (1372) سن این توده می‌تواند تا ژوراسیک میانی در نظر گرفته شود. با توجه با اینکه مطالعه سنگ‌های خاص ترالیت و تشنیت آلکالن با موقعیت چینه‌ای نسبتاً مشخص می‌تواند به شناخت بیشتر پلوتونیسم البرز مرکزی در پالئوزوئیک و مزوزوئیک منجر شود، در این تحقیق توده گابرویی مطالعه شد.

در این نوشتار، برای بررسی پتروزنز و محیط تکتونیکی توده گابرویی یاد شده از داده‌های صحرایی، پتروگرافی، کانی‌شناسی و زمین‌شیمی استفاده شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

گابروی آلکالن کمربن در دامنه شمالی البرز مرکزی، در محدوده جغرافیایی ¢21 °51 تا
¢25 °51 طول‌های شرقی و ¢16 °36 تا ¢17 °36 عرض‌‌های شمالی برونزد دارد (شکل 1). نفوذ توده‌های کوچک گابرویی متعدد در درون سازند شمشک در مجاورت منطقه مورد مطالعه (در نقشه زمین‌شناسی 100000/1 بلده) گزارش شده است (سعیدی، 1372). طبق این گزارش نفوذ توده‌های گابرویی در نقشه 100000/1 بلده در واحدهای جوان‌تر نیز دیده می‌شود، بنابراین، سن این توده‌ها حداکثر می‌تواند به ژوراسیک میانی برسد (سعیدی، 1372).


 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه مطالعه شده با تغییر از نقشه 100000/1 مرزن آباد (وحدتی دانشمند، 1383). امتداد خط A محل برداشت نمونه‌های RD165 تا RD175، خط B محل برداشت نمونه‌های RD176 تاRD185 و خط C محل برداشت نمونه های RD186 تا RD192 را نشان می‌دهد.

 

 

گابروی کمربن در درون سازند شمشک و در بخش جنوبی دهکده کمربن دیده می‌شود (شکل 2- الف). گابروها در حاشیه، توپوگرافی مسطحی را از خود نشان می‌دهند (شکل 2- ب) و در برخی قسمت‌ها توسط سازند شمشک پوشیده شده‌اند و دگرگونی مشخصی در حواشی آن دیده نمی‌شود. گابرو در بخش‌های حاشیه‌ای دانه‌بندی ریز دارد و بافت ریزدانه گرانولار در آن نمایان است. ضخامت بخش حاشیه‌ای از 1 تا 5/1 کیلومتر متغیر است. اندازه دانه‌ها غالباً در حد 1 میلی‌متر و یا کمتر از آن است‌، این در حالی است که با پیمایش به سمت مرکز توده، بافت سنگ‌ها درشت‌دانه‌تر می‌شود (2 تا 5 میلی‌متر) و در مرکز توده، گابروهای درشت‌دانه تشکیل شده است که اندازه دانه‌ها به 1 تا 2 سانتی‌متر نیز می‌رسد. تغییرات بافتی در گابروهای مورد مطالعه در صحرا و نیز در نمونه‌ای از مقاطع نازک میکروسکوپی به‌صورت تدریجی است.

 

 

شکل 2- الف) نمایی از تشنیت‌های مرکز توده گابرویی کمربن در درون سازند شمشک، ب) نمایی از سنگ‌های ریزدانه ترالیتی حواشی توده گابرویی کمربن که توپوگرافی مسطحی را در صحرا نشان می‌دهند.

 

 

سنگ‌های ریزدانه حواشی توده دارای کانی‌های الیوین، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، نفلین و آنالسیم است (شکل 3). این در حالی است که سنگ‌های درشت‌دانه مرکز توده دارای کانی‌های کلینوپیروکسن، نفلین، پلاژیوکلاز و آنالسیم هستند و میزان کانی فرعی آپاتیت در این سنگ‌ها بسیار بیشتر است (شکل 4). از حواشی به سمت مرکز توده، میزان کانی‌های فلسیک (پلاژیوکلازهای سدیک، نفلین و آنالسیم) افزایش می‌یابد و میزان کانی‌های الیوین و پیروکسن کاهش می‌یابد. بنابراین، با توجه به ترکیب کانی‌شناسی می‌توان بیان کرد که ترکیب توده گابرویی از ترالیت ریزدانه در حواشی به تشنیت درشت‌دانه در مرکز تغییر می‌کند.


 

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی از ترالیت‌های دانه‌ریز حواشی توده به همراه کانی‌های الیوین (Ol)، کلینوپیروکسن (Cpx)، نفلین (Ne)، آنالسیم (Anl) و کانی پلاژیوکلاز که با دایره‌های قرمزرنگ در شکل متمایز شده است، علایم اختصاری نام کانی ها از Kretz (1986) اقتباس شده است.

 

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی از تشنیت‌های دانه‌درشت مرکز توده به‌همراه کانی‌های کلینوپیروکسن، نفلین، آنالسیم و پلاژیوکلاز (Pl)

 


روش انجام پژوهش

در ابتدای مطالعه، سعی شد که نمونه‌برداری کاملی از توده گابرویی انجام شود. با توجه به ارتفاعی که توده، به‌وجود آورده است، به نظر می‌رسد که وسعت آن بیشتر از آن مقداری است که رخنمون دارد. از میان نمونه‌های برداشت شده، تعداد 25 مقطع نازک تهیه شد. پس از مطالعات سنگ‌شناسی و پتروگرافی، اکسیدهای عناصر اصلی 22 نمونه به‌روش XRF و عناصر کمیاب 10 نمونه به‌روش ICP در آزمایشگاه دانشکده علوم ‌زمین دانشگاه فرارای ایتالیا آنالیز شد. ترکیب شیمیایی کانی‌ها نیز با دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب Cameca-Camebax (مجهز به سه اسپکترومتر پراش دهنده امواج) با ولتاژ 15 کیلو ولت، جریان 15 نانو آمپر و استفاده از سیلیکات‌های طبیعی و اکسیدها به‌عنوان استاندارد، در دانشگاه علوم‌زمین شهر پادوای ایتالیا تعیین شد.

 

شیمی کانی‌ها

الیوین

ترکیب شیمیایی این کانی از Fo83.79 در مرکز تا Fo68.40 در حاشیه متغیر است. آنالیزهای شیمیایی این کانی در جدول 1 ارائه شده است. میزان CaO از 23/0 تا 47/0 در الیوین‌ها بدون نظم مشخصی متغیر است، در صورتی‌که میزان MnO (22/0-60/0) همراه با افزایش میزان FeO افزایش می‌یابد و به بیش‌ترین میزان خود در الیوین‌هایی که بیشتر فایالیتی هستند، می‌رسد.

 

پیروکسن

آنالیزهای کانی پیروکسن در جدول 2 ارائه شده است. ترکیب شیمیایی این کانی در سنگ‌های ترالیتی و تشنیتی تقریباً مشابه است. در نمودار طبقه‌بندی انواع پیروکسن‌ها (Morimoto et al., 1988) همه پیروکسن‌ها در محدوده دیوپسید قرار می‌گیرند (شکل 5). پیروکسن‌ موجود در ترالیت‌ها نمایانگر مقادیر بالاتری از عدد منیزیم نسبت به سنگ‌های تشنیتی است. این عدد در ترالیت‌ها از 60/73 تا 91/92 و در تشنیت‌ها از 53/60 تا 11/90 متغیر است. ترکیب پیروکسن‌های ترالیت‌ها از Wo49.82 Fs10.35 En39.83 در مرکز تا Wo52.73 Fs13.57 En33.71 در حاشیه و پیروکسن‌های تشنیت‌ها از Wo51.2 Fs12.47 En36.51 در مرکز تا Wo48.15 Fs21.71 En30.14 در حاشیه متغیر است. این پیروکسن‌ها دارای مقادیر پایین SiO2 و میزان Altot/Ti<10 هستند.

 

فلدسپار

فلدسپارها معمولاً منطقه‌بندی عادی نشان می‌دهند و ترکیب شیمیایی آن‌ها در محدوده لابرادوریت تا آندزین قرار می‌گیرد و بین An59.16 Ab39.34 Or1.51 تا An37.64 Ab61.83 Or0.53 متغیر است (شکل 6). پلاژیوکلازهای سنگ‌های تشنیتی دانه‌درشت، درصد سدیم بالاتری دارند و اکثر آن‌ها دارای ترکیب آندزینی هستند ولی پلاژیوکلازهای سنگ‌های ترالیتی ریزدانه، معمولاً لابرادوریت هستند (جدول 3).

بنابراین در این سنگ‌ها بین میزان کلسیم پلاژیوکلازها و میزان منیزیم سنگ میزبان تطابق و هم‌خوانی وجود دارد. پلاژیوکلازها، گاهاً تحت تأثیر هوازدگی قرار گرفته‌اند و به کانی‌های رس، آلبیت و زئولیت تبدیل شده‌اند که این تبدیل‌شدگی‌ها از سنگ‌های دانه‌ریز ترالیتی به سمت سنگ‌های دانه‌درشت تشنیتی افزایش می‌یابد.


 

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی الیوین در گابروهای ترالیتی

sample

RD181

RD181

RD181

RD181

RD172

RD172

RD172

RD172

 

Rim

Core

Middle

Rim

Rim

Middle

Core

Middle

SiO2

39.37

39.39

39.50

37.49

38.55

38.96

39.95

39.57

TiO2

0.01

0.04

0.03

0.03

0.03

0.01

0.01

0.00

Al2O3

0.00

0.04

0.03

0.07

0.04

0.02

0.07

0.05

Cr2O3

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.03

0.03

FeO

17.27

15.52

16.24

27.73

22.98

16.81

15.54

17.21

MnO

0.27

0.26

0.22

0.61

0.46

0.32

0.22

0.31

MgO

43.82

45.76

45.06

34.42

39.03

46.68

45.66

44.35

CaO

0.32

0.26

0.28

0.51

0.40

0.25

0.25

0.23

Na2O

0.04

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

Total

101.12

101.30

101.39

100.89

101.52

103.06

101.74

101.77

O=4

 

 

 

 

 

 

 

 

Si

0.99

0.98

0.99

0.99

0.99

0.96

0.99

0.99

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.36

0.32

0.34

0.62

0.49

0.35

0.32

0.36

Mn

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

Mg

1.64

1.70

1.68

1.36

1.50

1.72

1.68

1.65

Ca

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

3.01

3.02

3.01

3.00

3.01

3.04

3.01

3.01

Fo

81.66

83.79

82.99

68.40

74.79

82.93

83.77

81.86

Fa

18.05

15.94

16.78

30.91

24.71

16.75

16.00

17.82

 

جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی کانی‌های کلینوپیروکسن در گابروهای ترالیتی و تشنیتی

 

Teschenite

Teschenite

Teschenite

Teschenite

Theralite

Theralite

Theralite

Theralite

sample

RD182

RD182

RD172

RD182

RD181

RD181

RD181

RD181

 

Rim

Core

Core

Middle

Rim

Core

Middle

Core

SiO2

47.74

46.50

44.28

45.43

46.31

45.89

44.74

46.32

TiO2

2.13

3.15

3.49

3.33

2.92

2.34

3.38

2.56

Al2O3

7.53

7.43

8.68

7.66

6.48

8.75

8.84

6.36

Cr2O3

0.00

0.02

0.02

0.00

0.02

0.28

0.15

0.15

FeO

11.27

7.14

6.55

8.82

9.57

5.94

6.37

6.62

MnO

0.33

0.15

0.11

0.21

0.21

0.11

0.12

0.09

MgO

9.04

11.97

12.24

10.63

10.72

13.07

12.11

13.54

CaO

20.08

23.28

23.13

22.87

22.42

22.74

23.27

23.23

Na2O

1.36

0.52

0.46

0.56

0.67

0.49

0.41

0.40

K2O

0.03

0.01

0.00

0.02

0.01

0.00

0.00

0.02

Total

99.51

100.17

98.96

99.53

99.33

99.61

99.39

99.29

O=6

 

 

 

 

 

 

 

 

Si

1.81

1.73

1.66

1.71

1.75

1.70

1.67

1.73

Ti

0.06

0.09

0.10

0.09

0.08

0.07

0.09

0.07

Al

0.34

0.33

0.38

0.34

0.29

0.38

0.39

0.28

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

Fe3+

0.35

0.23

0.21

0.28

0.31

0.19

0.20

0.21

Mn

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

Mg

0.51

0.66

0.68

0.60

0.61

0.72

0.67

0.75

Ca

0.82

0.93

0.93

0.92

0.91

0.90

0.93

0.93

Na

0.10

0.04

0.03

0.04

0.05

0.04

0.03

0.03

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Wo

48.15

51.02

50.98

51.15

49.85

49.82

51.49

49.11

En

30.14

36.51

37.56

33.08

33.17

39.83

37.29

39.81

Fs

21.71

12.47

11.46

15.77

16.98

10.35

11.22

11.07

N Mg

60.53

81.95

90.11

75.14

73.60

91.45

87.40

92.91

   

شکل 5- پیروکسن‌های گابروهای ترالیتی (دایره‌های توپر) و تشنیتی (دایره‌های تو خالی) در نمودار تقسیم‌بندی پیروکسن‌ها(Morimoto et al., 1988) ، این کانی در محدوده دیوپسید قرار گرفته است.

شکل 6- قرارگیری پلاژیوکلازهای گابروهای ترالیتی (مثلث توپر) و تشنیتی (مثلث تو خالی) در نمودار تقسیم‌بندی پلاژیوکلازها در محدوده لابرادوریت تا آندزین (1: آنورتیت، 2: بایتونیت، 3: لابرادوریت، 4: آندزین، 5: الیگوکلاز، 6: آلبیت، 7: آنورتوکلاز و 8: سانیدین

 

جدول 3- نتایج آنالیز شیمیایی کانی‌های پلاژیوکلاز در گابروهای ترالیتی و تشنیتی

 

Teschenite

Teschenite

Theralite

Theralite

Tsechenite

Theralite

Sample

RD182

RD182

RD181

RD181

RD182

RD181

 

Rim

Core

Core

Core

Core

Rim

SiO2

51.12

49.65

50.30

49.21

52.02

50.01

Ti2O

0.09

0.05

0.05

0.00

0.01

0.00

Al2O3

23.30

30.56

30.01

31.22

25.67

29.97

Cr2O3

0.01

0.03

0.02

0.02

0.00

0.10

FeO

0.31

0.23

0.02

0.06

0.05

0.08

MgO

0.01

0.01

0.01

0.00

0.23

0.01

CaO

8.49

6.87

10.85

11.25

8.47

10.95

Na2O

7.71

4.17

4.55

4.13

6.24

5.45

K2O

0.10

0.24

0.12

0.24

0.46

0.54

Total

91.14

93.97

95.94

96.14

93.15

97.12

O=8

 

 

 

 

 

 

Si

2.54

2.40

2.37

2.32

2.52

2.34

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

1.37

1.74

1.67

1.73

1.46

1.66

Fe

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

Ca

0.45

0.36

0.55

0.57

0.44

0.55

Na

0.74

0.39

0.41

0.38

0.59

0.50

K

0.01

0.01

0.01

0.01

0.03

0.03

Total

5.14

4.93

5.01

5.01

5.06

5.09

Ab %

61.83

51.33

42.79

39.34

55.61

45.97

An %

37.64

46.73

56.44

59.16

41.71

51.04

Or %

0.53

1.94

0.77

1.51

2.67

3.00

 

 

فلدسپاتوئید

فلدسپاتوئیدهایی که به فراونی در این سنگ‌ها دیده می‌شود، نفلین و آنالسیم است. درصد این دو کانی‌، از سنگ‌های دانه‌ریز ترالیتی به سمت سنگ‌های دانه‌درشت تشنیتی افزایش می‌یابد. نفلین و آنالسیم، هر دو بین کانی‌‌های الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز تبلور پیدا کرده‌اند که می‌تواند بیانگر تبلور آن‌ها در انتهای روند تبلور سنگ‌ها باشد. وجود کانی‌هایی مانند نفلین و آنالسیم‌، ویژگی همه گابروهای مورد مطالعه است. نفلین‌ها دارای درصدهای وزنی Na2O: 14.22-15.74; K2O: 3.74-4.86; Al2O3: 33.06-35.13 هستند. درصد وزنی اکسیدهای آنالسیم‌هاNa2O: 10.17-11.68; K2O: 0.01-0.10; Al2O3: 24.83-29.63 است. این کانی‌ها می‌توانند مانند نفلین، اولیه و حاصل از تبلور ماگما باشند و یا اینکه حاصل آلتراسیون نفلین باشند (Morata and Higueras, 1996). با توجه به نبود شواهد آلتراسیون در مقاطع میکروسکوپی سنگ‌های گابرویی مورد مطالعه، این کانی‌ها می‌توانند به‌عنوان آنالسیم‌های اولیه در این سنگ‌ها در نظر گرفته شوند.

 

زمین‌شیمی

میزان SiO2 نمونه‌های مورد مطالعه 68/40-28/45 درصد وزنی و میزان MgO 83/2 تا 44/11 است. نمونه‌های دانه‌ریز ترالیتی، دارای کم‌ترین مقدار SiO2 و بیش‌ترین مقدار MgO هستند، در حالی‌که نمونه‌های درشت‌دانه‌تر تشنیتی، مقادیر بالاتر SiO2 و مقادیر پایین‌تر MgO را نشان می‌‌دهند. میزان عدد منیزیم در نمونه‌های ترالیتی، بالاتر از نمونه‌های تشنیتی است. میزان این عدد در ترالیت‌ها، 21/64-39/71 و در تشنیت‌ها 32/43-2/57 است. نتایج آنالیز شیمیایی گابروهای ترالیتی و تشنیتی در جدول 4 آمده است. نمودار تغییر اکسید MgO در مقابل برخی از عناصر اصلی و فرعی نیز در شکل 7 نمایش داده شده است. با افزایش میزان MgO در سنگ‌های مورد مطالعه، میزان اکسیدهای Na2O و K2O کاهش و میزان FeO افزایش می‌یابد. میزان عنصر Ni در سنگ‌های ترالیتی (95 تا 194 ppm) بالاتر از سنگ‌های تشنیتی (7 تا 67 ppm) است.

بالاتر بودن میزان عنصر Co در سنگ‌های ترالیتی نسبت به سنگ‌های تشنیتی نیز در خور توجه است. با افزایش میزان MgO، میزان عناصر Ni، Co و Sc افزایش و Ba، Nb و Cu کاهش می‌یابد (شکل 7).


 

جدول 4- نتایج آنالیز شیمیایی سنگ‌های گابروهای ترالیتی (The) و تشنیتی (Tes) به‌روش ICP

Sample

RD165

RD167

RD169

RD171

RD172

RD175

RD178

RD178

RD181

RD182

 

The

Tes

The

Tes

Tes

The

The

Tes

The

Tes

SiO2

43.52

45.28

43.93

40.68

43.06

43.51

43.78

43.04

43.48

43.82

TiO2

2.01

2.18

2.07

3.83

3.05

2.03

2.07

2.88

2.02

2.48

Al2O3

14

17.81

14.04

14.26

15.62

14.2

15

16.16

13.8

16.39

Fe2O3

9.23

6.18

9.15

8.33

7.17

10.05

8.63

8

9.37

8.25

MnO

0.17

0.15

0.17

0.12

0.12

0.17

0.17

0.14

0.17

0.16

MgO

11.28

2.83

10.52

6.25

4.28

9.97

7.81

4.34

11.44

3.73

CaO

10.85

9.24

10.85

13.75

11.83

10.62

10.73

12.12

10.78

9.49

Na2O

4.8

8.76

4.92

7.33

8.19

3.99

5.82

6.91

4.59

6.88

K2O

1.4

2.29

1.59

1.14

1.51

1.3

1.36

1.42

1.38

2.73

P2O5

0.85

1.72

0.86

3.14

2.15

0.74

1.01

1.89

0.87

1.62

L.O.I.

1.89

3.55

1.89

1.17

3.02

3.43

3.62

3.11

2.1

4.43

Total

100

99.99

99.99

100

100

100.01

100

100.01

100

100.0

Ba

932

2126

959

1233

1492

1011

1577

1838

1066

1576

Co

54

24

50

34

31

55

45

30

52

29

Cr

505

2

521

27

19

533

318

16

448

5

Cu

50

85

53

67

62

50

65

68

48

77

Ga

12

17

11

28

21

11

12

18

12

17

Ni

194

7

177

67

30

172

95

26

176

19

Sc

27

0

21

4

4

27

14

5

22

2

V

217

190

237

384

328

242

230

316

217

234

Zn

55

56

58

47

49

57

64

55

54

68

Rb

15.92

32.75

28.95

22.21

29.13

15.55

20.34

17.04

14.19

82.26

Sr

735

1314

660

1228

1037

714

1492

993

885

769

Y

17.7

23.7

19.2

25.5

27.1

17.8

27.7

17.3

17.4

22.0

Zr

169

206

173

211

233

172

241

182

174

229

Nb

87.1

151

87.1

113

137

91.1

130

103

88.6

209

La

43.2

77.9

45.6

83.6

77.2

43.3

76.3

51.7

44.8

81.3

Ce

77.3

128

82.9

148

135

78.2

134

91.4

82.0

139

Pr

8.29

12.3

8.70

15.0

13.2

8.23

13.6

9.19

8.55

13.4

Nd

31.7

45.9

33.3

57.4

50.7

31.4

53.3

35.2

32.7

50.4

Sm

5.56

7.19

5.82

9.06

8.26

5.48

8.85

5.93

5.71

7.99

Eu

1.78

2.41

1.86

2.62

2.50

1.77

2.77

1.97

1.85

2.52

Gd

5.14

6.83

5.46

8.32

7.68

5.14

8.22

5.54

5.34

7.40

Tb

0.76

0.96

0.81

1.14

1.08

0.76

1.17

0.79

0.78

1.02

Dy

3.43

4.28

3.65

4.91

4.86

3.42

5.24

3.48

3.50

4.51

Ho

0.65

0.84

0.71

0.93

0.94

0.66

1.01

0.67

0.67

0.86

Er

1.69

2.23

1.83

2.36

2.46

1.71

2.59

1.72

1.71

2.26

Tm

0.25

0.34

0.27

0.34

0.37

0.25

0.38

0.25

0.25

0.33

Yb

1.45

2.01

1.55

1.91

2.16

1.45

2.17

1.46

1.47

1.94

Lu

0.21

0.29

0.23

0.28

0.32

0.21

0.32

0.21

0.21

0.28

Hf

3.25

2.85

3.28

3.40

3.49

3.22

3.98

3.33

3.33

3.51

Ta

4.06

6.88

4.14

5.97

6.56

4.27

6.20

4.70

4.21

8.91

Th

5.83

10.97

6.16

7.44

10.12

5.78

8.96

6.53

5.68

10.71

U

1.53

2.59

1.50

1.99

2.41

1.52

2.14

1.88

1.49

2.73

 

شکل 7- نمودارهای دومتغیره و نحوه رفتار اکسیدها و عناصر مختلف همراه با کاهش میزان MgO

(¨ گابروهای ترالیتی ریزدانه و à گابروهای تشنیتی درشت‌دانه)

 

 

 

الگوی مشاهده شده برای عناصر LILE و HFSE در نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه و کندریت برای سنگ‌های منطقه در شکل 8 و 9 دیده می‌شود. در این نمودارها، غنی‌شدگی در LILE (مانند Ba و Rb)، HFSE (مانند Nb) و P، تهی‌شدگی در عنصر K و HREE (مانند Y و Yb) دیده می‌شود. مقادیر به‌هنجار شده عنصر Yb نسبت به کندریت در این سنگ‌ها کمتر از 10 و به‌طور متوسط 45/1-17/2 است. گابروهای کمربن غنی‌شدگی در LREE را نسبت به HREE نشان می‌دهند و میزان (La/Yb)N به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه در این سنگ‌ها از 98/19 تا 41/28 متغیر است.

بحث

ماهیت ماگمای سازنده گابروها

میزان CaO و MnO در کانی الیوین در سنگ‌های مورد مطالعه با سنگ‌های سری آلکالن تطابق دارد (Ngounouno et al., 2001). میزان Altot/Ti<10 و میزان پایین SiO2 در پیروکسن‌های سنگ‌های منطقه، از ویژگی‌های برجسته پیروکسن‌های مربوط به سری‌های آلکالن است Le Bas, 1962)؛ Azambre et al., 1992؛ Chambers and Brown, 1995؛ Dostal and Owen, 1998). پیروکسن‌های سنگ‌های گابرویی منطقه دارای مقادیر بالای سازنده ولاستونیت نسبت به جزء انستاتیت و فروسیلیت هستند.


 

شکل 8- نمودار عنکبوتی سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن، به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه، مقادیر برگرفته از Sun و McDonough (1989)، علایم مانند شکل 7 است.

 

 

شکل 9- نمودار عنکبوتی سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن، به‌هنجار شده نسبت به کندریت‌ها، مقادیر برگرفته از Sun و McDonough (1989)، علایم مانند شکل 7 است.

 

 

 

 

 

این ویژگی در پیروکسن‌های سنگ‌های تشنیتی (Wlodyka, 2002) و سنگ‌های آلکالن فوئید‌دار (Bardintzeff et al., 2012) گزارش شده است که می‌تواند مربوط به بالا بودن مقادیر Al و Ti این پیروکسن‌ها باشد، زیرا این کاتیون‌ها می‌توانند جانشین یون‌های Mg و Fe (در موضع M2 پیروکسن‌ها) شوند و این مسأله باعث کاهش میزان این دو یون نسبت به یون Ca (در موضع M1 پیروکسن‌ها) و بالا رفتن نسبت ولاستونیت می‌شود (Wlodyka, 2002). حضور کانی‌های نفلین و آنالسیم در سنگ‌ها نیز شاخصه ماگماهای آلکالن است (Dostal and Owen, 1998). بنابراین می‌توان بر اساس مطالعات کانی‌شناسی و شیمی- کانی اظهار داشت که ماگمای سازنده گابروهای مورد مطالعه ماهیت آلکالن دارد.

 

پتروژنز توده گابرویی

در این توده گابرویی، میزان عدد منیزیم از سنگ‌های ترالیتی در حاشیه توده به سمت سنگ‌های تشنیتی در مرکز توده کاهش می‌یابد، همچنین با کاهش MgO در سنگ‌ها، میزان SiO2، Al2O3، Na2O، K2O و Ba افزایش و میزان Ni، Co و FeO کاهش می‌یابد. این روندهای مشاهده شده در نمودارهای دو متغیره، می‌تواند به وسیله پدیده تفریق بلورین توجیه شود.

در نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های منطقه، غنی‌شدگی در LILE (مانند Ba و (Rb، HFSE (مانند Nb) و P و تهی‌شدگی در عنصر K و HREE (مانند Y و Yb) مشابه با روندهای سنگ‌های آلکالن مناطق درون صفحه‌ای است (Beccaluva et al., 2009; Weifeng et al., 2005). در نمودارهای عنکبوتی، غنی‌شدگی در LREE نسبت به HREE نیز از ویژگی‌های سازگار با ماگماهای آلکالن تولید شده در موقعیت‌های درون صفحه‌ای است (Fitton et al., 1991; Ali and Ntaflos, 2011).

نسبت عناصر HFSE/LREE می‌تواند برای تعیین منشأ ماگمای به‌وجود آورنده سنگ‌ها استفاده شود. نسبت‌های کوچک‌تر از یک می‌تواند نشان‌دهنده منشأ لیتوسفری باشد، در صورتی که نسبت‌های بزرگ‌تر از یک، مشخصه ماگماهای نشأت گرفته از آستنوسفر است (Smith et al., 1999). گابروهای آلکالن کمربن دارای نسبت‌های بالاتر از یک Nb/La (35/1-75/2)، Nb/Ce (01/1-50/1)، Zr/La (52/2-97/3) و Zr/Ce (61/1-18/2) هستند. این نسبت‌ها می‌تواند بیانگر به‌وجود آمدن ماگمای تشکیل‌دهنده سنگ‌ها از یک منبع استنوسفری باشد.

میزان YbN به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) در همه نمونه‌ها پایین‌تر از 10 است. این مسأله می‌تواند نشان‌دهنده حضور گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در گوشته منشأ این سنگ‌ها باشد (Morata et al., 2005).

نمودار عنکبوتی به‌هنجار شده سنگ‌های مورد مطالعه نسبت به کندریت‌ها، تقریباً شیب تندی را نشان می‌دهد. الگوی HREE به‌هنجار شده نسبت به کندریت‌ها، در مذاب‌های تولید شده از منشأ لرزولیت- اسپینل، تقریباً مسطح است و شیب بسیار کمی را نشان می‌دهد، برای مثال میزان (Dy/Yb)N کمتر از 06/1 است، این در حالی است که ماگماهای نشأت گرفته از لرزولیت- گارنت دارای نسبت‌های (Dy/Yb)N بالاتر از 06/1 هستند (Blundy et al., 1998; Ali and Ntaflos, 2011). بنابراین شیب تند الگوی HREE در شکل 12، مقادیر بالای (La/Yb)N (98/19-41/28) و مقادیر بالای (Dy/Yb)N در سنگ‌های مورد مطالعه که از 39/1 تا 68/1 تغییر می‌کند، می‌تواند نشان‌دهنده وجود گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در منشأ گوشته به‌وجود آورنده ماگمای سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن باشد.

محیط تکتونیکی و جایگاه ماگماتیسم در البرز مرکزی

همان‌طور که یاد شد، روند رفتار عناصر کمیاب در نمودارهای عنکبوتی، متناسب با روندهای عناصر در محیط‌های دورن صفحه‌ای است. در نمودار‌های طبقه‌بندی گابروها (شکل 10) نیز این سنگ‌ها در بخش گابروهای محیط‌های ریفتی درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند (Biermanns, 1996). برونزد این توده گابرویی آلکالن در درون بخش شیلی و سیلتی سازند شمشک دیده می‌شود و سن توده‌های مشابه که در ناحیه البرز مرکزی در درون سازند شمشک و یا در واحدهای جوان‌تر دیده می‌شوند، حداکثر ژوراسیک میانی تعیین شده است (سعیدی، 1372). در البرز مرکزی، تکتونیک کششی در دوران مزوزوئیک، در تریاس بالایی هم‌زمان با ولکانیسم ریفتی Rhaetic و شروع رسوب‌گذاری سازند زغال‌دار شمشک آغاز می‌شود (Berberian, 1982). این فاز کششی که با ایجاد ریفت‌های ناحیه‌ای در بخش‌های مختلف همراه است، به ایجاد ولکانیسم و پلوتونیسم در منطقه منجر شده است (Berberian, 1982). فرآیندهای کششی و ولکانیسم و پلوتونیسم وابسته به آن در البرز مرکزی از تریاس بالایی (شروع ته‌نشست سازند شمشک) تا ژوراسیک میانی (خاتمه ته نشست سازند شمشک) ادامه داشته است (Fursich et al., 2005, Zanchi et al., 2005, 2006; Berra et al., 2007). در شمال دهکده کمربن، گدازه‌های آلکالن مربوط به ولکانیسم ریفتی اواخر تریاس دیده می‌شود که از نظر ویژگی‌های کانی‌شناسی و بافتی شباهت در خور توجهی را با توده گابرویی آلکالن کمربن نشان می‌دهد (دوروزی، در دست چاپ). بنابراین ایجاد توده گابرویی آلکالن کمربن می‌تواند در ارتباط با فاز پلوتونیسم ریفت درون‌صفحه‌ای باشد که در اواخر تریاس در البرز مرکزی فعالیت داشته است.


 

   

شکل 10- نمودار‌های طبقه‌بندی گابروهای آلکالن کمربن، این سنگ‌ها در بخش گابروهای محیط‌های ریفتی درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند (Biermanns, 1996)، علایم مانند شکل 7 است.

 


نتیجه‌گیری

مطالعه گابروهای کمربن، نشان از حضور یک فار پلوتونیسم آلکالن در شمال البرز مرکزی دارد. این توده در حاشیه ریزدانه‌تر و ترکیب ترالیتی دارد و به‌سمت مرکز، درشت‌دانه‌تر و ترکیب تشنیتی می‌یابد. این مسأله می‌تواند نمایان‌گر تبلور زود هنگام حاشیه توده، به‌علت افت حرارتی سریع‌تر باشد. در نمودارهای زمین‌شیمیایی نیز، روند تفریق از حاشیه توده به سمت گابروهای درشت‌دانه تشنیتی مرکز دیده می‌شود. بر اساس زمین‌شیمی عناصر کمیاب، ماگمای سازنده این سنگ‌ها در موقعیت درون صفحه‌ای و از یک منبع استنوسفری به‌وجود آمده است. میزان و نسبت عناصر کمیاب نشان‌دهنده وجود گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در منشأ گوشته به‌وجود آورنده ماگمای سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن است. ایجاد توده گابرویی آلکالن کمربن می‌تواند در ارتباط با فاز پلوتونیسم ریفت درون‌صفحه‌ای باشد که در اواخر تریاس در البرز مرکزی فعالیت داشته است.

دوروزی، ر. (1392) پترولوژی و بررسی توالی ماگماتیسم سنگ‌های آذرین دامنه شمالی البرز مرکزی در منطقه سیاه بیشه. رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی تهران، تهران، ایران.

سعیدی، ع. (1372) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 بلده. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

وحدتی دانشمند، ف. (1383) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 مرزن‌آباد. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

Ali, Sh. and Ntaflos, Th. (2011) Alkali basalts from Burgenland, Austria: Petrological constraints on the origin of the westernmost magmatism in the Carpathian-Pannonian Region. Lithos 121: 76-87.

Azambre, B. G., Rossy, M. and Albarede, F. (1992) Petrology of the alkaline magmatism from the Cretaceous North-Pyrenean Rift Zone (France and Spain). European Journal of Mineralogy 4: 813-834.

Bardintzeff, J., Deniel, C., Guillou, H., Platevoet, B., Telouk, P. M. and Oun, Kh. (2012) Miocene to recent alkaline volcanisim between Al Haruj and Waw an Namous (southern Libya). International Journal of Earth Science 101: 1047-1063.

Beccaluva, L., Bianchini, G., Natali, C. and Siena, F. (2009) Continental flood basalts and mantle Plumes: a Case Study of the Northern Ethiopian Plateau. Journal of petrology 50(8): 1377-1403.

Berberian, F. and Berberian, M., (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Delany, F. M. (Ed.): Zagros-Hindu Kush-Himalaya GeodynamicEvolution. Geodynamics Series. American Geophysical Union,Washington, 5-32.

Berberian, M. (1976) Seismotectonic map of Iran, 1:250000. Contribution to the seismotectonics of Iran (Part II). Geological Survey of Iran 39: 7-141.

Berberian, M. (1982) The southern Caspian: A compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Scinces 20:163-183.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography andtectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.

Berra, F., Zanchi, A., Mattei, M. and Nawab, A. (2007) Late Cretaceous transgression on a Cimmerian high (Neka Valley, Eastern Alborz, Iran): A geodynamic event recorded by glauconitic sands. Sedimentary Geology 199: 189-204.

Biermanns, L. (1996) Chemical classification of gabbroic-dioritic rocks, based on TiO2, SiO2, FeO total, MgO, K2O, Y and Zr. Symposium International sur la Geodynamigue Andine 3. Saint-Malo, France.

Blundy, J. D., Robinson, J. A. C. and Wood, B. J. (1998) Heavy REE are compatible in clinopyroxene on the spinel lherzolite solidus. Earth and Planetary Science Letters 160: 493-504.

Chambers, A. D. and Brown, P. E. (1995) The Lilloise intrusion East Greenland: fractionation of a hydrous alkali picritic magma. Journal of Petrology 36: 933-963.

Dostal, J. and Owen, J. V. (1998) Cretaceous alkaline lamprophyres from northeastern Czech Republic: Geochemistry and petrogenesis. Geologische Rundschdau 87: 67-77.

Fitton, J. G., James, D. and Leeman, W. P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research 96: 13693-13711.

Fürsich, F. T., Wilmsen, M., Seyed-Emami, K., Cecca, F. and Majidifard, R. (2005) The upper Shemshak Formation (Toarcian-Aalenian) of the Eastern Alborz (Iran): biota and palaeoenvironments during a transgressive-regressive cycle. Facies 51: 365-384.

Guest, B., Guest, A. and Axen, G. (2007) Late Tertiary tectonic evolution of northern Iran: A case for simple crustal folding. Global and Planetary Change 58: 435-45.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminium in igneous clinopyroxene with relation to their parentage. American Journal of Sciences 260: 267-268.

Morata, D. and Higueras, P. (1996) Analcimas en lavas alcalinas delSinclinal de Almade´n, Origen primario o secundario? Implicacionespetrogene´ticas. Boletı´n de la Sociedad Espan˜ola de Mineralogı´a 19: 27-37.

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarez, M. (2005) The Bandurrias gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian Cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Morimoto, N., Fabries, J., Fergusson, A. K., Guizbourg, I. D., Ross, M.,Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclatureof pyroxenes. American Mineralogist 173: 1123-1133.

Ngounouno, I., Moreau, C., De´ruelle, B., Demaiffe, D. and Montigny, R. (2001)Pe´trologie du complexe alcalin sous-sature´ de Kokoumi (Cameroun).Bulletin de la Societe´ ge´ologique de la France 172: 675-686.

Sengor, A. M. C. (1990) A new model for the late Palaeozoic-Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. Geological Society of London Special Publication 37: 119-181.

Sengor, A. M. C. and Natal'in, B. A. (1996) Paleotectonics of Asia: fragments of a synthesis. In: Harrison, M. (Ed.): The tectonic evolution of Asia. Cambridge University Press, Cambridge: 486-640.

Sengor, A. M. C., Altiner, D., Cin, A., Ustaomer, T. and Hsu, K. J. (1988)Origin and assembly of the Tehyside orogenic collage at theexpense of Gondwana and Thetys. Geological Society of London, Special Publication 37: 119-181.

Smith, E. I., Sánchez, A., Walker, J. D., Wang, K. (1999) Geochemistry of mafic magmas in the Hurricane Volcanic Field, Utah: implications for small- and large scale chemical variability of the lithospheric mantle. Journal of Geology 107: 433-448.

Stocklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: Burk, C. A. and Drake, C. L. (Eds.): The Geology of Continental Margins. Springer-Verlag, Berlin: 873-887.

Sun, S. and McDonough, W. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalt: Implications for mantle composition and processes, Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society Special Publications 42: 313-345.

Weifeng, C., Peirong, C., Xesheng, X. and Min, Z. (2005) Geochemical characteristics of Cretaceous basaltic rocks in south China and constraints on Pacific plate subduction. Science in China Ser. D Earth Sciences 48(12): 2104-2117.

Wlodyka, R. (2002) Clinopyroxene and amphibole zoning patterns in teschenite rocks from the outer western polish carpatians. Congress of Carpathian-Balkan Geological Association Bratislava. September 1st-4th.

Zanchi, A., Berra, F., Mattei, M., Ghassemi, M. and Sabouri, J. (2006) Inversion tectonics in central Alborz, Iran. Journal of Structural Geology 28: 2023-2034.

Zanchi, A., Berra, F., Mattei, M., Zanchetta, S., Nawab, A. and Sabouri, J. (2005) The early Mesozoic Cimmerian orogeny in the Alborz mountains, Iran. Geophysical Research 7: 1607-7962.