روابط آتشفشانی- پلوتونیسم در منطقه لات- بلوکان (شمال قزوین، البرز باختری): ‏تحلیل پتروژنتیک و الگوسازی زمین‌شیمیایی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه بین‌المللی امام خمینی (ره)، قزوین، ایران

چکیده

منطقه لات- بلوکان در پهنه البرز غربی و 45 کیلومتری شمال قزوین بوده و دارای توده‏‌های آذرین‌ درونی و بیرونی، با ترکیب‌های گوناگون (حدواسط تا اسیدی) و به سن ائوسن و جوان‏‌تر (سازند کرج) است‏. این توالی سنگی از سه رخساره ساخته شده است: نهشته‏‌های رسوبی- آذرآواری پدیدآمده از فوران‏‌های متناوب انفجاری در یک پهنه رسوبی کم‏ژرفا، روانه گدازه‏‌های آندزیتی پدیدآمده از فوران‏‌های شکافی غیرانفجاری در یک پهنه هوایی و توده‏‌های ساب‏‌ولکانیک (توده‏‌های دیوریتی، گنبدهای داسیتی و دسته دایک‏‌های موازی). دسته دایک‏‌ها نیز دو گروه هستند: دسته دایک‏‌های آندزیتیِ تغذیه‏‌کننده روانه گدازه‏‌ها و دسته دایک‏‌های دیوریتی پساماگمایی. از دیدگاه زمین‌ساختی و برپایة ویژگی‌هایی مانند نسبت Ba/La بالاتر از 15، نسبت Ba/Ta بالاتر از 450، غنی‏‌شدگی از LREEs در برابر HREE، غنی‏‌شدگی از LILE و تهی‏‌شدگی از HFSE (مانند: Ti و Ta) و نیز نمودارهای گوناگون رده‌بندی پهنه زمین‌ساختی ماگما، سنگ‏‌های ماگمایی منطقه لات- بلوکان در شمال قزوین (البرز باختری) در حاشیه فعال قاره‏‌ای پدید آمده‌اند. از دیدگاه زمین‌شیمیایی و به‏‌ویژه برپایة الگو‎‎سازی زمین‌شیمیاییِ فرایندهای ماگمایی، ماگمای نخستین ماگمایی گوشته‏‌ای‎ دانسته می‏‌شود که ‏پس از بالاآمدن و جایگیری در پوسته قاره‏‌ای زیرین و آلایش با سازندگان آن، ماگماهای گوناگونِ منطقه را پدید آورده است؛ به‌گونه‌ای‌که برپایه این بررسی‌ها، ‏روانه گدازه‏‌های آندزیتی پیامدِ فرایند ‏FCA‏، دیوریت‏‌ها پیامد هضم تکه‌های پوسته قاره‏‌ای زیرین در ماگمای تحول‌یافته از ماگمای نخستین و ‏داسیت‏‌ها پیامد ذوب‌بخشی پوسته قاره‏‌ای (با ترکیب آمفیبولیتی) هستند. ‏

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Volcano-plutonic relations in Lat-Bolukan district (North of Qazvin, Western Alborz): Petrogenetic analysis and geochemical modeling

نویسندگان [English]

  • Batool Nemati
  • Abbas Asiababha
Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran
چکیده [English]

The Lat-Blukan area situated on the western Alborz zone, 45 Km to the north of Qazvin. The area contains intrusive and extrusive bodies with intermediate to acidic composition belonging to Eocene or younger in age (Karaj Formation). This lithological sequence can be divided into three main facies: sedimentary-pyroclastic deposits resulted from explosive alternative eruptions in a shallow-depth sedimentary basin, andesitic lava flows from subaerial effusive fissure eruptions and subvolcanic bodies including dioritic bodies, dacitic domes and parallel dyke swarms. Dykes also are subdivided into andesitic feeder dykes and post-magmatic dioritic dyke. Several evidences including  the Ba/La > 15, Ba/Ta > 450, enrichment of LREEs relative to HREEs, enrichment of LILEs and depletion of HSFEs (Ti and Ta) as well as different tectonic setting diagrams, the magmatic rocks appertain to the continental active margin. Geochemically and especially based on geochemical modeling of magmatic processes, the parent magma of these series is considered to be generated from the mantle that after the ascent and staying in lower continental crust, it contaminated by crustal components and created a variety of magmas in the area. Thus, it may be proposed that the andesitic lava flows formed as a result of the FCA process, diorites originated from the lower continental crust fragments assimilated in the evolved magma from initial magma and dacites are the products of the partial melts of the amphibolitic continental crust. 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Feeder dykes
  • Geochemical modeling
  • active continental margin
  • Lat-Bolukan
  • western Alborz zone

برپایه پیشنهاد برخی پژوهشگران (مانند: Stöcklin, 1974; Berberian and Berberian, 1981; Stampfli, 2000; Guest et al., 2006) پهنه البرز، خردقاره‏‌ای در حاشیه شمالی ابرقاره گندوانا با سن بسیار کهن و دیرین دانسته شده است که در زمان طولانی زمین‏‌شناسی، چندین فاز کوهزایی، خشکی‏‌زایی، ماگمایی و رسوب‏‌گذاری را سپری کرده است. با وجود این، از آنجایی‌که رویدادهای ماگمایی سنوزوییک گسترش چشمگیری دارند، بررسی و شناخت ویژگی‌های گوناگون این پهنه (با بیش از هزاران متر ستبرا) بسیار ارزشمند است. افزون‌براین، از دیدگاه ترکیبی (بازیک تا اسیدی) و از دیدگاه فرایندهای پدیدآورنده (آتشفشانیِ انفجاری یا غیر انفجاری و یا نفوذی) توده‏‌های آذرین و ماگمایی در بخش‌های گوناگون این پهنه بسیار گوناگون هستند. به‌همین‌روی، تفسیر ارتباط پیدایش و خاستگاه آنها پیچیدگی‏‌هایی دارد و بررسی‌ آنها نیازمند به‏‌کارگیری روش‏‌های نوین است. منطقه لات- بلوکان در 45 کیلومتری شمال قزوین، بخشی از پهنه البرز باختری (شکل 1) است. توده‏‌های آذرین درونی و بیرونی فراوان و گوناگونی (مانند: نهشته‏‌های آذرآواری، دیوریت، روانه‏‌ گدازه‏‌های آندزیتی، دایک‏‌های دیابازی و دیوریتی و گنبد داسیتی) در این منطقه‏‌ (به‌گستردگی نزدیک به 100 کیلومتر مربع) یافت می‌شود. چگونگی ارتباط یا نبود ارتباط میان آنها و نیز فرایند(های) سنگ‌زایی (پتروژنتیک) پدیدآورندة هر یک از آنها، پرسش اصلی این پژوهش است.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه لات- بلوکان (بخشی از نقشه زمین‌شناسی چهارگوش جواهرده (Bahar Firouzi et al., 2002) با برخی تغییرات) و جایگاه آن در نقشه زمین‌شناسی ایران


 

 

بررسی‌های Teymoori (2010) دربارة سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری منطقه جیرنده در شمال‌باختری قزوین و نیز بررسی‌های Meshkin (2007) دربارة سنگ‏‌های آتشفشانی، آذرآواری و نفوذی منطقه زرشک در شمال قزوین از بررسی‌های انجام‌شده در بخش‌های نزدیک این منطقه هستند.

 

روش انجام پژوهش

برای دستیابی به هدف این پژوهش، پس از انجام بازدیدهای صحرایی، بررسی روابط صحرایی، نمونه‏‌برداری از سنگ‌های گوناگون و انجام بررسی‌های سنگ‏‌نگاری روی آنها، شمار 10 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برگزیده شدند. این نمونه‌ها، برای تجزیه عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای فرعی به روش ICP-AES به آزمایشگاه شیمی سازمان زمین‏‌شناسی کشور فرستاده شدند. برای یافتن روابط تحولی سنگ‌زایی، برپایه داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده نمودارهای زمین‌شیمیایی در نرم‏‌افزارهای Igpet و GCDkit رسم شدند. همچنین، با به‌کارگیری نرم‏‌افزارهای Excel و FC-AFC-FCA داده‌ها الگوسازی و پردازش شدند.

 

زمین‏‌شناسی و سنگ‏‌نگاری

سنگ‏‌های آهکی پرمین سازند روته و دولومیت‏‌های تریاس سازند الیکا و سپس سنگ آهک‏‌های کرتاسه سازندهای تیزکوه و دلیچای از کهن‏‌ترین رخنمون‏‌های سنگی در این منطقه هستند (Annells et al., 1975). این سنگ‌ها با گسل رانده بلوکان روی سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن (هم‌ارز سازند کرج) رانده شده‏‌اند (شکل 1).

برپایه سن و نوع فرایندهای پدیدآورنده، سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن (سازند کرج) در این منطقه، با تکیه‏‌گاه کنگلومرای فجن (پالئوسن) به سه رخساره اصلی زیر رده‌بندی می‌شوند:

1)      نهشته‏‌های رسوبی و آذرآواری؛

2)      روانه‏‌گدازه‏‌های آندزیتی؛

3)      توده‏‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف و آتشفشانی.

 

نهشته‏‌های رسوبی و آذرآواری

از دیدگاه سنگ‌شناسی، این نهشته‏‌ها بسیار گوناگون هستند و از سنگ‏‌های کربناته، آواری و آذرآواری (شکل 2- A) ساخته شده‌اند. این نهشته‌ها گسترش چشمگیری در این منطقه دارند. با وجود این، حجم سنگ‏‌های آذرآواری (شامل انواع توف، لاپیلی توف و آگلومرا) بیشتر از سنگ‏‌های رسوبی میان لایه‏‌ای دیگر (مانند: سنگ‌آهک، ماسه‌سنگ و سیلتستون) است.

به‌علت تفاوت‏‌های آشکار چینه‏‌شناختیِ سنگ‌های یادشده در این منطقه، با برش نمونه در دره کرج چالوس (Dedual, 1967)، Annells و همکاران (1975) آنها را «فاز 1» و Asiabanha و Foden (2012) آنها را «نهشته‏‌های ولکانی‏‌کلاستیک» نامیده‌اند.

نهشته‏‌های آذرآواری منطقه، به رنگ‏‌های گوناگونِ سبز، کرم و خاکستری، همراه با ساخت‏‌های رسوبی (مانند لایه‏‌بندی خوب؛ کلفت تا نازک‌لایه) و دانه‏‌بندی تدریجی (شکل 2- B) دیده می‏‌شوند.

از دیدگاه سنگ‏‌نگاری، این رسوب‌ها از تکه‌های گردشده تا نیمه‌گردشدة خرده بلورهای کوارتز و پلاژیوکلاز (5 درصد حجمی)، خرده سنگ‏‌های آذرین (50 درصد حجمی) و آهکی (45 درصد حجمی) با جورشدگی و گردشدگی خوب ساخته شده‌اند. همچنین، برخی خرده سنگ‏‌های آهکی دارای خرده‏‌های فسیلی و یک نمونه میکروفسیل بنتیک Numulites (شاخص پالئوسن تا هولوسن) هستند (شکل 3- A). همچنین، بررسی‏‌های Asiabanha و همکاران (2009) در منطقه زرشک (20 کیلومتری جنوب منطقة بررسی‌شده)، سن ائوسن میانی را برای نهشته‏‌های مشابه نشان داده است.

 

 

 

شکل 2- روابط صحرایی رخساره‏‌های گوناگونِ آتشفشانی در منطقه لات- بلوکان (البرز باختری): (A لایه‏‌های سنگ آهک توفی؛ (B دانه‏‌بندی تدریجی در رسوب‌های توفی؛ (C روانه‏‌گدازه‏‌های آندزیتی روی رسوب‌های توفی؛ (D ساخت چینه‏‌سان در روانه گدازه‏‌های آندزیتی

 


روانه گدازه‏‌های آندزیتی

در برخی نقاط، رسوب‌های توفی فاز 1، با روانه‏‌گدازه‏‌های آندزیتی به‏‌صورت دگرشیب پوشیده می‏‌شوند (شکل 2- C). این روانه‏‌گدازه‏‌ها دارای ساختار چینه‏‌سان (Stratoid) (شکل 2- D) با درزه‏‌های منشوری، رنگ خاکستری تیره و فابریک پورفیری هستند. هرچند روانه ‏‌گدازه‏‌های چینه‏‌سان (با ضخامت 3 تا 5 متر در هر روانه) فراوان هستند، هیچ‏‌گونه خاکی میان آنها دیده نمی‏‌شود و این، خود نشان‌دهندة کوتاه‌بودن دوره آرامش میان فوران‏‌های پیاپی است.

هرچند روانه‏‌گدازه‏‌ها گستردگی بسیاری دارند، گوناگونیِ سنگ‏‌نگاری خاصی نشان نمی‏‌دهند. این‌سنگ‌ها، با داشتن فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز (15-10 درصد حجمی)، سانیدین (10-5 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (10 درصد حجمی)، کانی‏‌های تیره و آپاتیت (5 درصد حجمی) در زمینه‏‌ای میکرولیتی و جریانی (ساخته‌شده از پلاژیوکلاز، پیروکسن و شیشه) شناخته می‏‌شوند. بیشتر آنها بافت میکرولیتیک‌پورفیری تا تراکیتی و گاه اینترگرانولار دارند و بافت‏‌های فرعیِ گلومروپورفیری و سینوسی (عبارت است از اتصال بلورهای هم‏‌جنس به هنگام صعود ماگما؛ Shelley، 1993) نیز نشان می‌دهند.

توده‏‌های آذرین نیمه‌درونی و آتشفشانی

مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‌درونی، شامل گنبدهای داسیتی، دایک‏‌های موازی و توده‏‌های آذرین دیوریتی در میان سنگ‏‌های کهن‏‌تر تزریق شده‏‌اند.

الف- گنبدهای داسیتی: در این منطقه سه تودة داسیتیِ گنبدی‌شکل، با ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناسی همانندی دیده می‏‌شوند. این توده‌ها عبارتند از: توده داسیتی بلوکان، لات و نوده. بزرگی این توده‏‌ها از 1 تا 3 کیلومترمربع متغیر است و گاه دامنه بسیار پرشیبی دارند (شکل 3- A). هر سه تودة نامبرده درون توف‏‌ها و آهک‏‌های ائوسن تزریق شده‏‌اند (شکل 3- A) و ازاین‌رو، جوان‏‌تر از ائوسن هستند و در برخی بخش‌ها، سطح برخورد آنها با سنگ‏‌های کهن‏‌تر گسلی است (مانند: سطح برخورد توده بلوکان با دولومیت‏‌های کرتاسه). ازآنجایی‌که هر سه توده در همسایگی گسل‏‌های رانده و راستالغز هستند، درزه‏‌های سیستماتیک عمودی، چین‏‌های لغزشی و دگرسانی هماتیتی در آنها دیده می‌شود.

رنگ نمونه‏‌ها خاکستری روشن با بافت میکروپورفیری بوده و از میکروفنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز (15 درصد حجمی)، سانیدین (10-5 درصد حجمی) و کوارتز (10 درصد حجمی)، به‌همراه کانی‏‌های فرعیِ بیوتیت و آمفیبول (15-10 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (کمتر از 5 درصد حجمی)، زیرکن، آپاتیت و کانی‏‌های تیره (3-2 درصد حجمی) در یک زمینه شیشه‏‌ای یا فلسیتی ساخته شده‌اند.

آشکار‌ترین ویژگی‏‌های بافتی در نمونه‏‌ها عبارتند از:

الف- تبدیل پیروکسن به بیوتیت در پی فرایندهای کانی‌شناسی سری واکنشی باون و یا فرایند دگرگونی خودبه‌خودی (Shelley, 1993؛ Best, 2003) (شکل 4- B)؛

ب- همراهیِ بیوتیت و آمفیبول که نشان‌دهندة بالابودن فشار آب (5-3 درصد وزنی) در ماگماهای داسیتی دارد (Best, 2003)؛

پ- وجود تکه‌های میکروانکلاوهایِ کمابیش گرد (شکل 4- C)؛

ت- بافت پورفیری (با بیش از 50 درصد حجمی فنوکریست) که توقف کمابیش درازمدت ماگما در آشیانه‌ماگمایی کمابیش ژرف را نشان می‌دهد.

 

ب- دسته دایک‏‌های موازی: دایک‏‌های منطقه لات- بلوکان، که بیشتر در بخش‌های شمالی این منطقه دیده می‌شوند، ترکیبی حدواسط تا بازیک دارند و روند آنها موازی هم، در راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری است. بزرگی و ستبرای آنها 5/0 تا 10 متر و درازای آنها نزدیک به 100 تا 1000 متر است. مهم‏‌ترین ویژگی‏‌های این دسته دایک‏‌ها عبارتند از:

(1) محل تجمع آنها میان دو راندگی اصلی منطقه (راندگی‏‌های لات و بلوکان، به‌ترتیب در شمال و جنوب منطقه) و بیشتر در ارتباط با پهنه گسلی راستالغزِ چپ‏‌گرد است؛

(2) از دیدگاه ترکیبی در دو گروه بازالتی و دیوریتی/دلریتی جای دارند. ترکیب و فابریک گروه اول مانند روانه گدازه‏‌های آندزیتی است و ازاین‌رو، آنها «دایک‏‌های تغذیه‌کننده» نامیده می‌شوند (شکل 3- B). گروه دوم هم‌ارزِ ریزدانه‏‌ترِ توده‏‌های دیوریتی منطقه هستند و ازاین‌رو، «دایک‏‌های پساماگمایی» نامیده می‌شوند (شکل 3- C).

دایک‏‌های تغذیه‏‌کننده با ترکیب بازالتی، بافتی میکروپورفیری از پلاژیوکلاز (20 درصد حجمی)، ارتوپیروکسن (5 درصد حجمی) و کانی‏‌های تیره (2 درصد حجمی) در زمینه‏‌ای از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز ساخته شده‌اند؛‌ اما دایک‏‌های پساماگمایی کانی‏‌های پلاژیوکلاز (60 درصد حجمی)، ارتو- و کلینوپیروکسن (20 درصد حجمی)، کانی‏‌های تیره و زیرکن (5 درصد حجمی)، آپاتیت (1 درصد حجمی)؛ به‌همراه ایدنگزیتِ پدیدآمده از پیروکسن (Wilshire, 1958) (10 درصد حجمی) و کلریت (4 درصد حجمی) دارند و بافت گرانولار و اینترگرانولار نشان می‌دهند. در نمونه‌های دایک‏‌ پساماگمایی، پیروکسن‏‌ها و برخی پلاژیوکلازها بافت غربالی نشان می‏‌دهند و پیروکسن‏‌ها به هر دو صورت فنوکریست و ریز بلور دیده می‏‌شوند.

 

 

 

شکل 3- روابط صحرایی توده‏‌های آذرین درونی گوناگون در منطقه لات- بلوکان: A) گنبد داسیتی لات که در لایه‏‌های توفی و آهک‌توفی رخساره رسوبی- آذرآواری تزریق شده است؛ B) دایک‌آندزیتی جنوب روستای لات درون رسوب‌های توفی؛ C) دایک دیوریتی درون توده دیوریتی لات؛ D) توده دیوریتی لات- نوده (که در رسوب‌های توفی ائوسن تزریق شده است)

 


پ- توده‏‌های آذرین دیوریتی: در شمال گسل رانده لات و در گسترة میان روستاهای لات و نوده، چند توده آذرین درونی به‏‌صورت تکه‏‌تکه و در جنوب این گسل (در جنوب روستای کشارود)، یک توده دیگر دیده می‌شوند (شکل 1). گستردگی هر یک از توده‏‌‌های شمالی کمتر از یک کیلومترمربع و در کل، نزدیک به 4 کیلومترمربع است. گستردگی توده کشارود نیز نزدیک به 3 کیلومترمربع است. توده‏‌های لات- نوده درون سنگ آهک و توف‏‌‏‌های ائوسن (شکل 3- D) و توده کشارود درون توف‏‌های ائوسن تزریق شده‏‌اند. از آنجایی‌که این توده‌های آذرین نیمه‌درونی هستند، کاهش گرمای آنها در هنگام تزریق در سطوح کم‏‌ژرفا و نیز سرشت آذرین سنگ میزبان، در سطح برخورد این توده‏‌ها و سنگ‏‌های میزبان، دگرگونی خاصی روی نداده است. رنگ، ترکیب کانی‏‌شناسی و ساخت توده‏‌های یادشده کاملاً همانند هم است؛ به‌گونه‌ای‌که در سطح تازه با رنگ خاکستری تیره، بافت گرانولار و کانی‏‌های پلاژیوکلاز و پیروکسن شناخته می‏‌شوند و همه آنها با دایک‏‌های پساماگمایی دیوریتی قطع شده‏‌اند. از دیدگاه سنگ‏‌نگاری، نمونه‏‌های دیوریتی دارای پلاژیوکلاز (60-55 درصد حجمی)، ارتو- و کلینوپیروکسن (25-20 درصد حجمی)، کوارتز (5 درصد حجمی)، آپاتیت و زیرکن (1 درصد حجمی)،کانی‏‌های تیره (5-2 درصد حجمی)، به‌همراه کانی‏‌های ثانویه (مانند: ایدنگزیت، کوارتز، بیوتیت و کلریت) هستند.

 

 

 

شکل 4- گزیده‌ای از تصویرهای سنگ‏‌نگاری از گنبدهای داسیتی و توده‏‌های دیوریتی منطقه لات-بلوکان (پهنه البرز باختری): A) میکروفسیل بنتیک Numulites در رسوب‌های توفی؛ B) جایگزینی پیروکسن با بیوتیت در گنبد داسیتی نوده؛ C) میکروانکلاو کمابیش گرد در گنبد داسیتی نوده، ساخته‌شده از درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز همراه با بلورهای ریز کوارتز و بیوتیت؛ D) بافت غربالی در فنوکریست پیروکسن توده دیوریتی لات؛ E) تیغه‏‌های اکسولوشنی در پیروکسن در توده دیوریتی لات؛ F) هم‌رشدی پیروکسن و پلاژیوکلاز در توده دیوریتی لات (تصویر B در نور PPL و تصویرهای دیگر در نور XPL هستند) (نام اختصاری کانی‌ها: بیوتیت: Bt؛ پلاژیوکلاز: Plg؛ کلینوپیروکسن: Cpx)

 


به‌علت دارابودن بافت‏‌هایی مانند گرانولار و به‏‌ویژه اینترگرانولار و افیتیک، باید آنها را از توده‏‌های آذرین نیمه‌درونی دانست. همانند دایک‏‌های دیوریتی، برخی پیروکسن‏‌ها، بافت غربالی (شکل 4- D) و برخی دیگر، تیغه‏‌های اکسولوشنی (شکل 4- E) نشان می‏‌دهند.

بافت غربالی به چند روش پدید می‌آید: (1) رشد پرشتاب کانی که در پی آن مذاب در کانیِ درحال‌رشد به‌دام می‏‌افتد (Gill, 2010)؛ (2) برداشته‌شدن فشار در هنگام بالاآمدن ماگما (1992 Nelson and Montana,)؛ (3) افزایش دما؛ (4) آمیختگی ماگمایی و تغییر ترکیب ماگما (Nixon and Pearce, 1987). Nelson و Montana (1992) بر این باورند که برداشته‌شدن فشار بیشتر از آمیختگی ماگمایی این بافت را پدید می‌آورد. این فرایند تنها درکانی‏‌هایی که ترکیب‏‌شان میان دو یا چند ترکیب نهایی خالص تغییر می‏‌کند، رخ می‏‌دهد. افزون‌بر‌این، نشانه‌هایی از هم‏‌رشدی پیروکسن و پلاژیوکلاز (شکل 4- F) نیز در آنها دیده می‏‌شود. پس به‌نظر می‏‌رسد این توده‏‌ها مذاب‏‌های نقطه اوتکتیکی باشند که از تحول یک مذاب بازیک‏‌تر پدید آمده‌اند.

 

زمین‌شیمی

داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی ‎و فرعی در ترکیب سنگ‌کل نمونه‏‌های این منطقه در جدول 1 آورده شده‌اند. همچنین، رده‏‌بندی شیمیایی آنها در نمودارهای ‏Le Maitre‏ و همکاران (2002) و ‏Peccerillo‏ و ‏Taylor‏ (1976) در شکل 5 نشان داده شده است. بازه تغییرات ‏SiO2‎‏ گسترده (1/54 تا 4/68 درصد وزنی) و ‏مقدار ‏Na2O+K2O‏ از 4 تا 6 درصد وزنی است. اگرچه نمونه‏‌های دیوریتی و دایک‏‌های دیوریتی دارای بیشترین مقادیر ‏MgO، ‏Fe2O3‎‏ کل و نیز ‏Ni، ‏‎Cr و ‏V‏ هستند، این مقدارها با مقدار آنها در ماگماهای نخستین هیچ همانندی ندارد و این پدیده نشان‌دهندة تحول‌یافته‌بودن آنهاست. ‏در کل، چنانچه در شکل 5-‏ A‏ دیده می‌شود، نمونه‏‌ها سه گروه ترکیبی دارند: آندزیت‌بازالتی (شامل توده‏‌های دیوریتی و دایک‏‌های دیوریتی)، آندزیت ‏‏(روانه‏‌های گدازه) و داسیت (گنبدهای داسیتی). همچنین، سری ماگمایی این نمونه‌ها کالک‏‌آلکالن پرپتاسیم است (شکل 5- ‏B‏).‏

 

نمودارهای هارکر: شکل 6 روند تغییرات نمودارهای هارکر در نمونه‏‌های بررسی‌شده را نشان می‏‌دهد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، دو نکته در این نمودارها دیده می‌شود: وجود روندهای تغییرات (برای نمونه: روندهای افزایشی در نمودارهای Na2O و K2O و روندهای کاهشی در نمودارهای CaO، FeO، MgO، MnO و TiO2) و دیگری وقفه‏‌های ترکیبی در مقدارهای سیلیس 02/62-62/57 درصد وزنی میان نمونه‏‌های دیوریتی و آندزیتی (نزدیک به 5 درصد وزنی) و 46/67-67/62 درصد وزنی میان نمونه‏‌های آندزیتی و داسیتی (نزدیک به 5 درصد وزنی). همچنین، روند برخی عنصرها مانند Al2O3، Rb و Ni خلاف انتظار است؛‌به‌گونه‌ای‌که Al2O3 روند کاهشی و سپس روند افزایشی دارد و روندهای Rb و Ni، به‌ترتیب، کاهشی و افزایشی هستند. این پدیده پیامد متبلورنشدن الیوین (افزایش Ni) و تبلور پلاژیوکلاز (کاهش Rb) دانسته می‌شود.

با وجود این، توجیه‌نشدنی‌بودنِ روندهای دیده‌شده با روندهای عادی جدایش ماگمایی، نکته‏‌ای است که پیچیدگی آن در بخش الگوسازی بررسی خواهد شد.

 

جدول 1- داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) و کمیاب (برپایه ppm) برای نمونه‏‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری)

dacite

Andesite

Diorite

Rock type

DB2

VN2a

R3

T2

R1

GbK1

GbN1

DL1

GbL2

K1

Sample No.

68.44

67.46

62.22

62.10

62.02

57.21

56.03

55.02

54.81

54.13

SiO2

0.35

0.43

0.66

0.77

0.75

0.80

0.94

1.00

0.97

0.94

TiO2

15.01

16.06

14.60

14.35

14.41

16.18

18.11

16.22

16.62

16.58

Al2O3

3.06

4.15

6.76

6.75

6.54

8.60

8.43

10.02

9.88

10.20

Fe2O3

0.10

0.11

0.14

0.14

0.16

0.14

0.17

0.18

0.17

0.19

MnO

0.89

1.22

3.25

3.22

2.75

3.96

2.69

3.87

3.88

3.78

MgO

2.63

3.48

4.52

4.36

4.19

6.47

7.08

6.63

6.86

7.11

CaO

2.49

2.84

2.16

3.01

3.15

2.16

2.41

2.13

1.96

2.03

Na2O

3.46

2.67

2.80

2.12

2.61

2.16

2.08

2.12

2.27

1.97

K2O

0.18

0.26

0.32

0.25

0.24

0.38

0.50

0.57

0.51

0.54

P2O5

2.99

0.98

2.11

2.46

2.7

1.03

1.06

1.76

1.64

2.03

LOI

99.61

99.64

99.52

99.51

99.51

99.04

99.51

99.52

99.57

99.50

Total

3.74

4.22

5.61

6.44

6.37

5.33

5.46

7.31

6.43

7.24

Cs

61.86

102

100

118

133

114

152

182

131

144

Rb

714

755

633

525

587

536

610

730

654

664

Ba

232

386

372

424

467

416

496

530

470

477

Sr

12.11

20.96

7.94

10.36

22.42

18.25

6.72

13.43

22.24

18.34

Pb

5.09

6.24

6.50

5.99

5.97

7.68

8.84

9.46

8.62

7.97

Th

1.57

2.23

2.63

3.03

3.06

2.61

2.35

3.31

2.97

2.98

U

171

46.99

118

239

198

143

300

181

105

165

Zr

2381

3734

4854

5181

5265

6614

6593

8196

7275

7875

Ti

0.97

1.97

2.25

2.43

2.18

3.55

3.30

4.08

3.76

3.79

Hf

0.07

0.37

0.48

0.26

0.30

0.30

0.48

0.46

0.47

0.41

Ta

24.38

26.79

22.24

19.50

18.49

28.17

24.63

30.29

26.00

27.31

Y

10.07

15.82

21.02

21.58

21.99

28.22

28.47

35.30

31.11

33.30

Nb

42.32

37.93

33.44

28.20

28.72

28.48

31.25

38.97

32.01

32.51

La

76.70

77.81

73.88

57.76

61.27

72.40

69.60

92.31

74.16

81.75

Ce

4.37

5.64

5.41

5.30

4.07

6.54

7.35

8.56

7.95

6.97

Pr

24.44

32.99

38.92

35.76

34.90

44.10

47.58

55.43

50.96

53.82

Nd

4.36

3.52

3.53

3.67

4.00

4.44

5.08

6.51

5.28

5.60

Sm

0.97

1.23

1.32

1.25

1.07

1.65

1.75

1.98

1.86

2.29

Eu

2.41

3.35

3.48

3.07

3.24

4.71

4.64

5.62

4.93

5.14

Gd

0.79

1.14

1.53

1.52

1.60

2.08

2.19

2.50

2.33

2.50

Tb

3.15

3.82

3.44

2.51

3.04

4.78

3.74

4.82

3.88

4.48

Dy

0.67

0.53

0.58

0.47

0.45

0.70

0.91

0.99

0.90

0.94

Ho

< 0.5

1.03

0.72

0.57

< 0.5

< 0.5

0.95

1.05

0.92

1.03

Er

0.12

0.19

0.18

0.18

0.18

0.29

0.27

0.38

0.33

0.35

Tm

1.86

2.26

2.02

1.94

1.68

2.81

2.50

3.07

2.65

2.70

Yb

0.53

0.68

0.49

0.60

0.52

0.75

0.91

1.06

0.82

0.90

Lu

4.53

9.64

14.68

18.36

17.46

28.58

23.25

29.57

26.77

27.95

Sc

20.36

72.11

115

127

89.34

153

97.68

130

386

135

Cr

19.71

13.61

22.84

20.04

19.15

17.65

15.84

17.15

15.16

18.45

Ni

1.10

11.63

19.61

18.72

19.84

29.83

26.42

35.04

35.08

34.97

Co

18.49

82.60

116

134

104

216

193

239

208

233

V

16.25

17.05

15.60

15.01

14.02

17.03

20.43

24.64

20.64

24.73

Ga

56.72

74.03

65.41

60.27

67.86

88.19

89.05

102

90.45

95.39

Zn

4.71

10.10

26.88

47.28

90.70

45.51

46.92

59.21

52.10

58.02

Cu

538

752

700

739

868

1059

1000

1136

1032

1076

Mn

3.70

2.69

2.52

2.16

2.23

2.17

2.08

2.34

2.15

2.24

Be

16.87

19.90

18.92

18.62

20.45

18.83

19.54

18.72

20.44

20.49

Ba/La

10273.8

2017.60

1318.35

2003.60

1954.26

1765.89

1274.92

1576.49

1406.35

1636.63

Ba/Ta

0.41

0.59

0.94

1.11

1.19

1.00

1.16

1.16531

1.12

1.22

Nb/Y

‎144.99‎

‎42.27‎

‎43.79

‎82.35‎

‎73.16‎

‎92.93‎

‎59.45‎

‎76.26‎

‎66.87‎

‎82.08‎

Nb/Ta

 

شکل 5- جایگاه نمونه‏‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در: A) نمودار رده‏‌بندی Le Maitre و همکاران (2002)؛ B) نمودار Peccerillo و Taylor (1976)

 

 

شکل 6- نمونه‏‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در نمودارهای هارکر برخی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) و عنصرهای کمیاب (بر‌پایه ppm) در برابر سیلیس (بر‌پایه درصد وزنی)


 


نمودارهای عنکبوتی: نمودارهای عنکبوتی عنصرهای کمیاب و چندعنصری (شکل 7)، شباهت بالای الگوی پراکندگی عنصرها در نمونه‏‌های گوناگون را نشان می‌دهد. غنی‏‌شدگی شدید از LREE (Light Rare Earth Elements) نسب به HREE (Heavy Rare Earth Elements)، (بیش از 30 برابر)، غنی‏‌شدگی از LILE (Large Ion Lithophile Elements) و تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE (High Field Strength Elements)، مانند Tiو به‏‌ویژه Ta (شکل‌های 7- A و 7- B)، نشان‌دهندة ارتباط مستقیم فرایندهای ماگمایی منطقه با پهنه‏‌های فرورانشی و حاشیه قاره هستند.

با وجود این، برپایه نمودار بهنجارشده به ترکیب پوسته قاره‏‌ای بالایی (شکل 7- C)، بیشترِ عنصرها (مگر Lu، Er، Tb و تا اندازه‌ای Eu) با میانگین پوسته قاره‏‌ای (Taylor and McLennan, 1995) همانندیِ چشمگیری نشان می‌دهند. چنانچه در نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب MORB (Mid Ocean Ridge Basalt) (شکل 7- B) دیده می‏‌شود، تمرکز عنصرهای Y و Yb همانند MORB است. همچنین، در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت، این دو عنصر غنی‌شدگی نیز نشان می‌دهند (شکل 7- D). از آنجایی‌که این عنصرها در خاستگاه، معمولاً با شبکه گارنت سازگاری دارند، نبود تهی‌شدگی از آنها نشانه‏‌ای از نبود حضور گارنت در خاستگاه دانسته می‌شود (Kampunzu et al., 2003). از سوی دیگر، به باور پژوهشگرانی مانند Zhao و همکاران (2007)، شیب تند الگوی عنصرهای LREE به‌سوی عنصرهای HREE پیامد برجاماندن آمفیبول در تفاله ذوب‌بخشی است.

 

 

 

شکل 7- نمونه‏‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در: A) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب MORB (Pearce, 1983)؛ C) نمودارREE بهنجارشده در برابر ترکیب پوسته قاره‏‌ای بالایی (Taylor and McLennan, 1995)؛ D) نمودار REE بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)


 


پهنه زمین‌ساختی

افزون‌بر ویژگی‏‌هایی که پیشتر گفته شد (مانند: وابستگی نمونه‏‌ها به سری کالک‏‌آلکالن پرپتاسیم و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نمودارهای عنکبوتی)، برخی از نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی، مانند نمودارهای پیشنهادیِ Gorton و Schandl (2000)، Schandl و Gorton (2002) (شکل 8) و Pearce (1983) (شکل 9) نشان می‌دهند سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه، وابسته به حاشیه فعال قاره‏‌ای هستند.

افزون‌براین‌، نمونه‏‌ها آشکارا برخی از ویژگی‌‏‌های زمین‌شیمیاییِ پهنه‌های فرورانش و برخورد قاره‏‌ای را نیز نشان می‏‌دهند. برخی از این ویژگی‌‏‌ها عبارتند از:

- نسبت Ba/La بالاتر از 15 (Wood, 1980) که در سنگ‏‌های منطقه 8/16 تا 45/20 است؛

- نسبت Ba/Ta بالاتر از 450 (McDonald et al., 2001) که در سنگ‏‌های منطقه 1275 تا10273 است؛

- نسبت‏‌های پایین Nb/Y (32/0تا 72/1) (Pearce, 1983؛ Temel et al., 1998) که در سنگ‏‌های منطقه 41/0تا 22/1 است.

 

 

 

شکل 8- نمونه‏‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در: A) نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb(Gorton and Schandl, 2000) (MORB: بازالت‏‌های پشته میان اقیانوسی؛ WPVZ (یا within plate volcanic zone): پهنه آتشفشانیِ درون‌صفحه‏‌ای؛ WPB (یا within plate basalt): بازالت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای؛ ACM (یا active continental margin): حاشیه‏‌ی فعال قاره‏‌ای؛ Oceanic Arc: کمان اقیانوسی)؛ B) نمودار Ta/Hf در برابر Hf Th/ (Schandl and Gorton, 2002)

 

 

 

شکل 9- نمونه‏‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در نمودار Pearce (1983) برای شناساسی کمان‌های ماگمایی قاره‏‌ای و اقیانوسی

الگو‏‌سازی فرایندها

همان‏گونه‌که نمودارهای هارکر نشان دادند، میان نمونه‏‌های بررسی‌شده، روندهای شیمیایی ویژه‏‌ای هست که با فرایندهای کلاسیک جدایش ماگمایی ساده تفسیرشدنی نیستند؛ از‌این‏‌رو، برای روشن‌شدن فرایند یا فرایندهای تحولیِ روی‌داده، برپایه الگوهای ریاضیِ فرایندهای ماگمایی و نیز با به‌کاربردن نرم‏‌افزار FC-AFC-FCA (Ersoy and Helvaci, 2010) الگو‏‌سازی زمین‌شیمیایی انجام شد.

ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های ماگمای به فرایندهای سنگ‌شناسی بسیاری بستگی دارد. این فرایندها یا نخست درپی ذوب‌بخشی سنگ‏‌های خاستگاه و یا پس از آن، هنگام جدایش بلوری، هضم سنگ‏‌های دربرگیرنده، فرایند تفریق- هضم، و یا آمیختگی دو ماگمای متفاوت روی می‌دهند. با بررسی مقدار عنصرهای اصلی و کمیاب و همچنین، نسبت‏‌های ایزوتوپی سنگ‏‌های ماگمایی این فرایندها را همانند‏‌سازی و شناسایی کرد. پژوهشگران بسیاری (مانند: Langmuir et al., 1977; DePaolo, 1981) فرایندهای ماگمایی گوناگون را به روش‏‌های گوناگون رابطه‏‌سازی کرده‏‌ و از این رهگذر، روش‏‌های اندازه‌گیری گوناگونی را پیشنهاد کرده‏‌اند. در این راستا، پژوهشگرانی مانند DePaolo (1981) و Cribb و Barton (1996) هر یک از رابطه‏‌های پیشنهادشده برای تبلور تعادلی یا EC (Equilibrium Crystallization)، جدایش بلوری یا تفریق بلوری (FC یا Fractionation Crystallization)، هضم یا آمیختگی ماگمایی (Mixing) و فرایندهای پیچیده‏‌تر مانند AFC (Assimilation and Fractionation Crystallization) و FCA (Decoupled Fractionation Crystallization and Assimilation) را بررسی کرده‌‌اند تا الگوی بهینه‌ای به‌دست آورند.

 

فرمول‌سازی فرایندهای گوناگون سازندة سنگ‏‌ها

تبلور ماگماها با دو فرایند اصلی رخ می‏‌دهد: (1) تبلور تعادلی (EC) و (2) جدایش بلوری (FC). در تبلور تعادلی فازهای جامد در مذاب به‌جای می‏‌مانند و با آن در تعادل شیمیایی هستند؛ اما در جدایش بلوری، فازهای جامد پیشین هنگام سردشدن و با تبلور ماگما پیوسته از مذاب جدا می‏‌شوند. به این فرایند تبلور ریلی نیز گفته می‏‌شود (Rollinson, 1993; Rayleigh, 1896).

رابطه فرایند تبلور تعادلی (DePaolo, 1981) به‌صورت زیر است:

رابطه 1:

 

در این معادله، ClEC مقدار یک عنصر کمیاب در مذاب بجا‏‌مانده در هنگام تبلور، C0 مقدار عنصر کمیاب در مذاب نخستین (ترکیب آغازین)، D ضریب توزیع کل عنصرها برای فازهای کانی‏‌های جدایش‌یافته و F مقدار جدایش مذاب بجامانده هنگام تبلور است که از صفر تا یک متغیر است.

جدایش بلوری (FC) با رابطه 2 (DePaolo, 1981) اندازه‌گیری می‏‌شود:

رابطه 2:

 

که در آن ClFC مقدار یک عنصر در مذاب بجامانده هنگام جدایش بلوری است. در بیشتر موارد، فرایند جدایش بلوری معمولاً به‌همراه هضم سنگ‏‌های دیواره فراگیرندة آشیانة ماگمایی روی می‌دهد که به اختصار، به آن فرایند AFC گفته می‏‌شود (DePaolo, 1981). شناسایی فرایند AFC دشوار و نیازمند تفاوت بسیار میان غلظت عنصرهای کمیاب در ماگما و سنگ دیواره است. هنگامِ فرایند AFC رابطه روشنی میان مقدار مواد هضم‌شده و مقدار مواد متبلورشده در هنگام سردشدن ماگما (r) دیده می‌شود. به این ترتیب، رابطه فرایند AFC بر پایه پیشنهاد DePaolo (1981) به‌صورت زیر است:

رابطه 3:

 

که در آن ClAFC، C0 و Ca به‌ترتیب مقدار یک عنصر در ماگمای بجامانده، ماگمای اولیه و مواد هضم‌شده (سنگ دیواره) هستند. F میزان جدایش مذاب در هنگام سردشدن ماگما، r برابر ma/mc و Z برابر (r +D-1)/(r-1) است.

همچنین، به باور Cribb و Barton (1996)، در یک سیستم ماگمایی، هضم و جدایش بلوری همیشه به‌همراه یکدیگر روی نمی‌دهند و بر هم اثر نمی‏‌گذارند؛ بلکه چه‌بسا مستقل از هم تغییر کنند. این فرایند که به آن FCA گفته می‏‌شود، به‌صورت زیر رابطه‌سازی می‏‌شود و در آن C0 و Cf به‌ترتیب مقدار عنصرهای در ماگمای نخستین و ماگمای بجامانده از جدایش بلوری و Mc ماده متبلورشده هستند.

رابطه 4:

 

در فرایند AFC چنین فرض می‏‌شود که ورود ماده هضم‌شونده به ماگما با مقدار مواد جامد خارج‌شده در هنگام تبلور متناسب است؛ اما در فرایند FCA، هضم و تبلور همیشه با یکدیگر مرتبط نبوده و توده هضم‌شده جداگانه و مستقل از توده متبلور شده است. مقایسه پیامدهای زمین‌شیمیایی فرایند FCA با AFC نشان‌دهندة شباهت رفتار عنصرهای ناسازگار هنگام رویداد این فرایندهاست. پس برای شناسایی این دو فرایند نسبت‏‌های این عنصرها به‌کار برده نمی‌شوند؛ اما در پی فرایند FCA، میزان عنصرهای سازگار و نیز نسبت‏‌های ایزوتوپی Sr (در یک F مشابه) بیشتر از AFC غنی می‏‌شود (Cribb and Barton, 1996).

در این بررسی، نمونه DL1 (جدول 1) که دارای بیشترین مقدار MgO است، به‌عنوان نمونه ماگمای اولیه (C0)، پوسته قاره‏‌ای زیرین (Taylor and McLennan, 1995) به‏‌عنوان ماده‌ آلاینده (Ca) و نسبت ماده هضم‌شده به ماده متبلور‌شده (r) برابر 6/0 در نظر گرفته شد. پس از رسم نمودارهای فراوان، مقدار 6/0 بهترین نسبت دانسته شد. آنگاه نمودارهای تغییرات هر یک از فرایندهای یادشده رسم شدند.

در ادامه، به چند نمودار برگزیده از این بررسی‏‌ها پرداخته می‏‌شود:

 

نمودارهای هارکر عنصرهای کمیاب: چنانچه در نمودارهای Rb/SiO2 و Ce/SiO2 دیده می‌شود (شکل‌های 10- A و 10- B)، نمونه‏‌های آندزیتی و دیوریتی به‌ترتیب روی روندهای FCA و آلایش با نمونه پوسته قاره‏‌ای زیرین و نمونه‏‌های داسیتی بیرون از مسیر روند تحولی آنها جای گرفته‏‌اند.

 

نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب: نمونه‏‌های بررسی‌شده روی نمودارهای الگو‏‌سازی‌شدة عنصرهای کمیاب سازگار و ناسازگار نیز نتیجه مشابهی را نشان می‏‌دهند (شکل‌های 10- C و 10- D)؛ به‌گونه‌ای‌که: (1) داسیت‏‌ها بیرون از روندهای یادشده جای دارند، (2) هیچ‌یک از فرایندهای FC و AFC فرایند محتملی در آشیانه ماگمایی منطقه نیستند؛ بلکه دیوریت‏‌ها و آندزیت‏‌ها با فرایندهای آمیختگی ماگمایی یا هضم و FCA سازگاری بیشتری نشان می‏‌دهند؛ ازاین‌رو: (1) داسیت‏‌ها از جدایش بلوریِ مستقیمِ ماگمایی دیوریت‏‌ها و آندزیت‏‌ها در آشیانه ماگمایی پدید نیامده‏‌اند؛ (2) آشیانه ماگماییِ یادشده آشیانه ماگمایی بازی بوده است که در آن، ماگمای مافیک با پوسته قاره‏‌ای دچار آلایش می‏‌شده است و بر اثر آن، از یک‏‌سو دیوریت‏‌ها و از سوی دیگر همگام با جدایش بلوری، آندزیت‏‌ها پدید آمده‏‌اند. همچنین، به‌نظر می‏‌رسد در آشیانه‌های ماگمایی، رویداد چند فرایند ماگمایی (شامل FCA، آمیختگی ماگمایی و ذوب‌بخشی)، توزیع دوباره عنصرهای کمیاب و همانندیِ الگوهای نمودار عنکبوتی را در پی داشته‌اند.

 

 

شکل 10- نمودارهای الگو‌سازی‌شده برای فرایندهای ماگمایی برای نمونه‏‌های منطقه لات-بلوکان (البرز باختری): A، B) نمودارهای هارکر برای عنصرهای کمیاب؛ C، D)نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب (نام‌های اختصاری: AFC: Assimilation and Fractional Crystallization؛ CC: ترکیب پوسته قاره‏‌ای (Taylor and McLennan 1995)؛ Dl1: ترکیب ماگمای اولیه (C0)؛ FCA: Decoupled Fractional Crystallization and Assimilation؛ FC: Fractional Crystallization)

 


بحث

منطقه لات-بلوکان در شمال قزوین، از دیدگاه زمین‏‌شناسی در پهنه البرز باختری جای دارد و دوره کاملی از فرایندهای آتشفشانی- پلوتونیک سنوزوییک در آن دیده می‌شود. از دیدگاه زمین‌ساختی، دو گسل رانده مهم خاوری- باختری (گسل لات در شمال منطقه با شیب رو به شمال و دیگری گسل بلوکان در جنوب با شیب رو به جنوب)، در این منطقه دیده می‌شود. همچنین، در بخش شمالی منطقه، یک پهنه گسلی راستالغز چپ‏‌گرد با روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری، افزون‌بر پدیدآوردن ناپیوستگی و انقطاع توده آذرین درونی، پیدایش دسته دایک‏‌های موازی در منطقه را به دنبال داشته است.

 

تاریخ فرایندهای ماگمایی:

توالی سنوزوییک منطقه لات- بلوکان، همانند دیگر مناطق مجاور در پهنه البرز، پیامد فرایند ماگمایی گسترده در این زمان بوده و در سه رویداد پیاپی به‌صورت زیر پدید آمده است:

الف) پیدایش پهنه رسوبی کم‏‌ژرفای ائوسن همراه با فوران‏‌های انفجاری زیرآبی متناوب: در چنین پهنه گسترده‌ای که همه البرز (مگر البرز خاوری) را در بر می‏‌گرفته است، سنگ‏‌های آواری گوناگونی (مانند: ماسه‌سنگ، سیلتستون و شیل) و گاه آهکی با ویژگی‌‏‌های توفی، ته‏‌نشین می‏‌شده‏‌اند. فوران‏‌های انفجاری زیرآبی، گاه نظم رسوب‏‌گذاری را برهم می‏‌زده‏‌اند (Darvishzadeh, 1991; Asiabanha and Foden, 2012). اگرچه در ادبیات زمین‏‌شناسی ایران، این توالی رسوبی- آذرآواری با نام سازند کرج (Dedual, 1967) شناخته می‏‌شود، واحدهای سنگی آن‏‌چنان گوناگون هستند که پژوهشگران گوناگون مانند Dedual (1967) در دره کرج- چالوس، Annells و همکاران (1975) در شمال قزوین و طالقان و Stöcklin و Eftekhar-Nezhad (1969) در منطقه زنجان و طارم رده‌بندی‌های گوناگونی برای نهشته‏‌های پدیدآمده پیشنهاد کرده‏‌اند. Annells و همکاران (1975) سری رسوبی- آذرآواری یادشده را فاز 1 نامیده است که چه‌بسا هم‏‌ارز کل برش نمونه در دره کرج-چالوس است (Asiabanha and Foden, 2012).

ب) فوران‏‌های هوایی (Subaerial Eruptions) گدازه‏‌های آندزیتی: در منطقه لات-بلوکان، نهشته‏‌های رسوبی- آذرآواری به‏‌صورت دگرشیب با گدازه‏‌های آندزیتی پوشیده می‏‌شوند (شکل 2- C)؛ ازاین‌رو، باید آنها را پیامد فوران‏‌های آتشفشانی هوایی پس از بالاآمدگی پهنه رسوبی دانست. ازآنجایی‌که گدازه‏‌های یادشده با دایک‏‌های تغذیه‏‌کننده هم‌ترکیب وابستگی دارند، چه‌بسا فوران‏‌ها از نوع فوران‏‌های شکافی بوده‏‌اند (Cas and Wright, 1988). فراوانیِ روانه‏‌گدازه‏‌ها به‏‌صورت چینه‏‌سان (Stratoid) و نبود خاک در میان آنها، نشانه پیوسته‌بودن فعالیت‏‌های فورانی شکافی غیرانفجاری است.

پ) پلوتونیسم: تاریخ ماگمایی در منطقه لات-بلوکان با تزریق بخش‏‌های مذاب بجامانده در آشیانه‌های ماگمایی به درون سنگ‏‌های درون‏‌گیر پایان می‏‌یابد. این توده‏‌ها عبارتند از: توده‏‌های ساب‏‌ولکانیک دیوریتی و گنبدهای داسیتی. از دیدگاه روابط صحرایی، میان این توده‏‌ها و گسلش در ناحیه، رابطه نزدیکی دیده می‌شود. یافته‌ها و داده‌های به‌دست‌آمده از الگوسازی زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند توده‏‌های داسیتی پیامد ذوب‌بخشی پوسته قاره‏‌ای بوده و از دیدگاه سنی جوان‌تر از دیوریت‌ها هستند. توده‏‌های دیوریتی از نوع توده‏‌های پیش از زمین‌ساخت و گنبدهای داسیتی از نوع پس از زمین‌ساخت به‌شمار می‏‌روند. افزون‌براین، توده‏‌های دیوریتی در یک پهنه گسلی راستالغز دچار گسلش چپ‏‌گرد شده‏‌اند؛‌ اما گنبدهای داسیتی با وجود گرانروی بالای ماگما، در فضای کششی میان گسل‏‌های رانده منطقه به‏‌صورت انفعالی جایگیری کرده‌اند. سرانجام، دایک‏‌های دیوریتی، پایانی‌ترین فراورده‌های پساماگمایی منطقه در زمان سنوزوییک به‌شمار می‏‌روند.

 

پهنه زمین‌ساختی:

ویژگی‏‌های زمین‌شیمیاییِ نمونه سنگ‏‌های منطقه که در نمودارهای عنکبوتی REE و چند عنصری و نیز نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما دیده می‌شوند، همگی نشان‌دهندة وابستگی ماگماهای منطقه به پهنه‌های وابسته به فرورانش هستند. همچنین، بررسی‌های پژوهشگران گوناگون در مناطق نزدیک این منطقه، مانند Asiabanha و همکاران (2009)، Ghasemi و همکاران (2012) و Kalantari و همکاران (2008)، همین نتیجه را به‌دست داده است. مهم‏‌ترین ویژگی‌های شیمیایی در این‌باره عبارت‏‌اند از: نسبت‌ 15<Ba/La (Wood, 1980)، نسبت450 <Ba/Ta (McDonald et al., 2001)، غنی‏‌شدگی بیش از 30 برابری از LREE در برابر HREE، غنی‏‌شدگی از LILE و تهی‏‌شدگی از Ti و Ta.

همچنین در نمودارهای گوناگونِ شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما، مانند نمودارهای پیشنهادیِ Pearce (1983)، Gorton و Schandl (2000) و Schandl و Gorton (2002)، نمونه‏‌ها در پهنه‏‌های حاشیه فعال قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند. از سوی دیگر، همانندیِ چشمگیر ماگماهای منطقه با ترکیب میانگین پوسته قاره‏‌ای (Taylor and McLennan, 1995) نشان‌دهندة نقش آلایندگی پوسته قاره‏‌ای در هنگام پیدایش آنهاست.

 

فرایندهای سنگ‌زایی (پتروژنتیک):

برپایه روابط زمین‌شیمیایی در نمودارهای تغییرات عنصرها، به‏‌ویژه نمودارهای هارکر، ارتباط ژنتیکی میان نمونه‏‌ها محتمل است. همچنین، الگوی نمودارهای عنکبوتی آنها نیز بسیار همانند هم است. با وجود این، توجه به سه نکته زیر، پیچیدگی این رابطه را آشکار می‏‌سازد:

الف) وجود دو وقفه چشمگیر در مقدار سیلیس (62-58 درصد وزنی میان نمونه‏‌های دیوریتی و آندزیتی و 67-2/62 درصد وزنی میان نمونه‏‌های آندزیتی و داسیتی)؛

ب) روند خلاف انتظار در برخی عنصرها مانند Al2O3، Rb و Ni (شکل 6)؛

پ) روند کاهشی در هر دو گروهِ عنصرهای سازگار و ناسازگار، با افزایش مقدار سیلیس (شکل 6).

همان‏‌گونه‌که روشن است، میزان عنصرهای سازگار و عنصرهای ناسازگار در جدایش بلوری، به‌ترتیب کاهش و افزایش و در ذوب‌بخشی، به‌ترتیب افزایش و کاهش می‏‌یابد؛ ازاین‌رو، باید گفت که شاید هر دو فرایند جدایش بلوری و ذوب‌بخشی یا هضم روی داده است. عنصرهای MREE (مگر Tb) تهی‏‌شدگی و عنصرهای HREE نبود تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. برپایه بررسی‌های Kampunzuو همکاران (2003) و Zhao و همکاران (2007)،چنین الگویی در ترکیب عنصرهای سنگ چه‌بسا نشان‌ می‌دهد خاستگاه آمفیبول‌دار و بی گارنت بوده است. از سوی دیگر، الگو‏‌سازی زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب نشان‌ می‌دهد فرایند ماگمایی برای بیشتر روانه‏‌گدازه‏‌های آندزیتی، فرایند FCA و برای دیوریت‏‌ها فرایند هضم پوسته قاره‏‌ای زیرین بوده است؛ ‌اما داسیت‏‌ها با فرایندهای دیگری پدید آمده‌ و شاید پیامد ذوب‌بخشی پوسته قاره‏‌ای زیرین بوده‌اند.

ویژگی‌هایی مانند جایگزینی پیروکسن با بیوتیت، همراهی بیوتیت و آمفیبول (که نشانه بالابودن فشار بخار آب است) و نیز میکروانکلاوهای کمابیش گرد در داسیت‏‌ها نشان‌دهندة شرایط غیرتعادلی هنگام پیدایش آنها در آشیانه ماگمایی هستند. از سوی دیگر، دیوریت‏‌ها بافت‏‌های هم‏‌رشدی پلاژیوکلاز و پیروکسن و نیز تیغه‏‌های اکسولوشن در پیروکسن‏‌ها دارند و این پدیده‌ نقش فرایند جدایش بلوری در پیدایش آنها را نشان می‏‌دهد.

Pitcher (1993) علت همراهی توده‏‌های تونالیتی با توده‏‌های گابرویی و دیوریتی در باتولیت‏‌های ساحلی پرو را تفریق یک بخش ماگمای گرانیتی از 9 بخش ماگمای مادرِ گابرویی می‏‌داند. در صورت رویداد چنین فرایندی در منطقه، باید نسبت میان دو ماگمای بازیک و اسیدی، 9 به 1 باشد؛‌ اما ماگماهای اسیدی حجم کمابیش بالایی دارند. ازآنجایی‌که پهنه ماگمایی منطقه، شاید پهنه‌ای فرورانشی بوده که در آن فازهای کششی درون کمان نیز فعال بوده‏‌اند (وجود گنبدهای داسیتی که با وجود گرانروی بالا به‌سوی سطح بالا آمده‌اند)، به‌نظر می‏‌رسد الگویی مانند الگوی پیشنهادیِ Cobbing و Pitcher (1983) محتمل‏‌تر باشد؛ ازاین‌رو، الگوی پیدایش توده‏‌های ماگمایی منطقه، الگوی تغییریافته‏‌ای بر‌پایه پیشنهاد نامبردگان است که در ادامه پیشنهاد می‏‌شود:

در پهنة فرورانشی، پس از پیدایش ماگمای بازیک در پی ذوب گوة گوشته‏‌ای، گسل‏‌های مرتبط با فاز کششی درون کمانی، اجازه داده‌اند این ماگما به پوسته زیرین قاره‏‌ای بالا آید. این ماگما چگالی بالایی داشته است و ازاین‌رو، در پوسته انباشته و منجمد شده و در پی دگرگونی به آمفیبولیت تبدیل شده است (شکل 11- A).

در گام بعد، با تبدیل فاز کششی به فاز فشارشی، افزایش ستبرای پوسته‏‌ و گرمای پدیدآمده در پی این کلفت‌شدگی، آمفیبولیت‏‌ها دچار ذوب‌بخشی شده و ماگمای تونالیتی پدید آمده است (شکل 11- B). رویاروییِ این ماگمای تونالیتی با شکستگی‏‌‏‌ها و گسل‏‌ها، زمینه بالاآمدن آن را فراهم کرده است. ازآنجایی‌که گرانروی آن بالا بوده است،‌ گنبد داسیتی در سطوح کم ژرفا پدید آمده است. جایگیری این گنبدها در نزدیکی راندگی‏‌های منطقه این موضوع را تقویت می‏‌کند. ازآنجایی‌که رخساره پوسته قاره‏‌ای زیرین، گارنت آمفیبولیت است و نشانه‌هایی که نشان‌دهند وجود گارنت باشند در نمودارهای عنکبوتی رسم شده برای سنگ‏‌های منطقه لات-بلوکان دیده نمی‏‌شود، پس بخش‏‌های بالاییِ پوسته‏‌ی قاره‏‌ای زیرین در پیدایش سنگ‏‌های منطقه مشارکت داشته‏‌اند.

فرایند اصلی سازندة سنگ‏‌های دیوریتی، پدیده هضم تکه‌های پوسته قاره‏‌ای در ماگمای تحول‌یافته گوشته‏‌ای است. خاستگاه ماگمای مافیکِ جای‌گرفته در قاعده پوسته ممکن است ذوب‌بخشی گوة گوشته‏‌ای در پی فاز کششی درون کمان (برداشته‌شدن فشار) یا افزوده‌شدن سیال‌های آزادشده از قطعه اقیانوسی فرورو باشد.

دربارة پیدایش آندزیت‏‌ها، برپایه الگو‏‌سازی انجام‌شده و همچنین، کاهش عنصرهای ناسازگار در این سنگ‏‌ها (نسبت به سنگ‏‌های دیوریتی که در بررسی زمین‌شیمیایی نمودارهای عنصرهای کمیاب در برابر سیلیس گفته شد)، این سنگ‏‌ها پیامد جدایش بلوری و یا فرایند AFC نبوده‌اند؛ بلکه شاید با بالاآمدن ماگمای بازیک و جایگیری در پوسته زیرین، این ماگما دچار فرایند FCA شده و ماگمای حدواسط پدید آمده است. همان‏‌گونه‌که پیش از این گفته شد، ترکیب احتمالی این پوسته زیرین، آمفیبولیت بوده است.


 


 

شکل 11- الگوی نمادین از دو مرحلة پیدایش توده‏‌های ماگمایی منطقه لات-بلوکان برپایه الگویِ پیشنهادیِ Cobbing و Pitcher (1983)

 

 

نتیجه‏‌گیری

مهم‏‌ترین یافته‌های به‌دست‌آمده در این پژوهش به‌صورت زیر است:

1)  مجموعه سنگی منطقه لات– بلوکان در پهنه البرز باختری در پی سه رویداد پیاپی پدید آمده است: فوران‏‌های انفجاری متناوب در پهنه رسوبی کم‌ژرفا، فوران‏‌های آندزیتی از شکاف‏‌های ژرف و تزریق توده‏‌های نفوذی ساب‏‌ولکانیک؛

2)      سنگ‏‌های ماگمایی یادشده، از ماگمای کالک‏‌آلکالن پرپتاسیمِ وابسته به حاشیه فعال قاره‏‌ای و در کمان آتشفشانی پدید آمده‏‌اند؛

3)   مخرن‌های ماگمایی منطقه، سیستم‌های ماگمایی بازی بوده‌اند که در آنها با تزریق یک ماگمای بازیک از خاستگاه گوشته‏‌ای درون پوسته قاره‏‌ای و جدایش آن، آندزیت‏‌ها در پی فرایند FCA، دیوریت‏‌ها در پی هضم تکه‌های پوسته قاره‏‌ای در ماگمای تحول‌یافته گوشته‏‌ای و داسیت‏‌ها در پی ذوب‌بخشیِ بخش بالایی پوسته قاره‏‌ای زیرین (شاید آمفیبولیت) پدید آمده‏‌اند.

سپاس‌گزاری

این مقاله، بخشی از پایان نامه نویسنده نخست است. بدین وسیله از دانشگاه بین‌المللی امام خمینی(ره) برای پشتیبانی‌‏‌های مالی سپاس‌گزاری می‏‌شود. همچنین، نویسندگان از داوران گرامی برای پیشنهادهای ارزنده‌‏‌شان که بهبود سطح علمی مقاله را در پی داشت سپاس‌گزارند.

Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazely, R. A. and Davis, R. G. (1975) Explanatory text of the Qazvin and Rasht. Geological Quadrangles map 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran.

Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos 148: 98–111.

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: 201–214.

Bahar Firouzi, K., Shafei, A., Azhdari, A. and Karimi, H. R. (2002) Geological Map of Javaherdeh 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran.

Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Zagros Hindukosh, Himalaya Geodynamic Evolution (Eds. Delany, F. M. and Gupta, H. K.) 5–32. American Geophysical Union, Washington, DC.

Best, M. G. (2003) Igneous Petrology, Blackwell Publishing, Oxford.

Cas, R. A. F. and Wright, J. V. (1988) Volcanic successions: Modern and ancient. Unwin Hyman.

Cobbing E. J. and Pitcher W. S. (1983) Andean plutonism in Peru and its relationship to volcanism and segmented plate edge. Geological Society of America Memoirs 159: 277-292.

Cribb, J. W. and Barton, M. (1996) Geochemical effects of decoupled fractional crystallization and crustal assimilation. Lithos 37: 293–307.

Darvishzadeh, A. (1991) Geology of Iran. Neda Publication (in Persian).

Dedual, E. (1967) Zur Geologie des Mittleren und Unteren Karaj-Tales, Zentral Elburz (Iran). Geology Institute, ETH Zürich University (in Germany).

DePaolo, D. J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wall-rock assimilation ‎and fractional crystallization. Earth and Planetary Science Letters 53: 189–202. ‎

Ersoy, Y. and Helvaci, C. (2010) FC–AFC–FCA and mixing modeler: A Microsoft Excel and spreadsheet program for modeling geochemical differentiation of magma by crystal fractionation, crustal assimilation and mixing. Computers and Geosciences 36: 383–390.

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

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes. Wiley-Black Well, Oxford.

Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) From continent to island arcs: a geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Guest, B., Axen, G. J., Lam, P. S. and Hassanzadeh, J. (2006) Late Cenozoic shortening in the west central Alborz mountains, northern Iran, by combined conjugate strike-slip and thin-skinned deformation. Geosphere 2: 35 – 52.

Kalantari, K., Kananian, A., Asiabanha, A. and Eliassi, M. (2008) Source and tectonic setting of Zarjebostan (NE of Qazvin) Paleogene volcanic rocks using REE and HFSE elements. Geosciences 17: 140-149 (in Persian).

Kampunzu, A. B., Tombale, A. R., Zhai, M., Bagai, Z., Majaule, T. and Modisi, M. P. (2003) Major and trace element geochemistry of plutonic rocks from Francistown, NE Botswana: Evidence for a Neoarchean continental active margin in the Zimbabwe craton. Lithos 71: 431-460.

Langmuir, C. H., Bender J. F., Bence A. E., Hanson G. N. and Taylor S. R. (1977‎)‏‎ Petrogenessis of ‎basalts from the FAMOUS area: mid-Atlantic ridge. Earth and Planetary Science Letters 36: 133-156.

Le Maitre, R. W., Streckeisen, A., Zanetti, B., Le Bas, M. J., Bonin, B., Bateman, P., Bellieni, G., Dudek, A., Efremova, S., Keller, J., Lameyre, J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sørensen, H. and Wooley, A. R. (2002) Igneous rocks, a classification and glossary of terms. (Recommendations of the international union of geological sciences sub commission on the systematics of igneous rocks). Cambridge University Press, Cambridge, UK.

McDonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2001) The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth Science Reviews 49: 1-76.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223-253.

Meshkin, M. (2007) Study of facies and petrogenesis of volcanic rocks in Zereshk- Soltangheys area, North of Qazvin. MSc thesis, industrial University of Shahrood (in Persian).

Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieve – textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242 –1249.

Nixon, G. T. and Pearce, T. H. (1987) Lase-interferometry study of oscillatory zoning in plagioclase: the record of magma mixing and phenocryst recycling in calcalkaline of magma chamber Iztaccihautl volcano, Mexico. American Mineralogist 72: 1144-1162.

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, Nantwic.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63–81.

Pitcher, W. S. (1993) The nature and origin of Granite. Blackie Publication, London.

Rayleigh, J. W. S. (1896) Theoretical considerations respecting the separation of gases by diffusion and similar processes. Philosophical Magazine 42: 77–107.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical. John Wiley & Sons, London, UK.

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS environments. Economic Geology 97: 629-642.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London, 630p.

Stampfli, G. M. (2000) Tethyan oceans. Tectonics and magmatism in Turkey and the surrounding area. In: (Eds. Bozkurt, E., Winchester, J. A. and Piper, J. D. A.) 173: 1–23. Geological Society, London, Special Publications.

Stöcklin, J. (1974) Northern Iran: Alborz Mountains. In: Mesozoic–Cenozoic orogenic belts: data for orogenic studies (Ed. Spencer, A.) 4: 213–234. Geological Society Special Publication.

Stöcklin, J. and Eftekhar-Nezhad, J. (1969) Explanatory text of the Zanjan quadrangle map (1:250000). Geological Survey of Iran.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Boston, Blackwell Scientific.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1995) The geochemical evolution of the continental crust. Reviews in Geophysics 33: 241–265.

Temel A., Gundogdu M. N. and Gourgaud A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic High-K calc-alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology Geothermal Research 85: 327–354.

Teymoori, S. S. (2010) Petrology and analysis of volcanic facies in south of Jirandeh, East of Loshan, northwest of Qazvin. M.Sc. thesis, Industrial University of Shahrood (in Persian).

Wilshir, H. G. (1958) Alteration of olivine and orthopyroxene in basic lavas and shallow intrusions. The American Mineralogist 43: 120-147.

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.

Zhao Z. F., Zheng Y. F., Wei C. S. and Wu Y. B. (2007) Post-collisional granitoids from the Dabie orogen in China: Zircon U-Pb age, element and O isotope evidence for recycling of subducted continental crust. Lithos 93: 248-272.