زمین‌شیمی و زئولیت‌زایی توف‌ها در محدوده معدنی زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران

چکیده

منطقه زرین‌دشت در استان تهران، در میان شهرستان‏‌های دماوند و فیروزکوه جای دارد. این منطقه با گسترش نزدیک به 10 کیلومتر مربع، بخشی از پهنه ساختاری البرز مرکزی به‌شمار می‌رود. برپایه بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌‏‌های آذرآواری منطقه زرین‏‌دشت ترکیب تراکیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت دارند. بررسی‌های میکروسکوپی و تجزیه XRD نشان می‏‌دهند این سنگ‌ها دارای شیشه‏‌ و بلورهای کوارتز، کلینوپتیلولیت، آنالسیم، ناترولیت، هیولاندیت، مونت‏‌موریونیت، کائولینیت، ایلیت و کلریت هستند. بافت توف‏‌ها ویتروفیری است. برپایه داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های یادشده سرشت کالک‏‌آلکالن دارند و از نوع متاآلومین تا پرآلومین است. الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه برای نمونه‌های منطقه زرین‌دشت نشان‌دهندة غنی‌شدگی این سنگ‌ها از LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE و آنومالی منفی Eu، Ba، Ti، Sr و P است. این پدیده و نیز جایگاه نمونه‌ها در نمودارهای گوناگونِ شناسایی پهنه زمین‌ساختی، نشان‌دهندة پیدایش سنگ‌های زرین‌دشت در پهنه فرورانشِ حاشیه فعال قاره‌ای هستند. کلریت‏‌ها افزون‌بر حضور در زمینه سنگ، کمابیش حفره‌ها را (به‌صورت بادامکی) پر کرده‌‏‌اند؛ اما آنالسیم بیشتر در زمینه سنگ پراکنده بوده و گویا پیامد بازتبلورِ شیشه‏‌های آتشفشانی، مانند شارد‏‌های درون سنگ، هستند. این کانی‏‌های ثانویه پیامد دیاژنز تدفینی– دگرگونی درجه پایین در توف‏‌های زرین‌دشت دانسته می‌شوند که زیر فشار لایه‌های بالایی روی داده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and zeolitization of tuffs in Zarrin Dasht mining area (Firuzkuh, Central Alborz)

نویسندگان [English]

  • Zahra Mehrpooya
  • Faramarz Tutti
  • Kazem Kazemi
  • Mohammad Ali Barghi
Department of geology, Faculty of Sciences, University of Tehran, Tehran, Iran
چکیده [English]

The Zarrin Dasht region is located in Tehran province, between Damavand and Firuzkuh cities. This region with 10 Km2 area belongs to Central-Alborz zone. On the base of petrographic and geochemical studies, the volcaniclastic rocks of the Zarrin Dasht area are trachyte, dacite, rhyodacite and rhyolite. Petrographic evidence as well as XRD analyses point to the presence of glass and crystallization quartz, clinoptilolite, analcime, natrolite, heulandite, montmorillonite, kaolinite, illite and chlorite. Texture of tuffs is vitrophyric. Based on the geochemical data, these rocks are calk-alkaline and metaluminous to peraluminous composition. Primitive mantle-normalized and chondrite-normalized trace elements and rare earth elements patterns indicate enrichment in LREE and LILE and depletion in HREE and HFSE with pronounced negative anomalies in Eu, Ba, Nb, Ti, Sr and P in the Zarrin Dasht samples. Samples position on the various tectonic setting discrimination diagrams demonstrate that these rocks were formed in environment related to subduction in active continental margins. Chlorites, are present in the rock context and also relatively filled cavities as amygdaloidal, while analcime was mainly distributed in the rock context. It seems these minerals are the result of recrystallization of volcanic glasses such as shard in the rock. Secondary minerals can be considered as a burial diagenesis and low-grade metamorphism in the studied tuffs that occurred under the upper floor pressure.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Zeolite
  • Geochemistry
  • Burial Diagenesis
  • Tuffs of Karaj Formation
  • Zarrin Dasht
  • Central Alborz

کمربند چین‏‌خورده آلپ هیمالیا از مهم‌ترین کمربندهای کوهزایی است و موزاییکی از تکه‌های کوچک و بزرگ قاره‏‌ای و نوارهای کوهزایی گوناگون را به نمایش می‏‌گذارد. از دیرباز، بسیاری از زمین‏‌شناسان به بررسی پیدایش و تکامل ساختاری این کمربند پرداخته‌اند. ازآنجایی‌که سرزمین ایران بخشی از این کمربند است، همواره دچار تحولات گوناگونی بوده است که هر یک به گونه‌ای در پیدایش طرح کنونی آن مؤثر بوده‏‌اند. شاید مهم‌ترین و فراگیرترین رویداد در پیدایش پوسته ایران زمین، فرایندهای ماگمایی سنوزوییک بوده باشند که در پی فاز کوهزایی آلپی روی داده‌اند. رویداد این کوهزایی رشته کوه‏‌های آلپ-‏‌ هیمالیا را تحت‌تأثیر قرار داده است و کوه‏‌های ایران به شکل امروزی در آمده و هم‌زمان و یا کمی پس از آن، بخش بزرگی از اندوخته‌های معدنی ایران پدید آمده‌اند. در البرز، در پی رخداد فاز کوهزایی لارامید، دامنة شمالی از دامنة جنوبی جدا شده است و به‌همین رو، نهشته‏‌های سنوزوییکِ بخش شمالی ایران در دو پهنة رسوبی جداگانه انباشته شده‏‌اند. در بخش جنوبی البرز، پس از دوره‏‌های فرسایشی و انباشت آواری‏‌های پالئوسن (کنگلومرای فجن)، زمین با دریای کم‌ژرفایی پوشیده و جایگاه خوبی برای ته‏‌نشست سنگ آهک‏‌های نومولیت دار ائوسن پیشین، (سازند زیارت) و توفیت‏‌های سبز ائوسن میانی (سازند کرج) شده است (Aghanabati, 2004). در ایران سه پهنه آتشفشانی اصلی شناخته شده است: یکی در شمال ایران با روند خاوری- باختری که پهنه البرز نامیده می‏‌شود و دیگری در جنوب‌باختری ایران با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری که پهنه ارومیه- دختر نام دارد. همچنین، مجموعه‏‌های بزرگ سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری در خاور ایران (بلوک لوت و مرز زمین‌درز سیستان-بلوک لوت) چشمگیر هستند. هر سه این پهنه‏‌ها در مزوزوییک پسین-‏‌ سنوزوییک پیشین به‌ویژه ائوسن فعال بوده‏‌اند. بسیاری از پژوهشگران بر این باورند که فرایندهای آتشفشانی در این سه پهنه به فرورانش وابسته هستند (Berberian and King, 1981).

فعالیت ماگمایی در آغاز سنوزوییک، در سه پهنه البرز و ارومیه- دختر و خاور ایران بیشترین تمرکز را داشته است و از دیرباز بسیاری از زمین‏‌شناسان ایرانی و خارجی به آن پرداخته‌اند. ستبرترین واحدهای آتشفشان زاد ایران به سن ائوسن هستند که به‌ویژه در کمان ماگمایی ارومیه– بزمان، کوه‏‌های خاور ایران، بلوک لوت، جنوب بینالود، بخش جنوبی البرز و شمال‌باختری آذربایجان رخنمون دارند. در سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن ایران، سنگ‌شناسی و جایگاه پیدایش (دریایی – قاره ای) بسیار گوناگون است. همچنین، ترکیب شیمیایی این سنگ‏‌ها نیز تغییرات بسیاری، از اسیدی تا بازیک، دارد. در «البرز- آذربایجان»، فرایندهای آتشفشانی ائوسن، شامل مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آذرآواری و گدازه‏‌های دریایی هستند که بیشتر سن ائوسن میانی داشته و در چینه‌شناسی ایران «سازند کرج» نام دارند. این سازند که از دامغان تا کوه‏‌های تالش (البرز مرکزی و باختری) گسترش دارد نشان‌دهندة تکاپوهای انفجاری شدید آتشفشان‏‌های زیردریایی در زمان ائوسن است و گاه تا 3000 متر ستبرا دارد (Aghanabati, 2004). برپایه بررسی‏‌های گسترده‏‌ای که بر روی پهنه البرز و به‌ویژه سازند کرج انجام شده است، توف‏‌های زرین‌دشت و چگونگی زئولیت‏‌زایی آن، در هاله‏‌ای از ابهام است. روی زئولیت‏‌های دماوند دربارة کانی‏‌های رسی در توف‏‌های بخشی از البرز مرکزی بررسی‏‌هایی انجام شده است. این گزارش و بررسی‌ها (Velayati, 1990؛ انتشارات جهاد دانشگاهی، دانشگاه تهران) به زئولیت در این منطقه نیز پرداخته‌اند. Pourmoghaddam (2013) نیز دربارة زئولیت توف‏‌های زرین‌دشت بررسی‏‌های جامعی داشته است. ایشان از سنتز زئولیت‏‌ کلینوپتیلولیت این منطقه چهار نوع زئولیت مرلینوییت، آنالسیم، کانکرینایت و ناترولیت به‌دست آورده است. برپایه بررسی‌های Abniki (2011) روی بخش معدنی زرین‌دشت، کیفیت زئولیت‏‌های این مناطق با زئولیت‏‌های بخش‌های دیگر (مانند: زئولیت افتر سمنان و زئولیت میانه آذربایجان شرقی) مقایسه شده است. از مهم‌ترین یافته‌های این بررسی این بوده است که اگرچه در بررسی‏‌های پیشین، میزان سدیم در زئولیت دماوند کمتر ازمناطق زئولیتی دیگر به‌دست آمده است (به‌گفته ‌دیگر، زئولیت این منطقه شیرین است)، داده‌های به‌دست آمده از تجزیه XRF، نشان‌ می‌دهند زئولیت دماوند شیرین نیست و سدیم آن دو منطقه زئولیتی دیگر بالاتر است. همچنین، فراوان‌ترین زئولیت منطقه کلینوپتیلولیت و هیولاندیت دانسته شده است. بررسی‏‌های دورسنجی در شناسایی گسل، مناطق دگرسانی و شناسایی سنگ‌ها، بنیان کار ایشان بود.

 

زمین‏‌شناسی عمومی

منطقه معدنی زرین‌دشت در40 کیلومتری جنوب‌باختری شهرستان فیروزکوه، در محدوده ورقه 1:100000 فیروزکوه (Salamati, in press)، میان طول‏‌های جغرافیایی ̋58´31˚52 تا ̋16́36˚52 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی ̋30‌́32˚35 تا ̋32‌́34˚35 شمالی، جای دارد. برپایه رده‏‌بندی Stöcklin (1972)، این منطقه بخشی از پهنه البرز به‌شمار می‏‌رود (شکل 1).

محدوده زرین‌دشت در نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 فیروزکوه (Salamati, in press) جای دارد (شکل 2). مهم‌ترین سازندهای این منطقه عبارتند از:

الف) سازند فجن: کنگلومرای آهکی به رنگ خاکستری- قرمز (PEscf

ب) سازند: سنگ آهک و توف به رنگ خاکستری و زرد (Ez

پ) سازند کرج: تناوب توف، توف شیلی و شیل به رنگ سبز تا خاکستری به‌صورت محلی با افق‏‌هایی از سنگ آهک و ژیپس (Ektsh

ج) سازند قم: سنگ آهک مارنی با چندین عدسی‏‌ گچی (QM1mq).

افزون‌بر سازندهای یادشده در بالا، واحدهای دیگری نیز در منطقه هستند و واحدهای M2 (ماسه‌سنگ- شیل و ماسه‌سنگ کنگلومرایی) و Em (مارن با میان‌لایه‏‌هایی از سنگ آهک و توف به رنگ خاکستری روشن) از مهم‌ترین آنها هستند. کنگلومرا و ماسه‏‌سنگ درشت دانه با جورشدگی کم و به سن پلیوسن-کواترنری (واحدPLQC)، واحدهای M1 (مارن، شیل، ژیپس و نمک به رنگ بنفش-‏‌ قرمز) و M2 (ماسه‏‌سنگ- ‏‌شیل، ماسه‏‌سنگ کنگلومرایی) با سن میوسن را پوشانده‌اند. جوان‌ترین واحدهایِ منطقه، رسوب‌های بادبزنی آبرفتی کهن و جوان با سن کواترنری هستند. توف‌‌های سبز رنگ ائوسن سازند کرج از سنگ‏‌های زرین‌دشت هستند. اگرچه سازند کرج یادآور توف‏‌های سبز البرز جنوبی است، سازند کرج در برش الگو و همچنین، در رخنمون‏‌های دیگر، ترکیب سنگ‌شناسی همگنی ندارد؛ ازاین‌رو، در برش الگو، با 3300 متر ستبرا، به 5 عضو رده‌بندی شده است. سنگ‌شناسی منطقه زرین‌دشت همانند «بخش توف بالایی» است. زئولیت‏‌ها در بخش‏‌های بالایی سازند کرج گسترش دارند. افق زئولیتی گاه با تناوب شیل و ماسه‏‌سنگ و گاه مارن سبز تا خاکستر توفی سازند کرج یک‌درمیان دیده می‌شود و ستبرای آن از 3 تا 200 متر است. لایه‏‌های آهکی کم‌ژرفا (مانند: آهک ماسه‏‌ای سازند قم) روی افق زئولیت جای گرفته‌اند. این پدیده نشان‌دهندة پهنه دریایی کم‌ژرفا روی توف‏‌های سبز کرج برای پیدایش زئولیت است (Velayati, 1990).

هر سه عنصر ساختمانی چین‏‌ها، درزه‏‌‏‌ها و گسل‏‌ها در منطقه زرین‌دشت و بخش‌های پیرامون آن دیده می‏‌شوند. هر سه نوع درزه طولی، عرضی و برشی روی لایه‏‌ها دیده می‌شوند. در میان آنها، درزه‏‌های برشی فراوانی بیشتری دارند و فراوانی درزه‏‌های عرضی و طولی پس از آنهاست (Pourmoghaddam, 2013).

 

 

 

شکل 1- واحدهای ساختاری ایران و جایگاه منطقه زرین‌دشتدر پهنه البرز، برگرفته از Stöcklin (1972)،‌ با تغییراتی پس از Shahabpour (1994)

 

شکل 2- نقشه زمین‏‌شناسی زرین‌دشت، برگرفته از نقشه 1:100000 فیروزکوه (Salamati, in press)

 

 

روش‌ انجام پژوهش

برای بررسی سنگ‏‌نگاری و سنگ‏‌شناسی سنگ‏‌های آذرآواری منطقه زرین‌دشت، برپایه بررسی‏‌های صحرایی، شمار 50 نمونه سنگی از توف‏‌های سازند کرج در باختر روستای زرین‌دشت و در بخش معدنی این روستا برداشت شد. از میان این نمونه‌ها، 30 مقطع نازک تهیه و پس از بررسی‏‌های دقیق سنگ‏‌نگاری و عکس‏‌برداری از آنها، شمار 10 نمونه سنگی که بی لیتیک بودند برگزیده و در آزمایشگاه Actlabs کانادا با روش‏‌هایXRF و ICP-MS تجزیه شدند. داده‌های زمین‏‌شیمیایی به‌دست‌آمده با نرم‌افزار‏‌های GCDKit و Igpet بررسی و سپس تحلیل شدند. شمار 14 نمونه سنگی برگزیده نیز به آزمایشگاه وین‏‌گستر تهران برای انجام تجزیه XRD فرستاده شد. داده‌های به‌دست‌آمده با روش هاناوالت بررسی و تحلیل شدند.

بحث

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های آذرآواری این منطقه دانه‌هایی به اندازه کوچک‌تر از 2 میلی‏‌متر دارد و برپایه رده‏‌بندی Fisher (1966)، توف نامیده می‏‌شوند. برپایه نمودار Schmid (1981)، این توف‏‌ها در محدوده کریستال‌توف و ویتریک‌توف جای می‏‌گیرند. بافت بیشتر این توف‏‌ها ویتروفیری است (شکل 3). بر پایه بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و میکروسکوپی (شکل‌های 3 و 4) و داده‌های XRD (شکل‌ 5)، کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها پلاژیوکلاز، کوارتز، آلکالی‌فلدسپارها و بیوتیت و کانی‏‌های ثانویه آنها، آنالسیم، کلینوپتیلولیت، هیولاندیت، کلسیت کلریت و کانی‏‌های رسی هستند. کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی این سنگ‏‌ها هستند. شکستگی‏‌ها و حفره‌های درون بخش‌های معدنی با کانی‏‌هایی مانند زئولیتِ کلینوپتیلولیت و زئولیت‏‌های اسفرولیتی پر شده‌اند.


 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از توف‏‌های زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی): A) بافت ویتروفیری (Qtz، Bt و Pl، به‌ترتیب بلورهای کوارتز، بیوتیت و پلاژیوکلاز هستند)؛ B) بافت ویتریک با شارد جناغی؛ C) تصویری از حضور شارد Y شکل در ویتریک توف؛ D) Lit، Qtz و Pl، به‌ترتیب لیتیک، کوارتز و پلاژیوکلاز هستند؛ E) شاردهای شیشه‏‌ای صفحه‏‌ای در زمینه سنگ؛ F) شاردهای شیشه‏‌ای هلالی در زمینه سنگ (نماد اختصاری کانی‏‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده است)

 

 

سیال‌های گرمابی در شکاف و گسل‏‌ها چرخه طولانی را می‌گذرانند. دریاهای کم‌ژرفا خاستگاهی برای این سیال‌ها به‌شمار می‌روند. گرمای ژئوترمال منطقه نیز نقش شستشو و انحلال مواد و در پایان، رسوب‏‌گذاری کانی‏‌های زئولیتی (در pH خنثی تا اسیدی) در آن را داشته است. شکل‌های گوناگون شاردهای شیشه‏‌ای (مانند: Y شکل، داسی و صفحه‏‌ای) در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شوند (شکل 3).

شاردهای صفحه‌مانند یا داسی‌شکل که دست‌کم یک سطح خمیده (که بخشی از دیواره حفره ترکیده است) دارند، از ماگمای حباب‏‌داری که با آب بیرونی برهم‏‌کنش داشته پدید آمده‌اند. شاردهای قالب‏‌دار یا دارای ساختمان تکه‏‌ای (Blocky Shards)، با سطوح کج و کم حفره، فراوان‌ترین شاردها در خاکسترهای هیدرو- ولکانیک اسیدی و بازیک هستند (Wohletz, 1983). سازند کرج با سن ائوسن دارای کمپلکس‏‌های آذرآواری و آتشفشانی زیردریایی است (Iwao and Hushmand-Zadeh, 1971). آنالسیم با شکل‌های تیپیک چند‌گوش دیده می‌شوند. این کانی در دمای نزدیک به C°200 و در فشار آب 2 تا 5 کیلوبار متبلور می‏‌شود. pH برای پیدایش آنالسیم 8 است؛ اما اگر pH بیشتر از 10 شود، آنالسیم در دمای C° 100 نیز پدید می‌آید (Kim and Burley, 1971). آنالسیم در زمینه توف‏‌های سازند کرج به‌صورت پراکنده، تجمعی و سالم دیده می‏‌شود (شکل 4).


 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از توف‏‌های میزبان کانی‏‌های زئولیتی (زرین‌دشت، پهنه البرز مرکزی): A) تصویر XPL؛ B) تصویر PPL (Anl: آنالسیم)

 

 

 

شکل 5- الگوهای XRD برای نمونه‌های توف‏‌ ائوسن در معدن زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی): A) کانی‏‌های به‌دست‌آمده در تجزیه XRD برای نمونه‏‌ شماره 2A؛ B) کانی‏‌های به‌دست‌آمده در تجزیه XRD برای نمونه‏‌ شماره 33A (A: آنالسیم؛ Or: ارتوکلاز؛ Q: کوارتز؛ I: ایلیت؛ K: کائولینیت)


 


زمین‌شیمی

داده‌های تجزیه‌ زمین‏‌شیمیاییِ عنصرهای اصلی و کمیاب برای سنگ‌های آذرآواری منطقه زرین‌دشت در جدول 1 آورده شده است. با بهره‌گیری از این داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی، خاستگاه و سنگ‌زاییِ (پتروژنز) نمونه‏‌های سنگی شناخته می‌شوند. بر‌پایه نمودار پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977)، ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها تراکیت، ریوداسیت/ داسیت و ریولیت/ داسیت است (شکل 6- A). همچنین، برپایه نمودار پیشنهادیِ Cox و همکاران (1979)، توف‏‌های زرین‌دشت در گسترة سنگ‏‌های ریولیتی، تراکیتی و داسیتی جای می‏‌گیرند (شکل 6- B).

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه‌ زمین‏‌شیمیاییِ عنصرهای اصلی (به روش XRF؛ برپایه درصد وزنی)، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (به روش ICP-MS؛ برپایه ppm) برای نمونه‏‌های سنگی منطقه زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی)

Sample No.

Z1B

Z12A

Z1C

Z16A

Z10A

Z29A

Z2A

Z24A

Z30A

Z39A

SiO2

63.13

63.46

63.77

65.75

67.72

69.51

69.81

71.68

72.27

73.39

TiO2

0.41

0.34

0.34

0.35

0.14

0.27

0.24

0.25

0.35

0.29

Al2O3

16.39

11.49

11.45

11.68

12.31

10.99

13.58

12.14

11.25

12.67

Fe2O3(T)

2.91

1.20

0.87

1.09

1.08

2.01

1.28

0.99

2.02

1.37

MnO

0.01

0.03

0.04

< 0.01

0.02

0.06

0.02

0.02

0.07

0.02

MgO

1.05

1.01

0.87

0.86

0.51

0.77

0.61

0.55

1.08

1.04

CaO

0.29

3.12

2.98

1.39

0.88

2.83

0.84

1.70

0.83

0.73

Na2O

3.41

3.68

3.63

3.56

3.05

3.01

3.56

4.68

3.56

1.48

K2O

6.33

1.08

1.47

0.84

4.68

2.83

5.43

2.09

2.19

6.18

P2O5

0.08

0.05

0.05

0.05

0.06

0.05

0.07

0.04

0.06

0.07

LOI

5.22

14.57

14.24

13.66

9.54

6.22

3.85

5.68

5.5

3.51

Total

99.24

100

99.69

99.24

99.98

98.55

99.3

99.8

99.16

100.7

V

18

12

9

10

8

22

33

17

28

16

Ni

2

1

1

1

< 1

3

3

2

4

5

Co

3

2

2

11

7

5

10

7

5

7

Cu

16

27

18

31

20

32

37

35

24

57

Zn

88

42

45

10

74

75

19

27

73

176

W

22

9

7

174

20

28

56

64

42

62

Rb

210

< 20

100

< 20

80

100

< 20

< 20

100

160

Ba

247

85

595

56

102

1860

361

116

813

1020

Sr

43

859

1574

872

1341

142

72

79

66

70

Be

3

2

2

2

3

2

1

1

1

2

Y

38

38

44

38

24

39

24

21

26

34

Zr

377

249

304

234

118

174

83

145

231

257

Cs

25.4

5.1

6.8

10.3

4

16

13.4

27.6

18

3.1

Hf

9.1

6.8

6

< 0.5

2.5

4.9

< 0.5

< 0.5

5.7

7

Ta

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Th

20

8.6

8.4

8.2

12

9.3

8.7

12.9

9

13.8

U

5.9

3

2.5

4.4

3.5

4.8

3

5.3

2.1

4.8

Pb

6

8

< 5

< 5

< 5

21

< 5

< 5

10

109

La

44.7

26.7

27.4

25.2

26.1

27.4

19.3

25.8

24.8

30.3

Ce

81

48

45

47

36

42

31

42

37

55

Nd

27

22

25

14

16

20

8

16

14

17

Sm

6.1

4.6

4.4

4

2.3

3.8

1.9

2.5

3.1

4.5

Eu

0.8

0.5

0.7

0.4

< 0.1

0.4

0.2

0.6

0.4

0.4

Yb

4

3.3

3.3

3.7

1.4

3.2

1.4

2

3

3.5

Lu

0.54

0.48

0.46

0.42

0.26

0.41

0.21

0.26

0.34

0.46

 

شکل 6- جایگاه نمونه‏‌های زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در نمودارهای رده‌بندی سنگ‌های آذرین. A) نمودار SiO2 در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Cox et al., 1979)

 

 

در نمودار پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971)، درصد وزنی مجموع آلکالی (Na2O+K2O) در برابر سیلیس (SiO2) نشان داده می‌شود و برای شناسایی سنگ‌های ساب‌آلکالن و آلکالن به‌کار برده می‌شود (شکل 7- A). برپایه نمودار یادشده، بیشتر سنگ‌های منطقه زرین‌دشت در گسترة ساب‌آلکالن‌ها هستند. همچنین، بر روی نمودار سه‏‌تایی پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971)، نمونه‏‌ها روند و سرشت کالک‌آلکالن نشان می‌دهند (شکل 7- B).

نمودار Hastie و همکاران (2007) در شناسایی سری ماگمایی به‌کار برده می‌شود. در این نمودار از فراوانی عنصرهای Co و Th برای شناسایی سری ماگمایی بهره گرفته می‌شود. با به‌کارگیری این نمودار، سری‏‌های شوشونیتی، کالک‏‌آلکالن و توله‌ایتی از یکدیگر شناخته می‌شوند. برپایه این نمودار، بیشتر نمونه‌های آذرآواری منطقه زرین‌دشت در گسترة کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای می‌گیرند (شکل 7- C).

از نمودار A/CNK در برابر A/NK که برپایه نسبت‌های ملکولی Al2O3/CaO+Na2O+K2O در برابر Al2O3/Na2O+K2O (Shand, 1943; Maniar and Piccoli, 1989) است، برای شناسایی گروه‏‌های شاخص درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم بهره برده می‌شود. در این نمودار نسبت A/NK برای همه نمونه‌ها بیشتر از 1 بوده و نمونه‌ها در گسترة متاآلومین تا پرآلومین جای می‏‌گیرند (شکل 8). گفتنی است که جایگیری نمونه‌ها در بخش پرآلومین علت‌های گوناگونی دارد. در حقیقت، عواملی مانند جدایش (تفریق) گسترده کانی‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت از ماگمای کالک‌آلکالن، آلایش یک نمونه با سنگ در برگیرنده سرشار از آلومینیم (مانند: ترکیب‌های پلیتی، دگرسانی سریسیتی یا پروپیلیتی و ...)، مذابی با ویژگی متاآلومین را به‌سوی پرآلومین سوق می‌دهند (Collins, 1988)؛ هرچند زئولیت‏‌زایی در توف‏‌های منطقه زرین‌دشت نیز چه‌بسا در گرایش این سنگ‏‌ها به‌سوی سرشت پرآلومین نقش دارد.

در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب‌های گوشته اولیه، مورب و کندریت (شکل 9)، تهی‏‌شدگی در عنصرهای Sr، P، Ti و آنومالی‏‌های بسیار منفی Eu، نشان‌دهندة جدایش آپاتیت، مگنتیت ± تیتانیت و پلاژیوکلاز پیش از فوران است. روند MREE به‌سوی HREE، شیب ملایم دارد که نشان می‏‌دهد جدایش آمفیبول اهمیت کمتری داشته و با مقدار آب ماگمایی کمتر سازگار است؛ از این‌رو، جدایش پلاژیوکلاز را نشان می‌دهد (Moore and Carmichael, 1998).

 

 

 

شکل 7- جایگاه نمونه‏‌های زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در نمودارهای شناسایی سری ماگمایی. A) Na2O+K2O در برابر SiO2 (Irvine and Barragar, 1971)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Barragar, 1971)؛ C) نمودار Th در برابر Co (Hastie et al., 2007)

 

 

شکل 8- نمونه‏‌های زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در نمودار A/NK در برابر A/CNK (Shand, 1943) برای شناسایی گروه‏‌های شاخص درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم

 

 

عنصرهای Ba (در پی جانشینی باریم با پتاسیم در ارتوکلاز و بیوتیت) و P (به دنبال پیدایش آپاتیت) با جدایش این کانی‌ها آنومالی منفی پیدا کرده‌اند. نمونه‏‌های منطقه زرین‌دشت دارای آنومالی Eu هستند. آنومالی Eu به پلاژیوکلاز و فوگاسیته‏‌ اکسیژن بستگی دارد؛ ازاین‌رو، آنومالی منفی در مذاب پیامد خارج‌شدن فلدسپارها در پی جدایش بلوری در شرایط فوگاسیته‏‌ کم اکسیژن است (Wilson, 1989). برپایه پیشنهاد Wu و همکاران (2003)، آنومالی منفی Eu اگر با آنومالی منفی Sr همراه باشد، پیامد جدایش پلاژیوکلاز بوده و اگر همراه با آنومالی منفی Ba باشد، پیامد جدایش پتاسیم‌فلدسپار بوده است. برپایه آنچه گفته شد، در نمونه‌های منطقه زرین‌دشت جدایش هم‌زمان پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار عامل مهمی در تحول ماگمایی به‌شمار می‌رود. Barnes و همکاران (2001) نیز بر این باورند که در هنگام تبلور ماگما، جدایش پلاژیوکلاز، کاهش Sr و افزایش آنومالی Eu را به دنبال دارد.

روند تغییرات از Ta تا Yb در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب مورب (شکل 9- B) بسیار همانند الگوهای پیشنهادشدة Pearce (1983) برای پهنه‌‏‌های حاشیه فعال است (روند ناهموار که تغییراتی را نشان می‏‌دهد).

 

 

 

شکل 9- نمونه‏‌های منطقه زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در: A) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب مورب (Pearce, 1983)؛ C) نمودار عنکبوتی بهنجارشده عنصرهای خاکی نادر به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)


 

 

ماگمای پدیدآمده در پهنه‏‌های فرورانش، آنومالی منفی شاخص از عنصرهای HFSE دارد؛ زیرا این عنصرها در فازهای دیرگداز سنگ‏‌های دگرگونی پوسته فرورونده به‌جای می‌مانند و در مذاب پدید آمده وارد نمی‌شوند. غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE ارتباط نزدیکی با پدیده فرورانش دارد (شکل 9). تهی‏‌شدگی از عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Ti، Ta و Nb) و فراوانی بالای عنصرهای با شدت میدان کم یا LFSE (مانند: Rb، K، Th، Ce و La) از ویژگی‏‌های آشکار سنگ‌ها در کمان‏‌های آتشفشانی و سری‏‌های کالک آلکالن است (Gill, 1981; Hawkesworth et al., 1991; Castillo et al., 2007). برای شناسایی پهنه زمین‌ساختی نمونه‏‌های منطقه زرین‌دشت از نمودارهای گوناگونی بهره گرفته شد. Muller و همکاران (1992) با بهره‌گیری از عنصرهای اصلی و کمیاب، نمودارهایی را برای شناسایی پهنه‌های زمین‌ساختی پیشنهاد کرده‏‌اند. برپایه نمودارهای شکل 10، نمونه‏‌های منطقه زرین‌دشت در گسترة وابسته به کمان جای می‏‌گیرند و نشان‏‌دهنده پیدایش سنگ‏‌های یادشده در پهنه مرتبط با فرورانش هستند.

 

 

 

شکل 10- نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی و جایگاه نمونه‏‌های منطقه زرین‌دشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) (Muller et al., 1992)

 

 

دیاژنز تدفینی- دگرگونی درجه ضعیف

دیاژنز تدفینی که در سری‏‌های آذرآواری ستبر ژاپن بررسی شده است، از چهار پهنه ساخته شده است (Iijima, 1978). هر کدام از این پهنه‌ها بیشتر از اجتماع‌هایِ کانی‏‌هایِ سری‏‌هایِ واکنشیِ شیشة سیلیسی– زئولیت‏‌های آلکالی- آلبیت ساخته شده‌اند و معرف آب‏‌زدایی با افزایش عمق هستند (شکل 11).

شیشه سیلیسی که اندکی به مونت‏‌موریلونیت و اوپال-A و یا اوپال-CT دگرسان شده، از ویژگی‌های پهنه I است. در پهنه II، در پی واکنش سیلیس با آب درون سازندی، زئولیت‏‌های آلکالی کلینوپتیلولیت و موردنیت، اوپال- CT و مونت‏‌موریلونیت پدید می‌آیند. این زئولیت‏‌های آلکالی در پهنه III، آن‏‌جایی‏‌که دو زیرپهنه شناخته شده، با آنالسیم جایگزین شده‏‌اند. دو زیرپهنة III عبارتند از: زیرپهنة IIIa که کلینوپتیلولیت اندکی با هیولاندیت جایگزین می‏‌شود و زیرپهنة IIIb که هیولاندیت با لامونیت جایگزین شده است. در پهنه IV، آنالسیم با آلبیت جایگزین شده و این پهنه مربوط به دگرگونی درجه ضعیف است.

برخی از این توالی‏‌هایِ پهنه‌ای در گمانه‏‌های ژرف بررسی شده‏‌اند (Iijima and Ogihara, 1995). در این گمانه‏‌ها، انتقال میان پهنه‌ها در فاصله‌های دمایی روی می‏‌دهد. از این‏‌رو، مرز میان پهنه‌های II و III، در ژرفای 1700 تا 3500 متر و مرز میان پهنه‌های III و IV، در ژرفای 2500 تا 4500 متری است. در شکل 12 دیده می‏‌شود که تبدیل پهنه‏‌ها در ستبرای 700- 100 متر و در فاصله‌های دمایی مشخصی به‌صورت زیر روی می‌دهد:

-         گسترة دمایی در مرز پهنه‏‌های II و I برابر C° 50-41 بوده و میانگین آن C° 44 است؛

-                   گسترة دمایی در مرز پهنه‏‌های III و II برابر C° 91-80 بوده و میانگین آن C° 84 است؛

-         گسترة دمایی در مرز میان پهنه‏‌های IV و III برابر C° 124-122 بوده و میانگین آن C° 123 است.

 

شکل 11- پهنه‌های زئولیت‏‌های اتوژنیک و دیگر سیلیکات‏‌هایی که در هنگام دیاژنز تدفینی در یک مقطع ستبر از ولکانو‏‌کلاستیک‏‌های سیلیسی دریایی دیده می‌شوند. پهنه IV در رژیم دگرگونی رده‏‌بندی می‏‌شود (Iijima, 1978)

 

 

 

شکل 12- پهنه‏‌بندی کانی‏‌های سیلیکاته و زئولیت پدیدآمده هنگامِ دیاژنز تدفینیِ توف‏‌های سیلیسی در سکانس‏‌های ستبر دریایی (Iijima and Ogihara, 1995)

 


با توجه به شکل 11 و برپایه کانی‏‌های دیده‌شده در توف‏‌های منطقه زرین‌دشت، پهنه‏‌های دیاژنز تدفینی I، II و III شناسایی می‌شوند. در مرحله I و در دمای کمتر از 44 درجه سانتیگراد، شیشه سیلیسی اندکی به مونت‏‌موریلونیت دگرسان شده است. با اینکه کانی‏‌های کوارتز ثانویه، ایلیت، آنالسیم، کلریت در سنگ‏‌های منطقه زرین‌دشت دیده می‌شوند، نبود کانی‏‌های شاخص لامونیت و آلبیت نشان می‌دهد پیشرفت این فرایندها در مرز دیاژنز تدفینی– دگرگونی در گسترة دمایی C° 123-84 بوده است.

بررسی‌های انجام‌شده روی مواد آتشفشانی باختر کمربند هیمالیا (البرز) نیز نشان داده‌اند کانی‏‌های پهنه دیاژنز تدفینی و دگرگونی کم‌دما از بالا به پایین: آنالسیم← آلبیت← پرهنیت- اپیدوت- آلبیت هستند (Iwao and Hushmand-Zadeh, 1971) و این نکته درستیِ یافته‌های به‌دست‌آمده در این پژوهش را نشان‌ می‌دهد. همچنین، برپایه بررسی‏‌های انجام‌شده روی توف‏‌های ریولیتی ناحیه Trboviste اسلواکی، تبلور کانی‏‌های کلینوپتیلولیت، موردنیت و آنالسیم پیامد دیاژنز تدفینی – دگرگونی درجه ضعیف بوده است (Reed et al., 1993a, b).

 

نتیجه‏‌گیری

در منطقه زرین‌دشت، ویتریک‌توف با ترکیب‌های ریولیت، ریوداسیت، داسیت و تراکیت از سنگ‏‌های آذرآواری در سازند کرج هستند. بررسی سنگ‏‌نگاری نشان‌دهندة کانی‏‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کلسیت، کلریت، بیوتیت، زئولیت، کانی‏‌های آهن‌دار و رسی در سنگ‏‌های منطقه است. برپایه داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه زرین‌دشت سرشت کالک‏‌آلکالن دارند و متاآلومین تا پرآلومین هستند. کاربرد نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما به‌همراه غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE نشان‌دهندة پیدایش سنگ‌های منطقه زرین‌دشت در پهنه مرتبط با فرورانش در حاشیه فعال قاره‌ای هستند.

با اینکه کانی‏‌های کوارتز ثانویه، ایلیت، آنالسیم، مونتموریلونیت و کلریت در سنگ‏‌های منطقه زرین‌دشت دیده می‌شوند؛ اما نبود کانی‏‌های شاخص لامونیت و آلبیت نشان‌دهندة پیشرفت این فرایندها در مرز دیاژنز تدفینی– دگرگونی در گسترة دمایی C° 123-84 است.

 

سپاس‌گزاری

از تلاش‏‌های جناب آقای دکتر سلمان ولایتی و آقای جواد مهرپویا برای همکاری در بازدیدهای صحرایی سپاس‌گزاری می‏‌شود.

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran (in Persian).

Abniki, M. (2011) Study of Damavand area zeolites according to its applications in industry and agriculture and also its structure changes study by scanning electron microscopy. M.Sc. thesis, Islamic Azad University Tehran South Branch, Tehran (in Persian).

Barnes, C. G., Burton, B. R., Burling, T. C., Wright, J. E., and Karlsson, H. R. (2001) Petrology and geochemistry of the late Eocene Harrison Pass pluton, Ruby mountains Core Complex, Northeastern Nevada. Journal of Petrology 42: 901-929.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 18: 210-256.

Castillo, P. R., Rigby, S. J. and Solidum, R. U. (2007) Origin of high field strength element enrichment in volcanic arcs: geochemical evidence from the Sulu Arc, Southern Philippines. Lithos 97(3-4): 271-288.

Collins, L. G. (1988) Hydrothermal differentiation and myrmekite- A clue to many geologic puzzles. Theophrastus Publications S. A., Athens.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurts, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen & Unwin.

Fisher, R. V. (1966) Rock composed of volcanic fragments and their classification. Earth Science Reviews 1: 287-98.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Berlin.

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: 2341-2357.

Hawkesworth, C. J., Hergt, J. M., Ellam, R. M. and McDermott, F. (1991) Element fluxes associated with subduction related magmatism. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 335: 393-405.

Iijima, A. (1978) Geological occurrences of zeolite in marine environments. In: Natural zeolites (Eds. Sand, L. B., Mumpton, F. A.) 175-198. Pergamon, Oxford.

Iijima, A. and Ogihara, S. (1995) Temperature-time relationships of zeolitic reactions during burial diagenesis in marine sequences. In: Natural Zeolites: Occurrence, Properties, Use. (Eds. Ming, D. W. Mumpton, F. A.) 115-124. Brockport, New York.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian. Journal of Earth Sciences 8: 523–546.

Iwao, S. and Hushmand-Zadeh, A. (1971) Stratigraphy and petrology of the low-grade regionally metamorphosed rocks of the Eocene formation in the Alborz Range, north of Tehran, Iran. The Journal of the Japanese Association of Mineralogists, Petrologists and Economic Geologists 65: 265-285.

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

Kim, K. T. and Burley, B. J. (1971) Phase equilibria in the system NaAlSi3O8-NaAlSiO4-H2O with special emphasis on the stability of analcite. Canadian Journal of Earth Sciences 8(3): 311-338.

Maniar, P. D. and Picooli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635–643.

Moore, G. M. and Carmichael, I. S. E. (1998) The hydrous phase equilibria (to 3 kbar) of an andesite and basaltic andesite from western Mexico: Constraints on water content and conditions of phenocryst growth. Contributions to Mineralogy and Petrology 130: 304–319.

Muller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic rocks, from different tectonic setting: a pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 259–289.

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., Norry, M. J.) 230–249. Shiva Publications, Nantwich.

Pourmoghaddam, M. (2013) Synthesis of zeolites, merlinoite minerals of Damavand’s natural clinoptiloite zeolites mineral in hydrothermal conditions, under the influence of alkaline mediums. Iranian Journal of Earth Sciences 5: 21-24.

Reed, J. K., Gipson, M. Jr. and Neese, D. G. (1993a) Hydrocarbon potential of sandstone reservoirs in the Neogene east Slovakian Basin, Part 1: A petrographic examination of lithology, porosity, and diagenesis. Journal of Petroleum Geology 16: 89-108.

Reed, J. K., Gipson, M. Jr. and Vass, D. (1993b) Hydrocarbon potential of sandstone reservoirs in the Neogene east Slovakian Basin, Part 2: Zeolites and clay minerals. Journal of Petroleum Geology 16: 223-236.

Salamati, M. R. (in press) Explanatory of text of Firoozkuh. Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran.

Schmid, R. (1981) Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposites and fragments: recommendation of the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geology 9: 3-41.

Shahabpour, J. (1994) Post-mineralization breccia dike from the Sar-Cheshmeh Porphyry copper deposit, Kerman, Iran. Exploration and Mining Geology 3: 39-43.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. Their genesis, composition, classification and their relation to depsits. Thomas Murby and Company, London.

Stöcklin, J. (1972) Iran Central septentrional et oriental (en collaboration avec les géologues du Service Geologique de l’Iran). Lexique Stratigraphique International III, Fascicule 9b, Iran. Centre National de la Recherche Scientifique, Paris, pp. 1-283.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) 42: 313-345. Geological Society, London, Special Publications.

Velayati, S. (1990) Study of clay minerals in the tuffs of part of Central Alborz, The Publications (SID) of Tehran University (in Persian).

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hyman Ltd., London.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-342.

Wohletz, K. H. (1983) Mechanisms of hydrovolcanic pyroclast formation: grain- size, scanning electron microscopy, and experimental studies. 7. Journal of Volcanology and Geothermal Research 17: 31–63.

Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C-H., Yui, T-F., Lin, Q., Ge, W-C. and Sun, D-Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE Chine (I). Geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241-273.