Document Type : Original Article
Authors
Department of Geology, Faculty of Sciences, Islamic Azad University, Lahijan Branch, Lahijan, Iran
Abstract
Keywords
سنگ زایی و پهنه زمین ساختی مجموعه بازالت- تراکیت- ریولیت
واقع در اسپیلی (جنوب سیاهکل، شمال ایران):
شواهدی از ماگماتیسم دوگانه ریفتی قاره‌ای در البرز
شهروز حق‌نظر *،زهرا شافعی و زهرا شرقی
گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان، لاهیجان، ایران
چکیده
مجموعۀ سنگ‌های آتشفشانی منطقه اسپیلی که شامل بازالت-تراکیت-ریولیت به سن کرتاسه بالایی هستند، در دامنه شمالی البرز و در جنوب شهرستان سیاهکل (خاور گیلان) برونزد دارند. از دیدگاه زمین‌شیمیایی، این مجموعه جزء سری انتقالی تا آلکالن است. همبستگی منفی P2O5، CaO و Al2O3 و همبستگی مثبت Rb و Th با SiO2 نشان‌دهنده رخداد جدایش بلورین است. همبستگی منفی Sr با Y و Sr/Zr با Sr، همبستگی منفی CaO/Al2O3 با SiO2 و همچنین، آنومالی منفی Sr، Ba و Eu نشان می‌دهد که جدایش بلورین پلاژیوکلاز نقش بسزایی در سنگ‌زایی (پتروژنز) مجموعه سنگ‌های منطقه اسپیلی داشته است. شواهد زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند که سنگ‌های بازیک ویژگی‌های بازالت‌های کافت درون‌قاره‌ای دارند. همچنین، سنگ‌های فلسیک جزء سنگ‌های فلسیک گروه A1 هستند و در پی جدایش بلورین ماگمای بازالتی در یک محیط غیرکوهزایی پدید آمده‌اند. این ماگماتیسم همانند ماگماتیسم دوگانه (بایمودال) در مناطق کافت درون‌قاره‌ای است.
واژه‌های کلیدی: سنگ‌های آتشفشانی، ماگماتیسم دوگانه ، کافت قاره‌ای، اسپیلی، البرز
مقدمه
منطقه اسپیلی در 43 کیلومتری جنوب شهرستان سیاهکل‌در خاور استان‌گیلان و در دامنه شمالی رشته‌کوه البرز است (شکل 1). رشته کوه البرز در شمال ایران، به درازای 600 کیلومتر و پهنای 100 کیلومتر، در راستای ساحل جنوبی خزر کشیده شده است. بر پایه الگوی پیشنهادی Stocklin (1974)، کوه‌های البرز از شمال به جنوب دارای 6 پهنه هستند. دامنۀ شمالی این رشته کوه‌ها دارای رسوب‌های کم‌‌ژرفایی است که سن آنها کمابیش از اینفراکامبرین تا کرتاسه بالایی است. همچنین، در رده‌بندی Engalenc (1968)، این منطقه و روی‌هم رفته، دامنه شمالی البرز در گیلان، در نوار حاشیه شمالی مزوزوئیک جای دارند. از دید ماگماتیسم، البرز شمالی، با تکاپوهای شدید آتشفشانی در دوره کرتاسه شناخته می‌شود و در آن نشانه‌ای از سنگ‌های آتشفشانی ائوسن دیده نمی‌شود. تنها سنگ‌های آواری اندکی با سن ائوسن در این پهنه پدید آمده‌اند (Ghorashi and Arian, 2009). درباره ماگماتیسم کرتاسه در این بخش از البرز، دیدگاه‌های بسیار گوناگونی در چارچوب پژوهش‌های پژوهشگران ایرانی و خارجی پیشنهاد شده که تفاوت این دیدگاه‌ها جای تأمل دارد: برخی از پژوهشگران، همانند Allen و همکاران (2006) و Alavi (1996)، پهنه خزر جنوبی و دامنه شمالی البرز را پهنه‌های کششی در جایگاه پشت‌کمان دانسته‌اند که تا مرحله پیدایش پوسته اقیانوسی خزر جنوبی پیش رفته‌اند. از دیدگاه برخی پژوهشگران نیز سنگ‌های ماگمایی کرتاسه این منطقه بخشی از یک توالی افیولیتی و بقایای پوستۀ اقیانوسی با نام «مجموعه افیولیتی جنوب دریای خزر» بوده و وابسته به پهنه‌های گسترش پشته‌های میان‌اقیانوسی کُند هستند (Salavati, 2008). بر پایه این پیشنهاد، در این منطقه سنگ‌های ماگمایی کرتاسه بخشی از یک سکانس افیولیتی و بقایای پوسته اقیانوسی به نام «مجموعه افیولیتی جنوب دریای خزر» بوده و وابسته به پهنه‌های گسترش پشته‌های میان‌اقیانوسی کند هستند (Salavati, 20008). بر پایه این باور، این افیولیت، همانند افیولیت‌های کرتاسه در مدیترانه شرقی و ترکیه دارای سرشت پهنه‌های کمانی است و در پهنه فرافرورانشی پدید آمده است. اما در نگاه سوم، ماگماتیسم کرتاسه در این بخش البرز وابسته به کافت‌های درون‌قاره‌ای است؛ به‌گونه‌ای‌که ماگمای بازالتی سرشت انتقالی (transitional) دارد و خاستگاه آن، مانند مذاب‌های مورب، گوشته تهی‌شده است؛ اما این مذاب تا اندازه‌ای با سنگ‌های پوسته قاره‌ای زیرین و میانی آلوده‌شده و به‌صورت دروغین، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهد (Haghnazar, 2012; Haghnazar et al., 2009, 2015). با توجه به این پیشنهادهای گوناگون، در این پژوهش، سنگ‌نگاری، سنگ‌شناسی زمین‌شیمی بخشی از ماگماتیسم کرتاسه در البرز بررسی شده است تا جایگاه ژئودینامیک سنگ‌های آذرین کرتاسه بالایی در این بخش از البرز بررسی و ارزیابی شود.
شکل 1- راه‌های دسترسی به منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
منطقه اسپیلی در دامنه شمالی البرز و در نیمه شمال‌خاوری برگه 1:100000 نقشه زمین‌شناسی جیرنده با مختصات جغرافیایی '52°36 تا '57°36 عرض‌های شمالی و '50°49 تا '00°50 طول‌های خاوری است. مهم‌ترین بلندی‌های منطقه، دلفک‌کوه در باختر منطقه و به بلندای 2705متر است. بر پایه نقشه 1:100000جیرنده (شکل 2)، بیشتر برونزدهای سنگی این منطقه، سنگ‌های رسوبی و آذرین دوران مزوزوئیک هستند.
کهن‌ترین این سنگ‌ها نهشته‌های شیلی و ماسه‌سنگیِ هم‌تراز با سازند شمشک به سن ژوراسیک زیرین هستند (Ghalamghash, 2001)؛ اما سنگ‌های رسوبی و آذرین کرتاسه رخنمون‌های سنگی اصلیِ منطقه را می‌سازند.
شکل 2- نقشه زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان)، در گوشه شمال‌خاوری برگه 1:100000 جیرنده (برگرفته از نقشه 1:100000 جیرنده).
شکل 3- جایگیری بین‌چینه‌ای گدازه‌های بازالتی در میان آهک‌های کرتاسه بالایی منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
بر پایه نقشه 100000/1 جیرنده، برونزد بیشتر سنگ‌های منطقه اسپیلی، آهک‌های نازک‌لایه و خوب لایه‌بندی‌شدة کرتاسه بالایی هستند که با بر روی این نقشه نشان داده شده‌اند. در میان این سنگ‌های آهکی، سنگ‌های ماگمایی با ترکیب گوناگون جای گرفتهاند. بررسی‌های صحرایی نشان‌دهنده دو برونزد از سنگ‌های آذرین هستند: نخست گدازه‌های بازالتی که به‌صورت بین‌چینه‌ای در میان سنگ‌های آهکیِ دارای فسیل گلوبوترونکانا به سن ماستریشتین جای گرفتهاند (شکل 3)؛ دیگری، گدازه‌ها و دایک‌هایی با ترکیب بیشتر آلکالی‌تراکیت و آلکالی‌ریولیت که سنگ‌های آهکی را قطع کرده و یا به‌صورت بین‌چینه‌ای در میان آنها جای گرفتهاند. از آنجا که سنگ‌های آذرین منطقه، آهک‌‌هایِ خوب لایه‌بندی‌شده دارای فسیل‌های شاخص کرتاسه میانی تا بالایی را قطع کرده و یا به‌صورت بین‌چینه‌ای در میان آنها جای گرفتهاند، از این‌رو، سن سنگ‌های آذرین منطقه چه‌بسا کرتاسه بالایی باشد.
روش انجام پژوهش
برای انجام این پژوهش پس از بررسی‌های صحرایی، 60 نمونه از سنگ‌های آذرین و رسوبی برداشته، از آنها مقطع نازک تهیه شد. سپس با میکروسکوپ پلاریزان به سنگ‌نگاری نمونه‌ها پرداخته شد. پس از برگزیدن نمونه‌های مناسب، برای تجزیه عناصر اصلی، 11 نمونه به روش ICP-AES و برای تجزیه عناصر فرعی و خاکی نادر، 11 نمونه به روش ICP-MS، در آزمایشگاه SGS تورنتو درکانادا تجزیه شدند (جدول 1). برای اندازه‌گیری عناصر اصلی و کمیاب در آزمایشگاه، نخست نمونه را خشک کرده، سپس آن را پودر می‌کنند، به‌گونه‌ای‌که از الک با قطر 75 میکرون بگذرند. برای اندازه‌گیری عناصر اصلی 2/0 گرم از نمونه را با ذوب متابرات لیتیم ذوب کرده و در اسید نیتریک رقیق حل می‌کنند. آنگاه با روش ICP-AES عناصر اصلی آنها را شناسایی می‌کنند. برای اندازه‌گیری غلظت عناصر فرعی، نمونه را در تیزاب سلطانی حل می‌کنند و اندازه عناصر آن را با روش ICP-MS به‌دست می‌آورند. از نرم‌افزار Igpet2007 برای رسم نمودارها و سپس تحلیل داده‌ها بهره گرفته شد.
سنگ‌نگاری
با بررسی‌های سنگ‌نگاری سنگ‌های آذرین منطقه اسپیلی، چهار گروه سنگی آلکالی‌تراکیت‌ها، آلکالی‌ریولیت‌ها، تراکی‌آندزیت‌ها و الیوین‌بازالت‌ها از یکدیگر شناسایی شدند:
(1) آلکالی‌تراکیت‌ها: این سنگ‌ها بیشتر دارای بافت میکروپورفیریک با خمیره میکرولیتی ـ جریانی، همچنین، پورفیریک با خمیره میکرولیتی ـ شیشه‌ای هستند (شکل 4). فنوکریست غالب این سنگ‌ها، بلورهای شکل‌دار و سالم سانیدین با ماکل دوقلو هستند و در برخی نمونه‌ها در مقادیر کم (کمتر از10درصد حجمی) بلورهای کوارتز نیز به‌چشم می‌خورد. خمیره این سنگ‌ها از تیغه‌های فلدسپار ساخته شده که گاه شیشه فضای بین آنها را پر کرده است. در برخی نمونه‌ها بیگانه‌سنگ‌های (زینولیت) آهکی نیز دیده می‌شود؛
(2) آلکالی‌ریولیت‌ها: این سنگ‌ها دارای بافت پورفیریک با خمیره میکرولیتی جریانی و نیز با خمیره میکروگرانولار بوده و فنوکریست‌های سازنده آنها به‌ترتیب آلکالی‌فلدسپار و کوارتز هستند (شکل 5). خمیره این سنگ‌ها از بلورهای آلکالی‌فلدسپار و بلورهای ریز کوارتز ساخته شده است؛
(3) تراکی‌آندزیت‌ها: این سنگ‌ها دارای بافت پورفیریک با خمیره میکرولیتی و میکروگرانولار و آمیگدالوییدال هستند. فنوکریست غالب آنها بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز است که گاه دارای ساختار منطقه‌ای بوده و تا اندازه بسیاری سالم است (شکل 6). بلورهای آلکالی‌فلدسپار در مقادیر بسیار کم و به‌صورت فنوکریست در آنها دیده می‌شوند. از نکته‌های درخور توجه در این سنگ‌ها فراوانی بالای کانی‌های کدر شکل‌دار است. کانی آمفیبول نیز شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار بوده؛ اما سراسر سوخته است، به‌گونه‌ای که تنها چارچوب نخستین آن برجای مانده است. خمیره این سنگ‌ها از بلورهای پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار ساخته شده است. از نکته‌های دیگر درخور توجه، رگه‌ها و حفرات فراوان در این سنگ‌هاست که با کوارتز پر شده‌اند؛
شکل 4- تصویر میکروسکوپی XPL (cross polarized light) از بافت جریانی در آلکالی‌تراکیت منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
(4) الیوین‌بازالت‌ها: این سنگ‌ها دارای بافت پورفیریک با خمیره میکرولیتی بوده و فنوکریست‌های غالب در آنها بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار الیوین، و به اندازه کمتر، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز هستند (شکل 7). الیوین‌ها و همچنین، پیروکسن‌ها در حال تبدیل‌شدن به کلریت و اکسید‌آهن هستند و پلاژیوکلازها به‌صورت بلورهای کشیده و باریک دیده می‌شوند. خمیره این سنگ‌ها از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز ساخته شده است که پیروکسن فضای بین آنها را پر کرده‌اند.
شکل 5- تصویر میکروسکوپی XPLاز فنوکریست‌های سانیدین با ماکل کارلسباد در آلکالی‌ریولیت منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
شکل 6- تصویر میکروسکوپی XPL از بافت آمیگدالوئیدال در تراکی‌آندزیت منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
شکل 7- تصویر میکروسکوپی XPL از الیوین‌بازالت دارای فنوکریست‌های الیوین و پلاژیوکلاز در منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
زمین‌شیمی
داده‌های تجزیه عناصر اصلی، فرعی و خاکی نادر سنگ‌های مافیک و فلسیک این منطقه در جدول 1 آورده شده‌اند. در نمودار آلکالی‌ها در برابر سیلیس (شکل 8)، نمونه‌ها در بخش بازالت، تراکیت و ریولیت‌ها جای گرفتهاند. جایگاه همه نمونه‌ها، مگر دو نمونه تراکی‌آندزیت، با بررسی‌های سنگ‌نگاری همخوانی نشان می‌دهد. جایگیری این دو نمونه تراکی‌آندزیتی در بخش ریولیت‌ها چه‌بسا در پی پیدایش رگه‌های کوارتزی و کوارتزهای ثانویه پرکننده حفرات در این سنگ‌ها و افزایش SiO2 در نمونه‌ها روی داده باشد. بر پایه مرز سری آلکالن و ساب‌آلکالن، بازالت‌ها و ریولیت‌ها در مرز سری آلکالن و ساب آلکالن جای گرفتهاند؛ اما تراکیت‌ها در بخش آلکالن هستند. با توجه به جایگیری در مرز سری آلکالن و ساب آلکالن، بازالت‌ها جزء سری انتقالی یا تحولی به‌شمار می‌آیند.
جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی اکسیدهای عناصر اصلی و فرعی به روش ICP برای سنگ‌های منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
|
Rock Type |
Alkali rhyolite |
Alkali trachyte |
Trachy andesite |
Basalt |
|||||||
|
Sample No. |
EB15 |
EB24 |
EB26 |
EB29 |
EB20 |
EB23 |
EB31 |
EB17 |
EB18 |
EB22 |
EB33 |
|
SiO2 |
67.5 |
73.7 |
70 |
69.5 |
59.8 |
59.8 |
63.5 |
67 |
67.8 |
49.1 |
46 |
|
Al2O3 |
14.7 |
11.9 |
13.3 |
13.9 |
17.6 |
17.5 |
16.8 |
15.1 |
14.5 |
14.2 |
12.8 |
|
Fe2O3 |
3.6 |
3.89 |
3.82 |
3.61 |
5.8 |
5.52 |
3.04 |
3.34 |
3.47 |
11 |
8.63 |
|
CaO |
0.19 |
0.09 |
0.15 |
0.34 |
1.5 |
2.01 |
0.69 |
2 |
2.86 |
8.5 |
13.2 |
|
K2O |
5.6 |
4.67 |
5.35 |
4.26 |
5.61 |
5.5 |
8.47 |
5.18 |
4.24 |
1.02 |
0.81 |
|
Na2O |
3.8 |
3.3 |
4 |
4.9 |
6.6 |
6 |
4 |
3.3 |
3.4 |
3.5 |
2.4 |
|
MgO |
0.03 |
0.03 |
0.12 |
0.26 |
0.2 |
0.27 |
0.11 |
0.48 |
0.27 |
6.36 |
6.19 |
|
MnO |
0.37 |
0.06 |
0.05 |
0.04 |
0.17 |
0.15 |
0.14 |
0.03 |
0.06 |
0.13 |
0.42 |
|
P2O5 |
0.06 |
0.02 |
0.02 |
0.07 |
0.11 |
0.1 |
0.16 |
0.11 |
0.16 |
0.36 |
0.48 |
|
TiO2 |
0.37 |
o.26 |
0.29 |
0.36 |
0.22 |
0.19 |
0.67 |
0.44 |
0.42 |
0.33 |
2.59 |
|
LOI |
2.09 |
0.94 |
1.24 |
1.1 |
1.43 |
2.18 |
0.45 |
2.28 |
1.34 |
2.85 |
5.96 |
|
Total |
98.3 |
98.8 |
98.3 |
98.4 |
99 |
99.3 |
98 |
99.2 |
98.5 |
99.4 |
99.5 |
|
Ba |
260 |
80 |
50 |
250 |
430 |
410 |
540 |
1370 |
800 |
200 |
250 |
|
Sr |
70 |
90 |
20 |
150 |
110 |
80 |
240 |
440 |
350 |
400 |
520 |
|
Ce |
143 |
172 |
173 |
145 |
167 |
165 |
114 |
91.8 |
84.2 |
36 |
45.7 |
|
Co |
2.8 |
0.7 |
0.8 |
1.6 |
1.2 |
1.2 |
4.1 |
6.4 |
4.8 |
41.8 |
65.7 |
|
Cs |
0.4 |
0.7 |
1.1 |
1.1 |
1.6 |
1 |
0.6 |
2.2 |
1.5 |
0.1 |
0.1 |
|
Cu |
15 |
8 |
8 |
9 |
12 |
10 |
35 |
18 |
11 |
61 |
85 |
|
Dy |
8.09 |
9.2 |
11.5 |
8.69 |
5.88 |
5.81 |
6.22 |
4.67 |
3.23 |
3.57 |
4.75 |
|
Er |
4.37 |
5.68 |
6.02 |
4.76 |
3.66 |
3.58 |
2.95 |
2.67 |
1.81 |
1.8 |
2.18 |
|
Eu |
1.33 |
0.42 |
0.7 |
1.3 |
1.44 |
1.42 |
2.52 |
1.55 |
1.15 |
1.21 |
2.02 |
|
Ga |
27 |
26 |
33 |
27 |
29 |
31 |
26 |
17 |
17 |
20 |
20 |
|
Gd |
8.28 |
5.26 |
11.2 |
0.39 |
5.55 |
5.82 |
7.08 |
5.19 |
3.86 |
3.66 |
5.82 |
|
Hf |
13 |
11 |
18 |
15 |
20 |
19 |
10 |
5 |
6 |
4 |
4 |
|
Ho |
1.59 |
2 |
2.28 |
1.7 |
1.24 |
1.22 |
1.16 |
0.94 |
0.66 |
0.67 |
0.9 |
|
La |
57.6 |
43.6 |
57.5 |
75 |
98.4 |
96.4 |
67 |
63 |
48.7 |
19.3 |
23.2 |
|
Lu |
0.53 |
0.73 |
0.72 |
0.58 |
0.59 |
0.58 |
0.35 |
0.34 |
0.22 |
0.18 |
0.18 |
|
Nb |
99 |
118 |
136 |
108 |
112 |
112 |
71 |
16 |
18 |
34 |
31 |
|
Nd |
47.6 |
25 |
45.5 |
59.6 |
51.2 |
50.6 |
49.4 |
34.2 |
31.1 |
16.2 |
24.3 |
|
Ni |
15 |
10 |
7 |
33 |
7 |
7 |
17 |
11 |
19 |
172 |
221 |
|
Pr |
13.6 |
7.89 |
12.9 |
16.7 |
16.9 |
16.7 |
13.6 |
10.1 |
9.33 |
4.28 |
5.87 |
|
Rb |
128 |
150 |
191 |
133 |
69.1 |
70.6 |
165 |
142 |
103 |
14.1 |
9 |
|
Sm |
9.6 |
4.8 |
10.9 |
11.4 |
7.7 |
7.4 |
9 |
6.1 |
5 |
3.6 |
5.6 |
|
Ta |
6.3 |
7.7 |
8.9 |
7 |
7.3 |
7.3 |
4.2 |
1.5 |
1.3 |
2.3 |
2 |
|
Tb |
1.39 |
1.25 |
1.99 |
1.56 |
0.95 |
0.94 |
1.11 |
0.81 |
0.56 |
0.61 |
0.87 |
|
Th |
15.4 |
20 |
22.5 |
18.9 |
14.1 |
14.2 |
11.6 |
14.1 |
14 |
2.7 |
2.7 |
|
Tm |
0.63 |
0.89 |
0.87 |
0.71 |
0.58 |
0.58 |
0.44 |
0.39 |
0.28 |
0.25 |
0.3 |
|
U |
3.87 |
2.69 |
2.8 |
4.44 |
4.61 |
4.56 |
2.51 |
2.32 |
3.17 |
0.81 |
0.67 |
|
V |
5 |
5 |
6 |
6 |
5 |
5 |
21 |
42 |
29 |
148 |
206 |
|
Y |
41.9 |
52.9 |
62.1 |
44.6 |
33.8 |
33.7 |
28.2 |
26.7 |
18.1 |
18.3 |
22.8 |
|
Yb |
4 |
5.6 |
5.6 |
4.4 |
4 |
4 |
2.8 |
2.6 |
1.8 |
1.5 |
1.6 |
|
Zr |
552 |
505 |
705 |
581 |
1000 |
1000 |
427 |
195 |
241 |
149 |
146 |
شکل 8- جایگاه ترکیبی نمونه‌های منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودار آلکالی‌ها در برابر سیلیس (Cox, 1979) (p: بازالت،n: تراکی‌آندزیت، ●: آلکالی‌ریولیت،t: آلکالی‌تراکیت). مرز سری آلکالن و ساب‌آلکالن از Miyashiro (1978) است.
نمودارهای تغییر عناصر اصلی و فرعی (شکل 9) به‌خوبی نقش فرایند جدایش بلورین را در تحولات ماگمایی سنگ‌های منطقه نشان می‌دهد. در همه این نمودارها تغییرات منظم عناصر از بازالت به‌سوی ریولیت دیده می‌شود.
در شکل 10، CaO/Al2O3 در برابر SiO2 همبستگی منفی دارد. کاهش بالای CaO/Al2O3، با افزایش جدایش بلورین و افزایش SiO2 از سوی بازالت به ریولیت، پدیده جدایش پلاژیوکلاز را نشان می‌دهد (Kabeto et al., 2009).
|
|
||
|
|
||
|
|
||
|
|
شکل 9- نمودارهای تغییر عناصر اصلی و فرعی سنگ‌های آتشفشانی منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است).
همچنین، در نمودار Sr/Zr در برابر Sr (شکل 11) نمونه‌ها از بازالت به‌سوی ریولیت به‌خوبی کاهش Sr نشان می‌دهند و این پدیده، جدایش بلورین پلاژیوکلاز در هنگام تحولات ماگمایی سنگ‌های منطقه را نشان می‌دهد. در شکل 12، الگوی عناصرکمیاب بازالت‌ها، تراکیت‌ها، ریولیت‌ها وتراکی‌آندزیت‌های منطقه نشان داده شده است. بازالت‌ها آنومالی مثبت Na-Ta و آنومالی مثبت P و Sr دارند و الگوهای تیز میله ای ندارند. این پدیده از ویژگی‌های بازالت‌های درون صفحه قاره‌ای است (Ballever et al., 2001; Wilson, 1998).
|
|
||
|
شکل 10- نمودارCaO/Al2O3در برابرSiO2 برای نمونه‌های منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است). |
|
شکل 11- نمودار Sr/Zrدر برابرSr برای نمونه‌های منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است). |
در تراکیت‌ها آنومالی منفی Ba، Eu، P و Sr و آنومالی مثبت K و Zr دیده می‌شود. آنومالی منفی Sr، Eu و Ba در پی جدایش بلورین پلاژیوکلاز، آنومالی مثبت K در پی تمرکز آلکالی‌فلدسپار و آنومالی منفی P در پی جدایش آپاتیت روی می‌دهد (Wandji et al., 2008). در ریولیت‌ها نیز همین الگو دیده می‌شود؛ اما درجه تهی‌شدگی از Ba، P، Sr و Eu بسیار بیشتر است و نشان‌دهنده رویداد جدایش بلورین بیشتر در این سنگ‌ها، در برابر تراکیت‌هاست؛ اما روند الگوی تراکی‌آندزیت‌ها کاملاً متفاوت از سنگ‌های گفته شده است. در این سنگ‌ها Nb-Ta و P آنومالی منفی آشکار و K آنومالی مثبت دارند و این ناهنجاری‌ها نشان‌دهنده دخالت پوسته در تکامل ماگمایی این سنگ‌هاست (Taylor and McLennan, 1985). در الگوی عناصر خاکی نادر، درباره همه نمونه‌ها غنی‌شدگی از عناصر LREE در برابر HREE به چشم می‌خورد (شکل 13).
در تراکیت‌ها آنومالی Eu اندک و در ریولیت‌ها آنومالی منفی Eu بالاست که نشان‌دهنده جدایش بلورین شدید پلاژیوکلاز در این سنگ‌هاست. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، درجه غنی‌شدگی عناصر HREE در همه نمونه‌ها بیش از 10 برابر ترکیب کندریت است. افزون بر این، 10≤ (Yb)N نشان‌دهنده نبود گارنت در خاستگاه گوشته‌ای آنهاست (Taylor and McLennan, 1985). در نمودار Th-Hf/3-Ta (شکل 14)، نمونه‌های بازالتی، آلکالی‌تراکیتی و آلکالی‌ریولیتی روند خطی نشان می‌دهند و در بخش C (بازالت‌های کافت درون‌صفحه‌ای) جای دارند. دو نمونه تراکی‌آندزیتی نیز که در بخش کمان‌های آتشفشانی جای دارند، به‌خوبی از بردار برهم‌کنش ماگما و پوسته قاره‌ای پیروی می‌کنند (Koglin, 2008).
در نمودار Hf-Rb/30-Ta*3 (شکل 15)، همه ریولیت‌ها و تراکیت‌های منطقه در بخش گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای جای گرفتهاند. برای شناسایی پهنه زمین‌ساختی، از نمودار Rb در برابر Y+Nb (شکل 16) برای سنگ‌های فلسیک این منطقه بهره گرفته شد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود آلکالی‌تراکیت‌ها و آلکالی‌ریولیت‌ها در بخش گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای و در گروه A جای گرفتهاند.
شکل 12- الگوی نمودارهای چندعنصری برای عناصر ناسازگار در سنگ‌های آتشفشانی منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) (A : بازالت؛ B : آلکالی‌ریولیت؛ C : آلکالی‌تراکیت؛ D: تراکی‌آندزیت).
|
شکل 13- الگوهای REE در سنگ‌های آتشفشانی منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است). |
|
|
شکل 14- جایگاه سنگ‌های منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودار Th-Hf/3-Ta در BCC است (●: میانگین پوسته قاره‌ای؛ نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است). |
شکل 15- جایگاه نمونه‌های فلسیک منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودار Hf-Rb/30-Ta*3 (Harris et al., 1986) (WP: درون‌صفحه‌ای؛ VA: کمان آتشفشانی؛ Group2: هم‌زمان با برخورد؛ Group3: پس از برخورد؛ نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است).
در نمودار مثلثی Y-Nb-Ce (شکل 17)، نمونه‌های آلکالی‌ریولیتی وآلکالی‌تراکیتی در بخش سنگ‌های فلسیک و گروه A1 (پهنه غیرکوهزایی وابسته به منطقه کافت درون‌قاره‌ای) جای گرفتهاند. در نمودار لگاریتمی Rb/Nb در برابر Y/Nb (شکل 18) نیز نمونه‌های آلکالی‌ریولیتی و تراکیتی در بخش سنگ‌های فلسیک و گروه A1 جای گرفتهاند. در هر دوی این نمودارها، نمونه‌های تراکی‌آندزیتی بین بخش‌های A1 و A2 جای دارند. بر پایه Eby (1992)، چه‌بسا نقش دخالت پوسته قاره‌ای در خاستگاه این سنگ‌ها را نشان می‌دهند.
شکل 16- جایگاه نمونه‌های فلسیک منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودارRbدر برابرY+Nb (Pearce et al., 1984) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است).
بحث
همان‌گونه‌که پیش از این گفته شد، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند که بازالت‌های منطقه جزء سری انتقالی هستند و ویژگی بازالت‌های کافت درون صفحه قاره‌ای را نشان می‌دهند. از سوی دیگر، سنگ‌های فلسیک منطقه در محدوده تغییرات شیمیایی سنگ‌های فلسیک گروه A جای دارند. به باور Bonin (1990) ماگماهای فلسیک و حد واسط درون‌صفحه‌ایِ گروه A به دو گروهِ ماگماهای غیرکوهزایی (Anorogenic) و ماگماهای پس ازکوهزایی (Post-Orogenic) رده‌بندی می‌شوند. همچنین، به باور Eby (1992)، ماگمای فلسیک و حد واسط گروه A به دو زیرگروه A1 و A2 رده‌بندی می‌شوند. گروه A1، سنگ‌های فلسیکی هستند که از جدایش بلورین ماگمای بازالتی برخاسته از گوشته پدید آمده‌اند، و سنگ‌های گروه A2 ماگمای فلسیک و حد واسط برخاسته از پوسته در یک محیط پس از کوهزایی هستند.
|
|
||
|
شکل 17- جایگاه نمونه‌های فلسیک منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودار مثلثیY-Nb-Ce(Eby, 1992) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است). |
|
شکل 18- جایگاه نمونه‌های فلسیک منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودار لگاریتمیRb/Nbدر برابرY/Nb(Eby, 1992) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 8 است). |
همان‌گونه‌که در شکل‌های 17 و 18 دیده می‌شود، سنگ‌های تراکیتی و ریولیتی در یک پهنه درون‌صفحه‌ای غیرکوهزایی و از جدایش بلورین ماگماهای بازالتی برخاسته از گوشته (در پهنه‌های کافت درون‌قاره‌ای) پدید آمده‌اند. تراکی‌آندزیت‌ها ویژگی ماگماهای حد واسط بین پهنه‌های پس از کوهزایی و غیرکوهزایی را نشان می‌دهند و این نکته نشان‌دهنده دخالت پوسته قاره‌ای در ساخت آنهاست که در شکل 19 نیز به‌خوبی دیده می‌شود. در نمودار لگاریتمی Yb/Ta در برابر Y/Nb (شکل 19)، نمونه‌های فلسیک و حد واسط این منطقه در بخش گوشته OIB جای دارند، به‌ویژه نمونه‌های تراکی‌آندزیتی به‌خوبی از روند آلودگی پوسته‌ای پیروی می‌کنند.
به باور Dereje و همکاران (2011)، از ویژگی‌های ریولیت‌های مناطق فرورانش (کمان‌های قاره‌ای و جزایر کمانی)، در برابر ریولیت‌های پهنه‌های کافت درون‌قاره‌ای (مانند اتیوپی)، مقدار بسیار کم Nb (نزدیک به ppm34) است؛ اما Nb در ریولیت‌های این منطقه نزدیک به میانگین ppm115 است. محدوده تغییرات Nb در ریولیت‌ِ کافت‌های قاره‌ای بین 50 تا 300ppm متغیر است (Dereje et al., 2011). میانگین Nb/Y در ریولیت‌های منطقه، 3/2 است.
به باور Dereje و همکاران (2011)، Nb/Y بیشتر از 1 از ویژگی‌های ریولیت‌ها در کافت‌های درون‌قاره‌ای است؛ در حالی‌که ریولیت‌ها در پهنه‌های فرورانش دارای نسبت Nb/Y
شکل 19- جایگاه نمونه‌های فلسیک منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) درنمودارلگاریتمیYb/Taدر برابرY/Nb(Eby, 1992).
شکل 20- جایگاه نمونه‌های فلسیک منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودار لگاریتمیRb/Nbدر برابرY/Nb (Eby, 1992).
در شکل‌های 21 و 22، میانگین ترکیب آلکالی‌ریولیت‌ها و آلکالی‌تراکیت‌های منطقه اسپیلی در برابر میانگین ترکیب ریولیت‌ها و تراکیت‌های پهنه‌های کافت درون‌قاره‌ای سنجیده شده است. در این نمودارها، همخوانی روند الگوی عناصر ناسازگارِ سنگ‌های منطقه با الگوی ریولیت‌ها و تراکیت‌های مناطق کافت قاره‌ای به‌خوبی دیده می‌شود. به باور Wilson (1989) در برخی کافت‌ها، بازالت‌ها و گدازه‌های تکامل‌یافته‌تر، مانند تراکیت‌ها و ریولیت‌ها را می‌توان به‌گونه‌ای آشکار بر پایه فرایند جدایش بلورین به‌هم وابسته دانست؛ اما در برخی کافت‌های دیگر، فرایندهای سنگ‌زایی در پی دخالت سنگ‌های پوسته‌ای روی داده است.
|
|
||
|
شکل 21- الگوی میانگین عناصر ناسازگار آلکالی‌ریولیت‌هایمنطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) با میانگین ترکیب ریولیت‌های کافت‌های درون‌قاره‌ایبرگرفته ازWilson (1989). |
|
شکل 22- الگوی میانگین عناصر ناسازگار آلکالی‌تراکیت‌های منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) با میانگین ترکیب تراکیت‌های کافت‌های درون‌قاره ایبرگرفته ازWilson (1989). |
شکل 23- سیستم سنگ‌زایی به‌جای‌مانده در نمودارSiO2-KAlSi3O8-NaAlSiO4،برگرفته از Nelson (2011) برای نمونه‌های سنگی منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان).
یکی از ویژگی‌های سنگ‌شناسی گدازه‌های منطقه، نبود یا کمبود سنگ‌های حد واسط با سیلیس 55 تا 62 درصد وزنی است که وقفه دیلی نام دارند و از ویژگی‌های سنگ‌های سری‌های کافت‌های درون‌قاره‌ای و جزایر اقیانوسی به‌شمار می‌رود (Dereje et al., 2011). سیستم سنگ‌زایی به‌جای‌مانده SiO2-KAlSi3O8-NaAlSiO4 (شکل 23) در تفسیر تکامل سنگ‌شناسی سنگ‌های منطقه بسیار کارآمد است. این سیستم برای درست نشان‌دادن تبلوربخشی ماگماهایی که در گستره ترکیب تراکیت جای دارند، بسیار ساده است (Middlemost, 1985). در پی پیدایش مذاب‌های پس‌مانده حاصل از تبلوربخشیِ سیستم‌های بازالتی، مایع به‌سوی گودال کم‌دما یا دره حرارتی این سیستم گرایش می‌یابد. در میان گودال کم دما، یک برآمدگی مرکزی است که در راستای محور Ab-Or، گودال را دو بخش می‌کند که در یکی مایع ریولیتی و در دیگری مایع فنولیتی ساخته می‌شود. در این سیستم، مایع تراکیتی در بخش برآمدگی حرارتی میان گودال‌های دمایی ریولیت و فنولیت ساخته می‌شود. به‌نظر می‌رسد در روند تحولات سنگ‌های منطقه، بازالت‌های اشباع از سیلیس (تحولی یا ساب‌آلکالن) در منطقه، در روند جدایش بلورین به تراکیت‌های فرا‌اشباع از سیلیس (تراکیت‌های بالای خط Ab-Or) تکامل می‌یابند.
با ادامه تبلوربخشیِ محلول جامدِ آلکالی‌فلدسپار از چنین تراکیتی، در پایان کوارتز و مایع ریولیتی متبلور می‌شوند. بازالت‌های نااشباع از سیلیس (آلکالن) به تراکیت‌های نااشباع از سیلیس تکامل می‌یابند و در پایان یک ترکیب فنولیتی متبلور خواهد شد. البته این پدیده در سنگ‌های منطقه دیده نمی‌شود.
شکل 24- جایگاه نمونه‌های منطقه اسپیلی (خاور استان گیلان) در نمودار آلکالی‌ها در برابر SiO2 برگرفته از Nelson (2011).
در نمودار مجموع آلکالن در برابر SiO2 (شکل 24)، جایگاه تقریبی صفحة زیراشباع از سیلیس نشان داده شده است (Nelson, 2011). همان‌گونه‌که دیده می‌شود، در بازالت‌های کمی آلکالن تا تحولی منطقه، مذاب در پی جدایش بلورین بر پایه روند سیستم سنگ‌زاییِ به‌جای‌مانده (شکل 23)، به‌سوی تراکیت و از آنجا به‌سوی ریولیت تحول یافته است و وقفه دیلی نشان می‌دهد. در پیدایش تراکی‌آندزیت‌های این منطقه، پوسته قاره‌ای و آلودگی پوسته در فرایندهای سنگ‌زایی آنها نقش دارند. از این‌رو، همانند تحولات ماگمایی در پهنه‌های کافت درون‌قاره‌ای با ماگماتیسم دوگانه (bimodal)، در این منطقه نیز ماگماتیسم دوگانه‌ای، در پی پدیده جدایش بلورین و نیز وقفه دیلی، رخ داده است.
نتیجه‌گیری
سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه بالایی با ترکیب دوگانه (بایمودال)، در دامنۀ شمالی البرز در خاور گیلان، الیوین‌بازالت، آلکالی‌تراکیت و آلکالی‌ریولیت هستند. گدازه‌های بازالتی گاه بین‌چینه‌ای بوده، بین سنگ‌های آهکی دارای فسیل گلوبروترونکانا ماستریشتین جای گرفتهاند. ترکیب‌های فلسیک به‌صورت دایک و گاه گدازه آنها را قطع کرده و یا در میان آنها جای گرفتهاند. این سنگ‌ها دارای سرشت ماگمایی تحولی تا کمی آلکالن هستند و شواهد زمین‌شیمیایی نشان‌دهنده آن است که جدایش بلورین پلاژیوکلاز در تحولات ماگمایی سنگ‌های منطقه نقش بسزایی داشته است.
الگوی عناصر کمیاب ناسازگار سنگ‌های بازالتی، به‌ویژه آنومالی مثبت Ta و Nb و نبود الگوی تیز و میله‌ای و همچنین، الگوی عناصر کمیاب آلکالی‌تراکیت‌ها و ریولیت‌ها از ویژگی‌های ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای هستند. در نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی، بازالت‌های منطقه در محیط درون‌صفحه‌ای و سنگ‌های فلسیک جای دارند و ویژگی‌های ماگماهای گروه A1 (پهنه‌های درون صفحه غیرکوهزایی) را نشان می‌دهند. بررسی نسبت‌های عناصر کمیاب ناسازگار و همچنین، مقایسه الگوی این عناصر با ترکیب میانگین تراکیت‌ها و ریولیت‌های کافت درون‌قاره‌ای نشان‌دهنده وابستگی سنگ‌های این منطقه با ماگماتیسم پهنه‌های کافت درون‌قاره‌ای هستند. نبود سنگ‌هایی با ترکیب حد واسط، یافتن سنگ‌های مافیک و فلسیک در کنار هم و ماهیت دوگانه (بایمودال) آنها نشان‌دهنده آن است که در زمان کرتاسۀ بالایی، ماگماتیسم در این منطقه از البرز، از نوع ماگماتیسم دوگانة کافت درون‌قاره‌ای، همراه با وقفۀ دیلی و همانند پهنه‌های کافت درون‌قاره‌ای بوده است.
سپاس‌گزاری
بدین‌گونه از راهنمایی‌های ارزشمند جناب دکتر منصور وثوقی‌عابدینی سپاس‌گزاری می‌شود. از گروه زمین‌شناسی و معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان برای فراهم‌آوردن دسترسی به آزمایشگاه سنگ‌نگاری سپاس‌گزاری می‌شود.
منابع
Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz Mountain system in northern Iran. Geodynamic 21: 1-33
Allen, M., Blanc, E. J. P., Waler, R., Jackson, J., Talbian, M. and Ghassemi, M. R. (2006) Contrasting styles of Convergence in the Arabia- Eurasia collision: why Escape tectonics does not occur in Iran. In: postcollisional tectonics and magmatism in the Mediterranean region and Asia (Eds. Dilck, R. and Pavlides, S.) Special paper 409: 579-589. Geological Society of America.
Ballever, M., LeGoff, E. and Hebet, R. (2001) The tectothermal evolution of the Caledonian belt of Northern Brittany, France: A Neoproterozoic volcanic arc, Tectonophysics 33: 119-143.
Bonin, B. (1990) Form orogenic to anorogenic settings: evolution of granitoid suites after a major orogenesis. Geological Journal 25: 261-270.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and unwin London.
Dereje, A. and Akira, I. (2011) Comparison of rhyolites from continental rift, continental arc and oceanic island arc: Implication for the mechanism of silicic magma generation. Island Arc 20:78-93.
Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20: 641-644.
Engalenc, M. (1968) Geologie, geomorphologie, hydrogeology de la region de Tehran (Iran). Theses sciences. Monpellier.
Ghalamghash, J. (2001) Geological map of Jirandeh 1:100000, Geological survey of Iran, Tehran.
Ghorashi, M. and Arian, M. (2009) Tectonics of Iran. Morabae Abi publication, Tehran (in Persian).
Haghnazar, S. (2012) Petrology, Geochemistry and tectonic setting of Javaherdasht Cretaceous gabbro in the north of Alborz mountains, East of Gilan, north of Iran; A part of Ophiolite sequence or intra-continental rift? Petrology. 3(10): 79-94 (in Persian).
Haghnazar, S., Malakotian, S. and Alahyarii, K. (2015) Tectonomagmatic setting of Cretaceous pillow basalts in the north part of Alborz mountains in east of Gilan province (North of Iran): A part of ophiolite sequence or intra-continental rift? Geosciences Scientific Quarterly Journal 24(94): 171-182 (in Persian).
Haghnazar, S., Vosoughy Abebini, M. and Pourmoafi, M. (2009) Mantle source characteristics of Javaherdasht basalts (east of Gilan), Based on Attention to geochemical and isotopic features. Iranian Journal of Geology 2(8): 95-102 (in Persian).
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Collision tectonics (Eds. Coward, M. P. and Reis, A. C.) Special publication 19: 67-81. Geological society, London.
Kabeto, K., Sawada, Y. and Roser, B. (2009) Compositional differences between felsic volcanic rocks from the margin and center of the northern main Ethiopian rift. Momona Ethiopian Journal of Science 1: 4-35.
Koglin, N. (2008) Geochemistry and petrogenesis and tectonic setting of ophiolites and mafic- ultramafic complexes in the Northeastern Aegean region: New trace-element isotopic and age constraints. Dissertation zur erlangung des grades doktor den naturwissenschaften, Johannes Gutenberg-Universitat.
Middlemost, E. A. K. (1985) Magma and magmatic rocks, An introduction to Igneous petrology. Longman, UK.
Miyashiro, A. (1978) Nature of alkaline volcanic rock series. Contributions of Mineralogy and Petrology 66: 91-104.
Nelson, S. A. (2011) Igneous rocks of the continental lithosphere. www.tulane.edu/~sanelson/eens212/cont_lithosphere.pdf.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W., and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of Granitic Rocks. Journal of Petrology 25: 950-983.
Salavati, M. (2008) Petrology, geochemistry and mineral chemistry Caspian Sea Ophiolite, Northern Alborz, Iran: Evidence of Alkaline magmatism in southern Eurasia. Journal of Applied Sciences 8: 2202-2216.
Stocklin, J. (1974) Northern Iran: Alborz mountains. Mesozoic-Cenozoic Orogenic Belt, data for orogenic studies. Geological Society of London 4: 213-234.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: it's composition and evolution. Blackwell, Oxford, England.
Wandji, P., Seuwui, D. T., Bardintzeff, J. M., Bellon, H. and Platevoet, B. (2008) Rhyolites of the Mbépit massif in The Cameroon volcanic line: an early extrusive volcanic episode of Eocene age. Journal of Mineralogy and Petrology 94: 271-286.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis - a global tectonic approach. Unwin Hyman, London.
)