Mineralogy, geochemistry and low grade metamorphism of green tuffs of Karaj formation in Hesarbon area (south west Firoozkooh)

Document Type : Original Article

Authors

School of Geology, Faculty of science, University of Tehran, Tehran, Iran

Abstract

Green tuffs of middle Eocene age in Hesarbon area, south west of Firoozkuh (East of Central Alborz) consist of a thick sequence of lithic-, crystal-,vitric-and calcareous-tuffs. Microscopic and x-ray diffraction studies show plagioclase (albite and oligoclase), alkali feldspar (sanidine), quartz, cristobalite, biotite and hornblende are the major minerals in the rocks studied. Secondary minerals such as analcime, chlorite, prehnite and clay minerals are mainly present in the groundmass of the rocks. Extensive tectonic activities have created a variety of structural features including numerous folds and faults and therefore, have caused the green tuffs to be crushed and converted to breccia tuffs in many parts. Veins and cavities are filled by considerable amounts of zeolitic minerals including heulandite group, clinoptilolite and natrolite along with calcite and secondary quartz. Based on geochemical data, they lie on the dacite and rhyodacite field showing a calc-alkaline nature in the corresponding diagrams. According to the chondrite and primitive mantle normalized diagrams of trace elements, negative anomalies of Eu, Nb, Ti, P and depletion of HFSE together with their position in the petrogenesis discrimination diagrams, it is most likely that these rocks are formed in the active continental margin of a subduction zone. The existence of analcime and prehnite in the groundmass demonstrate that these rocks have undergone some degrees of low-grade metamorphism due to the overburden of the layers in the temperature range 200-300 °C. The present study shows that zeolite minerals filling the fractures and cavities of tuffs are precipitated by hydrothermal fluids with a neutral pH to acidic

Keywords

Full Text

نهشته‌های آذرآواری و سنگ‎های آتشفشانی در منطقه حصاربن، در 140 کیلومتری خاور تهران، در میان شهرستان فیروزکوه و دماوند (در طول جغرافیایی خاوری ʺ14 ´29 °52 تا ʺ16´27 °52 و عرض جغرافیایی شمالی ʺ55 ´33 °35 تا ʺ15´33 °35) جای دارد. این منطقه بخشی از برگه 250000/1 تهران (Haghipour et al., 1985) و 100000/1 دماوند را دربر می‌گیرد. راه دسترسی به این منطقه جاده آسفالته تهران - فیروزکوه است.

تازه‌ترین بررسی‌های انجام‌شده در این محدوده که می‌توان نام برد:

- تهیه نقشه 100000/1 دماوند به‌دست Allenbach و Shteiger (1972)؛

- بررسی‌های کانی‎شناسی و زمین‎شیمیایی Taghipour و همکاران (2004) روی توف‌های منطقه دماوند و فیروزکوه (خاور تهران) که دگرسان‌شدن این توف‌ها را پیامد آب‌های شور دریاچه‌ای دانسته‌اند؛

- بررسی‌های Abniki (2011) که به بررسی تغییرات ساختاری زئولیت‌های این منطقه برپایه کاربردهای آن در صنعت و کشاورزی پرداخته است.

توف‌های سبز ائوسن در خاور البرز مرکزی گستردگی دارند؛ اما از آنجایی‌که این توف‌ها در شکستگی‌ها و حفره‌ها دچار سیال‌های گرمابی شده‌اند و زئولیت‌زایی در مناطق گسترده‌ای روی داده است؛ ازاین‌رو، تا اکنون بررسی سیستماتیک بسیار محدودی در این منطقه انجام شده است. با وجود این، بررسی‌های گسترده‌ای در مناطق گوناگون زمین روی سنگ‎های مشابه انجام‌ شده است؛ برای نمونه:

- بررسی‌های Ohwada و همکاران (2007) روی زئولیت‌زایی سیال‌های گرمابی در توف‌های سبز در ژاپن؛

- بررسی Ostrooumov و همکاران (2013) درباره کانی‎شناسی توف‌ها و دگرسانی آنها با محلول‌های گرمابی در New Mexico؛

- بررسی Machiels و همکاران (2013) روی توالی زئولیت‌های هیولندایت، کلینوپتیلولیت، آنالسیم و موردنیت در متاتوف‌ها در هنگام دگرگونی تدفینی و سیال‌های گرمابی در اکوادور؛

- بررسی Iwao و Hushmand-Zadeh (1971) روی سنگ‎های آتشفشانی و آذرآواری سازند کرج در رشته‌کوه‌های البرز در منطقه شمال تهران.

برپایه بررسی‌های سنگ‎نگاریِ این پژوهشگران، سنگ‎های آذرآواری این منطقه دچار دگرگونی تدفینی شده‌اند و هرچند پومپلی‌ایت در آنها دیده نشده است؛ اما دگرگونی یادشده را رخساره زئولیت و پرهنیت- پومپلی‌ایت دانسته‌اند. افزون‌براین، Tutti و همکاران (2009) بررسی‌های دیگری روی توف‌های سبز ائوسن در منطقه شمال تفرش انجام‌ داده‌اند. برپایه بررسی‌های انجام‌شده در این منطقه و یافتن کانی‎های آنالسیم، پرهنیت و پومپلی‌ایت، این دگرگونی در رخساره زئولیت و پرهنیت- پومپلی‌ایت روی داده است. از نگاه سنگ‎شناسی توف‌های پدیدآمده در این سکانس بیشتر داسیتی، ریوداسیتی بوده و شامل لیتیک‌توف، کریستال‌توف، توف شیشه‌ای و توف آهکی هستند. در این پژوهش، افزون‌بر کانی‎شناسی و سنگ‎شناسی توف‌ها، دگرسانی و دگرگونی تدفینی و پیدایش کانی‎های ثانویه در آنها، وابستگی داده‌های زمین‎شیمیایی برای شناسایی ترکیب ماگمای سازنده و شناسایی پهنه زمین‌ساختی نیز بررسی شده است.

زمین‎شناسی منطقه

برپایه روند ساختاری کوه‌های البرز، منطقه حصاربن در پهنه جنوبی- مرکزی و در بخش خاوریِ البرز مرکزی جای دارد (Stocklin, 1974a). برپایه گستردگی توف‌های سبز ائوسن در خاور البرز مرکزی، چنین به‌نظر می‌رسد که به دنبال فشردگی‌های روی‌داده در کرتاسه پسین (رویداد لارامین)، جریان‌های گرمایی وابسته و فازهای کششی سراسری، پس از دوره‌های فرسایشی و انباشتی‌های پالئوسن (کنگلومرای فجن) زمین با دریای کم‌ژرفایی پوشیده شده است. این محیط جایگاه خوبی برای ته‌نشست سنگ‌آهک‌های نومولیت دار ائوسن پیشین (سازند زیارت)، به‌ویژه، ماگمازایی گسترده به‌صورت روانه‌های آتشفشانی و یا ردیف‌های آذرآواری توفیت های سبز ائوسن میانی (سازند کرج) بوده است (Aghanabati, 2004). توف‌های سبز سازند کرج گستره‌ گسترده‌ای از سنگ‎های منطقه را دربرگرفته است.

سازند کرج از شاخص‌ترین واحدهای سنگ چینه‌ای البرز مرکزی بوده و شامل توالی کمابیش ستبری از توف‌های سبز، سنگ‎های رسوبی، گدازه‌های آتشفشانی و تبخیری است که درگذشته به نام‌های گوناگون سری سبز (Tietze, 1875)، توفیت‌های سبز البرز (Darvishzadeh, 2004) و ... از آن یادشده است. در برش الگو (دره کرج) و همچنین، در دیگر رخنمون‌ها، سازند کرج ترکیب‌‌ سنگ‌شناسی همگن ندارد؛ ازاین‌رو، در برش الگو، با 3300 متر ستبرا به 5 عضو بخش ‌شده است. در منطقه حصاربن، تنها عضو چهارم بخش توف بالایی رخنمون دارد. این بخش بیشتر شامل توف سبز، به‌همراه لایه‌هایی از شیل توفی، ماسه‌سنگ توف‌دار و شیل آهکی است. در منطقه حصاربن، این توف‌ها با میان‌لایه‌هایی از ماسه‌سنگ توفی، شیل توفی و توف آهکی همراه هستند. از دیدگاه ساختاری، این منطقه شامل چین‌ها و گسل‌هایی است که بر مجموعه‌های سازنده منطقه تأثیر گذاشته‌اند (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- کنتاکت گسله توف‌های سبز سازند کرج (K) و سازند شمشک (SH) در منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) (K: سازند کرج؛ SH: سازند شمشک؛ E: سازند الیکا؛ M: ملافیر)


 

 

برای نمونه می‌توان گسل‌خوردگی منطقه پس از پیدایش توف‌های سبز سازند کرج را نام برد. این گسل‌خوردگی، نهشته‌شدن زئولیت‌ها با سیال‌های گرمابی در رگه‌ها و شکستگی‌های این توف‌ها را در پی داشته است. در شکل 2، سازندهای مهم منطقه در نقشه 100000/1 دماوند نشان داده ‌شده‎اند. از سازندهای دیگر منطقه می‌توان سازندهای کنگلومرایی و ماسه‌سنگی فجن، گچی، مارنی و آهکی نومولیت‌دار زیارت، آهکی قم، سازند قرمز بالایی و از سنگ‎های آتشفشانی دیابازِ الیوین و اوژیت‌دار را نام برد.  

 

 

 

شکل 2- بخشی از نقشه 100000/1 دماوند، برگرفته از Allenbach و Shteiger (1972)

 


روش‌ انجام پژوهش

در هنگام بررسی‌های صحرایی، 49 نمونه از سنگ‎های آذرآواری برداشت شد و 36 مقطع نازک ساخته ‌شد. در این پژوهش، افزون‌بر بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی، برای شناسایی دقیق کانی‎های سازنده توف‌ها (کانی‎های اصلی، فرعی، ثانویه و رگه‌ای در این توف‌ها)، پراش پرتوی ایکس (XRD) روی 13 نمونه توف (6 نمونه توف با دگرگونی تدفینی و 7 نمونه توف با کانی‎های رگه‌ای) با دستگاه Philips, PW 1730 (در شرکت وین‌گستر) با چشمه Cu. Kβ, Kα و طول‌موج 39/1 و 54/1 آنگستروم از زاویه‌های 5 تا 75 درجه انجام‌ شد.

سپس، داده‌های پراش پرتوی ایکس با نرم‌افزار Sigma Plot تجزیه شد. طیف‌های به‌دست‌آمده با الگوهای استاندارد هر کانی مقایسه و شناسایی‌شده‎اند. شمار 10 نمونه توف (6 نمونه توف با دگرگونی تدفینی و 4 نمونه توف‌ با کانی‎های رگه‌ای) برای تجزیه شیمیایی سنگ کل (جدول 1) برگزیده شدند. سپس، این نمونه‎ها پودر شده و به روش‌های فلورسانس پرتوایکس (XRF)، طیف‌بینی نشر نوری پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-OES) و طیف‌سنجی جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) برای تجزیه عنصرهای اصلی و کمیاب در آزمایشگاه Actlabs، مونترال کانادا تجزیه شیمیایی شدند.

 

جدول 1- داده‌های تجزیه زمین‎شیمیایی 10 نمونه از توف‌های سبز ائوسن در منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه)

Sample No.

BT4

BT8

BT16

BT92

BT5

BT6

BT88

BT95

BT105

BT107

 

Vein

Vein

Vein

Vein

Low grade metamorphism

Low grade metamorphism

Low grade metamorphism

Low grade metamorphism

Low grade metamorphism

Low grade metamorphism

SiO2

60.44

74.9

68.29

86.52

62.01

65.05

68.03

75.38

64.96

72.09

Al2O3

12.88

7.09

3.6

0.77

12.1

11.17

10.52

6.7

14.92

11.86

Fe2O3(T)

2.93

0.87

1.73

0.27

2.36

1.9

1.06

1.54

1.54

1.54

MnO

0.004

0.002

0.139

0.035

0.012

0.004

0.011

0.042

0.017

0.055

MgO

2.29

0.76

0.83

0.24

2.01

1.54

0.68

0.81

1.39

1.04

CaO

1.12

0.49

10.81

1.49

1.9

1.05

1.87

3.79

2.06

0.21

Na2O

3.24

2.35

0.5

0.11

3.14

3.11

2.89

1.36

1.69

4.12

K2O

1.53

0.89

1.08

0.1

1.76

1.71

1.56

0.92

6.47

2.4

TiO2

0.333

0.152

0.172

0.018

0.309

0.241

0.183

0.25

0.203

0.243

P2O5

0.08

0.03

0.12

0.01

0.09

0.05

0.04

0.07

0.04

0.03

LOI

13.88

10.18

12.41

5.48

13.43

12.84

12.49

9.65

6.49

4.95

Total

98.74

97.71

99.67

95.04

99.13

98.65

99.33

100.5

99.8

98.55

Sc

8

4

5

2

7

6

3

4

4

4

Be

2

2

2

2

1

1

2

1

2

2

V

22

10

51

5

20

12

16

48

12

15

Cr

<20

<20

20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

Co

10

12

41

62

12

7

8

15

12

8

Ni

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

Cu

20

20

20

20

20

20

10

10

10

20

Zn

100

<30

40

<30

80

<30

<30

<30

30

60

Ga

14

7

6

2

13

12

10

7

14

12

Ge

1

<1

1

3

2

1

<1

<1

2

1

As

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

Rb

47

18

41

3

56

48

28

25

106

97

Sr

672

2016

772

>10000

823

1134

1115

919

1196

59

Y

38

32

36

11

34

39

21

33

20

32

Zr

252

122

43

11

248

207

127

79

134

209

Nb

11

6

2

<1

11

10

9

4

10

12

Mo

3

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

Ag

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

0.7

In

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

Sn

3

2

2

1

3

3

1

1

2

3

Sb

0.7

<0.5

1.1

4.9

1

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Cs

3.1

0.7

2.2

<0.5

1.7

1.4

<0.5

1.4

1.4

12.9

Ba

267

12950

738

4237

49

1147

578

421

471

115

La

31

19.1

13.7

6.3

30.2

28.2

24.9

14.8

27.1

32.9

Ce

64.2

36.8

25.2

9.9

60.7

56.5

42.6

27.5

47

61.8

Pr

7.35

4.08

3

1.1

6.94

6.52

4.27

3.23

4.76

6.57

Nd

27

14.7

11.8

3.5

25.1

24.2

13.8

11.5

15.2

22.9

Sm

5.7

3.2

2.5

0.6

5.7

5.2

2.4

2.8

2.9

4.1

Eu

0.99

0.52

0.59

0.11

0.98

0.81

0.43

0.67

0.65

0.55

Gd

6

3.6

3

0.5

5.7

5.3

2.1

3.2

2.8

3.6

Tb

1.1

0.6

0.5

0.1

1

0.9

0.4

0.6

0.4

0.6

Dy

6.6

4.3

3.4

0.7

6

6

2.5

4.2

2.5

3.8

Ho

1.3

1

0.7

0.2

1.2

1.3

0.6

0.9

0.5

0.8

Er

4.1

3.1

2.3

0.6

3.7

4.1

1.8

3.2

1.5

2.7

Tm

0.65

0.48

0.38

0.11

0.6

0.65

0.31

0.54

0.23

0.44

Yb

4.4

3.4

2.6

0.8

4

4.6

2.3

3.9

1.4

3.2

Lu

0.71

0.52

0.4

0.13

0.63

0.73

0.36

0.7

0.25

0.52

Hf

6.7

3.3

0.4

<0.2

6.6

5.8

3.5

2

3.8

4.3

Ta

1

0.7

0.6

1.8

1

0.9

1

0.4

1.1

1.2

W

73

203

882

3750

112

46

209

284

365

224

Tl

<0.1

<0.1

2.4

<0.1

<0.1

<0.1

0.2

<0.1

<0.1

0.4

Pb

37

22

<5

<5

5

30

<5

21

<5

8

Bi

<0.4

<0.4

<0.4

0.4

<0.4

<0.4

<0.4

0.4

<0.4

<0.4

Th

8.5

4.9

2

0.7

7.9

7.8

11.7

3.8

10.3

15.9

U

2.4

2.2

1.1

10.1

2.3

2.6

2

1.6

1.2

4.8

 

 

سنگ‎نگاری

توف‌های سبز سازند کرج (ائوسن) گستره گسترده‌ای از سنگ‎های منطقه را می‌سازند. بیشتر این توف‌ها لایه‌بندی ظریف همراه با پیچ‌خوردگی دارند و برپایه ساخت‌های رسوبی در نهشته‌های آذرآواری (مانند: لایه‌بندی تدریجی)، نه‌تنها گویای نشست در پهنه دریایی هستند، بلکه جریان‌های آشفته در پهنه رسوبی را نیز نشان می‌دهند (شکل 3). دارابودن فسیل‌های هانت‌کنینا (شکل 4- A)، گلوبروتالیا (شکل 4- B)، کراساتا، ژویژرینا و پلانکتون‌ها با دیواره هیالینی (شکل 4- C) نشان‌دهندة سن ائوسن میانی برای آنهاست.

 

 

شکل 3- توف‌های سبز ائوسن در منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه)

 

 

شکل 4- فسیل‌های شاخص ائوسن در توف‌های سبز سازند کرج در منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه): A) هانت‌کنینا (Hantkenina sp.)؛ B) گلوبروتالیا (Globoratalia sp.)؛ C) پلانکتون در کنار بلورهای کوارتز

 

 

ترکیب سنگ‎شناسی این توف‌ها بیشتر داسیتی، ریوداسیتی، و شامل لیتیک‌توف، کریستال‌توف و توف شیشه‌ای هستند. بافت غالب توف‌ها پورفیری، ویتروفیری و نیز پرلیتی است. به‌طورکلی، تکه‌های بلورین، شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار بوده و مقدار شکستگی و اندازه آنها متفاوت است و جورشدگی ضعیف تا متوسط دارند. در این توف‌ها، تکه‌های شکسته و زاویه‌دار معمول‌تر از بلورهای خودشکل هستند. بیشتر لیتیک‌ها گردشدگی خوبی از خود نشان می‌دهند و به‌ندرت زاویه‌دار هستند. اندازه لیتیک‌ها از 1/0 میلیمتر تا بیش از 1 میلیمتر است و تکه‌های 5/0 تا 1 میلیمتری از فراوان‌ترین تکه‌ها هستند.

جنس لیتیک‌ها گوناگون است و بیشتر بافت تراکیتی دارند. لیتیک‌ها زمینه دانه‌ریزی از کوارتز و فلدسپار دارند و در برخی نمونه‎ها، لیتیک‌ها زمینه شیشه‌ای دارند (شکل 5- A). در این توف‌ها، شاردها شکل‎های گوناگون جناغی، هلالی، داسی‌شکل، دوکی، ستونی و صفحه‌ای (پهن) دارند (شکل 5- B). در برخی نمونه‎ها، تکه‌های شارد شیشه‌ای تا اندازه‌ای دچار تبلور دوباره شده‌اند و دیگر شیشه‌ای نیستند. این تکه‌های شارد بلورهای ریز کوارتز را پدید آورده‌اند (شکل 5- C). این پدیده پیامد ناپایداری شیشه آتشفشانی است (Williams et al., 1982).

پلاژیوکلاز، سانیدین، کوارتز،کریستوبالیت، بیوتیت، آمفیبول از کانی‎های اصلی سازنده این توف‌ها هستند. آپاتیت، زیرکن، کانی کدر و اکسید‌های آهن که از کانی‎های فرعی این سنگ هستند، در آنها فراوان بوده و به‌رنگ قهوه‌ای و قرمز دیده می‌شوند.

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی (نور پلاریزه و طبیعی) از کانی‎های اصلی در توف‌های منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) (Li: تکه‌های لیتیک؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Chl: کلریت؛ Cal: کلسیت؛ Glass Shard: شاردهای شیشه‌ای؛ Qtz: کوارتز؛ Bt: بیوتیت؛ Kfs: آلکالی‌فلدسپار؛ Cris: کریستوبالیت؛ Hbl: هورنبلند؛ Opa: کانی کدر)

 

فلدسپار: در بیشتر نمونه‎های سنگی منطقه حصاربن، فلدسپار‌ها دیده می‌شوند. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز در این توف‌ها، بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار، در اندازه‌های کوچک و بزرگ هستند. این کانی‌ها ماکل پلی‌سینتتیک دارند و بیشتر از نوع آلبیت و الیگوکلاز هستند (شکل‌های 5- D و 5- G). بافت‌های گوناگونی (مانند: منطقه‌بندی کامل و ناقص) در این کانی دیده می‌شود. گاه پلاژیوکلاز‌ها ادخال‌هایی از کانی‎های کدر دارند. این پدیده نشان‌ می‌دهد که کانی‌های کدر پیش از پلاژیوکلاز متبلور شده‌اند و یا این پدیده نشان‌دهندة رشد پرشتاب‌‌تر درشت‌بلور پلاژیوکلاز دربرگیرنده‌ ادخال‌ها در هنگام تبلورِ همزمان است (Shelly, 1993). بلورهای سانیدین نیز از کانی‎های اصلی سازنده این سنگ‎ها هستند. این بلور‌ها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و ماکل کارلسباد و نیزه‌ای‌شکل دارند (شکل 5- E).

کریستوبالیت: در دسته‌ای از سنگ‎ها، کریستوبالیت‌ها درشت‌بلور و شکل‌دار تا بی‌شکل و بیشتر زاویه‌دار هستند (شکل 5- F). در برخی نمونه‎ها کوارتزهایی نیز دیده می‌شود (شکل‌های 5- C و 6- B) که دارای شکل‎های خلیجی گوناگونی هستند. شکل‎های خلیجی چه‌بسا در پی رشد نامتعادل رخ داده‌اند و یا در پی بالاآمدن ماگما و کاهش فشار دچار انحلال شده‌اند (Shelly, 1993).

بیوتیت:در بیشتر نمونه‎ها، بیوتیت با ویژگی چندرنگی آشکار خود در زمینه شیشه‌ای و همراه با کانی‎های دیگر دیده می‌شود (شکل 5- E).

آمفیبول: آمفیبول‌ها از نوع هورنبلند هستند. در نمونه‎های قاعده‌ای سکانس، آمفیبول‌ها بلورهایی شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، در اندازه‌های 2 تا 5 میلیمتر، با خاموشی مایل و برجستگی و بیرفرنژانس بالا و با رخ‌های متقاطع دیده می‌شوند (شکل 5- G).

کانی‎های ثانویه در توف‌های منطقه حصاربن عبارتند از:

کلریت: در بیشتر نمونه‎های توف‌، کلریت دیده می‌شود. این کانی با شکل‎های شعاعی، بادبزنی، دانه‌ای و رشته‌ای (ورقه‌ای) و چندرنگی سبز کم‌رنگ تا پررنگ و نیز سبز متمایل به قهوه‌ای دیده‌ شده است. این کانی در زمینه سنگ و بیشتر همراه با کانی‎های ثانویه دیگر (مانند: پرهنیت) دیده می‌شود (شکل‌های 5- F و 6- A).

پرهنیت: پرهنیت از کانی‎های ثانویه در این توف‌هاست. در برخی نمونه‎ها، این کانی در زمینه سنگ، به‌همراه کلریت و به‎صورت پراکنده، با شکل‎های توده‌ای، کلیه‌ای و بادبزنی دیده می‌شود (شکل 6- A).

آنالسیم: این کانی از مهم‌ترین کانی‎های ثانویه در این توف‌هاست. کانی آنالسیم همراه با پرهنیت و کلریت در زمینه و متن سنگ به شکل‎های مثلثی و گاه چندضلعی (شکل 6- B) دیده می‌شود.

کانی‎های رسی: در این توف‌ها، کانی‎های رسی به‌رنگ قهوه‌ای و در زمینه سنگ دیده می‌شوند. در این توف‌ها، برخی زمینه‌های شیشه‌ای به کانی‎های رسی تبدیل‌شده است. ایلیت- مونت موریلونیت و کائولینیت- اسمکتیت از کانی‎های رسی این سنگ‌ها هستند.

کانی‎های رگه‌ایِ پدیدآمده در شکستگی‌ها و حفره‌های این توف‌ها عبارت‌اند از:

کوارتز: در بسیاری از نمونه‎ها، کوارتز ثانویه با شکل دانه‌ای و درشت‌بلور درون رگه‌ها، شکستگی‌ها و حفره‌ها را پرکرده است. کوارتزهای دانه‌درشت بیشتر همراه با کلسیت و زئولیت دیده می‌شوند (Hurlbut and Cornelius, 1949).

زئولیت گروه هیولندایت: در این توف‌ها، هیولندایت به شکل دانه‌ای، منشوری و به رنگ‌های سفید، خاکستری، بی‌رنگ، با چندرنگی و برجستگی ضعیف در حفره‌ها و فضاهای تهی سنگ دیده می‌شود (شکل 6- A).

زئولیت نوع کلینوپتیلولیت: این کانی از فراوان‌ترین محصول‌هایِ سیال‌های گرمابی در رگه‌ها، شکستگی‌ها و حفره‌های این توف‌هاست. این زئولیت از گروه هیولندایت دانسته می‌شود.

در این توف‌ها، کانی کلینوپتیلولیت، دانه‌ای و ریزبلور، با رنگ سفید، خاکستری تیره، روشن و بی‌رنگ، با چندرنگی و برجستگی بسیار ضعیف، درون حفره‌ها، فضاهای خالی و رگه‌های سنگ دیده می‌شود. این کانی در توف‌های منطقه حصاربن، بیشتر با زئولیت گروه ناترولیت و کانی‎های دیگر (مانند: کلسیت و کوارتز ثانویه) همراه است (شکل 6- B).

 

 

 

شکل 6- کانی‎های ثانویه در توف‌های منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) در نور پلاریزه (Prh: پرهنیت؛ Chl: کلریت؛ Hul: هیولندایت؛ Cal: کلسیت؛ Anl: آنالسیم؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Clin: کلینوپتیلولیت؛ Qtz: کوارتز؛ نماد‎های یادشده از مقاله Ralph (1983) است)

 

 

زئولیت گروه ناترولیت: این گروه از زئولیت، همانند زئولیت نوع کلینوپتیلولیت، از فراوان‌ترین و مهم‌ترین محصول‌های سیال‌های گرمابی در رگه‌ها و شکستگی‌های این توف‌هاست. در نمونه‎های بررسی‌شده، بلورهای زیبای شعاعی، سوزن‌های نازک و کشیده به رنگ‌های سفید، خاکستری و بی‌رنگِ ناترولیت دیده می‌شود. این کانی، همانند زئولیتِ نوع کلینوپتیلولیت، همراه با کوارتز ثانویه، کلسیت و زئولیت‌های گروه هیولندایت (کلینوپتیلولیت) درون رگه‌ها، شکستگی‌ها و حفره‌های سنگ است.

کلسیت: از فراوان‌ترین کانی‎های رگه‌ای در این توف‌هاست. این کانی به‎صورت درشت‌بلور و خودشکل با رخ‌های رمبوئدری آشکاری درون رگه‌ها و شکستگی‌ها دیده می‌شود. همچنین، این کانی در زمینه سنگ به‎صورت توف‌های آهکی دیده می‌شود و نشان‌دهنده آمیختن این توف‌ها با پهنه رسوبی است (شکل‌های 5- G و 6- A).

به‌طورکلی، کانی‎های اصلی، فرعی، ثانویه و رگه‌ایِ یادشده در نمونه‎های قاعده‌ای، میانی و بالایی توف‌های منطقه حصاربن دیده‌ شده‎اند.

با بررسی طیف‌های به‌دست‌آمده از پراش پرتوی ایکس (XRD)، کانی‎های کوارتز، کریستوبالیت، پلاژیوکلازها (آلبیت، الیگوکلاز)، آلکالی‌فلدسپار (سانیدین) و بیوتیت از کانی‎های اصلی این توف‌ها هستند. همچنین، زیرکن، آنالسیم، کانی‎های رسی (ایلیت- مونت موریلونیت)، کوارتز ثانویه، زئولیت‌های گروه هیولندایت،کلینوپتیلولیت، گروه ناترولیت و کلسیت از کانی‎های فرعی، ثانویه و رگه‌ای سازنده توف‌ها هستند. دیگر کانی‎های اصلی، ثانوی و فرعی یادشده در بررسی‌های میکروسکوپی شناسایی ‌شدند؛ اما به‌علت کم‌بودن‌، در پراش پرتوی ایکس آشکار نشده‎اند. از میان 13 نمونه، نمونه BT4 توف با کانی رگه‌ای و نیز نمونه‎های BT88 و BT107 توف با دگرگونی تدفینی برگزیده و در شکل 7 نمایش داده ‌شده‎اند.

 

 

 

 

شکل 7- پراش پرتوی ایکس نمونه‎های BT4، BT88، BT107 (توف‌های منطقه حصاربن، جنوب‌باختری فیروزکوه) (Cris: کریستوبالیت؛ Clin: کلینوپتیلولیت؛ Oli: الیگوکلاز؛ Zrn: زیرکن؛ Q: کوارتز؛ Bt: بیوتیت؛ Sa: سانیدین؛ Ab: آلبیت؛ Anl: آنالسیم؛ Illit: ایلیت)

 


 

 

زمین‎شیمی

با توجه به متحرک‌بودن عنصرهای اصلی، برای شناسایی سنگ‎های آتشفشانی گوناگون و همچنین، رده‌بندی زمین‎شیمیایی این توف‌ها، از نمودارهای Winchester و Floyd (1977) بهره گرفته شد (شکل 8). برپایه این نمودارها، همه نمونه‎ها در محدوده داسیت و ریوداسیت جای می‌گیرند؛ اما برخی نمونه‎ها در محدوده آندزیت تا تراکیت جای گرفته‌اند. اگر فراوانی سیلیس به‎صورت شاردها و شیشه‌های آتشفشانی پرلیتی در زمینه سنگ‎ها و همچنین، بلورهای کریستوبالیت و کوارتز باشد؛ آنگاه همه نمونه‎ها ‌باید در محدوده سنگ‎های پر سیلیس جای گیرند. جای‌گرفتن برخی نمونه‎ها در بخش آندزیت و تراکیت شاید در پی فراوانی لیتیک‌‌های آندزیتی و تراکیتی در نمونه‎های تجزیه‌شده روی داده باشد؛ زیرا مقدار زیرکنیم آنها از نمونه‎های دیگر کمتر است (Gifkins, 2005).


 

 

شکل 8- رده‌بندی توف‌های منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) در نمودار‌های پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977)

 

 

در نمودار K2O در برابر SiO2 (شکل 9)، بیشتر نمونه‎ها در محدوده کالک‌آلکالن جای دارند؛ مگر نمونه‎های BT8، BT16 و BT95 که در محدوده توله‌ایت‌ها جای گرفته‎اند. ازآنجایی‌که عنصرهای آلکالن متحرک هستند شاید در پی راهیابی سیال‌های گرمابی به شکستگی‌ها، این عنصرها به‌شدت دچار تهی‌شدگی شده باشند. نمونه BT105 نیز به‌علت فراوانی کانی‎های پتاسیم‌دار و همچنین، لیتیک‌های تراکیتی در محدوده شوشونیتی جای گرفته است.

 

شکل 9- جایگاه‌ توف‌های منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) در نمودار K2O در برابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976) (نمادها همانند شکل 8 هستند)

بیشتر سنگ‎های منطقه حصاربن در نمودار تغییرات نسبت‌های مولکولی Al2O3/Na2O+K2O در برابر Al2O3/Na2O+K2O+CaO (A/CN در برابر A/CNK) (شکل 10) در گسترة سنگ‎های پرآلومینیم جای گرفته‌اند (Zen, 1988; Lentz et al., 2013). آنچه جایگیری توف‌های منطقه حصاربن در محدوده سنگ‎های پرآلومینیم را در پی داشته است:

(1) دارابودن لیتیک‌های گوناگون با خاستگاه بیگانه؛

(2) دارابودن کانی‎های زئولیتی که با سیال‌های گرمابی در شکستگی‌ها و حفره‌های این توف‌ها، نهشته شده‎اند. ازآنجایی‌که زئولیت‌ها، سیلیکات‌های آلومینیم آب‌دار هستند، پس با جایگیری این نمونه‎ها در این محدوده همخوانی دارد؛

(3) راهیابی این توف‌ها به پهنه رسوبیِ دارای فسیل فراوان و آغشته‌شدن آنها با رسوب‌های این پهنه؛

(4) دارابودن کانی‎های رسی در این توف‌ها، بوده است.

 

 

شکل10- نمودار شناسایی توف‌های حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) برپایه شاخص اشباع از آلومینیم (Lentz et al., 2013) (نمادها همانند شکل 8 هستند)

 

در شکل 11، نمودار تغییرات عنصرهای خاکی نادر (REE) که به ترکیب کندریت بهنجار شده‎اند، نمایش داده‌شده است. در این توف‌ها، الگوی فراوانی عنصرهای خاکی نادر روند ملایم و رو به کاهشی، از LREE به HREE، نشان می‌دهد و تنها آنومالی منفی Eu چشمگیر است.

الگوهای بهنجارشدة توف‌های منطقه حصاربن نسبت به ترکیب گوشته اولیه در شکل 12 نمایش داده ‌شده‎اند. در این نمودار عنکبوتی، آنومالی منفی Nb، Ti، P و کاهش HFSE چشمگیر است.

 

خاستگاه و پهنه زمین‌ساختی

برپایه شباهت ترکیب شیمیایی و میزان سیلیسِ توف‌های منطقه حصاربن به سنگ‎های گرانیت تا گرانودیوریت، برای ارزیابی جایگاه زمین‌ساختی این نمونه‎ها می‌توان از نمودارهای گرانیتوییدی بهره گرفت. نمودارهای گوناگونی پیشنهاد شده است؛ اما کاربردی‌ترین آنها نمودارهایی هستند که برپایه فراوانی عنصرهای کمیاب کم‌تحرک در برابر فرایند‌های دگرسانی، دگرگونی و هوازدگی پیشنهاد ‌شده باشند (Lentz et al., 2013).

برپایه فراوانی عنصرهای کمیاب، Pearce و همکاران (1984) گرانیت‌ها را به چهار گروه VAG (گرانیتوییدهای‌ قوس آتشفشانی)، Syn-CLOG (گرانیتوییدهای برخوردی)، WPG (گرانیتوییدهای درون‌قاره‌ای)، ORG (گرانیتوییدهای پشته‌میان‌اقیانوسی) رده‌بندی کرده‎اند.

همان‌گونه‌که در شکل 13 دیده می‌شود، توف‌های منطقه حصاربن در بخش VAG جای گرفته‌اند. توف‌های منطقه حصاربن در نمودار Schandle و Gorton (2002)، نسبت بالایی از Th/Hf در برابر Ta/Hf را نشان می‌دهند (شکل 14).


‌


 

شکل 11- فراوانی عنصرهای خاکی نادر (REE) در توف‌های منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه)، بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (نمادها همانند شکل 8 هستند)

 

 

شکل 12- نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب در توف‌های حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه)، بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) (نمونه‎های قرمزرنگ توف‌ها با دگرگونی تدفینی و نمونه‎های سیاه‌رنگ توف‌ها با کانی‎های رگه‌ای هستند)

 

 

 

شکل 13- جایگاه توف‌های حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) در نمودار شناسایی پهنه‌های زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984) (نمادها همانند شکل 8 هستند)

 

شکل 14- جایگاه توف‌های حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) در نمودار تغییرات Th/Hf در برابر Ta/Hf (Schandle and Gorton, 2002) (نمادها همانند شکل 8 هستند)

بحث

همان‌گونه‌که گفته شد، توف‌های سبز ائوسن در منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) ستبرا و گسترش بسیاری دارند و از دیدگاه زمین‎شیمیایی ترکیب آنها داسیت و ریوداسیت با سرشت کالک‌آلکالن است. همچنین، این سنگ‌ها بافت‌های لیتیک‌توف، کریستال‌توف، ویتریک‌توف و توف آهکی دارند. این توف‌ها حجم گسترده‌ای از شیشه با فراوانی متغیری از میکرولیت و فنوکریست‌های کوارتز، کریستوبالیت، فلدسپار، بیوتیت، آمفیبول، تکه‌های لیتیک، کانی‎های ثانویه و کانی‎های رگه‌ای ساخته شده‌اند. به‌طورکلی، تکه‌های بلورین شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار بوده و فراوانی شکستگی و اندازه آنها متفاوت است. همچنین، جورشدگی کم تا متوسط دارند. کاهش پرشتاب فشار در هنگام فوران انفجاری معمولاً شکسته‌شدن این بلورها را در پی دارد (Best and Christiansen, 2001). ازاین‌رو، در رخساره‌های آذرآواری، تکه‌های بلورین شکسته و زاویه‌دار معمول‌تر از بلورهای خودشکل است (Fisher and Schmincke, 1984). شاردهای شیشه‌ای در این توف‌ها به شکل‎های گوناگونی یافت می‌شوند. بسیاری از سنگ‌شناسان به ریخت‌شناسی شاردها و پومیس‌ها پرداخته‌اند (Ewart, 1963; Fisher and Schmincke, 1984). به‌طورکلی، این شاردهای شیشه‌ای سه عضو پایانی دارند:

(1) تکه‌های حباب‌های شکسته‌شده هلالی‌شکل و نوک‌تیز، که در مقطع نازک به حالت Y شکل هستند. این شاردها یا از دیواره سه حباب به‌جای مانده‌اند و یا صفحه‌های مقعری هستند که از دیواره‌ میان حباب‌های کنار هم پدید آمده‎اند؛

(2) دیواره‌های شیشه‌ای با صفحه‌های پهن که از حباب‌های هموار جدا می‌شوند؛

(3) تکه‌های پومیسی با ساختار سلولی و یا فیبری که از حفره‌های دایره‌ای‌ یا کشیده‌شده بسیار کوچک پدید آمده‎اند و با دایره‌های شیشه‌ای فراگرفته می‌شوند (Fisher and Schmincke, 1984).

دارابودن شاردهای شیشه‌ای با شکل‎های گوناگونِ جناغی، داسی‌شکل، هلالی، دوکی و صفحه‌ای و نیز نبود شاردهای شیشه‌ای تکه‌ای زاویه‌دار، احتمال رویداد فوران‌های خشکی را نسبت به فوران‌های زیردریایی یا دریاچه‌ای افزایش می‌دهد (Pal et al., 2010). برپایه ‌اندازه نرمال بلورها، جورشدگی کمابیش خوب آنها، اندازه و ریخت‌شناسی شارد‌های شیشه‌ای، لایه‌بندی رسوبی دریاچه‌ای و دریایی کم‌ژرفا و نیز فسیل‌های یافت‌شده، چنین می‌نُماید که توف‌های منطقه حصاربن در شرایط سطحی و در حجم بزرگی فوران کرده‎ و سپس، در پهنه دریاچه‌ای‌ یا دریایی کم‌ژرفا رسوب‌کرده‎اند. یافته‌ها و ویژگی‌های سنگ‎نگاری در سنگ‎های یادشده، نبود تعادل ماگما در هنگام تبلور را نشان می‌دهد. خوردگی درشت‌بلورها و شکل‎های خلیج‌مانند در آنها گواهی بر این نبود تعادل به‌شمار می‌روند (Shelly, 1993; Best and Christiansen, 2001). در این توف‌ها، بافت‌های نامتعادل در پلاژیوکلاز‌ها (مانند منطقه‌بندی در آنها)، تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE و Nb/Y کم از ویژگی‌های سنگ‎های وابسته به کمان ماگمایی هستند. Nb/Y کم از ویژگی‌های سنگ‎هایی است که در کمان‌های ماگمایی وابسته به پهنه فرورانش پدید می‌آیند (Pearce et al., 1984). برپایه مقدار اندک فلدسپار‌ها در این توف‌ها، آنومالی منفی Eu به این عامل بستگی دارد؛ زیرا Eu عنصری سازگار در فلدسپار‌هاست و آنومالی منفی آن را می‌توان پیامد جدایش فلدسپار‌ها پیش از فوران دانست (Rollinson, 1993; Bunsan, 1999). الگوهای بهنجارشده نمونه‎ها در برابر ترکیب گوشته اولیه و کندریت‌ نشان می‌دهند که غنی‌شدگی از LILE می‌تواند پیامد تحرک عنصرهای اصلی در هنگام دگرسانی و دگرگونی، آلودگی با مواد پوسته‌ای و یا دخالت پوسته در ساخت سنگ‎های منطقه حصاربن باشد. آنومالی منفی Nb، Ti، P و نیز آنومالی منفی Eu نشان‌دهنده وابستگی این توف‌ها به پهنه‌های فرورانش و نیز ویژگی سنگ‎های پوسته قاره‌ای و شرکت در فرآیندهای ماگمایی است (Rollinson, 1993; Lentz et al., 2013). همچنین، آنومالی مثبت Th می‌تواند نشان‌دهنده‌ آلودگی‌های پوسته‌ای در هنگام تکامل ماگمایی باشد (Rollinson, 1993; Saha and Tripathy, 2012; Lentz et al., 2013). همان‌گونه‌که در نمودارهای شناسایی پهنه‌های زمین‌ساختی نشان داده‌شده است، در پهنه‌های مرتبط با فرورانش در حاشیه فعال قاره‌ها، مقدار Th در برابر Ta، Nb و HFSE افزایش می‌یابد (Schandle and Gorton, 2002). نمونه‎های بررسی‌شده نسبت بالایی از Th را در برابر عنصرهای یادشده نشان می‌دهند و این ویژگی با جایگیری این توف‌ها در پهنه یادشده همخوانی دارد.

آتشفشان‌های فلسیک دیگری نیز در مناطق گوناگون دنیا گزارش ‌شده‌اند. بررسی‌های Pal و همکاران (2010) روی سنگ‌های دوره میوسنِ Rutland Island نشان می‌دهند که برپایه نسبت بالای Zr/Nb و Zr/Y، توف‌های تراکیتی تا داسیتی در پهنه‌های زمین‌ساختی حاشیه همگرایی (فرورانش) و آتشفشان‌های کمان ماگمایی ((VAG پدید آمده‎اند. همچنین، Saha و Tripathy (2012) بررسی کرده‎اند پیدایش لایه‌هایی از توف‌های ریولیتی تا ریوداسیتی در حوضه Kurnool در Southern India با آتشفشان‌های کمان ماگمایی ((VAG وابستگی دارد.

از سوی دیگر، برپایه بخش کانی‎شناسی کانی‎های ثانویه و بررسی‌های پراش پرتوی ایکس (XRD)، چنین می‌نُماید که توف‌های بخش‌های قاعده‌ایِ منطقه حصاربن دچار دگرگونی تدفینی شده‌اند. دگرگونی تدفینی در این توف‌ها با پدیده‌ دیاژنز آغاز شده و سپس با رخساره‌های کانیاییِ این نوع دگرگونی پایان می‌یابد. در هنگام دیاژنز، شیشه‌های آتشفشانی که از سازندگان این توف‌ها هستند، در پی ناپایداری ترمودینامیکی تجزیه می‌شوند. دگرسانی با انحلال شیشه آب‌دار و تبلور کانی‎های رسی آغاز می‌شود و در پایان، کانی‎های رسی به‎صورت حاشیه‌ای بر سطوح شیشه پدید آمده و انحلال‌بخشی شیشه و فشردگی آن روی می‌دهد.

گسترش دیاژنز و دگرگونی درجه‌کم در بازة دمایی 200-300 درجه سانتیگراد و فشار دست‌کم 1 کیلوبار است (Coombs et al., 1959; Cho and Maruyama, 1985). Cho و Maruyama (1985) رویداد رخساره زئولیت را در فشار دست‌کم 5/0±1/1 کیلوبار دانسته‌اند. Coombs و همکاران (1959) نیز رویداد زیررخساره پرهنیت را در فشارهای 3-5 کیلوبار دانسته‌اند. در حقیقت، شرایط فشار، دما، بافت و مجموعه کانی‎ها در دیاژنز و دگرگونیِ درجه‌کم، را نمی‌توان به‌روشنی از یکدیگر بازشناخت. توف‌های منطقه حصاربن، دگرگونی در دو پهنه زئولیت و پرهینت را نشان می‌دهند. رخساره زئولیت پلی میان دیاژنز و دگرگونی است. همچنین، برپایه تعریف Coombs و همکاران (1959)، دگرگونی تدفینی شامل تغییرات کانیایی پیش‌رونده‌ای است که می‌توانند با دما و ژرفای تدفین در توالی‌های آتشفشانی و رسوبی به‌طور مستقیم وابسته باشد. در حقیقت، این دگرگونی گونه‌ای از دگرگونی ناحیه‌ای است که متأثر از حوضه‌های درحال فرونشینی در توالی‌های آتشفشانی و یا رسوبی است. در این حوضه‌‌ها، بخش‌های قاعده‌ای در شرایط دگرگونی درجه‌کم هستند و ویژگی‌های دگرگونی ناحیه‌ای (مانند: دگرریختی و چین‌خوردگی) را نشان نمی‌دهند.

برپایه آنچه گفته‌شد و نیز ستبرای بسیارِ نهشته‌های آذرآواری، کانی‎های رسی و آنالسیم مربوط به رخساره زئولیت هستند و در پهنه پرهنیت، کانی‎های پرهنیت و کلریت دیده می‌شوند (Coombs et al., 1959; Gifkins et al., 2005). در بررسی‌ِ مشابهی روی سنگ‎های آتشفشانی و آذرآواری سازند کرج در رشته‌کوه‌های البرز در منطقه شمال تهران (Iwao and Hushmand-Zadeh, 1971)، افزون‌بر گزارش مجموعه کانی‎های پرهنیت، آلبیت، اپیدوت، کلریت، کلسیت و تیتانیت، فرایندهای کلریتی‌شدن، اپیدوتی‌شدن، کربناتی‌شدن، سریسیتی‌شدن از ویژگی‌های بیشتر سنگ‎های منطقه دانسته شده است. همچنین، این بررسی برپایه کانی‎های یادشده به رویداد پدیده دگرگونی در این توف‌ها پرداخته است. افزون‌بر‌این، Tutti و همکاران (2009) بررسی‌های دیگری را روی توف‌های سبز ائوسن در منطقه شمال تفرش انجام داده‌اند. برپایه بررسی‌های کانی‎شناسی ایشان، کانی‎های سریسیت، کلسیت، کلریت، آلبیت، آنالسیم، اپیدوت، پرهنیت و پومپلی‌ایت در این منطقه دیده شده‎اند. همچنین، در این بررسی، مجموعه کانی‎شناسی یادشده را وابسته به پهنه زئولیت و پرهنیت + پومپلی‌ایت و نشان‌دهنده فراگیربودن دگرگونی تدفینی در این منطقه دانسته‌اند. ازاین‌رو، داشتن کانی‎های آنالسیم، مونت‌موریلونیت، کلریت و پرهنیت در رخساره‌ زئولیت و زیر رخساره پرهنیت و همچنین، ستبرای چشمگیر توف‌های سبز سازند کرج در منطقه حصاربن در مقایسه با تغییرات کانی‌شناختی گستردة سری‌های ستبر آذرآواریِ شمال تفرش و سنگ‎های آتشفشانی سازند کرج در رشته‌کوه‌های البرز در شمال تهران می‌تواند نشان‌دهنده‌ دگرگونی کلی و کمابیش خفیف در منطقه حصاربن باشد.

نتیجه‌گیری

توف‌های سبز ائوسن (سازند کرج) در منطقه حصاربن (جنوب‌باختری فیروزکوه) در پهنه‌ خاور البرز مرکزی ستبرا و گسترش بسیاری دارند و دربردارندة لیتیک‌توف، کریستال‌توف، ویتریک‌توف و توف آهکی هستند. بررسی‌های میکروسکوپی و پراش پرتوی ایکس (XRD)، نشان می‌دهند که کانی‎های اصلی در این توف‌ها پلاژیوکلاز (آلبیت و الیگوکلاز)، آلکالی‌فلدسپار (سانیدین)، کوارتز، کریستوبالیت، بیوتیت، هورنبلند، تکه‌های لیتیک، شاردهای شیشه‌ای و کانی‎های فرعی زیرکن، آپاتیت، کانی کدر و اکسید آهن هستند. از کانی‎های ثانویه این توف‌ها می‌توان آنالسیم، کلریت، پرهنیت و کانی‎های رسی را نام برد. زئولیت‌های گروه هیولندایت، کلینوپتیلولیت، گروه ناترولیت، کلسیت، کوارتز ثانویه و سریسیت از کانی‎های پدیدآمده در رگه‌ها، شکستگی‌ها و حفره‌های این توف‌ها هستند.

برپایه داده‌های زمین‎شیمیایی، ترکیب این توف‌ها، داسیت و ریوداسیت با سرشت کالک‌آلکالن است. آنومالی منفی Eu، Nb، Ti و P، و نیز تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه، به‌همراه جایگاه نمونه‎ها روی نمودارهای گوناگون زمین‌ساختی، نشان‌دهندة پیدایش توف‌های سبز ائوسن در پهنه‌ای وابسته به فرورانش در حاشیه فعال قاره‌ای هستند. همچنین، آنومالی مثبت Th نشان‌دهنده آلودگی پوسته‌ای در هنگام تکامل ماگمایی است.

در منطقه حصاربن، توف‌های سبز ائوسن در بخش‌های قاعده‌ای دچار دگرگونی تدفینی شده و دگرگونی در دو پهنه زئولیت و پرهنیت را نشان می‌دهند.کانی‎های خودشکلِ آنالسیم، همراه با کانی‎های رسی از کانی‎های پهنه زئولیت هستند. در پهنه پرهنیت، کانی‎های پرهنیت و کلریت دیده‌ می‌شوند. این کانی‎ها در زمینه سنگ یافت می‌شوند.


سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت پژوهشی پردیس علوم دانشگاه تهران برای یاری در انجام این پژوهش و از سرکار خانم دکتر فرشته سجادی برای رهنمودهای ارزشمندشان در زمینه شناسایی فسیل‌های منطقه حصاربن و نیز دکتر سلمان ولایتی از دانشگاه تهران سپاس‌گزاری می‌کنند. 

References

Abniki, M. (2011) Study zeolite of Damavand area according to its applications in industry and agriculture, as well as study its structural using scanning electron microscope. MSc thesis, Islamic Azad University, South-Tehran Unit, Tehran, Iran (in Persian).
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).
Allenbach, P. and Shteiger, R. (1972) Explanatory text of Damavand. Geological Quadrangle Map 1:100000, Sheet No. 6461, Geological Survey of Iran, Tehran.
Best, M. G. and Christiansen, E. H. (2001) Igneous petrology. Blackwell Science, Oxford.
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare elements: meteorite studies. In: Rare earth elements geochemistry. (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier, Amsterdam.
Bunsan, S. K. (1999) Malani rhyolites – a review. Gondwana Research 3(1): 65-77.
Cho, M., Liou, J. G. and Maruyama, S. (1985) Transition from the zeolite to prehnite-pumpellyite facies in the Karmutsen metabasites, Vancouver Island, British Columbia. Journal of petrology 27(2): 467-494.
Coombs, D. S., Ellis, A. J., Fyfe, W. S. and Taylor, A. M. (1959) The zeolite facies, with comments on the interpretation of hydrothermal syntheses. Geochimica et Cosmochimica Acta 17: 53-107.
Darvishzadeh, A. (2004) Geology of Iran. 5th edition, Amirkabir Publication, Tehran (in Persian).
Ewart, A. (1963) Petrology and petrogenesis of the Quaternary pumice ash in the Taupoarea, New Zealand. Journal of Petrology 4(3): 341-392.
Fisher, R. V. and Schmincke, H. U. (1984) Pyroclastic rocks. Springer, Verlag, Berlin.
Gifkins, C., Herman, W. and Large, R. (2005) Altered volcanic rocks. Center for Ore Deposit Research, Hobart.
  Haghipour, A., Taraz, H. and Vahdati Daneshmand, F. (1985) Explanatory text of Tehran. Geological Quadrangle Map 1:250000, No. F5, Geological Survey of Iran, Tehran.         
Hurlbut, J. R. and Cornelius, S. (1949) Manual of mineralogy. 17th edition, John Wiley and Sons Inc, New York.
Iwao, S. and Hushmand-Zadeh, A. (1971) Stratigraphy and petrography of the low-grade metamorphosed rocks of the Eocene formation in the Alborz range, north of Tehran, Iran. Economic Geology 65: 265-285.
Lentz, D. R., Maanijou, M., Aliani, F. and Miri, M. (2013) Geochemistry and petrology Igneous assemblage in the south of Qorveh area, west Iran. Chemie der Erde-Geochemistry 73: 181-196.
Machiels, L., Garces, D., Snellings, R., Vilema, W., Morante, F., Paredes, C. and Elsen, J. (2013) Zeolite occurrence and genesis in the Late-Cretaceous Cayo arc of Coastal Ecuador: evidence for zeolite formation in cooling marine pyroclastic flow deposits. Applied Clay Science 87: 108-119.
Ohwada, M., Statake, H., Nagao, K. and Kazahaya, K. (2007) Formation processes of thermal waters in green tuff: a geochemical study in the Hokuriku district, Central Japan. Journal of volcanology and geothermal research 168: 55-67.
Ostrooumov, M., Cappelletti, P. and deGennaro, R. (2013) Mineralogical study of zeolite from New Mexican deposits (Cuitzeo area, Michoacan, Mexico). Applied Clay Science 55: 27-85.
Pal, T., Ghosh, B., Bhattacharya, A. and Bhaduri, S. K. (2010) Felsic tuff from Rutland Island- a pyroclastic flow deposit in Miocene – sediments of Andaman-Java subduction complex. Journal of Earth System Science 119(1): 19-25.
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(4): 956-983.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.
Ralph, K. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.
Saha, D. and Tripathy, V. (2012) Tuff beds in Kurnool subbasin, southern India and implications for felsic volcanism in Proterozoic intracratonic basins. Geoscience Frontiers 3(4): 429-444.
Schandle, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discrimination tectonic setting in VMS environments. Economic Geology 97(3): 629-642.
Shelly, D. (1983) Igneous and metamorphic rocks under the microscope: classification, textural, microstructures and mineral preferred orientation. Chapman and Hall, London.
Stocklin, J. (1974a) Northern Iran: Alborz Mountain, data for orogenic studies, Alpine-Himalayan orogens. In: Mesozoic-Cenozoic orogenic belt (Ed. Spender, A. M.) Special Publications 4: 213-234. Geological Society, London.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norrey, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society, London.
Taghipour, B., Noghreyan, M., Mackizadeh, M. A. and Ghasemi, A. (2004) Mineralogical and geochemical studies of zeolitic tuffites in Damavand–Firoozkooh area, East of Tehran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 12(1): 65-76 (in Persian).
Tietze, E. (1875) Ein Ausflug nach dem Siahkuh (Schwarzer Berg) in Persian. Mitteilungen der Geographischen Geographischen Gesellschaft Wien 18(8): 257-267.
Tutti, F., Jamali Ashtiani, R. and Hassanzade, J. (2009) Low grade metamorphism of Eocene green tuffs in north of Tafresh. Journal of Science-University of Tehran 34: 143-154 (in Persian).
Williams, H., Turner, F. J. and Gilbert, C. M. (1982) Petrography an introduction to the study of rocks in thin sections. 2nd edition, W. M. Freeman and Company, San Francisco.
 Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differential products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.
Zen, E-an. (1988) Phase relations of peraluminous granitic rocks and their petrogenetic implications. Earth Science Review 16: 21-51.

Files

History

  • Receive Date: 23 January 2016
  • Accept Date: 06 December 2016

Share

How to cite

Statistics