Document Type : Original Article
Authors
Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
برپایه پیشنهاد برخی پژوهشگران (مانند: Stöcklin, 1974; Berberian and Berberian, 1981; Stampfli, 2000; Guest et al., 2006) پهنه البرز، خردقارهای در حاشیه شمالی ابرقاره گندوانا با سن بسیار کهن و دیرین دانسته شده است که در زمان طولانی زمین‌شناسی، چندین فاز کوهزایی، خشکیزایی، ماگمایی و رسوبگذاری را سپری کرده است. با وجود این، از آنجایی‌که رویدادهای ماگمایی سنوزوییک گسترش چشمگیری دارند، بررسی و شناخت ویژگی‌های گوناگون این پهنه (با بیش از هزاران متر ستبرا) بسیار ارزشمند است. افزونبراین، از دیدگاه ترکیبی (بازیک تا اسیدی) و از دیدگاه فرایندهای پدیدآورنده (آتشفشانیِ انفجاری یا غیر انفجاری و یا نفوذی) توده‌های آذرین و ماگمایی در بخش‌های گوناگون این پهنه بسیار گوناگون هستند. به‌همین‌روی، تفسیر ارتباط پیدایش و خاستگاه آنها پیچیدگیهایی دارد و بررسی آنها نیازمند به‌کارگیری روشهای نوین است. منطقه لات- بلوکان در 45 کیلومتری شمال قزوین، بخشی از پهنه البرز باختری (شکل 1) است. توده‌های آذرین درونی و بیرونی فراوان و گوناگونی (مانند: نهشتههای آذرآواری، دیوریت، روانه گدازههای آندزیتی، دایکهای دیابازی و دیوریتی و گنبد داسیتی) در این منطقه (به‌گستردگی نزدیک به 100 کیلومتر مربع) یافت می‌شود. چگونگی ارتباط یا نبود ارتباط میان آنها و نیز فرایند(های) سنگ‌زایی (پتروژنتیک) پدیدآورندة هر یک از آنها، پرسش اصلی این پژوهش است.
شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه لات- بلوکان (بخشی از نقشه زمین‌شناسی چهارگوش جواهرده (Bahar Firouzi et al., 2002) با برخی تغییرات) و جایگاه آن در نقشه زمین‌شناسی ایران
بررسی‌های Teymoori (2010) دربارة سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری منطقه جیرنده در شمال‌باختری قزوین و نیز بررسی‌های Meshkin (2007) دربارة سنگ‌های آتشفشانی، آذرآواری و نفوذی منطقه زرشک در شمال قزوین از بررسی‌های انجام‌شده در بخش‌های نزدیک این منطقه هستند.
روش انجام پژوهش
برای دستیابی به هدف این پژوهش، پس از انجام بازدیدهای صحرایی، بررسی روابط صحرایی، نمونهبرداری از سنگ‌های گوناگون و انجام بررسی‌های سنگنگاری روی آنها، شمار 10 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برگزیده شدند. این نمونه‌ها، برای تجزیه عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای فرعی به روش ICP-AES به آزمایشگاه شیمی سازمان زمین‌شناسی کشور فرستاده شدند. برای یافتن روابط تحولی سنگ‌زایی، برپایه داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده نمودارهای زمین‌شیمیایی در نرمافزارهای Igpet و GCDkit رسم شدند. همچنین، با به‌کارگیری نرمافزارهای Excel و FC-AFC-FCA داده‌ها الگوسازی و پردازش شدند.
زمین‌شناسی و سنگنگاری
سنگ‌های آهکی پرمین سازند روته و دولومیتهای تریاس سازند الیکا و سپس سنگ آهکهای کرتاسه سازندهای تیزکوه و دلیچای از کهنترین رخنمونهای سنگی در این منطقه هستند (Annells et al., 1975). این سنگ‌ها با گسل رانده بلوکان روی سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن (هم‌ارز سازند کرج) رانده شده‌اند (شکل 1).
برپایه سن و نوع فرایندهای پدیدآورنده، سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن (سازند کرج) در این منطقه، با تکیهگاه کنگلومرای فجن (پالئوسن) به سه رخساره اصلی زیر رده‌بندی می‌شوند:
1) نهشتههای رسوبی و آذرآواری؛
2) روانهگدازههای آندزیتی؛
3) توده‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف و آتشفشانی.
نهشتههای رسوبی و آذرآواری
از دیدگاه سنگ‌شناسی، این نهشته‌ها بسیار گوناگون هستند و از سنگ‌های کربناته، آواری و آذرآواری (شکل 2- A) ساخته شده‌اند. این نهشته‌ها گسترش چشمگیری در این منطقه دارند. با وجود این، حجم سنگ‌های آذرآواری (شامل انواع توف، لاپیلی توف و آگلومرا) بیشتر از سنگ‌های رسوبی میان لایهای دیگر (مانند: سنگ‌آهک، ماسه‌سنگ و سیلتستون) است.
به‌علت تفاوتهای آشکار چینهشناختیِ سنگ‌های یادشده در این منطقه، با برش نمونه در دره کرج چالوس (Dedual, 1967)، Annells و همکاران (1975) آنها را «فاز 1» و Asiabanha و Foden (2012) آنها را «نهشتههای ولکانیکلاستیک» نامیده‌اند.
نهشتههای آذرآواری منطقه، به رنگهای گوناگونِ سبز، کرم و خاکستری، همراه با ساختهای رسوبی (مانند لایهبندی خوب؛ کلفت تا نازک‌لایه) و دانهبندی تدریجی (شکل 2- B) دیده می‌شوند.
از دیدگاه سنگنگاری، این رسوب‌ها از تکه‌های گردشده تا نیمه‌گردشدة خرده بلورهای کوارتز و پلاژیوکلاز (5 درصد حجمی)، خرده سنگ‌های آذرین (50 درصد حجمی) و آهکی (45 درصد حجمی) با جورشدگی و گردشدگی خوب ساخته شده‌اند. همچنین، برخی خرده سنگ‌های آهکی دارای خردههای فسیلی و یک نمونه میکروفسیل بنتیک Numulites (شاخص پالئوسن تا هولوسن) هستند (شکل 3- A). همچنین، بررسی‌های Asiabanha و همکاران (2009) در منطقه زرشک (20 کیلومتری جنوب منطقة بررسی‌شده)، سن ائوسن میانی را برای نهشتههای مشابه نشان داده است.
شکل 2- روابط صحرایی رخسارههای گوناگونِ آتشفشانی در منطقه لات- بلوکان (البرز باختری): (A لایههای سنگ آهک توفی؛ (B دانهبندی تدریجی در رسوب‌های توفی؛ (C روانهگدازههای آندزیتی روی رسوب‌های توفی؛ (D ساخت چینهسان در روانه گدازههای آندزیتی
روانه گدازههای آندزیتی
در برخی نقاط، رسوب‌های توفی فاز 1، با روانهگدازههای آندزیتی به‌صورت دگرشیب پوشیده می‌شوند (شکل 2- C). این روانهگدازهها دارای ساختار چینهسان (Stratoid) (شکل 2- D) با درزههای منشوری، رنگ خاکستری تیره و فابریک پورفیری هستند. هرچند روانه گدازههای چینهسان (با ضخامت 3 تا 5 متر در هر روانه) فراوان هستند، هیچگونه خاکی میان آنها دیده نمیشود و این، خود نشان‌دهندة کوتاه‌بودن دوره آرامش میان فورانهای پیاپی است.
هرچند روانهگدازهها گستردگی بسیاری دارند، گوناگونیِ سنگنگاری خاصی نشان نمی‌دهند. این‌سنگ‌ها، با داشتن فنوکریستهای پلاژیوکلاز (15-10 درصد حجمی)، سانیدین (10-5 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (10 درصد حجمی)، کانیهای تیره و آپاتیت (5 درصد حجمی) در زمینهای میکرولیتی و جریانی (ساخته‌شده از پلاژیوکلاز، پیروکسن و شیشه) شناخته می‌شوند. بیشتر آنها بافت میکرولیتیک‌پورفیری تا تراکیتی و گاه اینترگرانولار دارند و بافتهای فرعیِ گلومروپورفیری و سینوسی (عبارت است از اتصال بلورهای همجنس به هنگام صعود ماگما؛ Shelley، 1993) نیز نشان می‌دهند.
توده‌های آذرین نیمه‌درونی و آتشفشانی
مجموعهای از سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌درونی، شامل گنبدهای داسیتی، دایکهای موازی و توده‌های آذرین دیوریتی در میان سنگ‌های کهنتر تزریق شده‌اند.
الف- گنبدهای داسیتی: در این منطقه سه تودة داسیتیِ گنبدی‌شکل، با ویژگی‌های سنگ‌شناسی همانندی دیده می‌شوند. این توده‌ها عبارتند از: توده داسیتی بلوکان، لات و نوده. بزرگی این توده‌ها از 1 تا 3 کیلومترمربع متغیر است و گاه دامنه بسیار پرشیبی دارند (شکل 3- A). هر سه تودة نامبرده درون توفها و آهکهای ائوسن تزریق شده‌اند (شکل 3- A) و ازاین‌رو، جوان‌تر از ائوسن هستند و در برخی بخش‌ها، سطح برخورد آنها با سنگ‌های کهنتر گسلی است (مانند: سطح برخورد توده بلوکان با دولومیتهای کرتاسه). ازآنجایی‌که هر سه توده در همسایگی گسلهای رانده و راستالغز هستند، درزههای سیستماتیک عمودی، چینهای لغزشی و دگرسانی هماتیتی در آنها دیده می‌شود.
رنگ نمونه‌ها خاکستری روشن با بافت میکروپورفیری بوده و از میکروفنوکریستهای پلاژیوکلاز (15 درصد حجمی)، سانیدین (10-5 درصد حجمی) و کوارتز (10 درصد حجمی)، به‌همراه کانیهای فرعیِ بیوتیت و آمفیبول (15-10 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (کمتر از 5 درصد حجمی)، زیرکن، آپاتیت و کانیهای تیره (3-2 درصد حجمی) در یک زمینه شیشهای یا فلسیتی ساخته شده‌اند.
آشکار‌ترین ویژگی‌های بافتی در نمونه‌ها عبارتند از:
الف- تبدیل پیروکسن به بیوتیت در پی فرایندهای کانی‌شناسی سری واکنشی باون و یا فرایند دگرگونی خودبه‌خودی (Shelley, 1993؛ Best, 2003) (شکل 4- B)؛
ب- همراهیِ بیوتیت و آمفیبول که نشان‌دهندة بالابودن فشار آب (5-3 درصد وزنی) در ماگماهای داسیتی دارد (Best, 2003)؛
پ- وجود تکه‌های میکروانکلاوهایِ کمابیش گرد (شکل 4- C)؛
ت- بافت پورفیری (با بیش از 50 درصد حجمی فنوکریست) که توقف کمابیش درازمدت ماگما در آشیانه‌ماگمایی کمابیش ژرف را نشان می‌دهد.
ب- دسته دایکهای موازی: دایکهای منطقه لات- بلوکان، که بیشتر در بخش‌های شمالی این منطقه دیده می‌شوند، ترکیبی حدواسط تا بازیک دارند و روند آنها موازی هم، در راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری است. بزرگی و ستبرای آنها 5/0 تا 10 متر و درازای آنها نزدیک به 100 تا 1000 متر است. مهمترین ویژگی‌های این دسته دایکها عبارتند از:
(1) محل تجمع آنها میان دو راندگی اصلی منطقه (راندگیهای لات و بلوکان، به‌ترتیب در شمال و جنوب منطقه) و بیشتر در ارتباط با پهنه گسلی راستالغزِ چپگرد است؛
(2) از دیدگاه ترکیبی در دو گروه بازالتی و دیوریتی/دلریتی جای دارند. ترکیب و فابریک گروه اول مانند روانه گدازههای آندزیتی است و ازاین‌رو، آنها «دایکهای تغذیه‌کننده» نامیده می‌شوند (شکل 3- B). گروه دوم هم‌ارزِ ریزدانهترِ توده‌های دیوریتی منطقه هستند و ازاین‌رو، «دایکهای پساماگمایی» نامیده می‌شوند (شکل 3- C).
دایکهای تغذیه‌کننده با ترکیب بازالتی، بافتی میکروپورفیری از پلاژیوکلاز (20 درصد حجمی)، ارتوپیروکسن (5 درصد حجمی) و کانیهای تیره (2 درصد حجمی) در زمینهای از میکرولیتهای پلاژیوکلاز ساخته شده‌اند؛ اما دایکهای پساماگمایی کانیهای پلاژیوکلاز (60 درصد حجمی)، ارتو- و کلینوپیروکسن (20 درصد حجمی)، کانیهای تیره و زیرکن (5 درصد حجمی)، آپاتیت (1 درصد حجمی)؛ به‌همراه ایدنگزیتِ پدیدآمده از پیروکسن (Wilshire, 1958) (10 درصد حجمی) و کلریت (4 درصد حجمی) دارند و بافت گرانولار و اینترگرانولار نشان می‌دهند. در نمونه‌های دایک پساماگمایی، پیروکسنها و برخی پلاژیوکلازها بافت غربالی نشان می‌دهند و پیروکسنها به هر دو صورت فنوکریست و ریز بلور دیده می‌شوند.
شکل 3- روابط صحرایی توده‌های آذرین درونی گوناگون در منطقه لات- بلوکان: A) گنبد داسیتی لات که در لایههای توفی و آهک‌توفی رخساره رسوبی- آذرآواری تزریق شده است؛ B) دایک‌آندزیتی جنوب روستای لات درون رسوب‌های توفی؛ C) دایک دیوریتی درون توده دیوریتی لات؛ D) توده دیوریتی لات- نوده (که در رسوب‌های توفی ائوسن تزریق شده است)
پ- توده‌های آذرین دیوریتی: در شمال گسل رانده لات و در گسترة میان روستاهای لات و نوده، چند توده آذرین درونی به‌صورت تکهتکه و در جنوب این گسل (در جنوب روستای کشارود)، یک توده دیگر دیده می‌شوند (شکل 1). گستردگی هر یک از توده‌های شمالی کمتر از یک کیلومترمربع و در کل، نزدیک به 4 کیلومترمربع است. گستردگی توده کشارود نیز نزدیک به 3 کیلومترمربع است. توده‌های لات- نوده درون سنگ آهک و توفهای ائوسن (شکل 3- D) و توده کشارود درون توفهای ائوسن تزریق شده‌اند. از آنجایی‌که این توده‌های آذرین نیمه‌درونی هستند، کاهش گرمای آنها در هنگام تزریق در سطوح کم‌ژرفا و نیز سرشت آذرین سنگ میزبان، در سطح برخورد این توده‌ها و سنگ‌های میزبان، دگرگونی خاصی روی نداده است. رنگ، ترکیب کانی‌شناسی و ساخت توده‌های یادشده کاملاً همانند هم است؛ به‌گونه‌ای‌که در سطح تازه با رنگ خاکستری تیره، بافت گرانولار و کانیهای پلاژیوکلاز و پیروکسن شناخته می‌شوند و همه آنها با دایکهای پساماگمایی دیوریتی قطع شده‌اند. از دیدگاه سنگنگاری، نمونه‌های دیوریتی دارای پلاژیوکلاز (60-55 درصد حجمی)، ارتو- و کلینوپیروکسن (25-20 درصد حجمی)، کوارتز (5 درصد حجمی)، آپاتیت و زیرکن (1 درصد حجمی)،کانیهای تیره (5-2 درصد حجمی)، به‌همراه کانیهای ثانویه (مانند: ایدنگزیت، کوارتز، بیوتیت و کلریت) هستند.
شکل 4- گزیده‌ای از تصویرهای سنگنگاری از گنبدهای داسیتی و توده‌های دیوریتی منطقه لات-بلوکان (پهنه البرز باختری): A) میکروفسیل بنتیک Numulites در رسوب‌های توفی؛ B) جایگزینی پیروکسن با بیوتیت در گنبد داسیتی نوده؛ C) میکروانکلاو کمابیش گرد در گنبد داسیتی نوده، ساخته‌شده از درشتبلورهای پلاژیوکلاز همراه با بلورهای ریز کوارتز و بیوتیت؛ D) بافت غربالی در فنوکریست پیروکسن توده دیوریتی لات؛ E) تیغههای اکسولوشنی در پیروکسن در توده دیوریتی لات؛ F) هم‌رشدی پیروکسن و پلاژیوکلاز در توده دیوریتی لات (تصویر B در نور PPL و تصویرهای دیگر در نور XPL هستند) (نام اختصاری کانی‌ها: بیوتیت: Bt؛ پلاژیوکلاز: Plg؛ کلینوپیروکسن: Cpx)
به‌علت دارابودن بافتهایی مانند گرانولار و بهویژه اینترگرانولار و افیتیک، باید آنها را از توده‌های آذرین نیمه‌درونی دانست. همانند دایکهای دیوریتی، برخی پیروکسنها، بافت غربالی (شکل 4- D) و برخی دیگر، تیغههای اکسولوشنی (شکل 4- E) نشان می‌دهند.
بافت غربالی به چند روش پدید می‌آید: (1) رشد پرشتاب کانی که در پی آن مذاب در کانیِ درحال‌رشد به‌دام میافتد (Gill, 2010)؛ (2) برداشته‌شدن فشار در هنگام بالاآمدن ماگما (1992 Nelson and Montana,)؛ (3) افزایش دما؛ (4) آمیختگی ماگمایی و تغییر ترکیب ماگما (Nixon and Pearce, 1987). Nelson و Montana (1992) بر این باورند که برداشته‌شدن فشار بیشتر از آمیختگی ماگمایی این بافت را پدید می‌آورد. این فرایند تنها درکانیهایی که ترکیبشان میان دو یا چند ترکیب نهایی خالص تغییر میکند، رخ می‌دهد. افزونبراین، نشانه‌هایی از هم‌رشدی پیروکسن و پلاژیوکلاز (شکل 4- F) نیز در آنها دیده می‌شود. پس به‌نظر میرسد این توده‌ها مذابهای نقطه اوتکتیکی باشند که از تحول یک مذاب بازیکتر پدید آمده‌اند.
زمین‌شیمی
داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی در ترکیب سنگ‌کل نمونه‌های این منطقه در جدول 1 آورده شده‌اند. همچنین، رده‌بندی شیمیایی آنها در نمودارهای Le Maitre و همکاران (2002) و Peccerillo و Taylor (1976) در شکل 5 نشان داده شده است. بازه تغییرات SiO2 گسترده (1/54 تا 4/68 درصد وزنی) و مقدار Na2O+K2O از 4 تا 6 درصد وزنی است. اگرچه نمونه‌های دیوریتی و دایکهای دیوریتی دارای بیشترین مقادیر MgO، Fe2O3 کل و نیز Ni، Cr و V هستند، این مقدارها با مقدار آنها در ماگماهای نخستین هیچ همانندی ندارد و این پدیده نشان‌دهندة تحول‌یافته‌بودن آنهاست. در کل، چنانچه در شکل 5- A دیده می‌شود، نمونه‌ها سه گروه ترکیبی دارند: آندزیت‌بازالتی (شامل توده‌های دیوریتی و دایکهای دیوریتی)، آندزیت (روانههای گدازه) و داسیت (گنبدهای داسیتی). همچنین، سری ماگمایی این نمونه‌ها کالکآلکالن پرپتاسیم است (شکل 5- B).
نمودارهای هارکر: شکل 6 روند تغییرات نمودارهای هارکر در نمونه‌های بررسی‌شده را نشان می‌دهد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، دو نکته در این نمودارها دیده می‌شود: وجود روندهای تغییرات (برای نمونه: روندهای افزایشی در نمودارهای Na2O و K2O و روندهای کاهشی در نمودارهای CaO، FeO، MgO، MnO و TiO2) و دیگری وقفههای ترکیبی در مقدارهای سیلیس 02/62-62/57 درصد وزنی میان نمونه‌های دیوریتی و آندزیتی (نزدیک به 5 درصد وزنی) و 46/67-67/62 درصد وزنی میان نمونه‌های آندزیتی و داسیتی (نزدیک به 5 درصد وزنی). همچنین، روند برخی عنصرها مانند Al2O3، Rb و Ni خلاف انتظار است؛به‌گونه‌ای‌که Al2O3 روند کاهشی و سپس روند افزایشی دارد و روندهای Rb و Ni، به‌ترتیب، کاهشی و افزایشی هستند. این پدیده پیامد متبلورنشدن الیوین (افزایش Ni) و تبلور پلاژیوکلاز (کاهش Rb) دانسته می‌شود.
با وجود این، توجیه‌نشدنی‌بودنِ روندهای دیده‌شده با روندهای عادی جدایش ماگمایی، نکتهای است که پیچیدگی آن در بخش الگوسازی بررسی خواهد شد.
جدول 1- داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) و کمیاب (برپایه ppm) برای نمونه‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری)
|
dacite |
Andesite |
Diorite |
Rock type |
|||||||
|
DB2 |
VN2a |
R3 |
T2 |
R1 |
GbK1 |
GbN1 |
DL1 |
GbL2 |
K1 |
Sample No. |
|
68.44 |
67.46 |
62.22 |
62.10 |
62.02 |
57.21 |
56.03 |
55.02 |
54.81 |
54.13 |
SiO2 |
|
0.35 |
0.43 |
0.66 |
0.77 |
0.75 |
0.80 |
0.94 |
1.00 |
0.97 |
0.94 |
TiO2 |
|
15.01 |
16.06 |
14.60 |
14.35 |
14.41 |
16.18 |
18.11 |
16.22 |
16.62 |
16.58 |
Al2O3 |
|
3.06 |
4.15 |
6.76 |
6.75 |
6.54 |
8.60 |
8.43 |
10.02 |
9.88 |
10.20 |
Fe2O3 |
|
0.10 |
0.11 |
0.14 |
0.14 |
0.16 |
0.14 |
0.17 |
0.18 |
0.17 |
0.19 |
MnO |
|
0.89 |
1.22 |
3.25 |
3.22 |
2.75 |
3.96 |
2.69 |
3.87 |
3.88 |
3.78 |
MgO |
|
2.63 |
3.48 |
4.52 |
4.36 |
4.19 |
6.47 |
7.08 |
6.63 |
6.86 |
7.11 |
CaO |
|
2.49 |
2.84 |
2.16 |
3.01 |
3.15 |
2.16 |
2.41 |
2.13 |
1.96 |
2.03 |
Na2O |
|
3.46 |
2.67 |
2.80 |
2.12 |
2.61 |
2.16 |
2.08 |
2.12 |
2.27 |
1.97 |
K2O |
|
0.18 |
0.26 |
0.32 |
0.25 |
0.24 |
0.38 |
0.50 |
0.57 |
0.51 |
0.54 |
P2O5 |
|
2.99 |
0.98 |
2.11 |
2.46 |
2.7 |
1.03 |
1.06 |
1.76 |
1.64 |
2.03 |
LOI |
|
99.61 |
99.64 |
99.52 |
99.51 |
99.51 |
99.04 |
99.51 |
99.52 |
99.57 |
99.50 |
Total |
|
3.74 |
4.22 |
5.61 |
6.44 |
6.37 |
5.33 |
5.46 |
7.31 |
6.43 |
7.24 |
Cs |
|
61.86 |
102 |
100 |
118 |
133 |
114 |
152 |
182 |
131 |
144 |
Rb |
|
714 |
755 |
633 |
525 |
587 |
536 |
610 |
730 |
654 |
664 |
Ba |
|
232 |
386 |
372 |
424 |
467 |
416 |
496 |
530 |
470 |
477 |
Sr |
|
12.11 |
20.96 |
7.94 |
10.36 |
22.42 |
18.25 |
6.72 |
13.43 |
22.24 |
18.34 |
Pb |
|
5.09 |
6.24 |
6.50 |
5.99 |
5.97 |
7.68 |
8.84 |
9.46 |
8.62 |
7.97 |
Th |
|
1.57 |
2.23 |
2.63 |
3.03 |
3.06 |
2.61 |
2.35 |
3.31 |
2.97 |
2.98 |
U |
|
171 |
46.99 |
118 |
239 |
198 |
143 |
300 |
181 |
105 |
165 |
Zr |
|
2381 |
3734 |
4854 |
5181 |
5265 |
6614 |
6593 |
8196 |
7275 |
7875 |
Ti |
|
0.97 |
1.97 |
2.25 |
2.43 |
2.18 |
3.55 |
3.30 |
4.08 |
3.76 |
3.79 |
Hf |
|
0.07 |
0.37 |
0.48 |
0.26 |
0.30 |
0.30 |
0.48 |
0.46 |
0.47 |
0.41 |
Ta |
|
24.38 |
26.79 |
22.24 |
19.50 |
18.49 |
28.17 |
24.63 |
30.29 |
26.00 |
27.31 |
Y |
|
10.07 |
15.82 |
21.02 |
21.58 |
21.99 |
28.22 |
28.47 |
35.30 |
31.11 |
33.30 |
Nb |
|
42.32 |
37.93 |
33.44 |
28.20 |
28.72 |
28.48 |
31.25 |
38.97 |
32.01 |
32.51 |
La |
|
76.70 |
77.81 |
73.88 |
57.76 |
61.27 |
72.40 |
69.60 |
92.31 |
74.16 |
81.75 |
Ce |
|
4.37 |
5.64 |
5.41 |
5.30 |
4.07 |
6.54 |
7.35 |
8.56 |
7.95 |
6.97 |
Pr |
|
24.44 |
32.99 |
38.92 |
35.76 |
34.90 |
44.10 |
47.58 |
55.43 |
50.96 |
53.82 |
Nd |
|
4.36 |
3.52 |
3.53 |
3.67 |
4.00 |
4.44 |
5.08 |
6.51 |
5.28 |
5.60 |
Sm |
|
0.97 |
1.23 |
1.32 |
1.25 |
1.07 |
1.65 |
1.75 |
1.98 |
1.86 |
2.29 |
Eu |
|
2.41 |
3.35 |
3.48 |
3.07 |
3.24 |
4.71 |
4.64 |
5.62 |
4.93 |
5.14 |
Gd |
|
0.79 |
1.14 |
1.53 |
1.52 |
1.60 |
2.08 |
2.19 |
2.50 |
2.33 |
2.50 |
Tb |
|
3.15 |
3.82 |
3.44 |
2.51 |
3.04 |
4.78 |
3.74 |
4.82 |
3.88 |
4.48 |
Dy |
|
0.67 |
0.53 |
0.58 |
0.47 |
0.45 |
0.70 |
0.91 |
0.99 |
0.90 |
0.94 |
Ho |
|
< 0.5 |
1.03 |
0.72 |
0.57 |
< 0.5 |
< 0.5 |
0.95 |
1.05 |
0.92 |
1.03 |
Er |
|
0.12 |
0.19 |
0.18 |
0.18 |
0.18 |
0.29 |
0.27 |
0.38 |
0.33 |
0.35 |
Tm |
|
1.86 |
2.26 |
2.02 |
1.94 |
1.68 |
2.81 |
2.50 |
3.07 |
2.65 |
2.70 |
Yb |
|
0.53 |
0.68 |
0.49 |
0.60 |
0.52 |
0.75 |
0.91 |
1.06 |
0.82 |
0.90 |
Lu |
|
4.53 |
9.64 |
14.68 |
18.36 |
17.46 |
28.58 |
23.25 |
29.57 |
26.77 |
27.95 |
Sc |
|
20.36 |
72.11 |
115 |
127 |
89.34 |
153 |
97.68 |
130 |
386 |
135 |
Cr |
|
19.71 |
13.61 |
22.84 |
20.04 |
19.15 |
17.65 |
15.84 |
17.15 |
15.16 |
18.45 |
Ni |
|
1.10 |
11.63 |
19.61 |
18.72 |
19.84 |
29.83 |
26.42 |
35.04 |
35.08 |
34.97 |
Co |
|
18.49 |
82.60 |
116 |
134 |
104 |
216 |
193 |
239 |
208 |
233 |
V |
|
16.25 |
17.05 |
15.60 |
15.01 |
14.02 |
17.03 |
20.43 |
24.64 |
20.64 |
24.73 |
Ga |
|
56.72 |
74.03 |
65.41 |
60.27 |
67.86 |
88.19 |
89.05 |
102 |
90.45 |
95.39 |
Zn |
|
4.71 |
10.10 |
26.88 |
47.28 |
90.70 |
45.51 |
46.92 |
59.21 |
52.10 |
58.02 |
Cu |
|
538 |
752 |
700 |
739 |
868 |
1059 |
1000 |
1136 |
1032 |
1076 |
Mn |
|
3.70 |
2.69 |
2.52 |
2.16 |
2.23 |
2.17 |
2.08 |
2.34 |
2.15 |
2.24 |
Be |
|
16.87 |
19.90 |
18.92 |
18.62 |
20.45 |
18.83 |
19.54 |
18.72 |
20.44 |
20.49 |
Ba/La |
|
10273.8 |
2017.60 |
1318.35 |
2003.60 |
1954.26 |
1765.89 |
1274.92 |
1576.49 |
1406.35 |
1636.63 |
Ba/Ta |
|
0.41 |
0.59 |
0.94 |
1.11 |
1.19 |
1.00 |
1.16 |
1.16531 |
1.12 |
1.22 |
Nb/Y |
|
144.99 |
42.27 |
43.79 |
82.35 |
73.16 |
92.93 |
59.45 |
76.26 |
66.87 |
82.08 |
Nb/Ta |
شکل 5- جایگاه نمونه‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در: A) نمودار رده‌بندی Le Maitre و همکاران (2002)؛ B) نمودار Peccerillo و Taylor (1976)
شکل 6- نمونه‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در نمودارهای هارکر برخی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) و عنصرهای کمیاب (برپایه ppm) در برابر سیلیس (برپایه درصد وزنی)
نمودارهای عنکبوتی: نمودارهای عنکبوتی عنصرهای کمیاب و چندعنصری (شکل 7)، شباهت بالای الگوی پراکندگی عنصرها در نمونه‌های گوناگون را نشان می‌دهد. غنی‌شدگی شدید از LREE (Light Rare Earth Elements) نسب به HREE (Heavy Rare Earth Elements)، (بیش از 30 برابر)، غنی‌شدگی از LILE (Large Ion Lithophile Elements) و تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE (High Field Strength Elements)، مانند Tiو بهویژه Ta (شکل‌های 7- A و 7- B)، نشان‌دهندة ارتباط مستقیم فرایندهای ماگمایی منطقه با پهنه‌های فرورانشی و حاشیه قاره هستند.
با وجود این، برپایه نمودار بهنجارشده به ترکیب پوسته قارهای بالایی (شکل 7- C)، بیشترِ عنصرها (مگر Lu، Er، Tb و تا اندازه‌ای Eu) با میانگین پوسته قارهای (Taylor and McLennan, 1995) همانندیِ چشمگیری نشان می‌دهند. چنانچه در نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب MORB (Mid Ocean Ridge Basalt) (شکل 7- B) دیده می‌شود، تمرکز عنصرهای Y و Yb همانند MORB است. همچنین، در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت، این دو عنصر غنی‌شدگی نیز نشان می‌دهند (شکل 7- D). از آنجایی‌که این عنصرها در خاستگاه، معمولاً با شبکه گارنت سازگاری دارند، نبود تهی‌شدگی از آنها نشانهای از نبود حضور گارنت در خاستگاه دانسته می‌شود (Kampunzu et al., 2003). از سوی دیگر، به باور پژوهشگرانی مانند Zhao و همکاران (2007)، شیب تند الگوی عنصرهای LREE به‌سوی عنصرهای HREE پیامد برجاماندن آمفیبول در تفاله ذوب‌بخشی است.
شکل 7- نمونه‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در: A) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب MORB (Pearce, 1983)؛ C) نمودارREE بهنجارشده در برابر ترکیب پوسته قارهای بالایی (Taylor and McLennan, 1995)؛ D) نمودار REE بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)
پهنه زمین‌ساختی
افزون‌بر ویژگی‌هایی که پیشتر گفته شد (مانند: وابستگی نمونه‌ها به سری کالکآلکالن پرپتاسیم و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نمودارهای عنکبوتی)، برخی از نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی، مانند نمودارهای پیشنهادیِ Gorton و Schandl (2000)، Schandl و Gorton (2002) (شکل 8) و Pearce (1983) (شکل 9) نشان می‌دهند سنگ‌های آتشفشانی منطقه، وابسته به حاشیه فعال قارهای هستند.
افزونبراین، نمونه‌ها آشکارا برخی از ویژگی‌های زمین‌شیمیاییِ پهنه‌های فرورانش و برخورد قارهای را نیز نشان می‌دهند. برخی از این ویژگیها عبارتند از:
- نسبت Ba/La بالاتر از 15 (Wood, 1980) که در سنگ‌های منطقه 8/16 تا 45/20 است؛
- نسبت Ba/Ta بالاتر از 450 (McDonald et al., 2001) که در سنگ‌های منطقه 1275 تا10273 است؛
- نسبتهای پایین Nb/Y (32/0تا 72/1) (Pearce, 1983؛ Temel et al., 1998) که در سنگ‌های منطقه 41/0تا 22/1 است.
شکل 8- نمونه‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در: A) نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb(Gorton and Schandl, 2000) (MORB: بازالتهای پشته میان اقیانوسی؛ WPVZ (یا within plate volcanic zone): پهنه آتشفشانیِ درونصفحهای؛ WPB (یا within plate basalt): بازالتهای درونصفحهای؛ ACM (یا active continental margin): حاشیهی فعال قارهای؛ Oceanic Arc: کمان اقیانوسی)؛ B) نمودار Ta/Hf در برابر Hf Th/ (Schandl and Gorton, 2002)
شکل 9- نمونه‌های منطقه لات- بلوکان (البرز باختری) در نمودار Pearce (1983) برای شناساسی کمان‌های ماگمایی قارهای و اقیانوسی
الگوسازی فرایندها
همان‌گونه‌که نمودارهای هارکر نشان دادند، میان نمونه‌های بررسی‌شده، روندهای شیمیایی ویژهای هست که با فرایندهای کلاسیک جدایش ماگمایی ساده تفسیرشدنی نیستند؛ ازاین‌رو، برای روشن‌شدن فرایند یا فرایندهای تحولیِ روی‌داده، برپایه الگوهای ریاضیِ فرایندهای ماگمایی و نیز با به‌کاربردن نرمافزار FC-AFC-FCA (Ersoy and Helvaci, 2010) الگوسازی زمین‌شیمیایی انجام شد.
ترکیب شیمیایی سنگ‌های ماگمای به فرایندهای سنگ‌شناسی بسیاری بستگی دارد. این فرایندها یا نخست درپی ذوب‌بخشی سنگ‌های خاستگاه و یا پس از آن، هنگام جدایش بلوری، هضم سنگ‌های دربرگیرنده، فرایند تفریق- هضم، و یا آمیختگی دو ماگمای متفاوت روی می‌دهند. با بررسی مقدار عنصرهای اصلی و کمیاب و همچنین، نسبتهای ایزوتوپی سنگ‌های ماگمایی این فرایندها را همانندسازی و شناسایی کرد. پژوهشگران بسیاری (مانند: Langmuir et al., 1977; DePaolo, 1981) فرایندهای ماگمایی گوناگون را به روشهای گوناگون رابطه‌سازی کرده و از این رهگذر، روشهای اندازه‌گیری گوناگونی را پیشنهاد کردهاند. در این راستا، پژوهشگرانی مانند DePaolo (1981) و Cribb و Barton (1996) هر یک از رابطههای پیشنهادشده برای تبلور تعادلی یا EC (Equilibrium Crystallization)، جدایش بلوری یا تفریق بلوری (FC یا Fractionation Crystallization)، هضم یا آمیختگی ماگمایی (Mixing) و فرایندهای پیچیدهتر مانند AFC (Assimilation and Fractionation Crystallization) و FCA (Decoupled Fractionation Crystallization and Assimilation) را بررسی کردهاند تا الگوی بهینه‌ای به‌دست آورند.
فرمول‌سازی فرایندهای گوناگون سازندة سنگ‌ها
تبلور ماگماها با دو فرایند اصلی رخ می‌دهد: (1) تبلور تعادلی (EC) و (2) جدایش بلوری (FC). در تبلور تعادلی فازهای جامد در مذاب به‌جای میمانند و با آن در تعادل شیمیایی هستند؛ اما در جدایش بلوری، فازهای جامد پیشین هنگام سردشدن و با تبلور ماگما پیوسته از مذاب جدا می‌شوند. به این فرایند تبلور ریلی نیز گفته می‌شود (Rollinson, 1993; Rayleigh, 1896).
رابطه فرایند تبلور تعادلی (DePaolo, 1981) به‌صورت زیر است:
رابطه 1:
در این معادله، ClEC مقدار یک عنصر کمیاب در مذاب بجامانده در هنگام تبلور، C0 مقدار عنصر کمیاب در مذاب نخستین (ترکیب آغازین)، D ضریب توزیع کل عنصرها برای فازهای کانیهای جدایش‌یافته و F مقدار جدایش مذاب بجامانده هنگام تبلور است که از صفر تا یک متغیر است.
جدایش بلوری (FC) با رابطه 2 (DePaolo, 1981) اندازه‌گیری می‌شود:
رابطه 2:
که در آن ClFC مقدار یک عنصر در مذاب بجامانده هنگام جدایش بلوری است. در بیشتر موارد، فرایند جدایش بلوری معمولاً به‌همراه هضم سنگ‌های دیواره فراگیرندة آشیانة ماگمایی روی می‌دهد که به اختصار، به آن فرایند AFC گفته می‌شود (DePaolo, 1981). شناسایی فرایند AFC دشوار و نیازمند تفاوت بسیار میان غلظت عنصرهای کمیاب در ماگما و سنگ دیواره است. هنگامِ فرایند AFC رابطه روشنی میان مقدار مواد هضم‌شده و مقدار مواد متبلورشده در هنگام سردشدن ماگما (r) دیده می‌شود. به این ترتیب، رابطه فرایند AFC بر پایه پیشنهاد DePaolo (1981) به‌صورت زیر است:
رابطه 3:
که در آن ClAFC، C0 و Ca به‌ترتیب مقدار یک عنصر در ماگمای بجامانده، ماگمای اولیه و مواد هضم‌شده (سنگ دیواره) هستند. F میزان جدایش مذاب در هنگام سردشدن ماگما، r برابر ma/mc و Z برابر (r +D-1)/(r-1) است.
همچنین، به باور Cribb و Barton (1996)، در یک سیستم ماگمایی، هضم و جدایش بلوری همیشه به‌همراه یکدیگر روی نمی‌دهند و بر هم اثر نمیگذارند؛ بلکه چه‌بسا مستقل از هم تغییر کنند. این فرایند که به آن FCA گفته می‌شود، به‌صورت زیر رابطه‌سازی می‌شود و در آن C0 و Cf به‌ترتیب مقدار عنصرهای در ماگمای نخستین و ماگمای بجامانده از جدایش بلوری و Mc ماده متبلورشده هستند.
رابطه 4:
در فرایند AFC چنین فرض می‌شود که ورود ماده هضم‌شونده به ماگما با مقدار مواد جامد خارج‌شده در هنگام تبلور متناسب است؛ اما در فرایند FCA، هضم و تبلور همیشه با یکدیگر مرتبط نبوده و توده هضم‌شده جداگانه و مستقل از توده متبلور شده است. مقایسه پیامدهای زمین‌شیمیایی فرایند FCA با AFC نشان‌دهندة شباهت رفتار عنصرهای ناسازگار هنگام رویداد این فرایندهاست. پس برای شناسایی این دو فرایند نسبتهای این عنصرها به‌کار برده نمی‌شوند؛ اما در پی فرایند FCA، میزان عنصرهای سازگار و نیز نسبتهای ایزوتوپی Sr (در یک F مشابه) بیشتر از AFC غنی می‌شود (Cribb and Barton, 1996).
در این بررسی، نمونه DL1 (جدول 1) که دارای بیشترین مقدار MgO است، به‌عنوان نمونه ماگمای اولیه (C0)، پوسته قارهای زیرین (Taylor and McLennan, 1995) به‌عنوان ماده آلاینده (Ca) و نسبت ماده هضم‌شده به ماده متبلورشده (r) برابر 6/0 در نظر گرفته شد. پس از رسم نمودارهای فراوان، مقدار 6/0 بهترین نسبت دانسته شد. آنگاه نمودارهای تغییرات هر یک از فرایندهای یادشده رسم شدند.
در ادامه، به چند نمودار برگزیده از این بررسیها پرداخته می‌شود:
نمودارهای هارکر عنصرهای کمیاب: چنانچه در نمودارهای Rb/SiO2 و Ce/SiO2 دیده می‌شود (شکل‌های 10- A و 10- B)، نمونه‌های آندزیتی و دیوریتی به‌ترتیب روی روندهای FCA و آلایش با نمونه پوسته قارهای زیرین و نمونه‌های داسیتی بیرون از مسیر روند تحولی آنها جای گرفتهاند.
نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب: نمونه‌های بررسی‌شده روی نمودارهای الگوسازیشدة عنصرهای کمیاب سازگار و ناسازگار نیز نتیجه مشابهی را نشان می‌دهند (شکل‌های 10- C و 10- D)؛ به‌گونه‌ای‌که: (1) داسیتها بیرون از روندهای یادشده جای دارند، (2) هیچ‌یک از فرایندهای FC و AFC فرایند محتملی در آشیانه ماگمایی منطقه نیستند؛ بلکه دیوریت‌ها و آندزیتها با فرایندهای آمیختگی ماگمایی یا هضم و FCA سازگاری بیشتری نشان می‌دهند؛ ازاین‌رو: (1) داسیتها از جدایش بلوریِ مستقیمِ ماگمایی دیوریت‌ها و آندزیتها در آشیانه ماگمایی پدید نیامدهاند؛ (2) آشیانه ماگماییِ یادشده آشیانه ماگمایی بازی بوده است که در آن، ماگمای مافیک با پوسته قارهای دچار آلایش میشده است و بر اثر آن، از یکسو دیوریت‌ها و از سوی دیگر همگام با جدایش بلوری، آندزیتها پدید آمده‌اند. همچنین، به‌نظر میرسد در آشیانه‌های ماگمایی، رویداد چند فرایند ماگمایی (شامل FCA، آمیختگی ماگمایی و ذوب‌بخشی)، توزیع دوباره عنصرهای کمیاب و همانندیِ الگوهای نمودار عنکبوتی را در پی داشته‌اند.
شکل 10- نمودارهای الگو‌سازی‌شده برای فرایندهای ماگمایی برای نمونه‌های منطقه لات-بلوکان (البرز باختری): A، B) نمودارهای هارکر برای عنصرهای کمیاب؛ C، D)نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب (نام‌های اختصاری: AFC: Assimilation and Fractional Crystallization؛ CC: ترکیب پوسته قارهای (Taylor and McLennan 1995)؛ Dl1: ترکیب ماگمای اولیه (C0)؛ FCA: Decoupled Fractional Crystallization and Assimilation؛ FC: Fractional Crystallization)
بحث
منطقه لات-بلوکان در شمال قزوین، از دیدگاه زمین‌شناسی در پهنه البرز باختری جای دارد و دوره کاملی از فرایندهای آتشفشانی- پلوتونیک سنوزوییک در آن دیده می‌شود. از دیدگاه زمین‌ساختی، دو گسل رانده مهم خاوری- باختری (گسل لات در شمال منطقه با شیب رو به شمال و دیگری گسل بلوکان در جنوب با شیب رو به جنوب)، در این منطقه دیده می‌شود. همچنین، در بخش شمالی منطقه، یک پهنه گسلی راستالغز چپگرد با روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری، افزون‌بر پدیدآوردن ناپیوستگی و انقطاع توده آذرین درونی، پیدایش دسته دایکهای موازی در منطقه را به دنبال داشته است.
تاریخ فرایندهای ماگمایی:
توالی سنوزوییک منطقه لات- بلوکان، همانند دیگر مناطق مجاور در پهنه البرز، پیامد فرایند ماگمایی گسترده در این زمان بوده و در سه رویداد پیاپی به‌صورت زیر پدید آمده است:
الف) پیدایش پهنه رسوبی کمژرفای ائوسن همراه با فورانهای انفجاری زیرآبی متناوب: در چنین پهنه گسترده‌ای که همه البرز (مگر البرز خاوری) را در بر میگرفته است، سنگ‌های آواری گوناگونی (مانند: ماسه‌سنگ، سیلتستون و شیل) و گاه آهکی با ویژگی‌های توفی، تهنشین میشدهاند. فورانهای انفجاری زیرآبی، گاه نظم رسوبگذاری را برهم میزدهاند (Darvishzadeh, 1991; Asiabanha and Foden, 2012). اگرچه در ادبیات زمین‌شناسی ایران، این توالی رسوبی- آذرآواری با نام سازند کرج (Dedual, 1967) شناخته می‌شود، واحدهای سنگی آنچنان گوناگون هستند که پژوهشگران گوناگون مانند Dedual (1967) در دره کرج- چالوس، Annells و همکاران (1975) در شمال قزوین و طالقان و Stöcklin و Eftekhar-Nezhad (1969) در منطقه زنجان و طارم رده‌بندی‌های گوناگونی برای نهشتههای پدیدآمده پیشنهاد کردهاند. Annells و همکاران (1975) سری رسوبی- آذرآواری یادشده را فاز 1 نامیده است که چه‌بسا هم‌ارز کل برش نمونه در دره کرج-چالوس است (Asiabanha and Foden, 2012).
ب) فورانهای هوایی (Subaerial Eruptions) گدازههای آندزیتی: در منطقه لات-بلوکان، نهشتههای رسوبی- آذرآواری به‌صورت دگرشیب با گدازههای آندزیتی پوشیده می‌شوند (شکل 2- C)؛ ازاین‌رو، باید آنها را پیامد فورانهای آتشفشانی هوایی پس از بالاآمدگی پهنه رسوبی دانست. ازآنجایی‌که گدازههای یادشده با دایکهای تغذیه‌کننده هم‌ترکیب وابستگی دارند، چه‌بسا فورانها از نوع فورانهای شکافی بوده‌اند (Cas and Wright, 1988). فراوانیِ روانهگدازهها به‌صورت چینهسان (Stratoid) و نبود خاک در میان آنها، نشانه پیوسته‌بودن فعالیتهای فورانی شکافی غیرانفجاری است.
پ) پلوتونیسم: تاریخ ماگمایی در منطقه لات-بلوکان با تزریق بخش‌های مذاب بجامانده در آشیانه‌های ماگمایی به درون سنگ‌های درونگیر پایان مییابد. این توده‌ها عبارتند از: توده‌های سابولکانیک دیوریتی و گنبدهای داسیتی. از دیدگاه روابط صحرایی، میان این توده‌ها و گسلش در ناحیه، رابطه نزدیکی دیده می‌شود. یافته‌ها و داده‌های به‌دست‌آمده از الگوسازی زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند توده‌های داسیتی پیامد ذوب‌بخشی پوسته قارهای بوده و از دیدگاه سنی جوان‌تر از دیوریت‌ها هستند. توده‌های دیوریتی از نوع توده‌های پیش از زمین‌ساخت و گنبدهای داسیتی از نوع پس از زمین‌ساخت به‌شمار میروند. افزونبراین، توده‌های دیوریتی در یک پهنه گسلی راستالغز دچار گسلش چپگرد شده‌اند؛ اما گنبدهای داسیتی با وجود گرانروی بالای ماگما، در فضای کششی میان گسلهای رانده منطقه به‌صورت انفعالی جایگیری کردهاند. سرانجام، دایکهای دیوریتی، پایانی‌ترین فراورده‌های پساماگمایی منطقه در زمان سنوزوییک به‌شمار میروند.
پهنه زمین‌ساختی:
ویژگی‌های زمین‌شیمیاییِ نمونه سنگ‌های منطقه که در نمودارهای عنکبوتی REE و چند عنصری و نیز نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما دیده می‌شوند، همگی نشان‌دهندة وابستگی ماگماهای منطقه به پهنه‌های وابسته به فرورانش هستند. همچنین، بررسی‌های پژوهشگران گوناگون در مناطق نزدیک این منطقه، مانند Asiabanha و همکاران (2009)، Ghasemi و همکاران (2012) و Kalantari و همکاران (2008)، همین نتیجه را به‌دست داده است. مهمترین ویژگی‌های شیمیایی در این‌باره عبارتاند از: نسبت 15<Ba/La (Wood, 1980)، نسبت450 <Ba/Ta (McDonald et al., 2001)، غنی‌شدگی بیش از 30 برابری از LREE در برابر HREE، غنی‌شدگی از LILE و تهی‌شدگی از Ti و Ta.
همچنین در نمودارهای گوناگونِ شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما، مانند نمودارهای پیشنهادیِ Pearce (1983)، Gorton و Schandl (2000) و Schandl و Gorton (2002)، نمونه‌ها در پهنه‌های حاشیه فعال قارهای جای میگیرند. از سوی دیگر، همانندیِ چشمگیر ماگماهای منطقه با ترکیب میانگین پوسته قارهای (Taylor and McLennan, 1995) نشان‌دهندة نقش آلایندگی پوسته قارهای در هنگام پیدایش آنهاست.
فرایندهای سنگ‌زایی (پتروژنتیک):
برپایه روابط زمین‌شیمیایی در نمودارهای تغییرات عنصرها، بهویژه نمودارهای هارکر، ارتباط ژنتیکی میان نمونه‌ها محتمل است. همچنین، الگوی نمودارهای عنکبوتی آنها نیز بسیار همانند هم است. با وجود این، توجه به سه نکته زیر، پیچیدگی این رابطه را آشکار میسازد:
الف) وجود دو وقفه چشمگیر در مقدار سیلیس (62-58 درصد وزنی میان نمونه‌های دیوریتی و آندزیتی و 67-2/62 درصد وزنی میان نمونه‌های آندزیتی و داسیتی)؛
ب) روند خلاف انتظار در برخی عنصرها مانند Al2O3، Rb و Ni (شکل 6)؛
پ) روند کاهشی در هر دو گروهِ عنصرهای سازگار و ناسازگار، با افزایش مقدار سیلیس (شکل 6).
همان‌گونه‌که روشن است، میزان عنصرهای سازگار و عنصرهای ناسازگار در جدایش بلوری، به‌ترتیب کاهش و افزایش و در ذوب‌بخشی، به‌ترتیب افزایش و کاهش مییابد؛ ازاین‌رو، باید گفت که شاید هر دو فرایند جدایش بلوری و ذوب‌بخشی یا هضم روی داده است. عنصرهای MREE (مگر Tb) تهی‌شدگی و عنصرهای HREE نبود تهی‌شدگی نشان می‌دهند. برپایه بررسی‌های Kampunzuو همکاران (2003) و Zhao و همکاران (2007)،چنین الگویی در ترکیب عنصرهای سنگ چه‌بسا نشان می‌دهد خاستگاه آمفیبول‌دار و بی گارنت بوده است. از سوی دیگر، الگوسازی زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب نشان می‌دهد فرایند ماگمایی برای بیشتر روانهگدازههای آندزیتی، فرایند FCA و برای دیوریت‌ها فرایند هضم پوسته قارهای زیرین بوده است؛ اما داسیتها با فرایندهای دیگری پدید آمده و شاید پیامد ذوب‌بخشی پوسته قارهای زیرین بوده‌اند.
ویژگی‌هایی مانند جایگزینی پیروکسن با بیوتیت، همراهی بیوتیت و آمفیبول (که نشانه بالابودن فشار بخار آب است) و نیز میکروانکلاوهای کمابیش گرد در داسیتها نشان‌دهندة شرایط غیرتعادلی هنگام پیدایش آنها در آشیانه ماگمایی هستند. از سوی دیگر، دیوریت‌ها بافتهای هم‌رشدی پلاژیوکلاز و پیروکسن و نیز تیغههای اکسولوشن در پیروکسنها دارند و این پدیده نقش فرایند جدایش بلوری در پیدایش آنها را نشان می‌دهد.
Pitcher (1993) علت همراهی توده‌های تونالیتی با توده‌های گابرویی و دیوریتی در باتولیتهای ساحلی پرو را تفریق یک بخش ماگمای گرانیتی از 9 بخش ماگمای مادرِ گابرویی میداند. در صورت رویداد چنین فرایندی در منطقه، باید نسبت میان دو ماگمای بازیک و اسیدی، 9 به 1 باشد؛ اما ماگماهای اسیدی حجم کمابیش بالایی دارند. ازآنجایی‌که پهنه ماگمایی منطقه، شاید پهنه‌ای فرورانشی بوده که در آن فازهای کششی درون کمان نیز فعال بوده‌اند (وجود گنبدهای داسیتی که با وجود گرانروی بالا به‌سوی سطح بالا آمده‌اند)، به‌نظر میرسد الگویی مانند الگوی پیشنهادیِ Cobbing و Pitcher (1983) محتملتر باشد؛ ازاین‌رو، الگوی پیدایش توده‌های ماگمایی منطقه، الگوی تغییریافتهای برپایه پیشنهاد نامبردگان است که در ادامه پیشنهاد می‌شود:
در پهنة فرورانشی، پس از پیدایش ماگمای بازیک در پی ذوب گوة گوشتهای، گسلهای مرتبط با فاز کششی درون کمانی، اجازه داده‌اند این ماگما به پوسته زیرین قارهای بالا آید. این ماگما چگالی بالایی داشته است و ازاین‌رو، در پوسته انباشته و منجمد شده و در پی دگرگونی به آمفیبولیت تبدیل شده است (شکل 11- A).
در گام بعد، با تبدیل فاز کششی به فاز فشارشی، افزایش ستبرای پوسته و گرمای پدیدآمده در پی این کلفت‌شدگی، آمفیبولیتها دچار ذوب‌بخشی شده و ماگمای تونالیتی پدید آمده است (شکل 11- B). رویاروییِ این ماگمای تونالیتی با شکستگیها و گسلها، زمینه بالاآمدن آن را فراهم کرده است. ازآنجایی‌که گرانروی آن بالا بوده است، گنبد داسیتی در سطوح کم ژرفا پدید آمده است. جایگیری این گنبدها در نزدیکی راندگیهای منطقه این موضوع را تقویت میکند. ازآنجایی‌که رخساره پوسته قارهای زیرین، گارنت آمفیبولیت است و نشانه‌هایی که نشان‌دهند وجود گارنت باشند در نمودارهای عنکبوتی رسم شده برای سنگ‌های منطقه لات-بلوکان دیده نمیشود، پس بخش‌های بالاییِ پوستهی قارهای زیرین در پیدایش سنگ‌های منطقه مشارکت داشته‌اند.
فرایند اصلی سازندة سنگ‌های دیوریتی، پدیده هضم تکه‌های پوسته قارهای در ماگمای تحول‌یافته گوشتهای است. خاستگاه ماگمای مافیکِ جای‌گرفته در قاعده پوسته ممکن است ذوب‌بخشی گوة گوشتهای در پی فاز کششی درون کمان (برداشته‌شدن فشار) یا افزوده‌شدن سیال‌های آزادشده از قطعه اقیانوسی فرورو باشد.
دربارة پیدایش آندزیتها، برپایه الگوسازی انجام‌شده و همچنین، کاهش عنصرهای ناسازگار در این سنگ‌ها (نسبت به سنگ‌های دیوریتی که در بررسی زمین‌شیمیایی نمودارهای عنصرهای کمیاب در برابر سیلیس گفته شد)، این سنگ‌ها پیامد جدایش بلوری و یا فرایند AFC نبوده‌اند؛ بلکه شاید با بالاآمدن ماگمای بازیک و جایگیری در پوسته زیرین، این ماگما دچار فرایند FCA شده و ماگمای حدواسط پدید آمده است. همان‌گونه‌که پیش از این گفته شد، ترکیب احتمالی این پوسته زیرین، آمفیبولیت بوده است.
شکل 11- الگوی نمادین از دو مرحلة پیدایش توده‌های ماگمایی منطقه لات-بلوکان برپایه الگویِ پیشنهادیِ Cobbing و Pitcher (1983)
نتیجهگیری
مهمترین یافته‌های به‌دست‌آمده در این پژوهش به‌صورت زیر است:
1) مجموعه سنگی منطقه لات– بلوکان در پهنه البرز باختری در پی سه رویداد پیاپی پدید آمده است: فورانهای انفجاری متناوب در پهنه رسوبی کم‌ژرفا، فورانهای آندزیتی از شکافهای ژرف و تزریق توده‌های نفوذی سابولکانیک؛
2) سنگ‌های ماگمایی یادشده، از ماگمای کالکآلکالن پرپتاسیمِ وابسته به حاشیه فعال قارهای و در کمان آتشفشانی پدید آمده‌اند؛
3) مخرن‌های ماگمایی منطقه، سیستم‌های ماگمایی بازی بوده‌اند که در آنها با تزریق یک ماگمای بازیک از خاستگاه گوشتهای درون پوسته قارهای و جدایش آن، آندزیتها در پی فرایند FCA، دیوریت‌ها در پی هضم تکه‌های پوسته قارهای در ماگمای تحول‌یافته گوشتهای و داسیتها در پی ذوب‌بخشیِ بخش بالایی پوسته قارهای زیرین (شاید آمفیبولیت) پدید آمده‌اند.
سپاس‌گزاری
این مقاله، بخشی از پایان نامه نویسنده نخست است. بدین وسیله از دانشگاه بین‌المللی امام خمینی(ره) برای پشتیبانیهای مالی سپاس‌گزاری می‌شود. همچنین، نویسندگان از داوران گرامی برای پیشنهادهای ارزندهشان که بهبود سطح علمی مقاله را در پی داشت سپاس‌گزارند.
)