نقش آلایش پوسته‏‌ای و جدایش بلوری در پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن منطقه جیرنده (شمال‌باختری قزوین)

تیموری, سیده سمیه; قاسمی, حبیب الله; آسیابانها, عباس

doi:10.22108/ijp.2017.82007.0

نقش آلایش پوسته‏‌ای و جدایش بلوری در پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن منطقه جیرنده (شمال‌باختری قزوین)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

¹ گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه پیام‌نور، ایران

² گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران

³ گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه امام خمینی(ره)، قزوین، ایراk

10.22108/ijp.2017.82007.0

چکیده

سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن در منطقه جیرنده دربردارندة بازالت، آندزیت، تراکیت و تراکی‌آندزیت هستند و گستره‌ای از سنگ‌های بازیک تا حد واسط را در برمی‌گیرند. پلاژیوکلاز کانی اصلی سنگ‏‌های آذرین بوده و فراوان‌ترین کانی‌ سازندة سنگ‏‌های منطقه است. پس از آن در سنگ‏‌های بازالتی، کلینوپیروکسن و الیوین و به‌سوی سنگ‏‌های اسیدی‏‌تر، آمفیبول فراوان‌ترین کانی سازنده این سنگ‏‌ها هستند. در بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، بافت‏‌هایی مانند گلومروپورفیری، غربالی، خلیج‌خوردگی و اسکلتی و همچنین، مرز‏‌های واکنشی، نقش آلایش پوسته‏‌ای و جدایش بلوری ماگمایی را در تحول این سنگ‏‌ها آشکار می‏‌کنند. همچنین، نمودارهای تغییر عنصرهای کمیاب، عنکبوتی همراه با الگو‏‌سازی AFC و نمودارهای رسم‌شده در برابر نسبت عنصرهای کمیاب، همگی نشان‌دهندة نقش آلایش پوسته‏‌ای و جدایش بلوری ماگمایی در پیدایش سنگ‏‌های منطقه هستند. ماگمای سازنده این سنگ‏‌ها، ترکیبی همانند مذاب‏‌های جداشده از گوشته غنی‌شده دارد و پیامد ‏‌ ذوب‏‌بخشی نزدیک به 10 تا 20 درصدی از خاستگاهی گارنت- اسپینل لرزولیتی، در ژرفای 90 تا 110 کیلومتری، بوده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

پتروژنز

عنوان مقاله [English]

The role of crustal contamination and differentiation in the formation of the Eocene volcanic rocks in Jirande area (Northwest of Qazvin)

نویسندگان [English]

Seyede Somayeh Teimouri ¹
Habibollah Ghasemi ²
Abbas Asiabanha ³

¹ Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Payame Noor University, Iran

² Department of Geology, Faculty of Science, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran

³ 1 Department of Geology, Faculty of Science, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran

چکیده [English]

The Eocene volcanic rocks in Jirande area are dominated by basalt, andesite, trachyt and trachyandesite, which range from basic to intermediate rocks. Plagioclase as major mineral in igneous rocks makes up the largest percentage mineral in these rocks. Clinopyroxene and olivine in basaltic rocks and amphibole in acidic rocks are the prevalent minerals. In petrological studies, the existence of glomeroporphyry, sieve, corrosion gulf, skeletal, and also reaction rims confirm the role of crustal contamination and fractional crystallization in the evolution of the study rocks. Also, variation diagrams of trace elements, spider diagrams together with AFC modeling and ratio-ratio diagrams of trace elements, highlights the role of crustal contamination and magmatic fractionation in the genesis of the rocks studied. The parent magma of these rocks, have a composition like as the melts derived from enriched mantle, and plots in the field of 10-20 percent partial melting of a garnet-spinel lherzolitic source in the depth of 90 to 110 km.

کلیدواژه‌ها [English]

Crustal Contamination
magmatic fractionation
Eocene volcanic rocks
Jirande erea
Northwest of Qazvin

اصل مقاله

منطقه جیرنده در شمال‌باختری شهرستان قزوین و جنوب‏‌خاوری شهرستان رشت، در نقشه زمین‏‌شناسی ورقه 100000/1 جیرنده (Ghalamghash, 2002)، در میان طول‏‌های خاوری ´45 °49 تا ´00 °50 و عرض‏‌های شمالی ´38 °36 تا ´51 °36 (شکل 1) جای دارد. این منطقه دربردارندة حجم بزرگی از سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن در پهنه ساختاری البرز باختری است. در پی نیرو‏‌های فشارشی و تنش‏‌های پدیدآمده از از دو رویداد کوهزایی آلپ میانی و پایانی، این پهنه توالی ستبری از سنگ‏‌های آذرین بیرونی کالک‌آلکالن و شوشونیتی با ترکیب مافیک، حد واسط و اسیدی را در خود جای داده است.

شکل 1- نقشه زمین‏‌شناسی منطقه جیرنده در شمال‌خاوری قزوین (رسم دوباره‌ای از نقشه 1:100000 جیرنده (Ghalamghash, 2002))

در پهنه البرز- آذربایجان، فرایند‏‌های آتشفشانی ائوسن دربردارندة سنگ‏‌های آذرآواری زیرآبی هستند و بیشترشان سن ائوسن میانی دارند و به‌نام سازند کرج شناخته می‏‌شوند (Aghanabati, 2004). این سری آتشفشانی با سرشت کلسیمی- قلیایی پتاسیم بالا، پیامد ذوب پوسته در پی فرورانش تأخیری پوسته اقیانوسی فراگرفته‌شده در پهنه پشت‌کمان ارومیه- دختر به زیر مجموعه در حال کوهزایی البرز و به‌دنبال آن، رفتار سامانه تراکششی در دوره ائوسن (حوضه کرج) است. سامانه تراکششی یادشده پیامد جنبش‏‌های زمین‏‌ساختی پس از کرتاسه (Alavi, 1996) و وابسته به فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی (Berberian, 1983) و پیامد جابجایی رو به شمال صفحه عربی در مزوزوییک و سنوزوییک است (Frizon de Lamotte et al., 2011 and Agard et al., 2011). در پی این فرورانش، ماگماتیسم‏‌های کمانی و پشت‌کمانی، پهنه ماگمایی ارومیه- دختر در پهنه‏‌های کششی پشت‌کمان روی داده‌اند (McQuarrie et al., 2003; Omrani et al., 2008; Verdel et al., 2011). با پیشرفت فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوسته قاره‏‌ای ایران در کرتاسه زیرین، آتشفشان‏‌های میان‌اقیانوسی از نوع جزیره‌های کمانی و قاره‏‌ای، در بخش‏‌های گوناگوی از مرز فعال پوسته قاره‏‌ای پدید آمده‌اند (Alavi, 1996; Berberian and King, 1981) و بسته‏‌شدن بخشی از این اقیانوس در کرتاسه بالایی (Alavi, 1996)، فرارانش و جایگیری ورقه‏‌هایی از پوسته اقیانوسی در بخش‏‌هایی از ایران و خاور زاگرس را در پی داشته است (Alavi, 1996; Berberian and King, 1981; Stӧcklin, 1977). در این هنگام، البرز باختری در میان قطعه‌های قفقاز- کپه‏‌داغ در شمال‌خاوری و پهنه پشت‌کمان پوسته اقیانوسی نئوتتیس در جنوب‌باختری، فراگرفته ‌شده بوده است. همچنین، در پی فرورانش پوسته اقیانوسی به‌سوی شمال و همگرایی بلوک لوت با البرز خاوری در ناحیه بینالود، پهنه سبزوار بسته شده است و افیولیت‏‌های سبزوار پدید آمده‌اند (Guest et al., 2006). در پی جنبش‏‌های زمین‏‌ساختی پس از کرتاسه، در ائوسن، سری آتشفشانی ترشیری با سرشت کلسیمی- قلیایی پتاسیم بالا و توده‏‌های آذرین درونی، در البرز مرکزی و باختری پدید آمده‌ است. این سری ماگمایی پیامد ذوب پوسته در پی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس در پهنه پشت‏‌کمان ارومیه- دختر است (Alavi, 1996).

در آغاز قرن بیستم، Stahl (1911) برپایه بررسی‌هایی که در منطقه البرز انجام داد، نخستین گزارش زمین‏‌شناسی دربارة رشته کوه البرز را منتشر کرد و مقطع زمین‏‌شناسیِ دشت خزر در شمال تا دشت قزوین در جنوب را تهیه کرد. به دنبال آن، Stӧcklin (1968)، واحد زمین‏‌شناسی و ساختمانی البرز را بررسی‌ و نام‏‌گذاری کرد. همچنین، Stalder (1971) پایان‌نامة دکترای خود با نام «ماگماتیسم ترشیری در طالقان و الموت» را منتشر کرد. در همین دهه، بررسی‌های جدی‌تر و دقیق‏‌تری در منطقه البرز انجام شد؛ به‌گونه‌ای‌که در سال 1975، Annells و همکاران، نقشه زمین‏‌شناسی 1:250000 قزوین- رشت را رسم کردند که همراه با شرح نقشه و گزارشی از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه، در نوع خود بی‌همتاست. Asiabanha و همکاران (2009) سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن در شمال قزوین را بررسی‌ کرده و آنها را به سه دسته، رخساره‏‌های ولکانو‌کلاستیک زیردریایی، رخساره‏‌های لاوایی و رخساره‏‌های نیمه‌ژرف (مانند: دایک‏‌ها و استوک‏‌های مونزوگابرویی) رده‏‌بندی کرده‌اند. ایشان رویداد رخساره‏‌های فراوان در منطقه را پیامد شرایط زمین‌ساختی شمال قزوین و یک مرحله انفجار ناگهانی در یک پهنه رسوبی کم‏‌ژرفا دانسته‌اند.

زمین‌شناسی منطقه

به‏‌دنبال ‌فرایند آتشفشانی- انفجاری زیرآبی که ته‏‌نشست رخساره‏‌های آذرآواری زیرآبی در گستره بزرگی از البرز را در پی داشته است. ‌فرایند آتشفشانی- انفجاری در شرایط هوایی روی داده است و در پی آن، حجم بزرگی از گدازه‏‌های آلکالن حد واسط تا بازیک از راه شکاف‏‌های سطحی به بیرون ریخته‌اند (Mobashergarmi, 2013). این گدازه‏‌های آتشفشانی نشان‌دهندة خاستگاه‌گرفتن از پهنه‌ای وابسته به فرورانش با درصد کمی از مذاب سست‌کره‌ای است (Shafaii Moghadam and Shahbazi Shiran, 2010). این گدازه‏‌ها بیشتر دربردارندة بازالت، تراکیت، تراکی‏‌آندزیت و آندزیت هستند و با سطحی ناهموار میان سطح زیرین روانه و سطح بالایی زمین شناخته می‏‌شوند. در شمال‏‌باختری روستای انبوه، برونزد کمابیش بزرگی از سنگ‏‌های بازالتی روی توف‏‌های ائوسن جای دارند. بلورهای درشت پیروکسن که با چشم نا‏‌مسلح نیز دیده می‌شوند، در این سنگ‏‌ها به فراوانی یافت می‏‌شوند (شکل 2).

تراکیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌ها از دیگر سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة بررسی‏‌شده هستند. این سنگ‌ها گسترش بسیاری در بخش خاوری (شمال روستای انبوه) دارند (شکل 3). سنگ‏‌های تراکیتی بافت پورفیری دارند و هوازدگیِ گسترده‌ای در آنها روی داده است. تراکی‌آندزیت‏‌ها به‌صورت ستون‏‌های بلند منشوری در منطقه برونزد دارند. این سنگ‌ها به علت داشتن ترک‏‌های ژرف، بیشتر از تراکیت‏‌ها دچار دگرسانی شده‌اند (شکل 4). در بخش باختری محدوده جیرنده (شمال‌خاوری جیرنده)، گدازه‏‌های آندزیتی با ناپیوستگی روی واحد‏‌های زیرین جای گرفته‏‌اند (شکل 5).


شکل 2- شمال‏‌باختری روستای انبوه، پیروکسن‏‌های درشت (cm5/0<) درگدازه‏‌های بازالتی و واریزه‏‌های پدیدآمده از فرسایش در جیرنده (شمال‌باختری قزوین)	شکل 3- شمال روستای انبوه- گدازه‏‌های تراکیتی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) روی کنگلومرای الیگوسن– میوسن

شکل 4- ستون‏‌های منشوری در تراکی‌آندزیت‏‌های انبوه جیرنده (شمال‌باختری قزوین)	شکل 5- گدازه‏‌های آندزیتی در شمال‌خاوری جیرنده (شمال‌باختری قزوین)

رخنمون این سنگ‏‌ها به رنگ قهوه‏‌ای تا خاکستری روشن است؛ ‌اما به‌گونة موضعی، سطحی سرخ‌رنگ که پیامد هوازدگی است در آنها دیده می‏‌شود. از ویژگی‌های روشن این گدازه‏‌ها، بافت پورفیری، توپوگرافی سخت و خشن و درز و ترک‏‌های فراوان نام برده می‌شود. در افق‏‌های آتشفشانی، گدازه‏‌های بازیک و حد واسط ائوسن از راه شکستگی‏‌های فراوانی که به‌صورت دایک‏‌های تغذیه‌کننده دیده می‏‌شوند، وارد محیط رسوبی شده و به‏‌صورت نهشته‏‌های حجیمی به‏‌جای گذاشته شده‏‌اند. به باور Annells و همکاران (1975)، دایک‏‌های یاد‌شده مجراهای تغذیه‌کننده گدازه‏‌های آتشفشانی رفتار کرده‏‌اند.

روش انجام پژوهش

در این بررسی، برای پوشش بهتر منطقه جیرنده در دو سوی شمالی- جنوبی و خاوری- باختری، پیمایش و بررسی‏‌‌های نخستین زمین‏‌شناسی انجام شد. هنگام پیمایش، همه واحدهای سنگی و تغییر سنگ‏‌شناختی و ساختی آنها بررسی و از هر گروه سنگی، نمونه‌برداری‌های خوبی انجام شد. سپس برپایه بررسی‌های سنگ‏‌نگاری، شمار 17 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی با کمترین دگرسانی برگزیده و برای تجزیة شیمیایی به روش‏‌هایICP-MS و ICP-OES به آزمایشگاه ALS-Chemex کشور کانادا فرستاده شدند. داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی به‌دست‌آمده از این نمونه‏‌ها در جدول 1 دیده می‌شوند. این داده‌ها پس از انجام تصحیح لازم، با نرم‏‌‌افزارهای گوناگون و رسم نمودار‏‌های زمین‏‌شیمیایی پردازش و تحلیل شده‏‌اند.

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی (برپایه درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی (برپایه ppm) برای سنگ‏‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) (T.A: تراکی‌آندزیت؛ O.B: الیوین‌بازالت؛ A: آندزیت)

Sample No.	BA-19	B14-9	B10	DS.01	SD.01	B12	BA-1	S.01.2
Rock Type	Trachy Andesite	Trachy Andesite	Trachy Andesite	Tracy andesite	Tracy andesite	Ol-Basalt	Ol- Basalt	Ol-Basalt
SiO₂	55.3	52.5	56.7	62.24	60.93	53.4	47.1	51.28
TiO₂	0.89	1.23	0.75	0.545	0.581	0.97	1.84	1.027
Al₂O₃	14.75	16.85	17.25	17.39	17.1	15.15	16.3	17.04
FeO	6.9	9.34	7.08	4.55	4.86	7.59	11.25	8.47
MnO	0.13	0.13	0.09	0.083	0.081	0.08	0.11	0.131
MgO	4.34	4.66	2.51	1.79	2.01	4.75	4.84	4.88
CaO	6.43	6.23	4.88	3.55	3.3	8.49	9.35	7.07
Na₂O	2.93	4.19	3.4	4.11	4.36	2.58	3.43	3.91
K₂O	3.45	2.47	2.55	3.13	2.75	2.33	1.56	2.95
P₂O₅	0.31	0.52	0.27	0.28	0.29	0.2	0.28	0.41
L.O.I.	5.01	2.44	4.00	3.31	3.62	4.15	4.42	3.23
V	154	191	132	50	54	202	279	216
Cr	170	50	30	< 20	< 20	130	200	70
Co	22	26.4	14.9	5	7	28.6	45.8	20
Ni	34	19	<5	< 20	< 20	33	19	30
Cu	62	30	12	< 10	< 10	113	22	70
Zn	102	87	95	50	60	103	105	60
Ga	18.7	21.4	19.9	13	15	18.8	17	13
Rb	103.5	94.2	51.5	79	77	62	28.5	75
Sr	516	694	180	279	284	417	571	791
Y	23.2	23	19.7	20.8	24.4	21.7	22	22.7
Zr	191	180	168	167	166	155	148	142
Nb	15.6	21.3	12.8	13.6	14	12.5	36.3	12.1
Mo	3	<2	<2	< 2	< 2	2	<2	< 2
Ag	<1	<1	<1	< 0.5	< 0.5	<1	<1	< 0.5
Sn	3	5	2	2	2	2	5	2
Cs	3.16	2.23	0.26	1	0.8	0.93	0.8	2
Ba	692	586	1440	789	729	356	590	591
La	36.4	41.3	32.7	36.6	33.8	23.5	28.9	27.7
Ce	71.1	78.3	62.6	68.3	64.2	46	54.8	55.1
Pr	8.39	9.38	7.33	7.29	7.1	5.47	6.37	6.51
Nd	30.3	35.3	26.8	26.7	26.1	20.2	24.2	26.2
Sm	6.22	7.12	5.07	5.23	5.12	4.44	4.87	5.64
Eu	1.49	2.11	1.46	1.33	1.33	1.3	1.89	1.65
Gd	5.76	6.56	4.93	4.44	4.56	4.59	5.5	5.25
Tb	0.83	0.92	0.71	0.7	0.71	0.76	0.78	0.81
Ho	0.94	0.96	0.81	0.75	0.78	0.9	0.91	0.85
Er	2.63	2.56	2.27	2.27	2.35	2.5	2.48	2.46
Tm	0.4	0.37	0.35	0.363	0.372	0.41	0.31	0.365
Yb	2.39	2.18	2.08	2.33	2.43	2.29	2.14	2.29
Lu	0.38	0.33	0.34	0.349	0.367	0.37	0.34	0.346
Hf	5.2	4.5	4.5	4.4	4.4	4.2	3.8	3.6
Ta	1.3	1.5	1	1.19	1.14	1.1	2.5	0.79
W	5	4	4	1.8	1.7	2	5	1.6
Pb	13	23	17	136	127	19	5	43
Th	15.05	9.06	10.1	12.6	11.7	6.53	3.6	5.62
U	4.25	2.32	2.68	3.51	3.81	1.92	0.6	1.66

جدول 1- ادامه

Sample No.	B.01	N.10.1	NS.01	BA-9-3	BA-10-1	Z.05.1	Z.05.3
Rock Type	Ol-Basalt	Ol-Basalt	Ol-Basalt	Andesite	Andesite	Andesite	Andesite
SiO₂	48.73	52.13	53.28	57.1	62.5	55.09	55.03
TiO₂	0.938	1.085	1.091	0.71	0.7	1.026	1.037
Al₂O₃	16.62	17.22	18.05	16.4	15.9	19.97	20.07
FeO	9.96	9.05	8.03	6.62	5.45	6.53	6.77
MnO	0.161	0.139	0.118	0.1	0.11	0.068	0.076
MgO	7.42	4.96	3.12	3.74	1.84	1.88	1.54
CaO	10.83	8.24	7.49	7.44	4.5	6.77	7.06
Na₂O	2.2	2.92	3.24	3.01	3.63	3.34	3.39
K₂O	1.95	3.11	3.56	1.76	2.89	2.58	2.61
P₂O₅	0.32	0.43	0.46	0.2	0.27	0.54	0.54
L.O.I.	1.62	1.54	2.06	3.33	1.27	2.4	2.5
V	247	233	199	116	81	118	116
Cr	80	80	20	70	70	< 20	< 20
Co	30	22	16	18.7	10.7	8	8
Ni	50	40	20	10	<5	< 20	< 20
Cu	50	80	80	18	88	60	40
Zn	70	70	70	86	99	60	60
Ga	12	14	14	18.4	20.9	14	15
Rb	43	73	90	51.8	87.4	57	57
Sr	460	526	545	420	412	509	519
Y	19.7	24.9	24.4	18.9	26	29.7	28.8
Zr	89	156	179	169	285	201	199
Nb	6.7	13.5	14.6	11	23.6	12.8	12.9
Mo	< 2	< 2	2	2	2	< 2	2
Ag	< 0.5	< 0.5	< 0.5	<1	<1	< 0.5	< 0.5
Sn	1	2	2	3	3	2	2
Cs	1.1	1.4	1.1	1.21	1.72	0.9	0.9
Ba	451	598	657	517	688	661	680
La	18	30	32.8	29.8	46	30.9	30.3
Ce	36.8	60.6	64.3	56.5	85.3	60.9	60.1
Pr	4.52	7.09	7.5	6.43	9.44	7.49	7.37
Nd	18.9	27.7	29.5	23.5	33.4	29.8	28.6
Sm	4.37	5.97	6.15	4.52	6.29	6.41	6.34
Eu	1.42	1.71	1.72	1.37	1.59	1.79	1.76
Gd	4.53	5.69	5.81	4.47	6.04	6.34	6.22
Tb	0.71	0.89	0.88	0.65	0.9	1.05	1.03
Ho	0.75	0.92	0.91	0.78	1.06	1.09	1.07
Er	2.17	2.71	2.71	2.2	3.02	3.25	3.19
Tm	0.312	0.403	0.399	0.33	0.47	0.486	0.479
Yb	1.87	2.56	2.57	2.06	2.85	3.08	3.01
Lu	0.272	0.368	0.376	0.32	0.47	0.45	0.456
Hf	2.2	4	4.4	4.4	6.9	5.1	5.2
Ta	0.4	0.86	1.01	0.9	2	0.93	0.89
W	0.7	1.1	1.8	4	3	1.8	1.4
Pb	30	66	82	16	12	83	71
Th	2.44	6.35	7.59	7.87	14.7	7.23	7.28
U	0.71	1.87	2.27	2.08	3.91	1.84	1.87

برپایه داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیه‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های منطقه بررسی‏‌شده، فراوانی مواد فرّار (L.O.I.)، نزدیک به 29/0 تا 45/7 درصدوزنی است. در سنگ‏‌های ماگمایی، میزان مواد فرّار معمولاً کمتر از 5/1 درصدوزنی است. این افزایش درصد مواد فرّار در سنگ‏‌های منطقه را پیامد ‌فرایندهای ثانویه (مانند: هوازدگی و دگرسانی) و پیدایش کانی‏‌های ثانویه (مانند: کلریت و اپیدوت) می‌دانند (Middlemost, 1985; Wilson, 1989) باید به‌‌یاد داشت که رسم نمودارهای سنگ‌شناسی برپایه تجزیه‏‌های شیمیایی عاری از مواد فرار انجام شده است. همچنین، با بررسی‌های دقیق سنگ‏‌نگاری روی مقاطعی از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه، نمونه‏‌های ‌دگرسان‌نشده برگزیده و برای تجزیه ریزکاو الکترونی، به آزمایشگاه دانشگاه آدلاید استرالیا فرستاده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از آن در جدول‌های 2، 3 و 4 آورده شده‌اند.

جدول 2- داده‌های تجزیه پیروکسن‏‌های سنگ‏‌های بازالتی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) به روش ریزکاو الکترونی، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی (برپایه 6 اتم اکسیژن)

Point No.	B14-7-point9	B14-7-point10	B-9-point-109	B-9-point-110	B-9-point-111	B-9-point-112
SiO₂	50.82	52.19	49.25	49.57	49.76	49.20
TiO₂	0.45	0.24	0.70	0.69	0.61	0.64
Al₂O₃	2.82	2.69	4.28	5.15	4.69	5.08
FeO	8.47	4.37	8.53	8.71	8.03	8.39
MnO	0.21	0.15	0.20	0.13	0.20	0.24
MgO	15.58	16.80	14.91	14.90	15.27	14.97
CaO	20.77	22.76	20.73	20.14	21.03	20.40
Na₂O	0.29	0.23	0.31	0.36	0.34	0.36
K₂O	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00
Cr₂O₃	0.11	0.45	0.21	0.13	0.46	0.15
Total	99.52	99.89	99.12	99.78	100.39	99.42
Si	1.90	1.92	1.85	1.85	1.85	1.84
Ti	0.01	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02
Al	0.12	0.12	0.19	0.23	0.21	0.22
Fe	0.26	0.13	0.27	0.27	0.25	0.26
Mn	0.01	0.00	0.01	0.00	0.01	0.01
Mg	0.87	0.92	0.84	0.83	0.84	0.84
Ca	0.83	0.90	0.84	0.80	0.84	0.82
Na	0.02	0.02	0.02	0.03	0.02	0.03
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Cr	0.00	0.01	0.01	0.00	0.01	0.00
Wollastonite	42.34	45.94	43.07	42.25	43.32	42.71
Enstatite	44.19	47.18	43.10	43.49	43.77	43.59
Ferrosillite	13.48	6.89	13.83	14.26	12.91	13.70

جدول 3- داده‌های تجزیه فلدسپار‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) به روش ریزکاو الکترونی، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی (برپایه 8 اتم اکسیژن)

Point No.	B14-7-point1	B14-7-point2	B14-7-point3	B14-7-point4	B14-7-point7	B14-7-point8	B14-7-point11	B14-7-point12	B-9-point-108
SiO₂	46.26	46.12	48.93	47.42	48.81	47.25	47.82	47.71	58.92
TiO₂	0.00	0.00	0.02	0.02	0.01	0.04	0.02	0.06	0.00
Al₂O₃	32.39	30.92	20.39	31.59	30.00	31.18	31.47	30.90	24.40
FeO	0.61	0.59	11.52	0.68	0.48	0.56	0.65	0.61	0.22
MnO	0.09	0.01	0.18	0.02	0.04	0.03	0.01	0.00	0.03
MgO	0.00	0.02	5.03	0.01	0.03	0.03	0.02	0.03	0.00
CaO	17.40	17.12	5.63	16.50	15.31	16.62	16.35	16.50	7.87
Na₂O	1.75	1.71	3.51	2.38	2.84	2.01	2.40	2.20	5.75
K₂O	0.02	0.07	0.38	0.05	0.10	0.05	0.09	0.07	0.73
Cr₂O₃	0.05	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.07	0.00	0.00
Total	98.58	96.56	95.60	98.68	97.62	97.76	98.88	98.09	97.93
Si	0.76	0.76	0.80	0.78	0.80	0.78	0.79	0.78	0.97
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	0.64	0.61	0.40	0.62	0.59	0.61	0.62	0.61	0.48
Fe	0.01	0.01	0.16	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00
Mn	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg	0.00	0.00	0.12	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.31	0.31	0.10	0.29	0.27	0.30	0.29	0.29	0.14
Na	0.06	0.06	0.11	0.08	0.09	0.06	0.08	0.07	0.19
K	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
O	2.82	2.77	2.66	2.83	2.81	2.81	2.84	2.82	2.90
Orthose	0.14	0.43	3.62	0.30	0.55	0.30	0.51	0.42	4.55
Albite	15.39	15.21	51.12	20.65	25.01	17.89	20.85	19.37	54.36
Anorthite	84.47	84.36	45.26	79.04	74.43	81.80	78.64	80.20	41.09

جدول 4- داده‌های تجزیه آمفیبول‌‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) به روش ریزکاو الکترونی، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایه 23 اتم اکسیژن)

Point No.	B14-9-point13	B14-9-point14	B14-9-point15	B14-9-point16	B14-9-point17	B14-9-point18	B14-9-point19	B14-9-point20
SiO₂	40.70	41.12	41.19	41.02	41.28	52.53	41.06	41.01
TiO₂	2.91	2.86	2.60	2.95	3.01	0.50	3.02	2.99
Al₂O₃	12.71	12.30	12.17	12.44	12.58	2.93	12.49	12.74
FeO	10.68	10.90	11.80	9.43	9.52	13.73	11.17	11.08
MnO	0.11	0.17	0.13	0.07	0.11	0.53	0.13	0.13
MgO	14.29	14.07	14.22	15.31	14.97	14.71	13.91	14.38
CaO	12.08	12.37	11.76	12.02	12.00	11.93	11.91	11.95
Na₂O	2.08	2.24	2.13	2.36	2.24	0.41	2.35	2.26
K₂O	1.20	1.10	1.22	1.18	1.19	0.13	1.13	1.12
Cr₂O₃	0.08	0.00	0.00	0.08	0.09	0.12	0.01	0.02
Total	96.84	97.13	97.22	96.84	96.99	97.52	97.19	97.69
Si	0.68	0.68	0.69	0.68	0.69	0.87	0.68	0.68
Ti	0.04	0.04	0.03	0.04	0.04	0.01	0.04	0.04
Al	0.25	0.24	0.24	0.24	0.25	0.06	0.24	0.25
Fe	0.15	0.15	0.16	0.13	0.13	0.19	0.16	0.15
Mn	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
Mg	0.35	0.35	0.35	0.38	0.37	0.36	0.35	0.36
Ca	0.22	0.22	0.21	0.21	0.21	0.21	0.21	0.21
Na	0.07	0.07	0.07	0.08	0.07	0.01	0.08	0.07
K	0.03	0.02	0.03	0.03	0.03	0.00	0.02	0.02
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Sum	1.78	1.78	1.78	1.79	1.79	1.73	1.78	1.79
Mg/Mg+Fe	0.70	0.70	0.68	0.74	0.74	0.66	0.69	0.70
Na+K	0.83	0.86	0.85	0.90	0.87	0.15	0.90	0.86

سنگ‏‌نگاری و شیمی کانی‏‌ها

برای بررسی دقیق رفتار زمین‏‌شیمیایی عنصرهای اصلی در ساختار کانی‏‌ها و تکمیل بررسی‏‌های کانی‏‌شناسی، سه مقطع نازک از سنگ‏‌های بازالتی، آندزیتی و تراکی‌آندزیتی برگزیده شد. سپس در این مقطع‌ها، نزدیک به 30 نقطه از کانی‏‌های پیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول، در آزمایشگاه ریزکاو الکترونی دانشگاه آدلاید استرالیا به روش ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده برای پیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول، به‌ترتیب در جدول‌های 2، 3 و 4 آورده شده و در نمودارهای این بخش پردازش شده‌اند.

سنگ‏‌های بازالتی منطقه جیرنده در مقطع‌های میکروسکوپی، بافت‏‌های پورفیری و گلومروپورفیری همراه با فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین دارند (شکل 6). همچنین، جایگیری میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز در راستای کمابیش موازی، پیدایش بافت جریانی در این سنگ‏‌ها را در پی داشته است (شکل 7).

Gupta (2007) پیدایش این بافت را پیامد جهت‌یافتگی بلورهای فلدسپار در راستای جریان گدازه می‏‌داند که با چگونگی منظم‏‌شدن بلورهای ناهم‏‌بعد فلدسپار کنترل می‏‌شود (Shelly, 1993). برپایه تجزیه‌های ریزکاو الکترونی انجام‌شده (جدول 3)، در نمودار سه‏‌تایی Ab-An-Or، ترکیب این پلاژیوکلاز‏‌ها در محدوده بیتونیت جای می‏‌گیرد (شکل 8). ترکیب کانی پیروکسن در نمودار سه‏‌تایی ولاستونیت- انستاتیت- فروسیلیت (شکل 9) نیز در محدوده دیوپسید جای می‏‌گیرد؛ البته ترکیب نمونه‌ها اندکی به‌سوی ترکیب‌های اوژیتی گرایش دارد.

شکل 6- تصویر میکروسکوپی (XPL) از بافت گلومروپورفیری پدیدآمده از انباشتگی بلور‏‌های پیروکسن در زمینه‌ای میکرولیتی ساخته‌شده از پلاژیوکلازها (بازالت جیرنده، شمال‌باختری قزوین)

شکل 7- تصویر میکروسکوپی (XPL) از فنوکریست‏‌های کلینوپیروکسن و الیوین در مسان بلور‏‌های به‏‌هم‌تنیدة پلاژیوکلاز (بازالت جیرنده، شمال‌باختری قزوین)

شکل 8- فلدسپار‏‌های‏‌ سنگ‏‌های بازالتی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) روی نمودار سه‏‌تایی Ab-An-Or (Deer et al., 1992)

شکل 9- کلینوپیروکسن‏‌های بازالت‏‌های جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار سه‏‌تایی ولاستونیت- انستاتیت- فروسیلیت (Spear, 1984)

شکل10- تصویر میکروسکوپی (XPL) از سوختگی و دگرسانی بسیار شدید بلور‏‌های هورنبلند و بیوتیت در سنگ‌های تراکیتی جیرنده (شمال‌باختری قزوین)

در مقطع‌های میکروسکوپی، تراکیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌ها از بلورهای ریز پلاژیوکلاز و فلدسپار آلکالن و فنوکریست‏‌های بیوتیت و آمفیبولی ساخته شده‌اند که در بیشتر نمونه‏‌ها کاملاً سوخته و دگرسان شده‏‌اند (شکل 10). بیشتر فنوکریست‏‌های آمفیبول شکل‌دار بوده و در بیشتر آنها اکسیداسیون روی داده است؛ به‏گونه‌ای‏‌که در لبة بلور، تمرکز اکسیدهای آهن دیده می‌شود. همچنین، گاه نشانه‌هایی از رویداد واکنش با ماگما را نیز نشان می‏‌دهند (شکل 11). چه‌بسا شکل‌های بلوریِ خورده‌شده در پی واکنش یادشده پدید آمده‌اند. این نکته چه‌بسا پیامد رشد ناتعادلی بلور در پی واکنش با ماگما‏‌ست و به خوردگی‏‌های خلیج‌مانند که به‌دنبال انحلال پدید می‏‌آیند، وابستگی ندارد (Shelly, 1993).

شکل 11- تصویر میکروسکوپی (XPL) از شکل‌های خلیجی‌مانند در بلوری از آمفیبول در تراکیت‏‌های جیرنده (شمال‌باختری قزوین) که پیامد رشد ناتعادلی در پی واکنش با ماگماست

فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای آمفیبول‏‌های تجزیه‌شده در این سنگ‏‌ها (جدول 4( نشان می‏‌دهد گستره ترکیبی آنها کمابیش همانند است و در قلمرو آمفیبول‏‌های کلسیک جای می‏‌گیرند. این آمفیبول‏‌ها از نوع شرماکیتی و شرماکیتی آهن‏‌دار هستند که همراه با اکتینولیت‌ها که چه‌بسا در پی دگرسانی شرماکیت‏‌ها پدید آمده‌اند، در یک گستره ترکیبی جای می‏‌گیرند (شکل 12). در بخش باختری منطقه بررسی‏‌شده، گدازه‏‌های آندزیتی با ناپیوستگی روی نهشته‏‌‌های بزرگ آذرآواری فوران کرده‏‌اند. از ویژگی‌های آشکار این گدازه‏‌ها، داشتن بافت پورفیری به‌علت دارابودن فنوکریست‏‌های پلاژیوکلازی است که منطقه‏‌بندی پیچیده‏‌ای (Middlemost, 1997) دارند و نشان‏‌دهنده نبود تعادل هنگام تبلور هستند (شکل 13).

شکل 12- آمفیبول‏‌های تراکی‏‌آندزیت جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار پیشنهادیِ Leake (1978)

شکل 13- تصویر میکروسکوپی (XPL) از منطقه‏‌بندی در بلور‏‌های پلاژیوکلازِ آندزیت‏‌های جیرنده (شمال‌باختری قزوین)

به باور Gill (1981)، فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی پیچیده، یک منطقة درونیِ همگن هستند که از پیرامون با بخشی سرشار از میانبار، سپس با بخشِ منطقه‏‌بندیِ نوسانی (در این بخش، تغییر ناگهانی در ترکیب روی داده است و بیشتر با تحلیل دوباره بخش درونی فلدسپار همراه است)، و در پایان با لایه دیگری با منطقه‏‌بندی عادی، فراگرفته می‏‌شود. همه این بخش‏‌ها، به وسیله حاشیه نازکی که ترکیب آن همانند میکرولیت‏‌های زمینه است، محدود می‏شوند. ترکیب این پلاژیوکلاز‏‌ها روی نمودار سه‏‌تایی Ab-An-Or (شکل 14) نشان داده شده است. ازاین‌رو، ترکیب پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های آندزیتی به قطب آلبیتی نزدیک‏‌تر بوده و در محدوده آندزین جای می‏‌گیرد.

شکل 14- فلدسپار‏‌ِ سنگ‏‌های آندزیتی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار سه‏‌تایی Ab-An-Or (Deer et al., 1992).

زمین‏‌شیمی

در نمودار AFM، سرشت کالک‌آلکالن سنگ‏‌های بررسی‏‌شده کاملا آشکار است (شکل 15). همچنین، جایگیری نمونه‏‌ها در راستای روند سری کالک‌آلکالن، روند جدایش بلوری ماگمایی را در پیدایش سنگ‏‌های منطقه به‌خوبی نشان می‏‌دهد (Wilson, 1989; Rollinson, 1993).

شکل 15- جایگاه نمونه‏‌‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)

برای بررسی سنگ‏‌های دگرسان‌شده این منطقه، نمودار Zr/TiO₂ در برابر Nb/Y که برپایه نسبت‏‌ عنصرهای نامتحرک (HFSE) پیشنهاد شده است، بیشتر اعتمادکردنی است و نامگذاری دقیق‏‌تری برای این سنگ‏‌ها پیشنهاد می‏‌کند (Manya et al., 2007). برپایه این نمودار، سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در میدان‏‌های آلکالی‌بازالت، تراکی‌آندزیت، آندزیت، بازالت و ریوداست- داسیت جای می‏‌گیرند (شکل 16).

شکل 16- نمونه‏‌‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار نسبت Nb/Y در برابر Zr/TiO₂ (Winchester and Floyd, 1977) (نمادها همانند شکل 15 هستند)

تحرک عنصرهای کمیاب برپایه تغییر کانی‏‌شناختی زمان دگرسانی و سرشت فاز سیال کنترل می‏‌شود و با شیمی خاستگاه و ‌فرایند‏‌های بلور- مذاب در هنگام پیدایش سنگ، کنترل می‏شود (Rollinson, 1993). در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده رفتار این عنصرها روی نمودارهای تغییر (یا هارکر) بررسی شدند. ازآنجایی‌که در ترکیب شیمیایی و روند کلی نمونه‏‌ها روندی خطی با خط نزول مایع به‌‌روشنی همخوانی دارد، پس ماگما‏‌ی نخستین و مادر سازنده سنگ‏‌های منطقه جیرنده وابستگی و خویشاوندی احتمالی دارند و پیدایش آنها در پی ‌فرایند جدایش بلوری ماگمایی روی داده است. همان‌گونه‌که در شکل 17 دیده می‌شود، در نمودارهای تغییر عنصرهای کمیاب در برابر SiO₂، مقدارهای U، Th، Ba و Rb روند افزایشی و عنصرهای Sr و V روند‏‌های کاهشی نشان می‏‌دهند. به علت ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، عنصر V معمولاً در ساخت کانی‏‌های آهن و منگنز‏‌دار (مانند: هورنبلند، بیوتیت و مگنتیت) به‌کار می‌رود. روند کاهشی این عنصر با کاهش کانی‏‌های یادشده از سنگ‌های بازیک به‌سوی سنگ‏‌های اسیدی‏‌تر، کاملاً همخوانی دارد. غلظت عنصر استرانسیم بیشتر با بلور‏‌های پلاژیوکلاز، کنترل می‏‌شود؛ زیرا Sr در پلاژیوکلاز‏‌ها آسان‌تر از کانی‏‌های کلسیم‏‌دار دیگر، جانشین Ca می‏شود (Mason and Moore, 1982).

شکل 17- نمودار‏‌های تغییر SiO₂ (برپایه درصدوزنی) در برابر عنصرهای کمیاب (برپایه ppm) (Harker, 1909) برای سنگ‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) (نمادها همانند شکل 15 هستند)

در نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، الگوی هم‌روند تغییر عنصرهای کمیاب در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، خاستگاه ماگمایی سکان و تحول آن از راه جدایش بلوری ماگمایی را آشکار می‏‌کند (شکل 18). غنی‏‌شدگی بیشتر عنصرهای کمیاب خاکی سبک (LREE) در برابر عنصرهای کمیاب خاکی سنگین (HREE) در این سنگ‏‌ها و جدایش‌بلوری‌یافتگیِ عنصرهای LREE در برابر HREE، چه‌بسا پیامد نقش مهم الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در روند جدایش بلوری ماگماست (Rollinson, 1993). همچنین، وجود چنین ویژگی‏‌هایی از ویژگی‌های آشکار ماگماهای وابسته به کمان (;Gill, 1981; Pearce, 1983) و ماگماهای کالک‌آلکالن کمان‏‌های مرز قاره پهنه‌های فرورانش (Goss and Kay, 2009) است. آنومالی منفی Nb در نمودار‏‌های پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) و Thompson (1982) (شکل 19)، به ‌فرایندهای سنگ‌زادی (مانند: مشارکت پوسته قاره‏‌ای (Tchameni et al., 2006) و آلایش پوسته‏‌ای (Reichew et al., 2004)) در سنگ‏‌های منطقه بستگی دارد. همچنین، غنی‏‌شدگی عنصرهای Th و U، افزوده‏‌شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوسته اقیانوسی دگرسان‏‌شده به خاستگاه ذوب‏‌شدگی و نقش آلایش پوسته‏‌ای در پیدایش سنگ‏‌های منطقه را نشان می‌دهد (Fan at al., 2003).

شکل 18- نمونه‏‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (نمادها همانند شکل 15 هستند)

شکل 19 – سنگ‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Thompson, 1982) (نمادها همانند شکل 15 هستند)

از آنجایی‌که عنصرهای LIL (مانند: Rb، Cs، K و Zr) عنصرهایی ناسازگار هستند و در ساختمان کانی‏‌هایی مانند پلاژیوکلاز، پیروکسن و کانی‏‌های کدر جای نمی‌گیرند؛ ازاین‌رو، هرگونه افزایشی در عنصرهای یادشده و هر تغییری در مقدارهای آنها، پیامد آلودگی پوسته‏‌ای در ماگمای سازندة سنگ‏‌هاست (Furman, 2007). در نمودار لگاریتمی نسبت‌های Ta/Yb و Th/Yb، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از نسیت‌های یادشده غنی‌شدگی دارند و در محدوده سنگ‌های مرز فعال قاره‏‌ای (ACM) جای می‏‌گیرند (شکل 20).

شکل 20- نمونه‌های آتشفشانی منطقه جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Gorton and Schandl, 2000)

همچنین، چگونگی جایگیری خطی نمونه‏‌ها، هم‌روند با روند غنی‏‌شدگی گدازه‏‌های پهنه‌های فرورانش است. از عوامل مؤثر در تغییر ترکیب گوة گوشته‏‌ای بالای پهنه فرورانش، جریان سیال‌های پدیدآمده از آبزدایی پوسته اقیانوسی دگرسان‌شده (;Hawkesworth et al., 1993 Turner et al., 1997)، رسوب‌های فرورو (Class et al., 2000)، ذوب رسوب‌های روی صفحه فرورو (Munker, 2000) و یا بخش مورب آن صفحه (Peacocks et al., 1994) هستند. در نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb، سنگ‏‌های بررسی‏‌شده مقدارهای کم Ba/Th و مقدارهای متفاوتی از Th/Nb دارند (شکل 21). مقدارهای کم Th/Nb پیامد ‌فرایند هضم پوسته‏‌ای در ماگمای سازنده (Orozaco et al., 2007) این سنگ‏‌هاست. مقدارهای بالای Th/Nb نشانه مشارکت گسترده مواد پوسته بالایی در پیدایش این سنگ‏‌هاست. در حقیقت، نسبت‏‌های یادشده، شدت مشارکت فراورده‌های پهنه فرورانش و یا مواد پوسته‏‌ای در ماگمای مادر را نمایش می‏‌دهند (Pearce et al., 2005).

شکل 21- نمونه‌‌‌های آتشفشانی منطقه جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb (Orozaco et al., 2007)

پژوهش‏‌های انجام‌شده دربارة ماگماتیسم سنوزوییک در پهنه ماگمایی ایران- ترکیه نشان‏‌دهنده متاسوماتیسم و غنی‌شدگی خاستگاه گوشته‏‌ای این سنگ‏‌ها در پی فرورانش است (Aghazadeh et al., 2010; Castro et al., 2013; Prelevic et al., 2013). در نمودار لگاریتمی Th/Yb در برابر Ta/Yb (شکل 22)، همه سنگ‏‌های بررسی‏‌شده روندی موازی با روند متاسوماتیسم گوشته نشان می‏‌دهند؛‌ اما ازآنجایی‌که نسبت Th/Yb در این نمونه‏‌ها بالاست، خاستگاه آنها گوشته‏‌ای غنی‏‌شده دانسته می‌شود که دچار آلودگی پوسته‏‌ای شده است.

شکل 22- نمونه‏های آتشفشانی منطقه جیرنده شمال‌باختری قزوین) در نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983)

در نمودار Temel و همکاران (1998)، در بخش سنگ‌های با غنی‏‌شدگی درون‌صفحه‏‌ای، روندی مثبت میان Rb و Nb دیده می‏‌شود و در آن، نسبت Nb/Y برابر با 1 است (Temel et al., 1998) و روند عمودی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، ویژگی‌ غنی‏‌شدگی با محلول‏‌های فرورانشی یا آلودگی پوسته‏‌ای را به‌خوبی نشان می‏‌دهند (شکل 23).

شکل 23- نمونه‏‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار Nb/Rb در برابر Rb/Y (Temel et al., 1998)

سنگ‏‌های سنوزوییک ایران را پیامد ذوب‌بخشی سنگ‌کرة قاره‏‌ای دانسته می‌شوند که در پی فرورانش دچار متاسوماتیسم شده‏‌اند (Ersoy et al., 2012; Altunkaynak et al., 2012; Prelevic et al., 2012).

برپایه نمودار پیشنهادیِ Johnson و همکاران (1990) برای نمونه‏‌های بازیک منطقه جیرنده، این نمونه‏‌ها نسبت‏‌های ثابتی از Sm/Yb را نشان نمی‏‌دهند (شکل 24).

شکل 24- نمونه‏‌‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار La/Yb در برابر Sm/Yb (Johnson et al., 1990)

در نمودار بالا، روند افزایشی نسبت Sm/Yb در برابر La/Yb، خاستگاهی گارنت پریدوتیتی را برای سنگ‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‌دهد (Aldanmaz et al., 2000). ازآنجایی‌که نمونه‏‌ها در میان دو منحنی گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت جای گرفته‌اند، خاستگاه ماگمای آنها گارنت‏‌دار و اسپینل‏‌دار (گارنت- اسپینل پریدوتیت) دانسته می‌شود و برپایه شماره‏‌های روی منحنی، ماگمای سازندة این سنگ‌ها دچار 15 تا 20 درصد ذوب‌بخشی شده‏‌ است. برپایه بررسی نمونه‏‌های بازیک در نمودار Ce/Yb در برابر Ce، ژرفای ذوب‌بخشی ماگمای خاستگاه این سنگ‏‌ها 100 تا 110 کیلومتر ارزیابی می‌شود (شکل 25). پس نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از ذوب‌بخشیِ ماگمایی اسپینل لرزولیتی در ژرفای 100 تا 110 کیلومتری خاستگاه گرفته‌اند و با ژرفای گوشته لیتوسفری همخوانی دارد.

شکل 25- نمونه‏‌‌های آتشفشانی جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار Ce در برابر Ce/Yb (Ellam and Cox, 1991)

میانگین نسبت‏‌های عنصرهای ناسازگار در سنگ‏‌های بازالتی منطقه جیرندهNb/Zr = 11/0 و Y/Zr = 16/0 است و خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‏‌شده این سنگ‏‌ها را نشان می‌دهد (Sun and McDonough, 1989). از آنجایی‌که تبلوربخشی تغییر بنیادینی در نسبت‏‌های عنصرهای ناسازگار در گوشته اولیه پدید می‌آورد (Alvaro et al., 2006)، پس رویداد تغییر در این نسبت‏‌ها پیامد تفاوت درجه ذوب‏‌بخشی از خاستگاهی همگن (Rao and Rai, 2006) و یا ناهمگنیِ خاستگاه (Weaver and Tarney, 1981) است. در نمودار‏‌های Nb-Zr و Y-Zr، غنی‏‌شدگی ناحیه خاستگاه سنگ‏‌های منطقه دیده می‌شود (شکل 26).

شکل 26- نمونه‏‌های آتشفشانیجیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار‏‌های غنی‏‌شدگی و یا تهی‏‌شدگی ناحیه خاستگاه (Abu-Hamatteh, 2005)

همچنین، Ellam و Cox (1991) الگویی را پیشنهاد کردند که ژرفای ذوب‌بخشی برپایه میانگین فراوانی عنصرهای Yb ،Sm و Ce، کمابیش دقیق ارزیابی می‌شود. در این نمودار (شکل 27) ژرفای جدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های منطقه بررسی‏‌شده، نزدیک به 90 تا 110 کیلومتری ارزیابی می‏‌شود. این ژرفا با ژرفا‏‌های به‌دست‌آمده از روش پیشین همخوانی دارد.

شکل 27- نمونه‏‌های جیرنده (شمال‌باختری قزوین) در نمودار تمرکز میانگین عنصرهای Yb، Sm و Ce در برابر ژرفای جدایش (Ellam and Cox, 1991)

نتیجه‌گیری

منطقه بررسی‏‌شده، بخشی از پهنه البرز باختری در نزدیکی البرز مرکزی و در ناحیه جیرنده - لوشان است. آذرآواری‏‌ها و سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن از فراوان‌ترین سنگ‏‌های منطقه هستند. این سنگ‌ها گستره ترکیبی بازیک تا حد واسط را نشان می‏‌دهند. برپایه نمودار‏‌های شناسایی سری ماگمایی، سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده کالک- آلکالن پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند و روند تغییر اکسیدهای کمیاب، خاستگاه یکسان آنها را نشان می‌دهد. همچنین، ‌فرایند جدایش بلوری ماگمایی عامل اصلی در تحول ماگمای سازنده آنها بوده است. افزون‌بر این، روند‏‌های هم‌راستا در نمودارهای عنکبوتی، تحول سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در پی ‌فرایند جدایش بلوری را نشان می‌دهند. آنومالی منفی Ta، Nb و Ti در این نمودارها، مشارکت پوسته قاره‏‌ای در ‌فرایند‏‌های ماگمایی را نشان می‌دهد. غنی‏‌شدگی عنصرهای Th و U نیز نشانة مشارکت رسوب‌های پلاژیک و یا پوسته اقیانوسی دگرسان‏‌شده در ‌فرایند ذوب‏‌ است. فراوانی عنصرهای La و Sm در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، همانندِ ترکیب مذاب‏‌های جداشده از گوشته غنی‌شده است و در محدودة ذوب‏‌بخشی نزدیک به 10 تا 20 درصدی یک خاستگاه گارنت- اسپینل لرزولیتی، در ژرفای 90 تا 110 کیلومتری، جای می‏‌گیرند. برپایه ویژگی‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری (مانند: بافت گلومروپورفیری، غربالی و مرزهای واکنشی) و همچنین، نمودارهای زمین‏‌شیمیایی و جایگاه زمین‏‌ساختی منطقه، پیدایش این سنگ‏‌ها پیامد آلایش پوسته‏‌ای و جدایش بلوری ماگمایی کاملأ آشکار بوده است.

مراجع

Abu-Hamatteh, Z. S. H. (2005) Geochemistry and petrogenesis of mafic magmatic rocks of the Jharol Belt, India: geodynamic implication. Journal of Asian Earth Sciences 25: 557–581.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine 148: 692-725.

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

Aghazadeh, M., Castro, A., Omrani, N. R., Emami, M. H., Moinevaziri, H. and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)-monzonite-granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences 38: 199-219.

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics 21: 1-33.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.

Altunkaynak, S., Diley, Y., Genc, C. S., Sunal, G., Gertisser, R., Furnes, H., Foland, K. A. and Yang, J. (2012) Spatial, temporal and geochemical evolution of Oligo-Miocene granitoid magmatism in western Anatolia, Turkey. Gondwana Research 21: 961-986.

Alvaro, J. J., Ezzouhairi, H., Vennin, E., Ribeiro, M. L., Clausen, S., Charif, A., Ait Ayad, N. and Moreira, M. E. (2006) The early-Cambrian Boho volcano of the El Graraa massif, Moroco; petrology, geodynamic setting and coeval sedimentation. Journal of African Earth Sciences 44: 396-410.

Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazely, R. A. and Davies, R. G. (1975). Explanatory text of Qazvin and Rasht. Geological Quadrangle Map1:250000, No. E3, E4, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Asiabanha, A., Ghasemi, H. and Meshkin, M. (2009) Paleogene continental-arc type volcanism in North Qazvin, North Iran: facies analysis and geochemistry. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen 186(2): 201-214.

Berberian, M. (1983) The southern Caspian: A compression floored by a trapped modified oceanic crust. Canadian Earth Sciences 20: 163-183.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran, Canadian Journal of Earth Science 18: 210-265.

Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene-Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. an example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos 180-181: 109-127.

Class, C., Miller, D. M., Goldstein, S. L. and Langmuir, C. H. (2000) Distinguishing melt and fluid subduction components in Umnak volcanics, Aleutian Arc. Geochemistry Geophysics Geosystems 1(6): 10.1029/1999GC000010.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. 2nd edition, Longman, London, UK.

Ellam, R. M. and Cox, K. G. (1991) An interpretation of Karoo picrate basalts in terms of interaction between asthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth Planet Science 105: 330-342.

Ersoy, E. Y., Helvaci, C. and Palmer, M. R. (2012) Petrogenesis of the Neogene volcanic units in the NE-SW- trending basins inwestern Anatolia, Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 163: 379-401.

Fan, W. M., Gue, F., Wang, Y. J. and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc- alkaline volcanism of orogenic extension in the northern Da Hinggan mountains, northern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research 121: 115-135.

Frizon de Lamotte, D., Raulin, C., Mouchot, N., Wrobel-Daveau, J. C., Blanpied, C. and Ringenbach, J. C. (2011) The southernmost margin of the Tethys realm during the Mesozoic and Cenozoic: initial geometry and timing of the inversion processes. Tectonics 30.

Furman, T. (2007) Geochemistry of East African rift basalts: An overview. Journal of African Earth Scienses 48: 147-160.

Ghalamghash, J. (2002) Explanatory text of Jirandeh. Geological Quadrangle Map 1: 100000, No. E6, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, Verlag, Berlin, Germany.

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

Goss, A. R. and Kay, S. M. (2009). Extreme high field strength element (HFSE) depletion and near-chondritic Nb/Ta ratios in Central Andean adakite-like lavas (~28°S, ~68°W). Earth and Planetary Science Letters 279: 97-109.

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

Gupta, A. K. (2007) Petrology and genesis of igneous rocks. Narosa Publication, New Delhi.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.

Hawkesworth, C. J., Gallagher, K., Hergt, J. M. and McDermott, F. (1993) Mantle and slab contributions in arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 21: 175-204.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Johnson, K. T. M., Dick, H. J. B. and Shimizu, N. (1990) Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites. Journal of Geophysic Reaserches 95: 2661– 2678.

Leake, B. E. (1978) Nomenclature of amphibols. Canadian Mineral Researches 16: 501-520.

Manya, S., Maboko, M. A. H. and Nakamur, E. (2007) The geochemistry of high-Mg andesite and associated adakitic rocks in the Musoma-Mara Greenstone Belt, northern Tanzania: possible evidence for Neoarchaean ridge subduction. Precambrian Research 159: 241–259.

Mason, B. H. and Moore, C. B. (1982) Principles of geochemistry. 4^th edition, Wiley Publication, New York, US.

Mc Quarrie, N., Stock, J. M., Verdel, C. and Wernicke, B. (2003) Cenozoic evolution of Neotethys and implications for the causes of plate motions. Geophysical Research Letters 30: 1-6.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magma and magmatic rocks. Longman Group Ltd., London, UK.

Middlemost, E. A. K. (1997) Naming materials in the magma/igneous rock system. Longman Group Publications, U.K.

Mobashergarmi, M. (2013) Petrogeraphy, petrology, geochemistry and petrogenesse survey to basalts in the south of Talesh. M.Sc. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Munker, C. (2000) The isotope and trace element budget of the Cambrian Devil River arc system, New Zealand: identification of four source components. Journal of Petrology 41: 759-788.

Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G. and Jolivet, L. (2008) Arc magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: a new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106: 380-398.

Orozaco-Esquivel, T., Pwtrone, C. M., Ferrari, L., Tagami, T. and Manetti, P. (2007) Eochemical variability in lavas from the eastern Trans-Mexican volcanic belt: slab detachment in a subduction zone with varying dip. Lithos 93: 149-174.

Peacocks, S. M., Rushmer, T. and Thompson, A. B. (1994) Partial melting of subducting oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 121: 224-227.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva, Cheshire, UK.

Pearce, J. A., Stern, R. J., Bloomer, S. H. and Fryer, P. (2005) Geochemical Mapping of the Mariana Arc-Basin System: implications for the Nature and Distribution of Subduction Components. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6 (7).

Prelevic, D., Akal, C., Foley, S., Romer, R., Stracke, A. and Van Den Bogaard, P. (2012) Ultrapotassic mafic rocks as geochemical proxies for post-collisional dynamics of orogenic lithospheric mantle: the case of southwestern Anatolia, Turkey. Journal of Petrology 53: 1019-1055.

Prelevic, D., Jacob, D. E. and Foley, S. F. (2013) Recycling plus: a new recipe for the formation of Alpine-Himalayan orogenic mantle lithosphere. Earth and Planetary Science Letters 362: 187-197.

Rao, D. R. and Rai, H. (2006) Signatures of rift environment in the production of garnet-amphibolites and eclogites from Tso-Morari region, Ladakh, India: a geochemical study. Gondwana Research 9: 512-523.

Reichew, M. K., Saunders, A. D., White, R. V. and Al Mukhamedov, A. I. (2004). Geochemistry and Petrogenesis of Basalts from the West Sibrian Basin: an extention of the Permo-Triassic Sibrian Traps. Lithosphere 79: 425- 452.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. John Wiley & Sons Publications, New York, US.

Shafaii Moghadam, M. H. and Shahbazi Shiran S. H. (2010) Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks from the northern part of the Lahrud region (Ardabil): an example of shoshonitic occurrence in northwestern Iran. Journal of Petrology 1(4): 16-31(in Persian).

Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope classification, features, microstructure, and mineral preferred orientations. Chapman & Hall, London, UK.

Spear, J. A. (1984) Mica in igneous rocks. In: Reviews in mineralogy and geochemistry (Ed. Bailey, S. W.) 13: 299-356. Mineralogical Society, America.

Stahl, A. F. (1911) Handbuck der regionalen geologie-persian. V. Band & Hildelberg Publications, Germany.

Stalder, P. (1971) Magmatismes tertiarie et subrecent entre Taleghan et Alamout, Albourz central (Iran). Bulletin Suisse de Mineralogie et Petrography 51: 2-138.

Stӧcklin, J. (1968) Structural History and Tectonic of Iran: a review, Amar assocciation. Petrology and Geology Bulltein 52: 1229-1258.

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

Tchameni, R., Pouclet, A., Penay, J., Ganwa, A. A. and Toteu S. F. (2006) Petrography and geochemistry of the Ngaondere Pan-African granitoids in Central North Cameroon, implication for their sources nd geological setting. Journal of African Earth Sciences 44: 511-529.

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

Thompson, R. N. (1982) British Tertiary volcanic province. Journal of Geology 18: 49-107.

Turner, S., Hawkesworth, C., Rogers, N., Bartlett, J., Worthington, T., Hergt, J., Pearce, J. and Smith, I. (1997) 238U–230Th disequilibria, magma petrogenesis and flux rates beneath the depleted Tonga–Kermadec island arc. Geochimica et Cosmochimica Acta 61: 4855–4884.

Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare- up in Iran. Tectonic 30: 1-20.

Weaver, B. L. and Tarney, J. (1981) The Scourie dyke suite: Petrogenesis and geochemical nature of the Proterozoic subcontionental mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology 78: 175- 188.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: a Global Approach. Unwin Hyman, London, UK.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma serier and their diferentitaion products using immobile element geology. Chemical Geology 20: 249-287.