Petrogenesis and geochemistry of the Eocene volcanic sequence in the northeast of Zanjan: Implications for active continental margin magmatism in the Alborz- Azarbaijan Zone

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of Geology, Faculty of Earth sciences, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran

2 Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Zanjan 45137-66731, Iran

Abstract

The Eocene volcanic sequence in NE of the Zanjan and in the Alborz-Azarbaijan zone is mostly intermediate in composition and is accompanied with pyroclastic tuff and breccia. Petrographic studies reveal that these volcanic rocks are andesite and trachy-andesite. The common textures are porphyritic and glomeroporphyritic and the phenocrysts are composed of plagioclase, pyroxene and amphibole minerals. Also, calcite, quartz, chlorite and epidote are the secondary phases. According to geochemical classification, Theses rocks are plotted on the fields of andesite and trachy-andesite. Geochemically, the study rocks are enriched in LREEs and LILEs relative to HFSEs. Petrographical observations along with geochemistry of rare earth and trace elements suggest calc-alkaline affinity of the rocks under discussion as well as crustal assimilation, fractional crystallization and derivation from a subducted-related environment. Accordingly, the studied rocks are analogous with tectonic features of active continental margin arc settings.

Keywords

Main Subjects

Full Text

ایران در کمربند چین‌خورده آلپ- هیمالیا و در ناحیه فشارشی ناشی از همگرایی دو صفحة عربی و اوراسیا جای دارد. به‌دنبال همگرایی این دو صفحه، دگرریختی ناحیه‏‌ای پوسته قاره‏‌ای در مساحتی نزدیک به 300000 کیلومتر مربع روی داده است و این ناحیه را به یکی از بزرگ‌ترین پهنه‌های دگرریختی پدیدآمده در پی همگرایی در زمین مبدل ساخته است (Allen et al., 2004). در کل، بیشتر فرایند‏‌های آتشفشانی ایران در ارتباط با فرورانش حوضة اقیانوسی نئوتتیس و شاخه‏‌های آن دانسته شده‌اند (Barbarian and King, 1981). بر پایه بررسی‌های Alberti و همکاران (1980)، پهنه ماگمایی جوان در میان دریای خزر از یک سو و دریای سیاه از سوی دیگر، فراگرفته شده و تا آناتولی مرکزی نیز گسترش پیدا کرده است. این بخش ایالت ماگمایی آذربایجان نامگذاری شده است. در بررسی‌های بعدی نیز از آن با نام بلوک البرز- آذربایجان (البرز باختری و شمال باختر ایران) یاد شده است (Azizi et al., 2006). در پهنه البرز- آذربایجان، فرایند‏‌های آتشفشانی ائوسن دربردارندة مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آذرآواری و گدازه‏‌های دریایی هستند که بیشترشان سن ائوسن میانی دارند و در چینه‌شناسی ایران، سازند کرج نام دارند (Stӧcklin and Eftekhar-Nezhad, 1969). فوران‏‌های آتشفشانی زیردریایی (سازند کرج) دربردارندة سنگ‏‌های آذرآواری و گدازه‏‌های تراکیتی، تراکی‌آندزیتی، آندزیتی و الیوین بازالتی بوده هستند؛ این سنگ‌ها میزبان توده‏‌های آذرین درونی طارم هستند (Nabatian, 2008). سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در حقیقت، بخشی از نوار آتشفشانی- نفوذی ترشیری در پهنه البرز– آذربایجان در زیرپهنه طارم (Hirayama et al., 1966) هستند که با روند عمومی شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در بلندی‌های طارم (در میان زنجان و آمند؛ در طول جغرافیایی خاوری '31 °48 تا '35 °48 و عرض‏‌ جغرافیایی شمالی '43 °36 تا '46 °36) جای دارند. در این پژوهش، برپایه ویژگی‌های سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی، به خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی مجموعه آتشفشانی ائوسن شمال‌خاوری زنجان پرداخته شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

از دیدگاه زمین‌شناسی ساختاری، منطقه بررسی‏‌شده بخشی از زیرپهنه طارم در پهنه البرز - آذربایجان است. رشته کوه‏‌های طارم بیشتر دربردارندة لایه‌هایی از سنگ‏‌های با سن ائوسن هستند که در حوضة دریایی کم‌ ژرفا ته‌نشین شده‌اند که از دریای تتیس بجا مانده است. بخش بزرگی از این منطقه دربردارندة سری سنگ‏‌های ائوسن یا سازندهای زمین‌شناسیِ همانند سازند کرج است؛ هرچند این رده‏‌بندی ارزش محلی دارد و برای بخش‌های دیگر عمومیت ندارد (Hirayama, 1966). بر این پایه، سازندِ همانند سازند کرج در کوه‏‌های طارم زنجان دربردارندة بخش بالایی (به‌نام آمند) با ستبرای 1400 متر و بخش زیرین (به‌نام کردکند) با ستبرای 2400 متر است. کهن‌ترین واحد رخنمون‌یافته در این منطقه مربوط به بخش آمند است که از توالی‏‌های آتشفشانی و لایه‌های آذرآواری پدیدآمده در پی فرایند‏‌های ماگمایی ائوسن ساخته شده است. باو بر این است که پیدایش بخش آمند در دوره بزرگی از فرایندهای آتشفشانی زیردریایی، با رسوب‌های ماسه‌سنگ و مادستون آغاز شده است و این دو لایه رسوبی به‌طور محلی با لایه‌ای از گدازه آندزیت‌بازالتی از واحد‏‌های بخش بالایی بخش کردکند جدا می‏‌شوند. بر پایه نقشه زمین‌شناسی100000/1 طارم، از 8 واحد آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبیِ بخش آمند، تنها 5 واحد آن در این منطقه رخنمون دارند (شکل 1). گدازه‏‌های آندزیتی با ساخت ستونی همراه با توف‏‌های سبز، ماسه‌سنگ و گلسنگ بیشترین حجم واحد‏‌های سنگی رخنمون‌یافته در منطقه با سن ائوسن را دربرمی‌گیرند (شکل 2- A). در بخش‌هایی از این منطقه، گدازه‏‌های بالشی به‌همراه جریان‏‌های گدازه‏‌ای دیده می‏‌شوند که این نشان‏‌دهنده رویداد فازهای گوناگونی از ولکانیسم در این منطقه است (شکل 2- B). در کل، در این منطقه، نهشته‏‌های آتشفشانی ائوسن (گدازه‏‌ها و مواد آذرآواری) و توده‏‌های نفوذی با ترکیب حد واسط و اسیدی الیگوسن (که درون سنگ‌های ائوسن تزریق شده‌اند) دیده می‌شوند (شکل 2- C).

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه بررسی‏‌شده در شمال‌خاوری زنجان برپایه نقشه 100000/1 طارم (Hirayama, 1966)

 

 

شکل 2- A) سنگ‏‌های آندزیتی با ساخت ستونی در جنوب منطقه آمند (دید رو به شمال‌خاوری)؛ B) فاز ولکانیسم جریان‏‌های گدازه‏‌ای روی گدازه‏‌های بالشی در جنوب منطقه آمند (دید رو به شمال‌باختری)؛ C) جریان‏‌های گدازه‏‌ای آندزیتی و توده نفوذی کوارتز‌مونزونیتی در نزدیکیِ شهر زنجان (دید رو به شمال‌باختری)


 


روش انجام پژوهش

در این پژوهش، پس از بررسی‏‌های صحرایی و نمونه‌برداری، شمار 25 مقطع نازک برای بررسی‌های کانی‌شناسی و سنگ‌شناسی با میکروسکوپ پلاریزان برگزیده شدند. همچنین، شمار 10 نمونه از نمونه‏‌های با دگرسانی کمتر در آزمایشگاه زرآزمای تهران به روش ICP-OES (طیف‌سنج جرمی- پلاسمای انتشار اتمی) برای عنصرهای اصلی و ICP-MS (طیف‌سنج جرمی- پلاسمای جفت‌شده القایی) برای عنصرهای کمیاب و خاکی نادر تجزیه شیمیایی شدند. برای بررسی‏‌های زمین‏‌شیمی و شناسایی پهنه زمین‌ساختی، داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیه در نرم‌افزارهای سنگ‏‌شناسی (مانند: Petroplot، GCDkit) و CorelDraw رسم شده و تعبیر و تفسیر شدند.

 

سنگ‏‌نگاری

برپایه بررسی‌های صحرایی، توالی آتشفشانی ائوسن منطقه دربردارندة سنگ‏‌های گدازه‏‌ای و آذرآواری است. واحد‏‌های گدازه‏‌ای ترکیب حد واسط دارند و دربردارندة آندزیت و تراکی‌آندزیت هستند. بافت بیشترِ این سنگ‏‌ها پورفیری با خمیره میکروگرانولار و گلومروپورفیری است (شکل 3- A).

 

1- آندزیت‏‌ها

این سنگ‏‌ها در سطح تازه، به رنگ خاکستری و در نمای کلی، به رنگ قهوه‏‌ای دیده می‏‌شوند. پلاژیوکلاز و آمفیبول کانی‏‌های اصلی سازندة آندزیت‏‌ها هستند. کانی پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار بوده و فراوان‌ترین درشت‌بلور این سنگ‏‌هاست.برپایه زاویه خاموشی، پلاژیوکلازها از نوع الیگوکلاز تا آندزین هستند. شماری از پلاژیوکلازها حاشیه تحلیل‌رفته، خوردگی خلیجی و منطقه‏‌بندی دارند و برخی نیز بافت غربالی نشان می‌دهند (شکل 3- B). بافت غربالی، منطقه‏‌بندی و کانی‏‌هایی با حاشیه تحلیل‌رفته و گردشده نشان‏‌دهنده نبود شرایط تعادل هنگام انجماد ماگماست که چه‌بسا پیامد بالاآمدن پرشتاب ماگما، افزایش بخار آب، فرایند‏‌های آلایش و هضم (Tsuchiyama, 1985; Pudlo and Franz, 1995) و افت پرشتاب و ناگهانی فشار (Nelson and Montana, 1992; Singer et al., 1995; Zellmer et al., 2003) باشد.همچنین، در برخی نمونه‏‌ها، پلاژیوکلاز‌های سالم و دگرسان‌شده همزمان در یک سنگ دیده می‏‌شود (شکل 3- C). این پدیده پیامد دگرسانی انتخابی محلول‏‌های گرمابی (Shelly, 1993) یا نشان‏‌دهنده حضور دو نسل پلاژیوکلاز است. فرایند سوسوریتی‏‌شدن و دگرسانی کانی‏‌های پلاژیوکلاز به کلسیت و تا اندازه‌ای اپیدوت پدیده‌ای متداول است (شکل 3- D). درشت‌بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار آمفیبول با اندازه 5/0 تا 2 میلیمتر، از دیگر سازندگان اصلی این سنگ‏‌ها هستندو این بلورها نزدیک به 15 تا 20 درصد حجم سنگ‏‌ها را دربرگرفته‌اند. در پیرامون برخی آمفیبول‏‌ها حاشیه‏‌های دگرسان‌شده‌ای از کلریت دیده می‌شود (شکل 3- E). کوارتز و بیوتیت نیز از دیگر کانی‏‌های ثانویه در این سنگ‏‌ها هستند (شکل 3- F).

 

2- تراکی‌آندزیت‌ها

این سنگ‏‌ها در سطح تازه به رنگ خاکستری روشن و در نمای کلی به رنگ قهوه‏‌ای و سبز دیده می‏‌شوند. پلاژیوکلاز، آمفیبول و آلکالی‌فلدسپار از کانی‏‌های اصلی سازندة تراکی‌آندزیت‏‌ها هستند.


 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از نمونه‏‌های آندزیتی شمال‌خاوری زنجان. A) بافت گلومروپورفیری کانی آمفیبول و پلاژیوکلاز؛ B) بافت غربالی در درشت‌بلور پلاژیوکلاز؛ C) پلاژیوکلازهای سالم و دگرسان‌شده در کنار هم؛ D) درشت‌بلور پلاژیوکلاز که از مرکز به کلسیت دگرسان شده است؛ E) درشت‌بلور آمفیبول در حال جایگزینی با کلریت؛ F) کانی‏‌های ثانویه بیوتیت و اپیدوت در کنار هم (Pl: پلاژیوکلاز؛ Cal: کلسیت؛ Chl: کلریت؛ Ep: اپیدوت؛ Bt: بیوتیت)


 


در تراکی‌آندزیت‏‌های منطقه، آلکالی‌فلدسپار بیشتر به‌صورت بلور‌‌های ریزدانه در خمیره دیده می‏‌شوند (شکل 4- A). در این سنگ‏‌ها، پلاژیوکلاز شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار است و منطقه‏‌بندی و بافت غربالی دارد (شکل 4- B). پلاژیوکلاز‏‌ها با سطح‌های بلوری سالم و گاه با ماکل پلی‌سینتتیک دیده می‏‌شوند (شکل 4- C). فنوکریست‏‌های بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دارِ پیروکسن از کانی‌های فرعی بوده که در برخی از مقطع‌ها ماکل دارند (شکل 4- D). در تراکی‌آندزیت‏‌ها، انباشتگیِ کانی‏‌های پیروکسن بافت گلومروپورفیری را برای این کانی پدید آورده است. کانی‏‌های کمیاب بیشتر دربردارندة تیتانومگنتیت و آپاتیت هستند (شکل 4- A). همچنین، کلریت، اپیدوت، کوارتز، زئولیت و بیوتیت ثانویه از کانی‏‌های ثانویه این نمونه‏‌ها هستند.


 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از نمونه‏‌های تراکی‌آندزیتی شمال‌خاوری زنجان. (A آلکالی‌فلدسپار، کوارتز و پلاژیوکلاز در خمیره همراه با آپاتیت؛ (B منطقه‏‌بندی و خوردگی در درشت‌بلور پلاژیوکلاز؛ (C ماکل پلی‌سینتتیک در درشت‌بلور پلاژیوکلاز؛ (D درشت‌بلور کلینوپیروکسن با ماکل در خمیره دانه‌ریز (Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Ap: آپاتیت؛ Qtz: کوارتز؛ Cpx: کلینوپیروکسن)


 

 

زمین‏‌شیمی کل سنگ

داده‌های تجزیه زمین‏‌شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی یا Wt%) و عنصرهای کمیاب (برپایه بخش در میلیون یا ppm) برای سنگ‌های آتشفشانی شمال‌خاوری زنجان در جدول 1 آورده شده‌اند.  

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه Wt%) و کمیاب (برپایه ppm) سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن شمال‌‌خاوری زنجان

Sample No.

ZF15-62

ZF15-72

ZF15-74

ZF15-80

ZF15-82

ZF15-84

ZF15-85

ZF15-87

ZF15-88

ZF15-92

Rock Type

Andesite

Trachy-andesite

Trachy-andesite

Andesite

Andesite

Andesite

Andesite

Andesite

Andesite

Trachy-andesite

SiO2

64.40

65.00

64.90

64.20

64.60

64.60

64.90

64.40

64.70

64.60

Al2O3

17.50

17.40

17.40

17.50

17.50

17.90

17.50

17.70

17.10

17.60

BaO

0.09

0.09

0.10

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

CaO

4.83

4.56

4.76

4.59

4.76

4.77

4.83

4.70

4.69

4.68

Fe2O3T

3.69

3.54

3.61

3.87

3.60

3.52

3.51

3.57

3.70

3.71

K2O

3.99

3.99

4.03

3.95

3.91

3.93

3.89

3.90

3.95

3.92

MgO

1.05

0.97

1.01

1.12

1.05

0.99

1.00

1.11

1.15

1.06

MnO

0.08

0.09

0.08

0.08

0.08

0.08

0.08

0.09

0.08

0.08

Na2O

3.05

3.01

3.06

2.92

3.01

3.05

3.04

2.98

2.99

3.02

P2O5

0.16

0.15

0.15

0.16

0.15

0.16

0.15

0.16

0.15

0.16

SO3

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

TiO2

0.56

0.57

0.57

0.57

0.59

0.57

0.58

0.55

0.58

0.56

LOI

0.54

0.57

0.37

0.94

0.68

0.31

0.42

0.66

0.74

0.50

Total

100.05

99.95

100.04

100.03

100.05

100.03

100.03

100.00

100.02

100.01

Ba

766

820

832

783

796

817

813

815

811

779

Ce

48.3

48

52.2

46.5

51.4

50.9

52.5

50.9

52.6

48.8

Co

6.6

6.2

6.4

6.9

6.4

6.3

6.3

6.6

6.9

6.1

Cr

3

3

6

4

3

3

3

5

4

3

Cs

2.4

3.2

2.8

1.9

2.4

3.1

3.1

2.2

2.4

2.8

Dy

4.11

4.16

4.4

4.14

4.32

4.24

4.48

4.36

4.41

4.21

Er

2.46

2.5

2.68

2.46

2.56

2.57

2.78

2.59

2.61

2.5

Eu

1.04

1.04

1.08

1.01

1.08

1.08

1.09

1.09

1.1

1.03

Hf

0.47

0.6

0.62

0.69

0.63

0.68

0.61

0.57

0.62

0.64

Ho

0.84

0.84

0.89

0.83

0.87

0.86

0.9

0.87

0.88

0.83

La

21

20.8

22.6

20.2

22.4

22.4

22.4

22.5

22.6

21.4

Lu

0.31

0.3

0.35

0.32

0.32

0.32

0.35

0.32

0.32

0.31

Nb

11.1

11.4

11

10.9

10.4

10.7

10.4

10.8

11.1

10.9

Nd

21.5

21.1

22.9

20.6

22.3

22.2

22.9

22.5

22.6

22

Gd

3.93

3.85

4.12

3.73

4.06

3.94

4.16

4.17

4.08

3.88

P

634

631

595

607

599

604

605

680

598

599

Pb

17.4

17

12.9

17.7

11.8

10.7

12.6

11.1

10.6

12.3

Pr

5.61

5.58

6

5.34

5.89

5.85

5.96

5.87

5.93

5.68

Rb

94.9

94.6

100

103

102

103

98.8

106

106

99.1

Sm

4.62

4.55

4.82

4.4

4.76

4.69

4.81

4.79

4.84

4.69

Sr

399

405

382

377

380

388

404

379

361

385

Ta

0.51

0.52

0.48

0.54

0.54

0.54

0.42

0.48

0.51

0.38

Th

10.6

10.7

12

12.1

11.7

11.5

11.8

11.1

11.8

11.3

Ti

3160

3360

3040

3310

3140

3120

3300

3080

170

3240

U

2.25

1.5

2.71

2.65

1.6

1.73

2

2.06

1.44

1.69

Y

19.4

19.7

21.4

19.6

20.7

21.2

22.2

21

21.3

20.7

Yb

2.12

2.18

2.4

2.14

2.22

2.26

2.43

2.24

2.3

2.17

Zr

16

18

18

19

19

19

16

16

17

21

 

 


نامگذاری شیمیایی

ازآنجایی‌که سنگ‏‌های بررسی‏‌شده سنگ‏‌های آتشفشانی هستند، تجزیه مودال در نامگذاری و رده‏‌بندی آنها چندان کارآمد نیست؛‌ ازاین‌رو، برای رده‏‌بندی آنها، روش‏‌های شیمیایی به‌کار برده می‌شود. برپایه نمودار SiO2 در برابر مجموع آلکالی (Na2O+K2O)، این نمونه‏‌ها در مرز میان آندزیت و تراکی‌آندزیت جای می‏‌گیرند (شکل 5- A). از آنجایی‌که فرایند دگرسانی روی عنصرهای کم‌تحرک (مانند: Zr، Ti) ﺗﺄثیر کمتری دارد، پس کاربرد داده‌های این عنصرها برای نام‌گذاری سنگ‌ها قابل اعتمادتر است (Winchester and Floyd, 1977). ازاین‌رو، نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 نیز برای نام‌گذاری شیمیایی نمونه‏‌ها به‌کار برده شد. برپایه این نمودار سنگ‏‌های منطقه در محدوده ترکیبی آندزیت هستند (شکل 5- B).

 

 

 

شکل 5- نامگذاری شیمیایی نمونه‏‌های سنگ‌های آتشفشانی شمال‌خاوری زنجان در: A) نمودار SiO2 در برابر مجموع آلکالی (Na2O+K2O) (Le Bas et al., 1986; LeMaitre, 2002)؛ B) نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)

 

 

شناسایی سری ماگمایی

برای شناسایی سری ماگمایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه، نمودار A.R. در برابر SiO2 به‌کار برده شد. در این نمودار، مقدارهای به‌دست‌آمدة A.R. برای سنگ‏‌های بررسی‏‌شده کم است (کمتر از 2) و نمونه‏‌ها سرشت کالک‌آلکالن نشان می‏‌دهند (شکل 6- A). سری ماگمایی کالک‌آلکالن معمولاً ویژة پهنه‌های کوهزایی است و در پهنه‏‌های زمین‌ساختیِ جزیره‌های کمانی، مرز فعال قاره‏‌ای و کمان‏‌های پسابرخوردی دیده می‏‌شود (Ameri et al., 2005). همچنین، برای تایید سرشت کالک‌آلکالن نمونه‏‌ها، نمودار عنصرهای کمیاب Y/TiO2 در برابر Zr/TiO2 نیز به‌کار برده شد. این نمودار نشان‏‌دهنده سرشت کالک‌آلکالن نمونه‏‌هاست (شکل 6- B).

 

الگوی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر

نمودار‏‌های چندعنصری برای شناخت خاستگاه مجموعه‏‌های سنگی و فرایند‏‌های موثر بر آن به‌کار برده می‏‌شوند. در شکل 7- A، نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیة پیشنهادیِSun و McDonough (1989) برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه نشان داده شده است.

 

 

 

شکل 6- شناسایی سری ماگمایی سنگ‌های آتشفشانی شمال‌خاوری زنجان در: A) نمودار A.R. (A.R.= Al2O3+ CaO+ Na2O+ K2O/Al2O3+CaO- Na2O- K2O) در برابر SiO2 (Xie et al., 2012)؛ (B نمودار Y/TiO2 در برابر Zr/TiO2 (Piercey et al., 2004)

 

 

شکل 7- سنگ‌های آتشفشانی شمال‌خاوری زنجان در: A) نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (McDonough and, 1995)؛ B) نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)

 

 

نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، از LILE‏‌ها (مگر Ba) غنی‌شدگی و از HFSE‏‌ها تهی‌شدگی نشان می‏‌دهند و این نکته از ویژگی‌های بیشتر ماگماهای وابسته به پهنه‌های فرورانش است (Seghedi et al., 2001; Machado et al., 2005; Yang and Li, 2008; Kuscu and Geneli, 2010).

این ویژگی عنصرهای کمیاب در ماگماهای کمان پیامد افزوده‌شدن عنصرهای LILE از پوسته فرورونده به درون گوشته بالایی و رخداد متاسوماتیسم است (Mohamed et al., 2000; Seghedi et al., 2001). غلظت عنصرهای متحرک (مانند: Sr، Cs و Ba) به فاز سیال وابسته است؛ اما میزان عنصرهای کم‌تحرک با شیمی سنگ خاستگاه و فرایند‏‌های بلور- مذاب در هنگام پیدایش سنگ، کنترل می‏‌شود (Rollinson, 1993). انحلال‌پذیری LILE‏‌ها در سیال‌ها بیشتر از HFSE‏‌هاست (Machado et al., 2005; Yang and Li, 2008). پس در پهنه‌های فرورانش، سیال‌های آزادشده از بخش بالایی سنگ‌کرة فرورونده که سرشار از LILE‏‌ها هستند، به گوة گوشته‏‌ای افزوده می‏‌شوند (Borg et al., 1997). ناهنجاری‏‌های منفی Nb، Ti و Ta در روند تغییر عنصرهای کمیابِ نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، موید پیدایش این سنگ‏‌ها در پهنه‌های فرورانش است (Barth et al., 2000; Wilson, 2007; Helvaci et al., 2009; Zulkarnain, 2009). آنومالی مثبت Rb و Cs چه‌بسا نشانه آلایش ماگما با مواد پوسته‏‌ای است؛ زیرا این عنصرها در پوسته قاره‏‌ای تمرکز بالایی دارند. ناهنجاری مثبت Pb نشان‌دهندة متاسوماتیسم گوة گوشته‏‌ای با سیال‏‌های آزادشده از پوسته اقیانوسی فرورو و یا آلایش ماگما با پوسته قاره‏‌ای است (Kamber et al., 2002). غنی‌شدگی U و Th نیز به افزوده‏‌شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوسته اقیانوسی دگرسان‌شده به خاستگاه ذوب‌شدگی (Fan et al., 2003) و یا به ویژگی‌های خاستگاه وابسته است (Kuscu and Geneli, 2010).

در شکل 7- B، نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه نشان داده شده است. الگوی یکنواخت با غنی‌شدگی LREE‏‌ها در برابر HREE‏‌ها با الگوی کمابیش مسطح عنصرهای خاکی نادر سنگین و آنومالی ضعیف Eu نشان‏‌دهنده ماگماهای با سرشت کالک‌آلکالن (Machado et al., 2005) است. آنومالی منفی Eu چه‌بسا پیامد جدایش پلاژیوکلاز کلسیک از مذاب در پی فرایند جدایش بلوری و یا فوگاسیته بالای اکسیژن در محیط تبلور ماگما باشد (Rollinson, 1993). همچنین، آنومالی منفی Eu نیز از ویژگی‏‌های گدازه‏‌های کالک‌آلکالن وابسته به پهنه‌های فرورانش است (Martin, 1999; Yang and Li., 2008).

 

بررسی رخداد آلایش پوسته‌ای

در کل، مواد سازندة پوسته سرشار از عنصرهای Pb، LILE، Na2O، K2O و Th هستند. ازاین‌رو، آلایش پوسته‏‌ای باعث افزایش مقدار این عنصرها در هنگام عبور ماگما می‏‌شود (Kürkcüoğlu et al., 2008). برای بررسی رخداد آلایش پوسته ای، نسبت عنصری Ce/Pb بسیار کارامد است؛ زیرا عنصرهای یادشده هنگام ذوب‌بخشی یا تبلوربخشی از یکدیگر جدا نمی‌شوند و نسبت‏‌های آن‏‌ها نشان‌دهندة این نسبت‏‌ها در خاستگاه ماگماست (Hofmann, 1988). میانگین نسبت‏‌های Ce/Pb در بازالت‏‌های اقیانوسی (MORB, OIB) برابر با 5±25 است (Hofmann, 1988). این میزان به‌طور چشمگیری بالاتر از مقدار این نسبت برای میانگین پوسته قاره‏‌ای (3/3) است (Rudnick and Fountain, 1995). میانگین نسبت Ce/Pb در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده برابر 9/3 است. این مقدار بسیار کمتر از میانگین بازالت‏‌های اقیانوسی بوده و نشان‏‌دهنده ارتباط این سنگ‏‌هابا کمان‏‌های آتشفشانی و یا آلایش ماگما با پوسته قاره‏‌ای است. برای بهتر شناختن نقش آلایش ماگمایی در سنگ‏‌های منطقه، نخست، نمودار Rb در برابر Ba/Rb به‌کار برده شد (شکل 8- A). همان‌گونه‌که در شکل 8- A دیده می‏‌شود، سنگ‏‌های منطقه روند آلایش با پوسته بالایی را نشان می‏‌دهند. در نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb، این نمونه‏‌ها مقدارهای بالای Th/Nb و مقدارهای کم Ba/Th را نشان می‏‌دهند و این نکته نشان‏‌دهنده ﺗﺄثیر هضم پوسته بالایی به‌دست ماگمای سازندة سنگ‏‌های منطقه است (شکل 8- B).

 

 

 

شکل 8- سنگ‌های آتشفشانی شمال‌خاوری زنجان در: A) نمودار Rb در برابر Ba/Rb (Askern et al., 1999) برای بررسی نقش آلایش پوسته‏‌ای؛ B) نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb (Orozco- Esquivel et al., 2007) برای بررسی نقش آلایش پوسته‏‌ای و شرکت محلول‏‌ها و مواد مذاب پهنه فرورانش

 

 

جایگاه زمین‌ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی

آندزیت‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‌ساختی گوناگونی یافت می‏‌شوند؛ اما بیشتر در پهنه‌های فرورانش (جزیره‌های کمانی و مرز فعال قاره‌ای) دیده می‌شوند. ترکیب آندزیت‏‌ها در پهنه‏‌های کمانی به فرایند‏‌های فراوانی در مرزهای همگرایی بستگی دارد (Gill, 2010). در نمودارهای تکتونوماگماتیک، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه با توالی آتشفشانی منطقه آند مرکزی در بخش‌هایی از شیلی (مانند: Cay، Maca و Bahia perez) مقایسه شده‌اند. در نمودار Ba/La در برابر Nb/La، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده همانند نمونه‏‌های ولکانیک آند مرکزی در قلمرو آندزیت‏‌های کوهزایی جای می‏‌گیرند (شکل9- A). این نکته نشان‏‌دهنده محیط مرز فعال قاره‏‌ای برای این نمونه‏‌هاست. همچنین، گفتنی است نسبت Ba/Nb در ولکانیک‏‌های وابسته به مرز فعال قاره‏‌ای بالاتر از 28 است؛ در حالی که این نسبت در ولکانیک‏‌های وابسته به کمان‏‌های اقیانوسی کمتر از این میزان است (Fitton.1987). این نسبت در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از 53/35 تا 42/39 است و نشان‏‌دهنده وابستگی این ماگما‏‌ها با محیط مرز فعال قاره‏‌ای است. در نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb، جایگاه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده و نمونه‏‌های آتشفشانی آند مرکزی (مانند: Cay, Maca و Bahia perez) محیط مرز فعال قاره‏‌ای نمونه‏‌های منطقه را نشان می‌دهد (شکل 9- B). این نمونه‏‌ها جابجایی به‌سوی مقدارهای بالاتر Th/Yb را نشان می‏‌دهند. این جابجایی با روند غنی‌شدگی پهنه فرورانش موازی است. پس غنی‌شدگی در پهنه فرورانش نقش مهمی برای خاستگاه ماگمای این توالی‏‌های آتشفشانی دارد. همچنین، تغییر در نسبت Th/Yb و Ta/Yb نشان‏‌دهنده تغییر در خاستگاه ماگما است. نایکنواختیِ خاستگاه، مقدارهای Ta و Th را به‌طور یکسان تحت‌ﺗﺄثیر قرار داده است و ترکیب گوشته در برابر گوشته اولیه، در راستای یک شیب واحد به‌سوی نسبت‏‌های بالاتر یا کمتر Th/Yb و Ta/Yb جابجا می‏‌شود (Aldanmaz et al., 2000). نسبت‏‌های Th/Yb و Ta/Yb در نمونه‏‌های این منطقه از قلمرو گوشته‏‌ای به‌سوی مقدارهای بیشتر جابجا شده‌اند. این تغییر ترکیبی پیامد فرایند‏‌های وابسته به فرورانش دانسته شده است (Helvaci et al., 2009).

 

 

 

شکل 9- سنگ‌های آتشفشانی شمال‌خاوری زنجان در: A) نمودار Nb/La در برابر Ba/La (Kuscu and Geneli, 2010; Asiabanha et al., 2012)؛ B) نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Siddiqui et al., 2007)

 

 

نتیجه‌گیری

توالی آتشفشانی ائوسن زنجان بخشی از نوار آتشفشانی- نفوذی ترشیری در پهنه البرز- آذربایجان است. این توالی‏‌ها دربردارندة گدازه‏‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی با ترکیب حد واسط هستند که بیشترشان ساخت ستونی دارند. بافت غالب در این نمونه‏‌ها، پورفیریک با زمینه میکروگرانولار و گلومروپورفیری است. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول از سازندگان اصلی این سنگ‏‌ها هستند. زمینه این سنگ‏‌ها بیشتر دربردارندة بلور‏‌های ریز آلکالی‌فلدسپار، کانی‏‌های کدر و شیشه است. کوارتز، کلسیت، کلریت، اپیدوت و بیوتیت از کانی‏‌های ثانویه هستند.

در رده‏‌بندی‏‌های شیمیایی، این نمونه‏‌ها در مرز آنـدزیت و تراکی‌آندزیت با سری ماگمایی کالک‌آلکالن جای می‏‌گیرند. سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه با غنی‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر سبک و تهی‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر سنگین شناخته می‏‌شوند. از سوی دیگر، ترکیب آنها در برابر ترکیب گوشته اولیه از HFSE تهی‌شدگی و از LILE و LREE غنی‌شدگی نشان می‏‌دهند. این ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‌ها در پهنه‌های فرورانش هستند. بررسی آغشتگی ماگمای سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه با نمودارهای زمین‏‌شیمیایی گوناگون نشان می‌دهد سنگ‏‌های یادشده با پوسته بالایی آلایش‌یافته و فرایند‏‌های هضم پوسته‏‌ای و جدایش بلوری (AFC) در پیدایش این سنگ‏‌ها نقش بنیادی داشته است. بررسی‏‌های انجام‌شده برای شناسایی پهنه زمین‌ساختی سنگ‏‌های منطقه نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها همانند پهنه فرورانش مرز فعال قاره‏‌ای (پهنه زمین‌ساختی منطقه آند) هستند.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از داوران گرامی مجله پترولوژی برای پیشنهاد‏‌های ارزنده‌شان در بهتر‏‌شدن ساختار علمی مقاله بسیار سپاس‌گزار هستند.

References

 
Aghanabati, E. (2004) Geology of Iran. Global Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Alberti, A. A., Comin-Chiaramonti, P., Sinigoi, S., Trieste, M., Nicoletti, B. and Petrucciani, C. (1980) Neogene and Quaternary volcanism in Eastern Azerbaijan (Iran): some K-Ar age determinations and geodynamic implications. Geologische Rundschau 69: 216-225.
Allen, M. B., Jackson, J. and Walker, R. (2004) Late Cenozoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparison of short-term and long-term deformation rates. Tectonics 23: 1-16.
Ameri, A., Ashrafi, N. and Karimi Garababa, H. (2005) petrology, geochemistry and tectonic setting of Eocene volcanic rocks of east Herris area, east-Azerbaijan, NW Iran. Journal of Geosciences 71: 75-90 (in Persian).
Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcanosedimentary basin to a continental arc in the Alborz ranges, N-Iran. Lithos 148: 98-111.
Askren, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1999) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuffs of the Western USA. Journal of Petrology 38: 1021-1046.
Azizi, H., Chung, S. L., Tanaka, T. and Asahara, Y. (2011) Isotopic dating of the Khoy metamorphic complex (KMC), northwestern Iran: a significant revision of the formation age and magma source. Precambrian Research 185(3-4): 87-94.
Barth, M. G., McDonough, W. F. and Rudnick R. L. (2000) Tracking the budget of Nb and Ta in the continental crust. Chemical Geology 165: 197-213.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.
Borg, L. E., Clynne, M. A. and Bullen, T. D. (1997) The variable role of slab-derived fluids in the generation of a suite of primitive calc-alkaline lavas from the southernmost Cascade Range. Canadian Mineralogist, 35: 425-452.
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, R.) Elsevier, Amsterdam.
Fan, W. M., Gue, F., Wang, Y. J and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of postorogenic extension in the northern Da Hinggan Mountains, northeastern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research 121: 115-135.
Fitton, J. G. (1987) The Cameroon line, West Africa: a comparison between oceanic and continental alkaline volcanism. In: Alkaline Igneous Rocks (Eds. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J.) Special Publications 30: 273–291. Geological Society, London, UK.
Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes. A practical guide. 1st edition, Blackwell Publishing, Oxford, UK.
Helvaci, C.,  Ersoy, E. Y., Sozbilir, H., Erkul, F., Sumer, O. and Uzel, B. (2009) Geochemistry and Ar-40/Ar-39 Geochronology of Miocene volcanic rocks from the Karaburun penunsula: Implication for amphibole - bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia Journal of Volcanology and Geothermal Research 185(3): 181-202.
Hirayama, K., Samimi, M., Zahedi, M. and Hushmand Zadeh, A. (1966) Geology of Tarom district, western part (Zanjan area north-west Iran). Report No. 8, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Hirayama, K., Amini, B. and Amin chahragh, M. R. (1966) Geological Map of Iran 1:100000, Series Sheet Tarom 5763. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Hofmann, A. W. (1988) Chemical differenciation of the earth: the relationship between mantle, continental crust and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297-314.
Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38–56.
Kürkcüoğlu, K., Furman, T. and Hanan, B. (2008) Geochemistry of post-collisional mafic lavas from the North Anatolian Fault zone, Northwestern Turkey. Lithos 101: 416-434.
Kuscu, G. G. and Geneli, F. (2010) Review of post-collisional volcanism in the central Anatolian volcanic province (Turkey), with special reference to the Tepekoy volcanic complex. International Journal of Earth Sciences 99(3): 593-621.
Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.
Le Maitre, R. W. (2002) Igneous rocks: a classification and glossary of terms: recommendations of the International Union of Geological Sciences. Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge University Press, Cambridge, UK. 
Machado, A. T., Chemale, Jr. F., Conceicao, R. V., Kawaskita, K., Morata, D., Oteıza, O. and Schmus, W. R. V. ( 2005) Modeling of subduction components in the Genesis of the Meso-Cenozoic igneous rocks from the South Shetland Arc, Antarctica. Lithos 82(3-4): 435– 453.
Marchev, P., Raicheva, R., Downes, H., Vaselli, O., Chiaradia, M. and Moritz, R. (2004) Compositional diversity of Eocene-Oligocene basaltic magmatism in the Eastern Rhodopes, SE Bulgaria: implications for genesis and tectonic setting. Tectonophysics 393(1-4): 301–328.
Martin. H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411–429.
Mohamed, F. H., Moghazi, A. M. and Hassanen, M. A. (2000) Geochemistry, Petrogenesis and tectonic setting of late Neoproterozoic Dokhan- type volcanic rocks in the Fatira area, eastern Egypt. International Journal of Earth Science 88(4): 764-777.
Nabatian, G. (2008) Geology, geochemistry and genesis of Sorkhe-Dizaj iron oxide apaite deposit, southeast of Zanjan. M.Sc. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).
Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieve –textured Plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.
Orozco-Esquivel, T., Petrone, C. M., Ferrari, L., Tagami, T. and Manetti, P. (2007) Geochemical and isotopic variability in lavas from the eastern Trans-Mexican volcanic belt: slab detachment in a subduction zone with varying dip. Lithos 93: 149-174.
Piercey, S. J., Murphy, D. C., Mortensen, J. K. and Creaser, R. A. (2004) Mid-Paleozoic initiation of the northern Cordilleran marginal backarc basin: Geologic, geochemical, and neodymium isotope evidence from the oldest mafic magmatic rocks in the Yukon-Tanana terrane, Finlayson Lake district, southeast Yukon, Canada.. Geological Society of America Bulletin 116(9/10): 1087-1106.
Pudlo, D. and Franz, G. (1995) Records of deep seated magma chamber processes from plagioclase and amphibole phenocrysts in Pan-African dyke rocks of Bir Safsaf/SW-Egypt. In: Physics and Chemistry of Dykes (Eds. Baer, G. and Heimann, A.) 251-265. Balkema, Rotterdam-Brookfield.
Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. John Wiley & Sons Inc., New York, US.
Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33: 267-309.
Seghedi, I., Downes, H., Pecskay, Z., Thirlwall, M.F., Szakacs, A., Prychodko, M. and Mattey, D. (2001) Magmagenesis in a subductionrelated post-collisional volcanic arc segment: the Ukrainian Carpathians. Lithos 57(4): 237– 262.
Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman & Hall, University Press, Cambridge, U. K.
Siddiqui, R. H., Asif Khan, M. and Qasim Jan, M. (2007) Geochemistry and petrogenesis of the Miocene alkaline and sub-alkaline volcanic rocks from the Chagai arc, Baluchistan, Pakistan: Implications for porphyry Cu-Mo-Au deposits. Journal of Himalayan Earth Sciences 40: 1-23.
Singer, S .B. A., Dungan, M. and Layne, G. (1995) Texture and Sr, Ba, Mg, Fe, K and Ti compositional profile in volcanic plagioclase, clues to the dynamics of calc alkaline magma chamber. American Mineralogist 80: 776-798.
Stӧcklin, J. and Eftekhar-Nezhad, J. (1969) Geological map of Zanjan, scale 1:250000, No. D4- 61, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of ocean basalts implications for mantle composition and process. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) 42: 313–345. Geological Society, London.
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system diopside – albite-anorthite and origin of dusty plagioclase in andesite. Contributions to Mineralogy and Petrology 89:1-16.
Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Springer, Dordrecht, Netherlands.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical classification of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.
Xie, J., Yang, X., Sun, W. and Du, J. (2012) Early Cretaceous dioritic rocks in the Tongling region, eastern China: Implications for the tectonic settings. Lithos 150: 49–61.
Yang, W. and Li, S. (2008) Geochronology and geochemistry of the Mesozoic volcanic rocks in Western Liaoning: Implications for lithospheric thinning of the North China Craton. Lithos 102(1-3): 88–117.
Zellmer, G. F., Sparks, R. S. G., Hawksworth, C. J. and Wiedenbeck, M. (2003) Magma emplacement and remobilization timescale beneath Montserrat: Insight from Sr and Ba zonation in plagioclase phenocrysts. Journal of Petrology 44(8): 1413-1431.
Zulkarnain, I. (2009) Geochemical Signature of Mesozoic Volcanic and Granitic Rocks in Madina Regency Area, North Sumatra, Indonesia, and its Tectonic Implication. Jurnal Geologi Indonesia 4(2): 117-131.

Files

History

  • Receive Date: 31 December 2016
  • Revise Date: 19 August 2017
  • Accept Date: 16 October 2017

Share

How to cite

Statistics