نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری تخصصی، گروه زمین‌شناسی، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران
2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Volcanic rocks with adakitic nature, are outcropped, in the south of Rudbar city as a part of the Alborz magmatic zone and the northern part of the Alborz zone. Most of the rock units in this area are volcanic and pyroclastic belonging to the Tertiary age and specifically Middle Eocene.
For this study, we present new data to understand the origin and tectonic setting of the adakitic early Cenozoic magmatism in the southern part of the western Alborz orogenic belt.
Regional Geology
Based on the 1:100,000 Guilan geological map (Nazari and Salamati, 1998), the predominant geological units of the region include the Paleozoic, Mesozoic, and Cenozoic stratigraphic units. The volcanic activity resulting from the subduction of an oceanic crust beneath the active continental margin of Alborz began in Paleocene and its peak is attributed to the Lutsin period (Nazari and Salamati, 1998).
Materials and methods
Following microscopic studies, 11 samples were analyzed at Actlabs Lab in Canada by ICP-MS method. IGPET and GCDKIT software were applied to draw diagrams and interpret the data.
Petrography and Whole rocks chemistry
The studied lavas consist mainly of dacite to trachy-dacite, rhyodacite, and rarely rhyolite. Abundant plagioclase as phenocrysts and microlites and rare amphibole, biotite, and quartz with hyaloporphyritic, microlithic porphyry to felsitic porphyry and microfelsitic textures are the dominant petrographic features of these rocks. Geochemically, they are characterized by mean value of 61.87 wt%< SiO2<66.54, 1.1 wt%<MgO<2.8 wt%,10 ppm<Y<14 ppm, 1.4 ppm<Yb<1.7 ppm, 450 ppm<Sr<1887 ppm as well as the average amounts of Sr/Y: 103.8, 10.5<(La/Yb)N<14.09 and 5.1<Yb/Lu<6.5. Thus, the overall geochemical data point to HAS characteristics of the rocks under study.
On normalized spider diagram to chondrite, MORB, and primitive mantle, all rocks demonstrate subparallel trend, linear and homogeneous REE profiles with LILE and LREE enrichment together Ta, Nb, and Ti negative anomalies. As the tectonic diagrams display, all the studied samples are plotted in an arc volcanic granite field formed in a subduction environment in an active continental margin. Moreover, all the obtained geochemical data point to a high silica adakitic magma as the parent magma.
Discussion
The studied area lies in Alborz Mountain, which owing to the collision of two Eurasian and Arabian plates, where a Neo-Tethyan oceanic lithosphere (Southern Caspian Sea Ocean or SCO)” is subducted beneath the Central Iranian continental lithosphere (Salavati et al, 2013), is an active deformation zone.
The studied rocks formed in arc and subduction zones setting. Adakitic rocks in the arc setting can be produced by partial melting of a hot and young subducted oceanic slab and subduction of a very young oceanic crust (<5Ma) at depths of about 25 to 90 km is required to produce adakitic magma in the arc setting (Thorkelsona and Breitsprecher, 2005).
In the north of the investigated area and south part of the Caspian Sea, an Alpian oceanic belonging late Cretaceous age was reported and named “Southern Caspian Sea Ocean (Salavati et al., 2013), which was subducted toward the south. Adakitic activity and not-adakitic magmatism continued to migrate toward the trench supporting a slab window model.
The proposed tectonomagmatic model "Ridge-Trench", indicates that the studied lavas were generated in the Neothetyan supra-subduction zone.
Based on this model, in the south of Guilan Province, SCO oceanic crust (and likely its ridge) has subducted towards the south the first because of a pressure change that might be caused by the extension and thinning of the overlying crust. A slab window was formed therefore in the source region, and partial melting occurred by asthenospheric upwelling. It looks like the adakitic rocks imply a deep source with a low magma source melting degree.
Conclusion
The overall petrological and geochemical features of the studied lavas gave rise to the following conclusions:
A new group of extrusive rocks, with remarkable geochemical characteristics of adakitic rocks, is outcropped in the south of Guilan Province
These rocks are characterized by HFSE and HREE depletion relative to LILE and LREE and negative Nb, Ta, and Ti anomalies, suggesting the parent magmas were affected by subduction-related geochemical processes.
On tectonic diagrams, the studied adakitic rocks plotted on an Active Continental Margin setting and they show HAS characteristics produced by 5% to 10% partial melting of an amphibolite garnet source from a hot and young Cenozoic slab subduction.
All the geological and geochemical data indicate that the early Cenozoic adakitic magmas in the south of Guilan Province were generated in an extensional tectonic setting (Slab window setting) when the active spreading center of the Neo-Tethys oceanic (Southern Caspian Sea Ocean) subducted toward the south and produced a slab window. According to the proposed model, the active spreading center of the Neo-Tethys oceanic crust (Southern Caspian Sea Ocean) subducted toward the south and produced a slab window in the subducted oceanic lithosphere.
Acknowledgments
We appreciate the Office of Graduate Studies of Islamic Azad University, Lahijan Branch.
کلیدواژه‌ها [English]
ایران به‌صورت یک خردقاره بخشی از کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیاست و در آن فعالیتهای ماگمایی (آتشفشانی و نفوذی) گستردهای به‌ویژه در سنوزوییک رخ داده است. بیشتر فعالیتهای آتشفشانی ایران در ارتباط با فرورانش پهنة اقیانوسی نئوتتیس و شاخههای آن دانسته شده‌اند (Jung et al., 1976; Berberian and King, 1981; Berberian et al., 1982; Axen et al., 2001; Shahabpour, 2007; Asiabanha et al., 2009). این فعالیتهای آتشفشانی به‌صورت دو پهنة آتشفشانی اصلی گزارش شده‌اند: پهنة البرز در شمال ایران و پهنة ارومیه-دختر پیرامون خردقارة ایران مرکزی (Jung et al., 1976; Caillat et al., 1978, Berberian et al., 1982, Amidi et al., 1984; Ghasemi and Talbot, 2005; Shahabpour, 2007; Asiabanha et al., 2009). در در طول ائوسن و پس از ائوسن ماگماتیسمهای متعددی پهنة البرز روی داده‌اند که تا کنون نیز ادامه دارند (Asiabanha et al., 2012). در منطقة بررسی‌شده و در جنوب گیلان بررسیهای چندی دربارة سنگ‌های آتشفشانی انجام شده است (Ghasemi et al., 2012; Haghnazar and Shafeie, 2013; Teymoori et al., 2018) که در همة آنها علت پیدایش سنگ‌های آتشفشانی این منطقه، همانند دیگر بخش‌های البرز، پیامد فرورانش رو به شمالِ اقیانوس نئوتتیسی شمال ایران مرکزی دانسته شده است و در هیچکدام از آنها به وجود سنگ‌های آداکیتی اشاره نشده است. کِی (Kay, 1978) نخستین‌بار واژة «آداکیت» را برای توصیف گروهی از سنگ‌های اسیدی تا حد واسط در جزیره آداک آلاسکا به‌کار برد. کاستیلو (Castillo, 2006, 2012) آداکیتها را سنگ‌های آذرین درونی و بیرونی غنی از سیلیس با نسبت‌های Sr/Y و La/Yb بالا میداند و بر این باور است که ماگمای سازندة آداکیتها از ذوببخشی سنگ‌کرة اقیانوسی جوان و داغ به زیر پوستة قاره‌ای و یا پوستة اقیانوسی در پهنه‌های فرورانش حاشیة قاره و یا جزیره‌های کمانی پدید میآید. با وجود این، در مقایسه با سنگ‌های آذرین معمولی در حاشیة فعال قاره‌ای، از مقدار کمتری از عنصرهای Y و Yb برخوردار هستند (Martin, 1999). بررسیهای اخیر نشان می‌دهند سنگ‌های آداکیتی افزون‌بر جزیره‌های کمانی جوان در پهنة کمانهای قاره‌ای، کمانهای آتشفشانی بالغ، منطقة پس از برخورد و یا فرورانش پشتة فعال اقیانوسی (مناطق پشته-گودال) پدید می‌آیند (Xu et al., 2002; Eyuboglu et al., 2018; Mbassa et al., 2021). در ایران نیز در بخش‌های مختلف برونزدهایی از سنگ‌های آداکیتی گزارش شده‌اند (Khodami et al., 2009; Moharami Gargari et al., 2015; Yousefi et al., 2016; Mohammadi et al., 2017; Nemati et al., 2018; Sherafat and Aliyari, 2020; Fazelvalipour, 2021).
در جنوبی‌ترین بخش استان گیلان در جنوب شهرستان رستم‌آباد و شمال رودبار، سنگ‌های آتشفشانی و نیمه آتشفشانی متعددی به سن ائوسن رخنمون دارند که بیشتر آنها سنگ‌های آتشفشانی بازیک، حد واسط تا اسیدی (نقشة 1:100000 رودبار) (داسیت، تراکیت، تراکی‌آندزیت تا بازالت) هستند. در این پژوهش تلاش می‌شود سنگ‌زایی[1] گروهی از سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب آداکیتی در منطقة بررسی‌شده برپایة بررسیهای زمین‌شیمیایی ارزیابی شود.
روش انجام پژوهش
برای انجام این پژوهش، بررسیهای صحرایی گستردهای روی سنگ‌های آتشفشانی منطقه انجام شد و شمار 60 نمونة سنگی برپایة روابط صحرایی برداشت شد. پس از بررسیهای میکروسکوپی، شمار 13 نمونه برای اندازه‌گیری مقدار عنصرهای اصلی و کمیاب در این سنگ‌ها برگزیده شدند و پس از خرد و آسیاب‌کردن در کارگاه آماده‌سازی پودر سنگ به روش ICP-MS[2] در آزمایشگاه Actlabs کشور کانادا تجزیة شیمیایی شدند. در ادامه با استفاده از نرمافزارهای IGPET و GCDKIT نمودارهای موردنیاز ترسیم و به تفسیر و تحلیل دادهها پرداخته شد (جدول 1). نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.
زمین‌شناسی منطقه
سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده با مختصات طول جغرافیایی "09'21°49 تا "58'25°49 خاوری و عرض جغرافیایی "12'36°45 تا "36'49°36 شمالی در جنوب استان گیلان، در ارتفاعات شمال شهرستان رودبار و در جنوب رستم‌آباد رخنمون دارند و بخشی از نقشههای زمین‌شناسی 1:250000 رشت – قزوین و 1:100000 رودبار را دربر می‌گیرند.
جدول 1. داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار به روش ICP-MS (اکسیدها برپایة درصدوزنی با خطای 1%؛ عنصرهای کمیاب برپایة ppm؛ Fe2O3 : معرف آهن کل سنگ).
Table 1. The geochemical data of Paleogene volcanic rocks of Rudbar by the ICP-MS method (the oxides in weight percentage with 1% error; rare elements in ppm; Fe2O3: the reagent of the total iron).
|
Sample No. |
MA 11 |
MA 1 |
MA 12 |
MA 10 |
MA 13 |
MA 15 |
MA 16 |
MA 18 |
MA 20 |
MA 17 |
MA 21 |
MA 22 |
MA 23 |
|
SiO2 |
63.12 |
62.59 |
66.45 |
67.10 |
66.54 |
65.20 |
62.96 |
63.58 |
61.87 |
65.24 |
64.48 |
61.96 |
62.78 |
|
Al2O3 |
15.25 |
15.16 |
15.97 |
15.90 |
15.80 |
15.20 |
15.35 |
15.68 |
15.22 |
15.32 |
15.84 |
15.35 |
15.12 |
|
Fe2O3(t) |
4.53 |
4.56 |
3.96 |
3.95 |
3.92 |
4.51 |
4.45 |
4.31 |
4.22 |
3.80 |
4.10 |
4.45 |
4.12 |
|
MnO |
0.05 |
0.08 |
0.05 |
0.07 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
|
MgO |
2.02 |
2.01 |
0.71 |
1.10 |
0.90 |
2.30 |
2.10 |
2.20 |
2.80 |
2.12 |
2.28 |
2.02 |
2.60 |
|
CaO |
3.90 |
3.95 |
3.31 |
3.20 |
3.10 |
3.91 |
3.62 |
3.84 |
3.65 |
3.99 |
3.82 |
3.95 |
3.55 |
|
Na2O |
2.80 |
2.91 |
3.87 |
3.79 |
3.80 |
2.90 |
2.88 |
2.94 |
3.12 |
3.84 |
3.45 |
3.80 |
3.80 |
|
K2O |
2.94 |
2.84 |
4.10 |
4.00 |
3.90 |
3.10 |
3.67 |
3.51 |
3.84 |
4.02 |
3.59 |
3.57 |
3.15 |
|
TiO2 |
0.49 |
0.49 |
0.44 |
0.49 |
0.46 |
0.41 |
0.42 |
0.43 |
0.46 |
0.44 |
0.45 |
0.44 |
0.46 |
|
P2O5 |
0.12 |
0.11 |
0.17 |
0.19 |
0.16 |
0.15 |
0.17 |
0.19 |
0.14 |
0.18 |
0.19 |
0.15 |
0.15 |
|
LOI |
5.22 |
5.28 |
1.52 |
1.10 |
0.98 |
2.10 |
3.54 |
3.84 |
3.44 |
1.54 |
1.98 |
3.54 |
3.54 |
|
Total |
100.44 |
99.97 |
100.5 |
100.9 |
99.61 |
99.84 |
99.21 |
100.58 |
98.81 |
100.5 |
100.2 |
99.28 |
99.32 |
|
Sc |
7.00 |
8.00 |
6.00 |
7.00 |
6.00 |
8.00 |
7.00 |
6.00 |
8.00 |
7.00 |
9.00 |
7.00 |
7.00 |
|
Be |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
|
V |
85.00 |
86.00 |
71.00 |
70.0 |
72.0 |
84.00 |
87.00 |
85.00 |
79.00 |
74.00 |
76.00 |
86.00 |
81.00 |
|
Ba |
972 |
970 |
791 |
790 |
788 |
969 |
975 |
975 |
984 |
798 |
784 |
975 |
980 |
|
Sr |
1881 |
1882 |
455 |
450 |
454 |
1880 |
1879 |
1884 |
1887 |
540 |
565 |
1881 |
1883 |
|
Y |
14.00 |
14.00 |
13.00 |
12.00 |
14.00 |
14.00 |
14.00 |
13.00 |
11.00 |
10.00 |
12.00 |
13.00 |
13.00 |
|
Zr |
15 |
151 |
173 |
171 |
170 |
152 |
152 |
155 |
157 |
17 |
173 |
150 |
155 |
|
Co |
9.00 |
9.00 |
6.00 |
5.00 |
6.00 |
8.00 |
9.00 |
8.00 |
6.00 |
7.00 |
9.00 |
8.00 |
8.00 |
|
Cu |
60.00 |
60.00 |
30.00 |
35.00 |
40.00 |
60.00 |
55.00 |
45.00 |
40.00 |
60.00 |
50.00 |
60.00 |
55.00 |
|
Zn |
80.00 |
90.00 |
40.00 |
41.00 |
40.00 |
90.00 |
80.00 |
90.00 |
100.00 |
90.00 |
80.00 |
80.00 |
100.00 |
|
Ga |
16.00 |
17.00 |
16.00 |
18.00 |
17.00 |
15.00 |
16.00 |
18.00 |
17.00 |
19.00 |
17.00 |
16.00 |
16.00 |
|
Ge |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
|
As |
6.00 |
5.00 |
8.00 |
5.00 |
7.00 |
6.00 |
8.00 |
6.00 |
5.00 |
7.00 |
6.00 |
5.00 |
6.00 |
|
Rb |
80.00 |
81.00 |
85.00 |
89.00 |
84.00 |
82.00 |
91.00 |
89.00 |
85.00 |
81.00 |
83.00 |
80.00 |
88.00 |
|
Nb |
9.00 |
9.00 |
10.00 |
11.00 |
9.00 |
8.00 |
8.00 |
9.00 |
10.00 |
8.00 |
7.00 |
9.00 |
11.00 |
|
Ag |
0.90 |
0.80 |
0.90 |
0.70 |
0.90 |
0.80 |
0.50 |
0.80 |
0.70 |
0.60 |
0.80 |
0.80 |
0.80 |
|
Sb |
0.80 |
0.80 |
0.80 |
0.70 |
0.80 |
0.50 |
0.90 |
0.70 |
0.90 |
0.70 |
0.80 |
0.80 |
0.60 |
|
Cs |
4.80 |
4.90 |
2.50 |
2.20 |
2.40 |
4.70 |
4.70 |
4.90 |
4.80 |
2.40 |
2.30 |
4.90 |
4.80 |
|
La |
26.70 |
26.80 |
29.80 |
29.60 |
29.40 |
27.30 |
26.40 |
26.90 |
26.80 |
29.20 |
29.10 |
26.80 |
26.80 |
|
Ce |
47.90 |
48.20 |
52.00 |
53.00 |
51.00 |
47.90 |
50.10 |
47.90 |
48.10 |
50.10 |
52.60 |
48.20 |
47.70 |
|
Pr |
4.87 |
4.88 |
5.29 |
5.18 |
4.90 |
4.78 |
5.12 |
5.32 |
4.85 |
4.78 |
4.90 |
4.88 |
4.90 |
|
Nd |
18.40 |
18.70 |
19.10 |
19.30 |
18.98 |
18.80 |
18.70 |
18.60 |
18.70 |
18.90 |
19.20 |
18.70 |
18.90 |
|
Sm |
3.20 |
3.30 |
3.30 |
3.40 |
3.10 |
3.50 |
3.20 |
3.10 |
3.10 |
3.30 |
3.20 |
3.30 |
3.30 |
|
Eu |
0.99 |
0.99 |
0.95 |
0.94 |
0.96 |
0.98 |
0.97 |
0.96 |
0.99 |
0.98 |
0.97 |
0.99 |
0.95 |
|
Gd |
2.40 |
2.50 |
2.70 |
2.60 |
2.40 |
2.80 |
2.80 |
2.40 |
2.80 |
2.60 |
2.70 |
2.50 |
2.80 |
|
Tb |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
|
Dy |
2.60 |
2.50 |
2.50 |
2.70 |
2.60 |
2.50 |
2.40 |
2.70 |
2.60 |
2.50 |
2.40 |
2.50 |
2.60 |
|
Ho |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
|
Er |
2.10 |
1.60 |
1.50 |
1.40 |
1.60 |
1.90 |
1.90 |
1.60 |
1.70 |
1.90 |
1.80 |
1.60 |
1.70 |
|
Tm |
0.23 |
0.23 |
0.23 |
0.23 |
0.22 |
0.23 |
0.35 |
0.33 |
0.24 |
0.25 |
0.35 |
0.23 |
0.24 |
|
Yb |
1.50 |
1.60 |
1.50 |
1.40 |
1.50 |
1.60 |
1.50 |
1.60 |
1.70 |
1.50 |
1.60 |
1.60 |
1.60 |
|
Lu |
0.28 |
0.27 |
0.27 |
0.25 |
0.29 |
0.28 |
0.28 |
0.29 |
0.26 |
0.24 |
0.29 |
0.27 |
0.28 |
|
Hf |
3.50 |
3.40 |
4.00 |
3.80 |
4.20 |
3.60 |
3.50 |
3.30 |
3.40 |
3.90 |
3.70 |
3.40 |
3.60 |
|
Ta |
0.70 |
0.70 |
0.80 |
0.70 |
0.90 |
0.70 |
0.80 |
0.90 |
0.70 |
0.60 |
0.90 |
0.70 |
0.80 |
|
Tl |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.30 |
0.50 |
0.40 |
0.30 |
0.40 |
0.50 |
|
Pb |
10.00 |
10.00 |
21.00 |
20.00 |
23.00 |
11.00 |
12.00 |
18.00 |
17.00 |
20.00 |
22.00 |
10.00 |
17.00 |
|
Th |
8.10 |
7.90 |
8.90 |
8.50 |
8.60 |
8.20 |
8.20 |
8.10 |
8.40 |
8.30 |
8.10 |
7.90 |
8.20 |
|
U |
2.60 |
2.70 |
2.80 |
2.70 |
2.60 |
2.80 |
2.70 |
2.60 |
2.40 |
2.90 |
2.80 |
2.70 |
2.40 |
|
K2O/ Na2O |
1.05 |
0.98 |
1.06 |
1.06 |
1.03 |
1.07 |
1.27 |
1.19 |
1.23 |
1.05 |
1.04 |
0.94 |
0.83 |
شکل 1. نقشة زمین‌شناسی منطقه بررسی‌شده برگرفته از نقشة زمین‌شناسی 1:100000 رودبار (Nazari and Salamati, 1998) (نماد ستاره: موقعیت نمونه‌های برداشت‌شده).
Figure 1. Geological map of the studied area based on the 1:100000 Roudbar map (Nazari and Salamati, 1998) (asterisk: Position of the studied samples).
منطقه بررسی‌شده بخشی از پهنة ساختاری البرز-آذربایجان است (Nabavi, 1976) و برپایة پهنه‌بندی قربانی (Ghorbani, 2013)، در بخش شمالی پهنة البرز جای دارد. همچنین، برپایة پهنه‌بندی اشتوکلین (Stöcklin, 1968)، این منطقه در پهنة البرز و برپایة پهنه‌بندی افتخارنژاد (Eftekhar Nejad, 1980) در پهنة البرز باختری جای گرفته است. در نخستین بررسیها، آنلز و همکاران (Annells et al., 1975) در این منطقه و در چهارگوش قزوین-رشت، سه فاز جداگانه از نهشتههای آتشفشانی ائوسن با لیتولوژیهای متعدد شناسایی کرده‌اند:
فاز (1) شامل توفها و گدازههای آندزیتی و اسیدی و گلسنگهای توفی با سن احتمالی ائوسن که در بیشتر بخشها معادل با توفهای سبز کرج دانسته شده‌اند؛
فاز (2) متشکل از گدازههای حد واسط تا بازیک که در محیط خشکی به‌صورت آتشفشان هوایی شکافی با ماهیت کمتر انفجاری فوران کرده‌اند. فاز دو ترازی دانسته می‌شود که در آن خروج گدازههای بازی و گدازههای آندزیتی خشکی جایگزین توفهای دریایی فاز یک شده است؛
فاز (3) از گدازههای آندزیتی و آندزی‌بازالتی، گنبدهای داسیتی-ریولیتی و نهشتههای آذرآواری حاصل از فورانهای هوایی تشکیل شده‌اند (Annells et al., 1975). همه این مجموعهها توسط تودههای آذرین درونی متعددی با جنسهای مختلف از بازیک تا حد واسط و اسیدی (از گابرو تا گرانیت) پس از ائوسن پسین قطع شده‌اند (Ghasemi et al., 2012).
واحدهای زمین‌شناسی منطقه برپایة واحدهای موجود در نقشة 1:100000 رودبار شامل واحدهای سنگ‌چینه‌ای پالئوزوییک، مزوزوییک و سنوزوییک هستند؛ به‌گونه‌ای‌که قدیمی‌ترین رخنمونهای سنگی منطقه، واحدهای سنگی پالئوزوییک با لیتولوژی ماسهسنگهای قرمز تا خاکستری آرکوزی با قاعدة کوارتزیتی و میانلایههای شیلی به سن پرمین هستند که به سوی بالا به آهکهای خاکستری تیره و ستبرلایه چرت‌دار تغییر رخساره داده‌اند (Nazari and Salamati, 1998). واحدهای سنگ‌چینه‌ای مزوزوییک در منطقة بررسی‌شده، شامل ردیف رسوبی دلتایی تریاس بالایی-ژوراسیک زیرین، چینههای آواری ژوراسیک زیرین و میانی، ردیف کربناته ژوراسیک میانی و برونزدهایی از سنگ‌های کرتاسه را شامل می‌شوند.
در بلندیهای جنوبی رودبار، در دو سمت سفیدرود، واحد آواری کنگلومرای پسرونده کرتاسه پسین- پالئوسن (KPCS2) رخنمون دارد. مرز بالایی کنگلومرای کرتاسه پسین-پالئوسن در همة برونزدها گسله است و پس از این مرحله، در زمان پالئوسن و ائوسن، چند فعالیت آتشفشانی مشتمل بر توف‌زایی و ریزش گدازه به شکل متناوب دیده می‌شود. از دیدگاه ترکیب، فعالیتهای آتشفشانی به سمت ائوسن پایانی، اسیدی‌تر شده‌اند و به گدازههای متوسط تا بازیک میوسن با ناهمسازی از نوع آذرین‌پی پیوسته‌اند (شکل 2). در نقشة زمین‌شناسی رودبار، چرخة فعالیت از جنوب به شمال جوان شده و از سنگ‌هایی مانند آندزیت-داسیت-ریوداسیت-آندزیت توف و داسیت توف تشکیل شده است. از دیدگاه دیرینه‌شناسی و چینه‌شناسی، در محدودة نقشة زمین‌شناسی رودبار، دو مرز پالئوسن و الیگوسن برای فعالیتهای آتشفشانی در نظر گرفته‌شده است؛ اما با توجه به ویژگیهای چینه‌شناختی و ساخت و بافت سنگ‌های آتشفشانی، سن این واحدهای آتشفشانی ائوسن دانسته شده است (Nazari and Salamati, 1998). ازاین‌رو فعالیتهای آتشفشانی حاصل از فرورانش پوسته‌ای اقیانوسی به زیر لبة قاره‌ای فعال البرز از پالئوسن آغاز شده است و اوج چنین فعالیت‌هایی در زمان لوتسین دانسته شده است (Nazari and Salamati, 1998).
برپایة بررسیهای صحرایی، توالی آتشفشانی ائوسن منطقه دربردارندة سنگ‌های گدازهای و آذرآواری است. بیشترین بخش منطقة بررسی‌شده را واحد گدازههای آتشفشانی بازیک تا حد واسط (Etv3) پوشانده است. سنگ‌های بررسی‌شده در این پژوهش به‌صورت واحدهای سنگی آتشفشانی حد واسط تا اسیدی واحد Etv2 در بخش میانی و جنوبی منطقه بررسی‌شده به‌صورت گدازههای داسیتی و تراکی‌داسیتی رخنمون دارند (شکل 2). جوان‌ترین واحد آتشفشانی منطقة بررسی‌شده در شمال منطقه شامل گدازههای بازالتی، آندزی‌بازالتی و آندزیت هستند. سنگ‌های آذرآواری واحد Et نیز بیشتر در دو سوی رودخانه سفید رود برونزد دارند.
سنگ‌نگاری
واحدهای گدازهای بررسی‌شده به‌صورت تراکی‌داسیت، داسیتها و گاهی ریولیتی قابل دسته‌بندی هستند. بافت هیالوپورفیری، پورفیرومیکرولیتی و جریانی تا پورفیری فلسیتی و میکروفلسیتی در آنها دیده می‌شوند. درشتبلورها و میکرولیتهای پلاژیوکلاز از فراوانترین کانی آنها هستند و منطقه‌بندی و بافت غبارآلود یا غربالی در آنها دیده می‌شوند (شکل 3- A).
شکل 2. رخنمون صحرایی از گدازههای آتشفشانی پالئوژن رودبار. A) دید رو به شمال‌باختری؛ B) دید رو به شمال‌خاوری. مرز میان واحد بررسی‌شده (Etv2) با واحدهای همجوار روی عکس‌ها نشان داده شده است.
Figure 2. Field outcrop of the Paleogene volcanic lavas of Rudbar. A) view to the northwest; B) view to the northeast. The boundary between the studied unit (Etv2) and the adjacent units is indicated in the images.
شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار. A) درشت بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی و بیوتیت در زمینة میکرولیتی (در XPL [3])؛ B) بافت پورفیروفلسیتی همراه با درشت بلورهای بیوتیت و پلاژیوکلاز (در XPL)؛ C) درشت بلورهای هورنبلند با حاشیة اپاسیته‌شده (در PPL[4])؛ D) درشت بلور کوارتز با خلیج خوردگی با بافت پورفیروفلسیتی (در XPL).
Figure 3. Photomicrographs of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar. A) Plagioclase phenocrysts with zoning and biotite in the microlithic matrix (in XPL); B) Porphyry felsic texture with biotite and plagioclase phenocrysts (in XPL); C) Hornblende phenocrysts with opacity margin (in PPL); D) Quartz phenocryst with corrosion gulf and porphyrofelsitic texture (in XPL).
گاهی بلورهای آمفیبول با چندرنگی سبز یا قهوهای دیده می‌شوند و در برخی نمونهها حاشیة اپاسیته دارند (شکل 3- C). بیوتیت در برخی نمونهها دیده می‌شود و مانند آمفیبول گاه اپاسیته‌شده هستند (شکل‌های 3- A و 3- B). کوارتز به‌صورت درشتبلورهای بی‌شکل با خلیج‌خوردگی (نزدیک به 5 درصدحجمی) و در زمینة ریزدانة فلسیتی وجود دارد (شکل 3- D). ریوداسیتها همراه با داسیتها با کانیشناسی مشابه حضور دارند.
شیمی سنگ کل
برپایة داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‌های بررسی‌شده (جدول 1)، میزان SiO2 این سنگ‌ها برابربا 87/61 تا 1/67 درصدوزنی، TiO2 با مقادیر کم برابربا 41/0 تا 49/0، Al2O3 با مقادیر برابربا 12/15 تا 97/15 مقدار CaO کم (1/3-99/3 درصدوزنی)، میزان MgO کم (8/2-7/0 درصدوزنی)، Ba با مقادیر برابربا ppm784 تا 980، Sr برابربا ppm 450 تا 1883، Zr با مقادیر برابربا ppm150 تا 173، Nb با تغییرات ppm 7 تا 11، ppm7/26<La< 6/29، ppm 14 <Y< 11، محتوای بالای آلکالیها (Na2O: 8/2 تا 87/3 درصدوزنی؛ K2O: 84/2 تا 1/4 درصدوزنی) و میزان Fe2O3tot در بازة 8/3 تا 56/4 درصدوزنی هستند. مقادیر بالای نسبت K2O/Na2O در نمونه‌های بررسی‌شده (برابربا 83/0 تا 27/1 ) از ویژگیهای برخی از آداکیتهای جداشده از تختة فرورونده است (Karsli et al., 2010; Dokuz et al., 2013; He et al., 2020).
روی نمودارهای متعارف شناسایی سنگ‌های گوناگون که تغییرات SiO2 دربرابر مجموع آلکالیها (K2O+Na2O) را بررسی کنند، سنگ‌های بررسی‌شده در محدودة تراکی‌داسیت، داسیت و ریولیت جای گرفته‌اند (شکل 4- A). همچنین، روی نمودار SiO2 دربرابر Zr/TiO2 (شکل 4- B)، تقریباً همة نمونهها در محدودة ریوداسیت، داسیت تا تراکی‌آندزیت جای گرفته‌اند.
برای دوری از تأثیر دگرسانی گرمابی روی ترکیب شیمیایی سنگ‌ها، ترجیحاً از فراوانی عنصرهای کمیاب و کم‌تحرکِ Zr، Ti، Nb و Y برای رده‌بندی و شناسایی دقیق‌تر این سنگ‌ها بهره گرفته شد.
در نمودار Y/Nb دربرابر Zr/TiO2 که سنگ‌ها را برپایة سرشت آنها (آلکالینیته) و مراحل مختلف تحول‌شان (بازیک- حد واسط- جدایش‌یافته) رده‌بندی می‌کند، سنگ‌های بررسی‌شده در محدودة ریوداسیت تا داسیت جای می‌گیرند (شکل 4- C).
روی نمودار دو تایی Ta/Yb دربرابر Th/Yb، سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده در محدودة سنگ‌های حاشیة فعال قاره‌ای جای می‌گیرند (شکل 5).
در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پشتة میان‌اقیانوسی (Sun and McDonough, 1989)، الگوی عنصرهای کمیابِ نمونهها روند مشابهی نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که از LILE (Th، Ba، Rb، K، Sr، Pb) غنی و از HFSE (Ti، Nb) تهی شده‌اند (شکل 6- A). همانند ماگماهای مرتبط با فرورانش (Gill, 1981; Wilson, 1989)، در این نمودارها آنومالی منفی مشخصی برای Nb و Ti و آنومالی شدیداً مثبتی برای Pb دیده می‌شود که نشانة دخالت سیال‌های جداشده از تخته (قطعة فرورونده) یا رسوب‌های همراه آنست (Yan et al., 2008).
تهیشدگی از نیوبیم و تانتالیم نسبت به لیتوفیلهای بزرگ یون در محیطهای فرورانش پیامد افزوده‌شدن سیال‌هایی با این ترکیب یا بجای‌ماندن نیوبیم و تانتالیم در فازهای بجا‌مانده در خاستگاه دانسته می‌شود (Temizle and Arslan, 2008). دیدگاه‌های گوناگونی دربارة آنومالی منفی Nb و Ta وجود دارد. به باور گیل (Gill, 1981) و ویلسون (Wilson, 1989)، این آنومالی از ویژگیهای بازالتهای ماگماهای کمان پهنه‌های فرورانش است.
در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)، روند فراوانی عنصرها در همة سنگ‌های بررسی‌شده در مقایسه با ترکیب کندریت تقریباً موازی است (شکل 6- B) و نسبت تفریق HREE[5]LREE/[6] نسبتاً بزرگ و تفریق و غنی‌شدگی LREE (6/9- 1/7(Ce/Yb)N=) است (شکل 6- B). بالابودن فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین از ویژگیهای بارز سنگ‌های پهنه‌های فرورانش است. در این مناطق غنی‌شدگی از LREE در مقایسه با HREE به‌خوبی دیده می‌شود (Winter, 2001). غنی‌شدگیِ عنصرها در پهنه‌های فرورانشی معمولاً یا پیامد خاستگاه گوشته‌ای دانسته می‌شوند که پیشتر توسط فعالیت متاسوماتیسمی سیال‌های آزادشده از رسوب‌ها یا تختة فرورانده از عنصرهای LILE[7] و HFSE[8] غنی‌شده (Pearce, 1983; Ilbeyli et al., 2004) است و یا می‌تواند ویژگی ماگماهای برخاسته از گوشتة سنگکرهای زیرقاره‌ایی باشد که هنگام فرورانش اولیه پدید آمده است.
شکل 4. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در A) نمودار SiO2 دربرابر مجموع آلکالن (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار SiO2 در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار Y/Nb در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).
Figure 4. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) SiO2 versus total alkali diagram (Middlemost, 1985); B) SiO2 versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) Y/Nb versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977).
شکل 5. سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در نمودار تغییرات Ta/Yb دربرابر Th/Yb (پس از پیرس (Pearce, 1983)).
Figure 5. Paleogene volcanic rocks of Rudbar on the Ta/Yb versus Th/Yb diagram (after Pearce (1983)).
در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نمونه‌های بررسی‌شده از عنصرهای Pb، Cs، Rb، Ba و Th غنی‌شدگی بیشتری نشان می‌دهند. این ویژگی چه‌بسا نشانة متاسوماتیسم خاستگاه توسط سیال‌های محیط فرورانش باشد (Seghedi et al., 2004)؛ اما مقدار غنی‌شدگی LILE چشمگیر نیست. آنومالی منفی Nb در این نمودارها نیز به‌چشم میخورد (شکل 6- C). مقایسة نمونه‌های بررسی‌شده با نمونه‌های آداکیتهای کم‌سیلیس و آداکیتهای پرسیلیس روی نمودار بهنجارشده به ترکیب N-MORB[9] نشان‌دهندة تشابه نمونه‌های بررسی‌شده با آداکیتهای پرسیلیس است (شکل 6- D).
شکل 6. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به A) ترکیب بازالت پشته میان اقیانوسی غنی‌شده (EMORB[10])؛ B) ترکیب کندریت؛ C) ترکیب گوشتة اولیه (مقدارهای بهنجارسازی از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) هستند).
Figure 6. Composition of Paleogene volcanic rocks of Rudbar on the spiderdiagram normalized to A) Enriched MORB (E-MORB); B) Chondrite; C) Primitive mantle. Normalization values are from Sun and McDonough (1989).
ذوب در شرایط نبود یا ناپایداری پلاژیوکلاز، افزایش Sr در ماگما را به‌دنبال دارد و نیز در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت ناهنجاری منفی Eu دیده نمی‌شود (Defant and Drummond, 1990; Defant and Kepezhinskas, 2001; Rosu et al., 2004). افزون‌بر این، ناهنجاری منفی Nb، Ti و Ta در نمونه‌های بررسی‌شده چه‌بسا پیامد حضور کانیهای هورنبلند، اکسیدهای آهن و تیتانیم (روتیل و ایلمنیت) در خاستگاه ذوب ماگماست (Defant and Drummond, 1990; Defant and Kepezhinskas, 2001; Rosu et al., 2004). در نمودارهای زمین‌ساختی، نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة سنگ‌های اسیدی کمان آتشفشانی جای می‌گیرند (شکل 7).
شکل 7. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در: A و B) نمودارهای لگاریتمی برای تفکیک جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها (Pearce et al., 1984) (SCG: گرانیتهای هنگام کوهزایی؛ WPG: گرانیتهای درون‌صفحه‌ای؛ VAG: گرانیتهای کمان آتشفشانی؛ ORG: گرانیتهای پشتههای میان‌اقیانوسی)؛ C و D) نمودارهای تفکیک جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها (Harris et al., 1986)
Figure 7. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A and B) Logarithmic tectonic setting discrimination diagrams of granitoids (Pearce et al., 1984) (SCG: Syn-COLG granites; WPG: Within plate Granites; VAG: volcanic arc granites; ORG: Mide oceanic ridge Granites); C and D) Tectonic setting discrimination diagrams for granitoids (Harris et al., 1986).
در نمونه‌های بررسی‌شده، نسبت به سنگ‌های آتشفشانی کالکآلکالن عادی، مقادیر Sr، Sr/Y و La/Yb بالاتر و مقادیر MgO، Y و Yb کمتر است. همچنین، غنی‌شدگی از عنصرهای LREE و LILE و تهیشدگی از عنصرهای HREE، Nb و Ti، نبود آنومالی منفی یوروپیم مشابهت این نمونهها با سنگ‌های آداکیتی تا شبه آداکیتی را نشان می‌دهند. به باور کاستیلو (Castillo, 2006, 2012)، آداکیتها شامل سنگ‌های اسیدی تا حد واسط کالکآلکالن با گسترة ترکیبی از آندزیت، داسیت تا ریوداسیت هستند که از ذوببخشی قطعة فروروندة داغ و جوان (کمتر از 20 میلیون سال سن) در عمق معادل با فشار رخسارة اکلوژیت -آمفیبولیت پدید می‌آیند (Castillo, 2006).
برپایة بررسیهای کاستیلو (Castillo, 2006)، مقدار wt%56<SiO2، wt%15<Al2O3، wt%3>MgO، ppm400< Sr، غنی‌شدگی از LILE و LREE، تهیشدگی از Y و HREE و نسبت‌های 40< Sr/Y و 20> La/Yb از ویژگی آداکیتها به‌شمار می‌روند (جدول 2).
جدول 2. ویژگیهای عمومی سنگ‌های آداکیتی (Castillo, 2006).
Table 2. General characteristics of adakitic rocks (Castillo, 2006).
|
Properties |
Possible correlation with the melting of the subducted slab |
Average in the studied samples |
|
High SiO2>56%wt |
High-pressure melting of eclogite or garnet-amphibolite. |
64.14 wt% |
|
High Al2O3 ≥15wt% |
For SiO2 about 70% high-pressure melting of eclogite or amphibolite. |
15.47 wt% |
|
Low MgO <3% wt% |
If the melt is primary and the Ni and Cr values are low, it indicates that they did not originate from the peridotite mantle. |
1.93 wt% |
|
High Sr >300 ppm |
Melting of plagioclase or its absence in the melting residue. |
1347 ppm |
|
There was no Eu anomaly |
Melting residues with small amounts of plagioclase or basalt depleted from Eu. |
They do not have Eu anomalies |
|
Low 15 ppm Y< |
Garnet (or to a lesser extent hornblende or clinopyroxene) in the molten residue or as a liquid phase (liquidus). |
12.8 ppm |
|
High Sr/Y>20 ppm |
More than the values created by fractional crystallization. |
103.79 ppm |
|
Low Yb<19 ppm |
Low HREE indicates the presence of garnet in the molten residue or the liquidus phase. |
1.55 ppm |
|
Low HFSEs (Nb, Ta) |
Like many arcs, it indicates the presence of a Ti phase or amphibole phase at the source. |
Low |
|
Low 87Sr/86Sr< 0.704 |
With high 143Nd/144Nd and Low 206Pb/204Pb, K/La, Rb/La, and Ba/La which, if not contaminated, are similar to the mid-ocean ridge basalt. |
- |
روی نمودارهای تفکیک‌کنندة سنگ‌های آداکیتی و کالکآلکالن، نمودارهای Y دربرابر نسبت Sr/Y، نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة آداکیت جای می‌گیرند (شکل 8- A). مقدار نسبت Sr/Y از 134 کمتر است؛ اما از 32 بیشتر است. این ویژگی همانند آداکیتهاست. جایگیری برخی نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة مشترکِ کمان های نرمال و آداکیتها چه‌بسا پیامد محیط پیدایش آنها در حاشیة فعال قاره‌ای باشد.
در نمودار YbN دربرابر نسبت LaN/YbN (بهنجارشده به ترکیب کندریت) که مارتین (Martin, 1999) برای تفکیک سنگ‌های کالکآلکالن کمانهای ماگمایی از سنگ‌های آداکیتی با توجه به تهیشدگی آداکیتها از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سبک پیشنهاد کرده است، نمونه‌های سنگی بررسی‌شده در محدودة مشترکِ آداکیت و کالکآلکالن و در محدودة آداکیتهای جداشده از پوستة اقیانوسی فرورانده شده جای می‌گیرند (شکل 8- B).
شکل 8. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در: A) نمودار Y دربرابر نسبت Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار YbN دربرابر LaN/YbN بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) برای تفکیک سنگ‌های کالکآلکالن عادی از آداکیتها (Martin, 1999)، به‌همراه منحنیهای ذوب آمفیبولیت و اکلوژیت (Wang et al., 2002).
Figure 8. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1990); B) Chondrite-normalized YbN versus LaN/YbN diagram (Nakamura, 1974) for discrimination of normal calc-alkaline rocks from adakites (Martin, 1999) and the melting curves of amphibolite and eclogite (Wang et al., 2002).
به طور کلی آداکیتها به 4 گروه دسته‌بندی می‌شوند (Moyen, 2009):
آداکیتهای پرسیلیس (HSA)، در پی ذوببخشی مستقیم پوستة بازالتی فرورونده پدید می‌آیند و آداکیتهای کم سیلیس (LSA) پیامد ذوببخشی گوشتة گارنت‌دار و متاسوماتیسم‌شده (در اثر مذابهای آزادشده از سنگ‌کرة فرورونده) هستند.
آداکیتهای پر سیلیس (HSA) با SiO2>56 wt%، میزان کم Y (ppm 18Y<) و Yb (ppm18Yb<)، میزان بالای Sr (ppm 400Sr>) و 40Sr/Y> و نسبت Yb/Lu نزدیک به 5 شناخته می‌شوند (Deummond and Defant, 1990; Oyarzun et al., 2001; Reich et al., 2003; Moyen, 2009). آداکیتهای کم سیلیس (LSA) با میزان SiO2 برابربا 50 تا 60 درصدوزنی، نسبت Sr/Y برابربا 100 تا 300، La/Yb برابربا 40 تا 80 و نسبت Yb/Lu نزدیک به 10 شناخته می‌شوند (Moyen, 2009). آداکیتهای قاره‌ای با بازة گسترده‌تری از سیلیس (از کمتر از 60 تا بیشتر از 75 درصدوزنی) و میزان کم Y و Yb و نسبت Sr/Y (150-15) و La/Yb و میزان K2O/Na2O نزدیک به 1 شناخته می‌شوند (Xiao et al., 2007). آداکیتهای آرکئن بر اثر فرورانش و ذوب قطعه فرورانده در کمربند گرینستون دیده می‌شوند، معمولاً فلسیک هستند، میزان Na2O بالا و K2O کمی دارند و نسبت Sr/Y بالایی نشان می‌دهند (Moyen, 2009).
نمونه های بررسی‌شده با مقدار SiO2>61wt%، میزان کم Y (Y<14 ppm) و Yb (Yb<1.6 ppm)، میزان بالای Sr (450 تا 1883) و Sr/Y (47-171) و نسبت Yb/Lu (1/5 تا 2/6) همانند آداکیتهای پر سیلیس (HSA) هستند. همچنین، برپایة نمودارهای تفکیکی، نمونه‌های بررسی‌شده در قلمروی آداکیتهای پر سیلیس (HAS) جای می‌گیرند. برپایة نمودارهای شکل 9، نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة آداکیتهای پر سیلیس (HSA) هستند که نشان می‌دهد ماگمای مادر سنگ‌های بررسی‌شده چه‌بسا از ذوببخشی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده با ترکیب مورب در رخسارة اکلوژیت یا آمفیبولیت بالایی در فشار معادل با محدودة پایداری گارنت پدید آمده است که در هنگام صعود، با پریدوتیت گوة گوشته‌ای نیز واکنش داده است (Martin et al., 2005).
شکل 9. نمودار متمایزکنندة آداکیتهای پرسیلیس (HSA) و آداکیتهای کم سیلیس (LSA) (Martin et al., 2005).
Figure 9. Discrimination diagrams of high-silica adakites (HSA) and low-silica adakites (LSA) (Martin et al., 2005).
از دیدگاه ویژگیهای زمین‌شیمیایی، آداکیتهای پرسیلیس (HSA) دارای wt%56<SiO2، wt%3>MgO، میزان کم Y و Yb (9/1>Yb و 18>Y) و میزان نسبتاً بالای Sr (300<Sr)، 40<Sr/Y و 10<(La/Yb)N هستند (Defant et al., 2002). این آداکیتها در گسترة پایداری گارنت پدید می‌آیند. همچنین، در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت، الگوی HREE در آداکیتهای پرسیلیس شکل مقعری دارد و نسبت Yb/Lu در آنها به 5 نزدیک است (Moyen, 2009).
برای تولید ماگمای آداکیتی الگوهای متفاوتی ارائه شده است:
1-فرایند جدایش بلورین و هضم در مذابی بازالتی (Macpherson et al., 2006)؛
2-ذوببخشی پوستة زیرین مافیک ضخیم‌شده (Atherton and Petford, 1993)؛
3- ذوببخشی پوستة قاره‌ای زیرین در پی لایه‌زدایی یا لایه‌لایه‌شدن[13] (Zhai et al., 2007)؛
4- ذوببخشی پوستة زیرین در پی نفوذ بازالتهای داغ (Rapp et al., 2002)، ذوببخشی ورقة اقیانوسی فروروندة داغ و جوان (Castillo, 2012).
برپایة نمودارهای شکل 10، نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة آداکیتهای مرتبط با فرورانش جای می‌گیرند. جایگیری سنگ‌های بررسی‌شده در نمودار دوتایی Th/Yb دربرابر Ta/Yb، پیدایش این سنگ‌ها در منطقة حاشیة فعال قاره‌ای را تأیید می‌کند (شکل 5).
شکل 10. ترکیب نمونه‌های آداکیتی سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در: A) نمودار دوتایی SiO2 دربرابر MgO؛ B) نمودار Sr/Y دربرابر (La/Y)N (محدودة آداکیتهای قاره‌ای و آداکیتهای مناطق فرورانش Liu et al. (2010))؛ محدوده مذابهای تجربی اکلوژیت و متابازالتی (Gpa1-4) (Rapp et al., 1991, 1999, 2002; Rapp and Watson, 1995; Prouteau et al., 1999; Skjerlie and Patino Douce, 2002)؛ محدوده مذابهای تجربی هیبریدی اکلوژیت و متابازالتی (Rapp et al., 1999)).
Figure 10. Composition of the the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) Bivariate SiO2 versus MgO diagram; B) (La/Y)N versus Sr/Y diagram (Continental adakite field and subduction zone adakite from Liu et al. (2010)); Field of experimental eclogite and metabasaltic melts (Gpa1-4) (Rapp et al., 1991, 1999, 2002; Rapp and Watson, 1995; Prouteau et al., 1999; Skjerlie and Patino Douce, 2002) and the field of experimental eclogite and metabasalt hybrid melts (Rapp et al., 1999).
بحث
بررسیهای انجام‌شده در جیرنده در خاور منطقة بررسی‌شده (Ghasemi et al., 2012; Teymoori et al., 2018) و در شمال منطقة بررسی‌شده (Taki et al., 2009) گویای رخداد فرایندهای ماگمایی وابسته به حاشیة فعال قاره‌ای هستند.
بررسی شواهد زمین‌شیمیایی نمونه‌های آداکیتی بررسی‌شده روی نمودارهای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت گویای بی‌هنجاری منفی P، Sr، Ba و Eu است که به باور برخی پژوهشگران (White and Chappell, 1983; Chappell and White, 1992; Pe-Piper, 2002) چه‌بسا نشان می‌دهد پوستة زیرین در پیدایش ماگمای آنها نقشی نداشته است. پس می‌توان گفت این مجموعه از ذوببخشی ماگمای حاصل از پوستة فرورونده به‌همراه رسوب‌های فرورانده پدید آمده است و خاستگاه گوشته‌ای (آداکیتهای LSA) و پوستة قاره‌ای (آداکیتهای قاره‌ای) ندارد.
ماگماهای حاصل از پوستة فرورونده و یا رسوب‌های فرورانده، نسبت بالایی از 15/0Th/Ce> (Hawkesworth et al., 1997)، 05/0Nb/Zr> (Vroon et al., 1993; Elburg et al., 2002) و Sr/Ce است، در نمونه‌های آداکیتی بررسی‌شده، میانگین نسبت‌های Th/Ce و Nb/Zr و Sr/Ce به‌ترتیب برابربا 16/0، 05/0 و 67/27 است که نشان‌دهندة نقش پوستة فرورونده در پیدایش ماگمای آداکیتی آنهاست. در نمونه‌های بررسی‌شده، همانند آداکیتهای مشتق از ذوب قطعة فرورانده‌شده، مقدار Rb/Sr کم (نزدیک به 01/0 تا 04/0) است. در نمودارهای Th و SiO2 دربرابر Th/Ce که برای تعیین خاستگاه آداکیتها به‌کار می‌روند، نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة آداکیتهای با خاستگاه فرورانشی و محدودة کمانهای ماگمایی جای می‌گیرند (شکل 11).
شکل 11. ترکیب سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار روی A) نمودار Th دربرابر Th/Ce از (Guo et al., 2007)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Th/Ce از (Wang et al., 2008)؛ C) نمودار Zr/Sm دربرابر Nb/Th (Defant and Drummond, 1990). محدوده آداکیتهای مشتق از پوستة قاره‌ای فرورانده‌شده و آداکیتهای مشتق از تختة فروروندة اقیانوسی (Condie, 2005; Wang et al., 2008) و محدودة آداکیتهای مرتبط با پنجرة زمین‌ساختی از (Eyuboglu et al., 2012).
Figure 11. Composition of the Paleogene volcanic rocks of Rudbar on A) Th versus Th/Ce (Guo et al., 2007); B) SiO2 versus Th/Ce (Wang et al., 2008); C) Zr/Sm versus Nb/Th diagram (Defant and Drummond, 1990). The field of subducted continental crustal adakites and oceanic subductant adakites from Condie (2005) and Wang et al. (2008) and the field of adakites associated with the slab window (Eyuboglu et al., 2012).
بررسیها روی آداکیتها در محیطهای حاشیة فعال قاره‌ای نشان می‌دهند فرورانش پوستة اقیانوسی جوان و داغ در اعماق ِ 25 تا 90 کیلومتری می‌تواند ماگماهای آداکیتیِ جایگاههای فرورانشی را پدید آورد (Lopez and Castro, 2001, Thorkelsona and Breitsprecher, 2005). بررسی آداکیتها در تبت (Zhang, 2014) و شمال‌خاوری ترکیه، در جنوب دریای سیاه (Eyuboglu et al., 2018) و همچنین، در کمربند کوهزایی آسیای مرکزی[14] از چین تا قفقاز (Windley and Xiao, 2018) نشان از پیدایش آداکیتها در محیطهای حاشیة فعال قاره‌ای هنگام عملکرد پنجرة زمین‌ساختی[15] در هنگام فرورانش یک پشتة اقیانوسی فعال جوان در منطقه دارد. برپایة این بررسیها در این مناطق، پیدایش پنجرة زمین‌ساختی مجموعه‌ای از سنگ‌ها را در کنار هم پدید می‌آورد؛ به‌گونه‌ای‌که افزون‌بر آداکیتها و سنگ‌های کمان نرمال، گرانیتهای نوع A و سنگ‌های از نوع OIB و توله‌ایتی را پدید خواهد آورد (Windley and Xiao, 2018; Királya et al., 2020; Wang et al., 2021).
در بررسیهای پیشین در شمال منطقه بررسی‌شده و در حوضه جنوب دریای خزر یک پهنة فرورانشی مربوط به بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیسی آلپی با شیب از شمال به جنوب در سنوزوییک گزارش شده است (Jackson et al., 2002; Kaz’min and Tikhonova. 2006; Hakimi Asiabar, 2010; Salavati et al., 2008; Hakimi Asiabar et al., 2011; Babaey et al., 2017). همچنین، آیبوگلو و همکاران (Eyuboglu et al., 2012) با بازسازی محیط ژئودینامیکی شمال ترکیه در جنوب دریای سیاه تا جنوب دریای خزر وجود یک پهنة فرورانش با شیب به سمت جنوب را به اثبات رساندند. به باور آنها، همة لبة شمالی کمان ماگمایی پهنة پونتیدس خاوری- قفقاز کوچک- البرز در طول سنوزوییک پهنة فعالی در حاشیة قاره‌ای بوده است که در پی فرورانش رو به جنوب سنگ‌کرة اقیانوس تتیس پدید آمده است.
در شمال منطقه بررسی‌شده، مجموعة افیولیتی (با نام اقیانوس جنوب خزر (SCO[16]) که حوضه‌ای پشت کمانی دانسته شده است (Salavati et al., 2009)، با شیب رو به جنوب در حال فرورانش در سنوزوییک بوده است و آثار آن به‌صورت مجموعه‌ای افیولیتی کامل با سن کرتاسة پایانی بررسی و گزارش شده است (Salavati et al., 2009; Salavati et al., 2013). وجود این مجموعة افیولیتی گواهی بر وجود پهنة فرورانش شمالی در منطقه بررسی‌شده است.
در شمال منطقة بررسی‌شده و در خاور استان گیلان، تودههای گابروهایی به‌همراه گدازههای بالشی با دو سرشت جداگانة OIB و توله‌ایتی گزارش شده‌اند (Zaeimnia et al., 2012; Salavati et al., 2012; Salavati et al., 2013). افزون‌بر آن، در بررسیهای اخیر، وجود تودههای گرانیتوییدی نوع A (Rezania ye Komachali, 2021) و سنگ‌های کمانهای عادی در این مناطق گزارش شده است (Ebrahimi Nasir Mahaleh, 2021). مجموعه این شواهد و وجود پهنة فرورانش در زمان ائوسن در حوضه خزر جنوبی، احتمال وجود الگوی زمین‌ساختی «پشته-گودال[17]» (Thorkelsona and Breitsprecher, 2005) در منطقه را تأیید می‌کنند.
برپایة این الگو، در پی فرورانش پشتة میان‌اقیانوسی فعال و جوان به زیر پوستة قاره‌ای و ادامه فعالیت آن در زیر این پوسته پنجره‌ای گوشته‌ای پدید میآید که در اثر آن ماگماهای سست‌کره به بالا صعود می‌کنند. برپایة بررسیهای ژانگ (Zhang, 2014) و تورکلسونا و بریتسپرچر (Thorkelsona and Breitsprecher, 2005) در پی فرورانش پشتة میان اقیانوسی و بازشدن پنجرة سنگکرهای، ماگماتیسم OIB به‌همراه گرانیتوییدهای نوع A در مرکز آن روی داده‌اند و در حاشیة سنگ‌های کمان و نزدیک به پنجرة سنگکرهای، سنگ‌های آداکیتی از ذوب پوسته فرورونده در منطقهای به نام «پهنة آداکیت» پدیدار می‌شوند.
شواهد ارائه‌شده از بررسیهای پیشین و جدید گویای فرورانش پوسته اقیانوس نئوتتیسی جنوب دریای خزر (SCO) به زیر حاشیة شمالی رشته کوه البرز (Ghorbani, 2013) از زمان پس از کرتاسة پسین هستند. شواهد زمین‌شناسی منطقه گویای این هستند که تداوم این فرورانش به‌سوی جنوب، فرورفتن پشتة میان‌اقیانوسی و پیدایش پنجرة زمین‌ساختی را در پی داشته است. ذوببخشی این پوسته در اعماق و با درجات متفاوت ذوببخشی در برخی محدودهها همزمان با پیدایش پنجرة زمین‌ساختی در پهنة فرورانش ماگمای آداکیتی را تولید کرده است (شکل 12).
شکل 12. تصویر شماتیک پیشنهادی برای الگوی تکتونوماگمایی و چگونگی پیدایش سنگ‌های آداکیتی در منطقة بررسی‌شده (برپایة الگوی پیشنهادیِ آیبوگلو و همکاران (Eyuboglu et al., 2018)).
Figure 12. A proposed schematic tectonomagmatic model for the formation of the adakitic rocks in the studied area (Based on the proposed model of Eyuboglu et al. (2018)).
برداشت
سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن رودبار در جنوب گیلان از دیدگاه سنگ‌شناسی دامنة ترکیبی از داسیت تا تراکی‌داسیت، ریوداسیت و به‌ندرت ریولیت دارند. برپایة ویژگیهای زمین‌شیمیایی، در ترکیب این سنگ‌ها، wt% 56< SiO2، wt% 3> MgO، ppm300< Sr، ppm 13< Y، ppm 14< Yb، 40<Sr/Y و ppm 20< La/Y است و ازاین‌رو، این سنگ‌ها همانند آداکیتهای پرسیلیس هستند. همة نمونهها روی نمودارهای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه، روند موازی هم دارند. همچنین، غنی‌شدگی از LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE را همراه با بی‌هنجاری منفی Nb، Ti و Ta بدون آنومالی منفی Eu نشان می‌دهند. آنومالی منفی این عنصرها و نسبت بالای Ba/Nb و Ba/Ta همراه با جایگاه نمونهها روی نمودارهای مختلف تفکیک محیط زمین‌ساختی، گویای پیدایش نمونه‌های بررسی‌شده در محیطی وابسته به فرورانش در حاشیة فعال قاره‌ای هستند. نمودارهای تعیین خاستگاه آداکیتها نشان‌دهندة خاستگاه آداکیتهای جداشده از ذوب ورقة فرورنده در جایگاه کمان برای نمونه‌های بررسی‌شده است و نبود الگوی جدایشی شدید در نمودار REE بهنجارشده به ترکیب کندریت و الگوی کاوِ HREE پیدایش آنها از ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده را نشان می‌دهد.
برپایة همة اطلاعات، گمان می‌رود سنگ‌های بررسی‌شده، در پی ذوببخشی ورقة فرورونده‌ای مرتبط با فرورانشِ رو به جنوبِ اقیانوس نئوتتیسی جنوب دریای خزر (SCO)، در بخش جنوبی پهنة گرگان-رشت و بخش شمالی پهنة البرز، پدید آمده باشند. شواهد زمین‌شناسی و مجموعههای سنگی گزارش‌شده در منطقه گویای فعالیت پنجرة زمین‌ساختی در اثر فرورانش پشته فعال اقیانوسی هنگام فرورانش در منطقه هستند. بر این اساس، آداکیتهای بررسی‌شده همراه با دیگر سنگ‌های کمان در جایگاه فرافرورانشی و در حاشیة نزدیک به پنجرة زمین‌ساختی در لبة شمالی پهنة البرز پدید آمدهاند.
سپاس‌گزاری
این پژوهش نتیجة بخشی از پایان‌نامة دکتری با عنوان «پترولوژی و زمینشیمی سنگ‌های آذرین منطقه رستم‌آباد در جنوب گیلان، شمال ایران» است که با پشتیبانی و همراهی معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان انجام شده است. ازاین‌رو، از معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان سپاس‌گزاری می‌شود.
[1] petrogenesis
[2] Inductively coupled plasma mass spectrometry
[3] Cross Polarized Light
[4] Plane Polarized Light
[5] Heavy Rare Earth Elements
[6] Light Rare Earth Elements
[7] Large-Ion Lithophile Elements
[8] High Field Strength Elements
[9] Normal Mid-Oceanic Ridge Basalts
[10] Enriched Mid-Oceanic Ridge Basalts
[11] High silica adakite
[12] Low silica adakite
[13] Delamination
[14] CAOB: Central Asian Orogenic Belt
[15] Slab window
[16] South Caspian Ocean (SCO)
[17] Ridge- Trench
)
