Geothermobarometry and nature of intermediate lavas from the south of Damavand volcano

Document Type : Original Article

Author

Associate Professor, Research Institute for Earth Sciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran

Abstract

Damavand stratovolcano is in Alborz Magmatic Belt (AMB), in the north of Iran, and the Iranian plateau. This large dormant volcano was constructed with a composite large cone (more than 400 km2). Damavand is known as the highest mountain (elevation ~5671 m) in the Middle East and South Asia. The youngest known eruptions of Damavand volcano (7.3 Ka), which mostly erupted on the western side of the summit, are composed of trachyandesite, and trachyte lavas with pyroclastic while the older eruptions (1.8-0.6 Ma) consisting of alkali olivine basalts, tephrite basanite, and trachyandesite, emplaced at the base of the volcano. The current Damavand cone is located above the old and eroded building and periodically includes trachyandesite- trachyte lavas with small eruptions of mafic lavas and pyroclastic rock. These lavas formed in the youngest geological period (Quaternary) covered Mesozoic deposits (Shemshak and Lar Formations). The intensity of Alborz volcanic activities extended into the Tertiary, but was not uniform, as its maximum occurred in the late Eocene and Oligocene, and after a period, volcanic activities re-intensified in the Pliocene.
Regional Geology
Damavand volcano is in the center of Alborz Mountain Belt, in the Iranian plateau. The stratigraphic evidence indicates that the volcanism occurred in the two phases the older (old Damavand) and the younger sequences (younger Damavand)
Analytical Methods
After initial petrographic studies, suitable samples were analyzed for whole-rock composition determined by XRF and ICP-MS analyses at the Geological Survey of Iran.
Mineral composition determined by EPMA (Electron Probe Micro-Analyser) at Iran Mineral Processing Research Center. The analysis was performed at this center by the electronic microprocessor model CAMECA-SX 100 made by the French company Cameca. This device is equipped with a spectrometer with an electron diode receiver and works automatically based on a high accuracy of 1% and the simultaneous operation of several diode detectors and electron beam stability with a carbon coating.
Petrography, Minerals, and Whole Rocks Chemistry
The analyzed samples roughly cluster in the two zones, mafic alkaline rocks (tephrite-basanite) and intermediate-felsic rocks (trachyandesite- trachyte). The main purpose of this study is the mineral chemistry of the Ziar-Lasen trachyandesites, with a SiO2 content of 57wt%. The predominant mineral assemblages of these rocks are plagioclases (andesine-Labradorite), k-feldspar (sanidine-anorthoclase), clinopyroxene (augite-diopside), mica (phlogopite, biotite), apatite, and Ti-magnetite and the dominant textures are porphyry and microlithic porphyry textures with main phenocrysts. Feldspars show signs of disequilibrium and sieve textures in their cores and rim and desorption and skeletal. These phenocrysts, which are sometimes as glomerocrysts, show zoning Some mafic enclaves with variable textures and mineralogy are seen in the matrix of the trachyandesitic rocks.
Result and Discussion
Volcanic activities in the middle part of Central Alborz Mountain initiated about 2 million years ago with the eruption of mafic to intermediate-acidic lavas and pyroclastic rocks. The most common minerals of the trachyandesits from the south of Damavand (Polour to Ziar-Lasem) are felspar, pyroxene, mica, apatite, and opaque minerals., whereas the intermediate lavas are characterized by the presence of plagioclases (An31-58, andesine), alkali feldspars (Or32-65, sanidine to anorthoclase), pyroxene, mostly augite (Wo42-45 En42-47Fs10-13) rare diopside (Wo46-48 En43-46 Fs8-10), mica phlogopite (Fe2+/(Fe2++Mg) <0.3) as well as high Mg # (67-76) and Ti-magnetite.
Chemically, the clinopyroxenes are characterized by high Mg # (97-76) and phlogopites by Fe # <0.33, high Ti (70-79), and high Mg # (76-67) and so, the nature of host magma is sub-alkaline.
On the base of thermobarometer data, the clinopyroxene and phlogopite phenocrysts from Ziar-Lasem trachyandesites crystallized at a wide range of temperature and pressure.
The crystallization temperature for clinopyroxenes, ranges from 1180 to 1250 °C, at 6-10 kbars pressure (equi. to 22-36.5 km depth), and for mica varies from 819 to 843°C, at 0.1-1.14 kbars pressure (equal to 4-0.65 km depth.). Base on clinopyroxenes compositions (Mg#>80) the crystallization of these minerals was re-equilibrated with high Mg# melts (50–54) (Eskandari et al., 2018). The similarity of these values with those of basalts indicate their deep crystallization from more mafic magma (Lanzafame et al., 2013). It is suggested that the clinopyroxenes of the intermediate volcanic products of Ziar-Lasen were crystallized at 22-36.5 km depth, approximately equivalent to lower crust (28–33 km), and evolved by assimilation, fractionation, and contamination when their parent magma erupted from deep depth to the surface or crystallized at shallow chambers within a thick crust.
Acknowledgment
The author is grateful to the Editor-in-Chief and esteemed referees of the Petrological Journal for their useful constructive comments, to the Research Institute for Earth Sciences and to Dr. Karimi.

Keywords

Main Subjects

Full Text

در این پژوهش، ولکانیسم-منطقة زیار-لاسم و پلور در جنوب آتشفشان دماوند، در شمال ایران بررسی می‏شود. آتشفشان دماوند از پدیده‏‌های شاخص زمین‏‌شناسی ایران و بلندترین کوه در خاورمیانه و باختر آسیا است. این آتشفشان چینه‌ای[1] روی پوستة کمابیش ستبری (58-67 کیلومتر) در 2 میلیون سال گذشته ساخته شده است. آتشفشان دماوند در بخش میانی کوه‌های البرز مرکزی در شمال فلات ایرانی-ترکی، در استان مازندران و در 50 کیلومتری تهران جای دارد (Davidson et al., 2004). زیرپهنة البرز مرکزی، از گسل‌های رورانده و چین‏‌خوردگی‏‌ها ساخته شده است. از مهم‌ترین گسل‌های منطقة دماوند می‏‌توان از گسل‏‌های بایجان، اسک، نوا، سفیداب، شاهان، دشت ورارود و راندگی مشا-فشم نام برد که این شکستگی‏‌ها محل برخورد دو روند ساختاری متفاوت در رشته کوه‏‌های البرز شده‏‌اند و آتشفشان دماوند را در این منطقه بسیار پیچیده زمین‌ساختی پدید آورده‌اند ((Aghanabati, 2005 بر پایة بررسی‌های زانچی و همکاران (Zanchi et al., 2006)، پیدایش رشته کوه البرز پیامد رخدادهای زمین‌ساختی در طی فازهای کوهزایی گوناگون است. فاز کوهزایی سیمرینددر تریاس پایانی موجب بالاآمدگی، چین‏‌خوردگی، دگرریختی و بسته‏‌شدن پالئوتتیس در شمال ایران به‌ویژه البرز شده است. فاز کوهزایی پاسادنین نیز با بسته‏‌شدن نئوتتیس و همگرایی صفحة عربی و اوراسیا، رسوب‌های نئوژن البرز شمالی و کنگلومرای هزاردره در البرز جنوبی را دچار چین‌خوردگی کرده است و آغازی بر تکاپوی آتشفشانی دماوند شده ‏‌است (Aghanabati, 2005). تکاپوهای آتشفشانی دماوند در راستای NE-SW در روند فشارشی البرز مرکزی، سبب پیدایش مخروط کنونی دماوند شده‏‌است (Shabanian et al., 2012). فعالیت آتشفشانی دماوند با توالی قدیمی‏‌تر (دماوند کهن) و توالی جوان‌تر (دماوند جوان)، دست‌کم به 2 میلیون سال پیش برمی‏‌گردد. بیشتر پژوهشگران بازة سنی این آتشفشان را از پلیوسن پایانی تا هولوسن دانسته‏‌اند. قدیمی‏‌ترین فوران (Ma 78/1) دماوند از پومیس‏‌های تراکی‌آندزیتی سازند پلور ساخته شده‏‌ است. در ضلع جنوبی قلة دماوند نشانه‌هایی از خروج گازها و فومرول‏‌ها نمایان هستند. این محل یک دهانة قدیمی بوده است که با قلة مخروطی فعلی مستور شده ‏‌است. مخروط کنونی آتشفشان دماوند (دماوند جوان) شامل تناوبی از تفرا و گدازه‌های مخروط آتشفشان است که روی سطح پی‏‌سنگی فرسایش‌یافته از نهشته‏‌های رسوبی مختلف با سن پرکامبرین پسین تا کواترنری (دماوند قدیمی) جای گرفته‏‌است (Aghanabati, 2005). بر پایة بررسی‌های سن‏‌سنجی دیویدسون و همکاران (Davidson et al., 2004)، تکاپوی آتشفشانی دماوند در بازه‏‌های زمانی 1800-800 هزار سال، 600-150 هزار سال و 60-7 هزار سال پیش رخ داده است. ایگنمبریت‏‌های آسک و آواری‌های زیر این روانه‏‌ها نزدیک به 280 هزار سال پیش از مجراهای مجزایی در دامنه‌های دماوند برون ریخته‌اند. محصولات اصلی آتشفشانی دماوند شامل گدازه‏‌های تراکی‌آندزیتی، تراکیتی و نهشته‏‌های آذرآواری با وسعتی نزدیک به 320 کیلومتر مربع هستند و بیشترشان از قله و شکاف‏‌های فرعی شعاعی‌شکل بیرون‏‌ ریخته‏‌اند. با بررسی‌های اسکندری و همکاران (Eskandari et al., 2018)، جوان‌ترین فوران آتشفشان دماوند روانه‏‌های تراکیتی است که نزدیک به 7 هزار سال پیش در دامنة باختری فوران کرده است. دهانة آتشفشان دماوند نزدیک به 400 متر قطر دارد و بیشتر آن را دریاچه‌ای از یخ پوشانده است. این آتشفشان در پهنه‌ای فشارشی و بسیار فعال و جوان و در گسلش راستالغز رخ داده است. با توجه به نبود ویژگی‌های عنصرهای کمیاب شاخص محیط‌های فرورانشی در بررسی‌های شیمی گدازه‌های دماوند، و شواهد زمین‌ساختی و ژئوفیزیکی منطقه آتشفشانی، گمان می‌رود دست‌کم از یک میلیون سال پیش، فرورانش فعالی بر رشته کوه‌های البرز اثر نکرده ‏‌است؛ اگرچه برخی پژوهشگران (Brousse and Vaziri, 1982) آتشفشان دماوند را متاثر از فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی دانسته‏‌اند. پیرس و همکاران (Pearce et al., 1990)، پیدایش این آتشفشان را پیامد یک نقطة داغ موضعی دانسته‏اند که با برداشته‏‌شدن فشار و بالاآمدگی سست‌کره، در پاسخ به لایه‏لایه شدگی زیرین روی داده است. رخداد لایه‏لایه‏شدگی سنگ‏کره که با ضخیم‏شدگی (نزدیک به 30 کیلومتر) پوسته همخوانی دارد، از لحاظ دینامیکی دربارة پیدایش کوه‏‌های بلند البرز پیشنهاد شده‏‌ است (Dehghani and Makris, 1984) و ترکیب زمین‏شیمیایی، به‏ویژه ایزوتوپی گدازه‏‌‌های دماوند نمی‏‌توانسته است در پی ذوب سست‏کره و بدون مشارکت عنصرهای ناسازگار (از مخزنی غنی‏‌شده) در سنگ‏ کره ایجاد شده ‏‌باشند (Young et al., 1988). ازاین‌رو، بر پایة الگوی پیشنهادی وردل (Verdel et al., 2011)، در پایان الیگوسن تا میوسن در ایران مرکزی و البرز، محیط کافت‌مانندی شبیه OIB پدید آمده است که ماگماتیسم دماوند مرتبط با این محیط دانسته شده‏ ‌است. ازآنجایی‏که فوران‏‌های دماوند در کواترنری روی داده‏اند، فرورانشی در این بازة زمانی گزارش نشده است. بر پایة داده‌های سن‏‌سنجی رادیومتری توده‌های آذرین درونی و روانه‌های گدازه‏‌ای پیرامون دماوند، نزدیک به ۲۵ میلیون سال پس از پایان فرورانش، در پی کاهش فشار، وجود سیال‏ها و گازهای داغ برخاسته از گوشته سنگ‏‌کره‏ای و متاسوماتیزه که سبب افزایش دما در این نقطه از البرز مرکزی شده‏اند، آتشفشان دماوند از یک تنوره یا پلوم پدید آمده است (Eskandari et al., 2019).

هدف این پژوهش، بررسی گدازه‏‌های جنوب و جنوب‏باختری آتشفشان دماوند و به‏ویژه سرشت ماگمای سازندة گدازه‏‌های تراکی‏آندزیتی منطقة زیار-لاسم و شرایط دما-فشارسنجی و ژرفای پیدایش کانی‏‌های سازندة این گدازه‏‌های حد واسط، به‏ویژه کلینوپیروکسن و میکاست. همچنین، در این پژوهش شرایط فیزیکی‏شیمیایی ماگمای مادر بر پایة شیمی فنوکریست‏‌های کلینوپیروکسن بررسی شده ‏‌است.

زمین‌شناسی

فوران‌های آتشفشان دماوند، نهشته‏‌های مزوزوییک (سازندهای شمشک و لار) و نهشته‏‌ها و آذرآواری‏‌ها و گدازه‏‌های پالئوژن و نئوژن پوشانده‏‌اند. مخروط کنونی دماوند جوان روی بقایای فرسایش‏‌یافتة فوران‌های قدیمی دماوند جای گرفته است و تفاوت مشخصی میان مجموعه‏‌های کانیایی و یا ترکیب سنگ‏‌های دو فاز فورانی دیده نمی‏شود (Davidson et al., 2004). محصولات فورانی دماوند از قدیم به جدید شامل گدازه‏‌های مافیک (الیوین‌بازالت، بازانیت-تفریت) هستند که نشان می‏دهند این سنگ‏‌ها از نخستین‏‌ترین فوران‏‌های دماوند هستند و از ذوب‏بخشی منابع الترامافیک گوشته‏‌ای جدایش یافته‏‌اند. همچنین، بیشتر آنها از دهانه‌های کوچک و جداگانه‌ای در دامنه‌های جنوبی دماوند برون‏‌ریخته‏اند و شامل گدازه‌های حد واسط و اسیدی (تراکی‌آندزیتی، تراکیتی، تراکی‌داسیتی) هستند که از آلکالی‏الیوین‏بازالت‌های قدیمی‏تر دماوند پدید آمده‏‌اند. آلودگی‏‌های پوسته‌ای و جدایش ماگمایی ترکیب بازالت‏‌های آلکالن اولیه را به تراکی‏آندزیت‏‌های جوان‏تر تغییر داده‌اند (Liotard et al., 2008). روانه‌های جوان‏تر تراکی‏آندزیتی، تراکی‏داسیتی و تراکیتی به‏همراه آذرآواری‏‌ها، ریخت‏شناسی گنبد کنونی آتشفشان دماوند را ساخته‏‌اند. این روانه‏‌ها با فوران‏‌های شعاعی در مناطق گسترده‌ای در نزدیکی دودکش قلة آتشفشانی برون ‏‌ریخته‌اند و در یال‏‌های باختری و پرشیب تجمع بیشتری یافته‏‌اند (Davidson et al., 2004). در دامنه‏‌های جنوبی آتشفشان، تناوب گدازه و آذرآواری‏‌ها نمود بیشتری دارند. روانه‏‌های گدازه از بخش جنوبی آتشفشان به‏سوی خاور جوان‏تر می‏‌شوند. در منطقة یادشده، گدازه‏‌های بازالتی و بازانیتی قدیمی (در مناطق زیار- لاسم) و تراکی‏‌آندزیت‏‌های جوا‏ن‏تر (زیار-پلور) روی رسوب‏های آبرفتی کواترنری دره‏هراز و آذرآواری‌ها جای ‏‌گرفته‏‌اند. همچنین، گدازه‏‌های تراکی‏آندزیتی در خاور رودخانه هراز واحدهای بازالتی قدیمی تیره‏تر را پوشانیده‏‌اند. در برخی بخش‌ها، گدازه‏‌های تراکی‏آندزیتی و تراکی‏داسیتی، نهشته‌های رسوبی و آهک‏‌های مزوزوییک سازند تیزکوه را پوشانده‏‌اند (Kheirkhah and Mobashergermi, 2021).

آتشفشان دماوند را می‏توان آتشفشانی فعالی دانست که آخرین فوران آن در 7300 سال پیش روی داده است (Siebert et al., 2011). وجود فومرول‏‌ها و چشمه‏‌های گرم پیرامون دماوند، شواهد زمین‏فیزیکی و ناهنجاری‏‌های گرمایی سطحیِ این آتشفشان (Eskandari et al., 2015, 2018) گویای وجود توده‌ای گرم در ژرفای 3 تا 7 کیلومتری در زیر این آتشفشان است.

روش انجام پژوهش

برای انجام بررسی‏های زمین‏شیمیایی و شیمی کانی گدازه‏‌های بخش جنوبی آتشفشان دماوند (شکل 1)، در هنگام انجام بازدید و بررسی‏های صحرایی از مناطق پلور- لاسم، نزدیک به 60 نمونة سنگی برداشت شد. پس از بررسی‏های سنگ‏نگاری مقاطع نازک، نمونه‏‌های مناسب برای آزمایش‏های زمین‏شیمیایی با روش‏‌های ICP-MS و XRF در آزمایشگاه سازمان زمین‏‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تجزیة شیمیایی شدند (جدول 1).

 

 

شکل 1. نقشة ساده‏‌شدة 1:100000 آتشفشان دماوند (Afaqi et al., 1987) و محل برداشت نمونه‏‌ها.

Figure 1. A simplified geological map of Damavand (based on the geological 1:100000 map of Damavand (Afaqi et al., 1987) and the sampling locations.

 

 

در این راستا چندین نمونة انتخابی از گدازه‏‌های تراکی‏آندزیتی لاسم-زیار در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران به روش ریزکاوالکترونی (EMPA) تجزیه شدند. در این مرکز از دستگاه ریزکاوالکترونی مدل Cameca-SX 100 که دارای اسپکترومتر با گیرندة دیود الکترونی است بهره گرفته می‏‌شود. این دستگاه به‌صورت خودکار بر پایة دقت بالای 1 درصد و عملکرد هم‌زمان چند آشکارساز دیودی و پایداری پرتوی الکترونی کار می‏کند. تجزیة کانی‌های یادشده در شرایط ولتاژ Kev 15، فشار Torr 7-10× 4، آمپراژ nA 20 و بزرگی طول موج 5/2 میکرومتر انجام شد. فرایند کالیبره‏شدن دستگاه نیز بر پایة Al/Crn، Si/Wo، Ca/Wo، Na/Ab، K/Or، Mn/MnSiO3، Fe/Hm، Mg/Per و Ti/Rt بوده‏‌ است. داده‏های به‏دست‏آمده‌ با نرم‌افزارهای رایانه‏ای AX و Excel بررسی‏ و نمودارهای لازم رسم شدند. داده‏های به‌دست‌‌آمده (جدول‌های 2 تا 5) از تجزیة کانی به‌صورت اکسیدی هستند و مقدار اتم هر اکسید در فرمول کانی بر پایة شمار اتم‏‌های اکسیژن به روش پیشنهادیِ دروپ (Droop, 1987) به‌دست آمده ‏‌است. محاسبة مقدار Fe3+ و Fe2+ با کمک نرم‌افزارهای رایانه‌های و بر پایة روش پیشنهادیِ پاپیک و همکاران (Papike et al., 1974) انجام شده ‏‌است‏.

 

 

جدول 1. ترکیب برخی عنصرهای اصلی در تراکی‌آندزیت‏‌های جنوب دماوند.

Table 1. Some major elements composition of the trachyandesites in the south Damavand.

Point No.

ML.1

ML.2

ML.3

ML.4

ML.5

ML.6

ML.7

ML.8

ML.9

ML.10

MP.1

MP.2

MP.3

SiO2

45.1

45.5

61.6

46.5

57.1

58.6

58.4

57.8

47.23

45.8

61.74

63.14

63.6

Na2O

4.1

4.5

4

4.3

4.3

4.1

4.4

4.1

4.1

2.7

4.47

4.48

3.7

K2O

2.9

2.1

4.3

2

5

5.1

4.9

4.9

3.6

3.7

4.42

4.68

4.5
                           

Point No.

MP.4

MP.5

MP.7

MP.18

MP.19

MP.8

MP.9

MP.10

MP.11

MP.12

MP.13

MP.14

MP.17

SiO2

61.86

62.04

61.52

64.41

64.28

60.16

61.31

58.96

64.23

62.96

64.91

65.68

61.85

Na2O

4.46

4.48

4.24

4.39

4.46

4.05

4.39

3.89

4.28

4.39

4.25

4.37

4.24

K2O

4.56

4.61

4.58

4.64

4.65

4.48

4.43

4.5

4.8

4.43

4.97

4.81

4.47

 

جدول 2. ترکیب اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة wt%) فلدسپار درون تراکی‌آندزیت جنوب آتشفشان دماوند و فرمول ساختاری (بر پایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمده بر پایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آن.

Table 2. The major elements' oxide composition (in wt%) of the feldspar in the trachyandesite in the south of Damavand Volcano and its calculated structural formula (in a.p.f.u.) based on 8 oxygen atoms, and the end-members.

Point No.

49 / 1 .

13 / 1 .

14 / 1 .

15 / 1 .

14 / 1 .

15 / 1 .

16 / 1 .

17 / 1 .

31 / 1 .

SiO2

57.19

52.30

51.81

53.55

55.45

56.66

60.18

60.35

52.55

TiO2

0.08

0.00

0.02

0.01

0.07

0.06

0.02

0.04

0.05

Al2O3

26.89

29.59

30.10

28.28

27.69

26.84

24.68

23.82

29.53

FeO*

0.51

0.45

0.54

0.43

0.61

0.52

0.47

0.37

0.45

MnO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

0.06

0.07

0.07

0.07

0.03

0.03

0.04

0.03

0.06

CaO

8.68

12.33

13.37

12.10

9.64

8.57

6.43

5.14

11.69

Na2O

6.45

5.25

4.61

5.25

6.21

6.41

7.53

7.98

5.38

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.

49 / 1 .

13 / 1 .

14 / 1 .

15 / 1 .

14 / 1 .

15 / 1 .

16 / 1 .

17 / 1 .

31 / 1 .

K2O

1.03

0.37

0.27

0.37

0.81

0.99

1.58

2.08

0.41

Cr2O3

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.04

0.00

NiO

0.00

0.00

0.00

0.11

0.21

0.00

0.00

0.00

0.00

P2O5

0.01

0.24

0.14

0.32

0.00

0.05

0.00

0.25

0.00

V2O

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

100.92

100.60

100.93

100.49

100.72

100.14

100.93

100.10

100.12

Si

2.27

2.08

2.05

2.13

2.20

2.26

2.39

2.41

2.10

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

1.42

1.57

1.59

1.50

1.47

1.43

1.30

1.27

1.57

Fe

0.04

0.04

0.04

0.03

0.05

0.04

0.04

0.03

0.04

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Ca

0.69

0.98

1.06

0.96

0.77

0.69

0.51

0.41

0.93

Na

1.02

0.84

0.73

0.84

0.99

1.02

1.19

1.28

0.86

K

0.16

0.06

0.04

0.06

0.13

0.16

0.25

0.33

0.07

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

P

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

V

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

5.61

5.57

5.53

5.55

5.62

5.61

5.68

5.74

5.58

Or (%)

8.71

3.14

2.34

3.17

6.84

8.47

12.82

16.47

3.52

Ab (%)

54.57

44.55

39.86

44.99

52.45

54.86

61.10

63.18

46.24

An (%)

36.72

52.31

57.80

51.84

40.71

36.67

26.09

20.35

50.24

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.

32 / 1 .

33 / 1 .

18 / 1 .

19 / 1 .

20 / 1 .

5 / 1 .

6 / 1

7 / 1.

SiO2

51.21

52.66

56.60

55.08

57.48

61.91

63.25

64.99

TiO2

0.00

0.00

0.05

0.05

0.06

0.04

0.19

0.60

Al2O3

30.66

29.04

26.82

28.23

25.72

21.23

20.30

19.70

FeO

0.51

0.49

0.45

0.45

0.44

0.56

0.96

2.10

MnO

0.02

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

MgO

0.05

0.05

0.02

0.03

0.02

0.03

0.03

0.20

CaO

12.54

12.37

7.97

9.25

7.41

7.17

3.77

0.56

Na2O

5.15

5.05

7.03

6.34

7.07

7.41

6.60

3.33

K2O

0.41

0.41

1.04

0.83

1.22

1.49

3.90

6.58

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.02

NiO

0.09

0.00

0.00

0.27

0.00

0.04

0.12

0.05

 

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.

32 / 1 .

33 / 1 .

18 / 1 .

19 / 1 .

20 / 1 .

5 / 1 .

6 / 1

7 / 1.

P2O5

0.00

0.68

0.00

0.09

0.12

0.00

0.03

0.00

V2O3

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.03

Total

100.64

100.76

99.98

100.62

99.56

99.89

99.17

98.16

Si

2.04

2.09

2.26

2.19

2.31

2.48

2.55

2.65

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

Al

1.63

1.54

1.43

1.50

1.38

1.13

1.09

1.07

Fe

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

0.05

0.08

0.17

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

Ca

1.00

0.98

0.64

0.74

0.60

0.57

0.30

0.05

Na

0.82

0.80

1.13

1.01

1.14

1.19

1.07

0.54

K

0.07

0.07

0.17

0.13

0.20

0.24

0.63

1.07

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

0.01

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

P

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

V

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

5.59

5.54

5.66

5.63

5.66

5.67

5.74

5.60

Or (%)

3.47

3.52

8.63

7.04

10.17

11.93

31.49

64.57

Ab (%)

43.53

43.37

58.32

53.75

58.94

59.35

53.29

32.68

An (%)

53.00

53.11

33.06

39.21

30.89

28.71

15.22

2.75

 

جدول 3. ترکیب اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة wt%) کانی بیوتیت و فرمول ساختاری (بر پایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمدة آن بر پایة 22 اتم اکسیژن.

Table 3. The major elements' oxide composition (in wt%) of biotite and its calculated structural formula (in a.p.f.u.) based on 22 oxygen atoms.

Point No.

39/1.

38 / 1 .

42/1.

21 / 1 .

22 / 1 .

23 / 1 .

24 / 1 .

25 / 1 .

26 / 1 .

27 / 1 .

SiO2

35.74

36.87

36.43

37.41

37.51

36.71

36.78

35.64

36.12

36.22

TiO2

6.28

6.97

6.93

6.63

6.64

6.94

6.72

6.75

7.08

6.96

Al2O3

14.60

13.68

12.63

12.83

13.20

13.59

13.54

13.38

13.29

13.31

FeO

12.09

10.73

13.28

9.87

10.28

10.32

11.65

12.71

11.50

11.22

MnO

0.06

0.07

0.10

0.00

0.03

0.06

0.11

0.10

0.07

0.10

MgO

16.24

17.28

15.04

17.07

17.40

18.39

15.61

16.33

15.99

17.13

CaO

0.02

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.04

0.02

Na2O

1.43

1.15

1.21

0.98

0.93

1.04

0.84

0.84

0.96

0.96

K2O

9.98

10.34

10.97

10.35

10.61

10.44

10.16

10.16

10.41

10.25

NiO

0.05

0.09

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.16

0.12

0.00

Cr2O3

0.00

0.03

0.01

0.00

0.00

0.03

0.02

0.00

0.00

0.01

 

 

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Point No.

39/1.

38 / 1 .

42/1.

21 / 1 .

22 / 1 .

23 / 1 .

24 / 1 .

25 / 1 .

26 / 1 .

27 / 1 .

V2O3

0.34

0.40

0.39

0.39

0.33

0.37

0.34

0.35

0.35

0.37

P2O5

0.07

0.00

0.00

0.19

0.00

0.07

0.08

0.04

0.06

0.00

Total

96.90

97.61

96.99

95.74

96.93

97.98

95.85

96.46

95.99

96.55

Si

5.26

5.35

5.42

5.50

5.47

5.30

5.44

5.29

5.36

5.33

Al iv

2.53

2.34

2.21

2.22

2.27

2.31

2.36

2.34

2.33

2.31

Al vi

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.08

0.00

0.00

Ti

0.70

0.76

0.78

0.73

0.73

0.75

0.75

0.75

0.79

0.77

Fe+2

1.49

1.30

1.65

1.21

1.25

1.25

1.44

1.58

1.43

1.38

Mn

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

3.56

3.74

3.34

3.74

3.78

3.96

3.44

3.62

3.54

3.76

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

Na

0.41

0.32

0.35

0.28

0.26

0.29

0.24

0.24

0.28

0.27

K

1.88

1.92

2.09

1.95

1.98

1.93

1.93

1.93

1.98

1.93

Ni

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.01

0.00

V

0.04

0.05

0.05

0.05

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

P

0.01

0.00

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

Total

18.42

18.16

18.11

15.71

15.78

18.33

18.04

18.18

18.11

18.13

Mg#

0.71

0.74

0.67

0.76

0.75

0.76

0.71

0.70

0.71

0.73

Fe#

0.30

0.26

0.33

0.25

0.25

0.24

0.30

0.30

0.29

0.27

Mn#

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

ƩAl (a.p.f.u)

2.53

2.34

2.21

2.22

2.27

2.39

2.36

2.34

2.33

2.31

Fe+2/(Fe+2+Mg)

0.29

0.26

0.33

0.24

0.25

0.24

0.30

0.30

0.29

0.27

 

جدول 4. ترکیب اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة wt%) کانی‌های تیره و فرمول ساختاری (بر پایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمده بر پایة 4 اتم اکسیژن.

Table 4. The major elements' oxide composition (in wt%) of the opaque minerals and their calculated structural formula (in a.p.f.u.) based on 4 oxygen atoms.

Point No.

40 / 1 .

48 / 1 .

12 / 1 .

13 / 1 .

SiO2

0.13

0.12

0.10

0.09

TiO2

11.16

2.58

7.59

6.80

Al2O3

4.17

3.68

2.09

2.68

MnO

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO

69.96

79.09

77.10

79.37

MgO

0.39

0.83

0.67

0.35

CaO

6.29

4.08

3.45

2.75

Na2O

0.28

0.05

0.03

0.08

K2O

0.11

0.82

0.05

0.00

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Point No.

40 / 1 .

48 / 1 .

12 / 1 .

13 / 1 .

Cr2O3

0.01

0.59

0.00

0.00

NiO

2.27

0.20

0.11

0.18

P2O5

0.13

0.44

0.00

0.06

V2O3

0.31

1.39

0.00

0.00

Total

0.77

0.38

0.63

0.63

Si

0.01

0.00

0.00

0.00

Al

0.30

0.07

0.22

0.20

Ti

0.18

0.16

0.10

0.12

Fe+3

0.98

1.36

1.23

1.24

Fe+2

1.13

1.11

1.30

1.34

Mn

0.01

0.03

0.02

0.01

Mg

0.34

0.23

0.20

0.16

Ca

0.01

0.00

0.00

0.00

Na

0.01

0.06

0.00

0.00

K

0.00

0.03

0.00

0.00

Cr

0.07

0.01

0.00

0.01

Ni

0.00

0.01

0.00

0.00

P

0.01

0.04

0.00

0.00

V

0.02

0.01

0.02

0.02

Total

3.06

3.13

3.10

3.10

 

 

جدول 5. ترکیب اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة wt%) کلینوپیروکسن و فرمول ساختاری (بر پایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمده بر پایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آن.

Table 5. The major elements' oxide composition (in wt%) of the clinopyroxene and its calculated structural formula (in a.p.f.u.) based on 6 oxygen atoms, and the end-members.

Point No.

43 / 1

44 / 1

45 / 1

46 / 1

47 /1

51 / 1

52 / 1

1 / 1

SiO2

51.53

53.42

53.7

51.43

52.34

52.17

52.03

52.49

TiO2

0.88

0.43

0.36

0.7

0.34

0.4

0.41

0.58

Al2O3

3.32

1.31

1.06

2.19

1.3

1.31

1.38

1.61

FeO

6.66

7.68

7.34

7.4

7.48

8.16

8.01

7.81

MnO

0.11

0.35

0.38

0.34

0.29

0.37

0.33

0.26

MgO

15.35

14.8

14.83

14.52

16.44

16.09

16.3

15.97

CaO

21.68

20.41

20.2

21.56

21.37

21.46

21.45

20.57

Na2O

0.91

0.72

0.98

0.98

0.69

0.69

0.59

0.55

K2O

0.09

0.29

0.53

0.61

0.11

0.02

0

0.03

Cr2O3

0.15

0.02

0

0

0.12

0

0

0.01

NiO

0

0

0

0.08

0

0

0

0

V2O3

0.12

0.81

1.22

1.79

0.18

0

0.13

0.12

 

 

جدول 5. ادامه.

Table 5. Continued.

Point No.

43 / 1

44 / 1

45 / 1

46 / 1

47 /1

51 / 1

52 / 1

1 / 1

P2O5

0.07

0.03

0.03

0.05

0.04

0.04

0.02

0.07

Total

100.87

100.27

100.63

101.65

100.7

100.71

100.65

100.07

Si

1.873

1.965

1.965

1.869

1.907

1.906

1.901

1.932

Al iv

0.127

0.035

0.035

0.094

0.056

0.056

0.059

0.068

Al vi

0.016

0.022

0.011

0.000

0.000

0.000

0.000

0.002

Ti

0.024

0.012

0.010

0.019

0.009

0.011

0.011

0.016

Fe+3

0.113

0.000

0.000

0.060

0.143

0.158

0.144

0.061

Fe+2

0.089

0.236

0.225

0.165

0.085

0.092

0.101

0.179

Mn

0.003

0.011

0.012

0.010

0.009

0.011

0.010

0.008

Mg

0.832

0.812

0.809

0.787

0.893

0.876

0.888

0.876

Ca

0.844

0.804

0.792

0.840

0.834

0.840

0.840

0.811

Na

0.064

0.051

0.070

0.069

0.049

0.049

0.042

0.039

K

0.004

0.014

0.025

0.028

0.005

0.001

0.000

0.001

Cr

0.004

0.001

0.000

0.000

0.003

0.000

0.000

0.000

Ni

0.000

0.000

0.000

0.002

0.000

0.000

0.000

0.000

P

0.004

0.025

0.038

0.055

0.006

0.000

0.004

0.004

V

0.002

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.002

Mg#

0.903

0.775

0.783

0.827

0.913

0.905

0.898

0.830

Fe3+#

0.435

0.000

0.000

0.391

0.706

0.736

0.708

0.467

Cr#

0.029

0.010

0.000

0.000

0.058

0.000

0.000

0.004

Q

1.766

1.852

1.826

1.791

1.813

1.808

1.828

1.866

J

0.128

0.103

0.139

0.138

0.097

0.098

0.084

0.078

Wo (%)

45

43

43

45

43

43

43

42

En (%)

44

44

44

42

46

45

45

45

Fs (%)

11

13

12

12

12

13

12

12

XPT

37.8

39.1

39.0

38.1

39.4

39.5

39.5

39.1

YPT

-29.1

-28.5

-28.7

-28.1

-29.2

-28.7

-28.8

-28.7

 

جدول 5. ادامه.

Table 5. Continued.

Point No.

2 / 1 .

3 / 1 .

4 / 1 .

8 / 1 .

9 / 1 .

10 / 1

11 / 1

28 / 1

SiO2

53.18

51.57

51.38

50.79

51.06

51.36

51.42

51.24

TiO2

0.47

0.40

1.03

1.11

1.17

0.97

0.62

0.57

Al2O3

1.34

1.29

3.43

4.23

4.72

4.00

2.16

1.92

FeO

7.87

8.01

6.52

5.77

5.13

4.85

7.17

6.87

MnO

0.40

0.36

0.11

0.10

0.10

0.05

0.34

0.29

MgO

16.1

15.71

16.6

14.16

14.06

15.43

16.51

16.23

 

 

جدول 5. ادامه.

Table 5. Continued.

Point No.

2 / 1 .

3 / 1 .

4 / 1 .

8 / 1 .

9 / 1 .

10 / 1

11 / 1

28 / 1

CaO

20.42

21.90

20.82

21.84

21.93

21.30

21.07

22.65

Na2O

0.54

0.61

0.58

0.62

0.59

0.62

0.62

0.6

K2O

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

Cr2O3

0.00

0.01

0.1

0.01

0.01

0.04

0.01

0.08

NiO

0.00

0.00

0.09

0.00

0.07

0.37

0.00

0.00

V2O3

0.26

0.04

0.06

0.29

0.11

0.10

0.03

0.11

P2O5

0.06

0.03

0.07

0.04

0.06

0.04

0.05

0.03

Total

100.64

99.95

100.81

98.96

99.01

99.13

100.00

100.62

Si

1.947

1.901

1.865

1.888

1.891

1.896

1.884

1.868

Al iv

0.053

0.056

0.135

0.112

0.109

0.104

0.093

0.082

Al vi

0.005

0.000

0.012

0.073

0.097

0.070

0.000

0.000

Ti

0.013

0.011

0.028

0.031

0.033

0.027

0.017

0.016

Fe+3

0.034

0.159

0.098

0.000

0.000

0.013

0.143

0.180

Fe+2

0.207

0.088

0.100

0.179

0.159

0.136

0.077

0.030

Mn

0.012

0.011

0.003

0.003

0.003

0.002

0.011

0.009

Mg

0.879

0.863

0.898

0.785

0.776

0.849

0.902

0.882

Ca

0.801

0.865

0.810

0.870

0.870

0.842

0.827

0.885

Na

0.038

0.044

0.041

0.045

0.042

0.044

0.044

0.042

K

0.000

0.001

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

Cr

0.000

0.000

0.003

0.000

0.000

0.001

0.000

0.002

Ni

0.000

0.000

0.003

0.000

0.002

0.011

0.000

0.000

P

0.008

0.001

0.002

0.009

0.003

0.003

0.001

0.003

V

0.002

0.001

0.002

0.001

0.002

0.001

0.001

0.001

Mg#

0.809

0.907

0.900

0.814

0.830

0.862

0.921

0.967

Fe3+#

0.368

0.738

0.395

0.000

0.000

0.071

0.604

0.679

Cr#

0.000

0.005

0.019

0.002

0.001

0.007

0.003

0.027

Q

1.888

1.816

1.808

1.834

1.805

1.828

1.806

1.796

J

0.077

0.087

0.082

0.089

0.085

0.089

0.088

0.085

Wo (%)

42

44

42

47

48

46

42

45

En (%)

46

44

47

43

43

46

46

45

Fs (%)

13

13

10

10

9

8

11

11

XPT

39.5

39.3

37.8

36.7

36.4

36.8

38.5

39.1

YPT

-29.0

-28.4

-29.5

-28.7

-29.0

-29.7

-29.1

-29.2

 

 

سنگ‌نگاری

در این پژوهش روانه‌های بازیک تا حد واسط جنوب آتشفشان دماوند در مناطق زیار- لاسم و پلور برای بررسی سنگ‌شناختی، تحولات ماگمایی و دمافشارسنجی منطقه بررسی شدند. محل نمونه‏‌های برداشت‌شده در نقشة ساده‏‌شدة 1:100000 دماوند (شکل 1) نشان داده شده است. در این منطقه، تراکی‌آندزیت‏‌های منشوری‌شکل و توده‏‌ای بیشتر حفره‌دار[2] هستند و درز و شکاف دارند. همچنین، روی واحدهای قدیمی‏‌تر و لاهار به‌صورت نیمه‌افقی جریان یافته‏‌اند. در بخش زیرین این گدازه‏‌ها، قطعات برشی زاویه‏‌دار با خمیرة هماتیتی و لیمونیتی دیده می‌شوند. در آغاز جادة لاسم به هراز، تناوبی از لاهار و گدازه‏‌های منشوری و بلوکی دیده می‏‌شود. لاهار D2 درشت‏‌دانه‏‌تر و جوان‌تر است و محیط سیلابی شدیدتری را نسبت به لاهارهای قدیمی‌تر D1 نشان می‌دهد (شکل 2).

رخنمون‌های بازیک (الیوین‌بازالت و بازانیت) در جنوب دماوند در منطقة لاسم و زیار از قدیمی‌ترین گدازه‌های دماوند به‌شمار می‏‌آیند که در جنوب‌خاوری رودخانه هراز گدازه‌های بازیک به رنگ خاکستری تیره در زیر گدازه‏‌های تراکی‌آندزیتی دگرسان جای گرفته‏‌اند (شکل 3).

با بررسی سنگ‌شناختی نمونه‏‌های منطقه، بازالت‏‌های لاسم و زیار از فنوکریست‏‌های الیوین، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، بیوتیت و آپاتیت ساخته شده‏‌اند. خمیره از شیشه بازیک و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و میکروفنوکریست‏‌هایی از فلدسپارهای قلیایی، کلینوپیروکسن، بیوتیت، کانی‏‌های کدر و به‌ندرت آنالسیم ‏‌است (شکل 4-A). بافت‏‌های هیالومیکرولیتیک پورفیری، حفره‌دار و گلومروپورفیری (شکل 4-B) از بافت‏‌های شاخص این سنگ‏‌ها هستند. بیشتر الیوین‌ها شکل‌دار تا نیمه‌‌شکل‌دار و در برخی نمونه‏‌ها حاشیه‏‌ها ایدنگزیتی شده‏‌اند. کلینوپیروکسن‏‌ها به‌صورت شکل‌دار با ماکل دوتایی هستند و گاه به‌صورت گلومروکریست‏ دیده می‌شوند. آپاتیت و کانی‏‌های کدر نیز در خمیره یافت می‌شوند (شکل 4-A). برخی بیوتیت‏‌ها به‌صورت کانی واکنشی در سنگ حضور دارند و پیامد تأثیر فاز فومرولی و یا واکنش مذاب‏‌های بجا‏‌مانده با فاز متبلور هستند. بیشتر بیوتیت‌ها اکسی‌بیوتیت هستند و فرایند اوپاسیتی‌شدن بیوتیت‌ها از حاشیه تا بلور کامل را تحت‌تأثیر قرار داده ‏‌است؛ به‌گونه‌ای‌که گاه تنها قالبی از کانی برجای مانده ‏‌است.

 

 

 

شکل 2. نمایی از گدازه‏‌های تراکی‏‌آندزیتی منشوری در منطقة زیار، A) لاهار 1، B) گدازه‏‌های بلوکی، C) گدازه‏‌های منشوری، D) لاهار 2.

Figure 2. A view of the prismatic trachyandesite lavas in the Ziar area: A) lahar 1; B) bluky lavas; C) prismatic lavas; D) lahar 2.

 

 

 

شکل 3. نمایی از گدازه‏‌های تراکی‌آندزیتی با رنگ روشن و بازالت‌های قدیمی خاکستری رنگ در منطقه زیار.

Figure 3. A view of the light colored trachyandesite lavas and older gray basalts in the Ziar area.

 

برخی پژوهشگران (Pandamouz, 2004)، بازالت‏‌های بیوتیت‏‌دار را جوان‏‌تر از بازالت‏‌های بدون بیوتیت دانسته‏‌اند. تراکی‌آندزیت‌ها گسترش بزرگی در منطقه دارند. این سنگ‌ها با بافت هیالوپورفیری، میکرولیتی پورفیری و گلومروپورفیری، فنوکریست‏‌های فلدسپار، کلینوپیروکسن‌، آمفیبول، میکا و آپاتیت دارند. از ویژگی‌های این گدازه‌ها، تبلور چند مرحله‌ای کانی‌ها از مگاکریست، فنوکریست، میکروفنوکریست و میکرولیت است (شکل 4-D). درشت‌بلورهای فلدسپار (پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار) با حاشیه‏‌های خورده‏‌شده، بافت غربالی، منطقه‌بندی (شکل 4-C)، آمفیبول (هورنبلند قهوه‏‌ای) اپاسیتی‏‌شده، کلینوپیروکسن‏‌های با ماکل دوتایی و بیشتر شکل‌دار، بیوتیت و فلوگوپیت‌های اپاسیتی‏‌شده (شکل‌های 4-C و 4-D)، از ویژگی‏‌های تراکی‌آندزیت‏‌های این منطقه به‌شمار می‌روند. اپاسیتی‌شدن آمفیبول‏‌ها و میکاها بیشتر در حاشیه و گاه در بخش‌های مرکزی بلور و کل بلور رخ داده ‏‌است (شکل 4-B) که گویای شرایط ناپایدار فیزیکی‌شیمیایی محیط پیدایش و یا هنگام فوران است. این ویژگی را می‌توان پیامد عواملی مانند افزایش دما در آشیانة ماگمایی، کاهش فشار ماگما (Plechov et al., 2008) و افزایش فوگاسیتة اکسیژن و فشار بخار آب هنگام پیدایش این کانی‌ها و آبزدایی در هنگام فوران ماگما دانست (Best and Christiansen, 2001). آپاتیت‏‌های منطقه از نوع فلوئور آپاتیت (شکل 11-C) هستند. حضور آپاتیت‏‌های کم‌ کلر در سنگ‏‌های میزبان پتاسیم بالا چه‌بسا نشان‌دهندة جدایش کلر و پتاسیم از ماگمای اولیه است (Kheirkhah and Karimi, 2022). در این سنگ‏‌ها گلوموکریست‏‌هایی از کانی‏‌های مافیک (شکل 4-D) دیده می‌شوند. می‌توان گفت ماگماتیسم حد واسط این منطقه متأثر از فرایندهای ذوب‏‌بخشی، جدایش بلورین و آلودگی ماگمایی (AFC) بوده ‏‌است. در بررسی‌های سنگ‌نگاری نمونه‏‌های حد واسط منطقة پلور-زیار نشانه‌هایی از آمیختگی ماگمایی نیز دیده می‏‌شود. در گدازه‌های قدیمی کانی‌های آبدار کمیاب هستند. از این‌رو، آمفیبول‏‌ها با حاشیة سوخته و اپاسیتی‏‌شده نمایان هستند. در بازالت‏‌های لاسم گزنولیت‌های دیده می‏‌شوند که از ریزدانه‏‌های نهشته‏‌های قدیمی تشکیل شده‏‌اند (شکل 4-B).

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب آتشفشان دماوند (بخش پایین تصویرها در PPL و بخش بالای آنها در XPL). A) بازالت منطقة لاسم با بافت هیالومیکرولیتی پورفیری و حفره‌دار با فنوکریست‏‌های الیوین، کلینوپیروکسن‌ و بیوتیت؛ B) بازالت منطقة زیار با انکلاو؛ C) فنوکریست‏‌های فلدسپار، کلینوپیروکسن‌، بیوتیت و آپاتیت در تراکی‌آندزیت‏‌ منطقة زیار؛ D) گلومروکریستی از آمفیبول، کلینوپیروکسن‌، آپاتیت و بیوتیت در گدازة تراکی‌آندزیتی منطقة پلور.

Figure 4. Photomicrographs of the volcanic rocks from the south of Damavand Volcano (XPL and PPL images are shown in the top and bottom, respectively). A) The basalt from Lasem area with hyialomicrolithic porphyry and vesicular textures composed of olivine, clinopyroxene, and biotite phenocrysts; B) The basalt of Ziar area with an enclave; C) Felspar, clinopyroxene, and biotite phenocrysts and apatite in the trachyandesite lavas with of Ziar area; D) A glomercryst of hornblende, clinopyroxene, biotite, and apatite in a trachyandesite from Polour area.

 

شیمی کانی

مهم‌ترین کانی‌های سازندة تراکی‌آندزیت‏‌های منطقه زیار، فلدسپار، کلینوپیروکسن‌، میکا، کانی‌های تیره و آپاتیت هستند. در جدول‌های 2 تا 5 داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی کانی‌های مهم به همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها آورده شده ‏‌است. به کمک ترکیب شیمیایی کانی‌ها شرایط دما- فشار تبلور و تعادل کانی‌ها و برخی ویژگی‌های دیگر مانند سرشت ماگما و شرایط فیزیکی‌شیمیایی آن بحث و بررسی شده ‏‌است.

فلدسپار

کانی‌های گروه فلدسپار شامل فنوکریست‏‌ها و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و میکروفنوکریست‏‌های فلدسپارهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل هستند. داده‌های ریزکاوالکترونی فلدسپارهای سنگ‌های آتشفشانی تراکی‌آندزیتی جنوب آتشفشان دماوند (جدول 2) نشان می‌دهد پلاژیوکلازها (An31-58)، ترکیب آندزین تا لابرادوریت و فلدسپارها (Or32-65) از نوع سانیدین و انورتوکلاز دارند (شکل 5).

 

شکل 5. ترکیب شیمیایی فلدسپارهای درون تراکی‌آندزیت‌های جنوب آتشفشان دماوند در نمودار سه‌تایی رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 2012).

Figure 5. The composition of feldspars in the trachyandesite in the south of Damavand Volcano on the ternary feldspar classification diagram (Deer et al., 2012).

میکا

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی میکاها و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده آنها در سنگ‌های آتشفشانی تراکی‌آندزیتی جنوب آتشفشان دماوند در جدول 3 آورده شده‌اند. بر پایة داده‏‌های آزمایشگاهی ریزکاو الکترونی، در میکاهای یادشده مقدار AlTotal برابر با 21/2 تا 53/2 اتم در واحد ساختاری (a.p.f.u) و Fe/(Fe+Mg) <33/0 (24/0 تا 33/0) به‌دست آمد. ازاین‌رو، ترکیب میکاها در تراکی‌آندزیت‏‌ها، بیشتر فلوگوپیت و یک نمونه نیز بیوتیت است (شکل 6). با توجه به مقدار درصدوزنی SiO2 در میکاهای تجزیه‌شده (51/37 تا 64/35 درصدوزنی) و Mg# (75/0 تا 67/0)، ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها از سیلیس فقیر است و با داده‏‌های شیمیایی سنگ کل گدازه‏‌های منطقه (جدول 1) هماهنگی دارد.

شکل 6. ترکیب میکای درون تراکی‌آندزیت‌های جنوب آتشفشان دماوند نمودارهای تغییرات ترکیبی Al و Si در برابر Fe2+/(Fe2++Mg) (Rieder et al., 1998).

Figure 6. Composition of micas in the trachyandesite in the south of Damavand Volcano on Al and Si versus Fe2+/(Fe2++Mg) diagram (Rieder et al., 1998).

کانی‌های کدر

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی کانی‌های تیره در تراکی‌آندزیت‏‌های جنوب دماوند و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای آنها (جدول 4) گویای آنست که این کانی‌ها از نوع تیتانومگنتیت هستند (شکل 7).

 

شکل 7. نمودار رده‌بندی سه‌تایی FeO، TiO2 و Fe2O3 (Stormer, 1983) برای کانی‌های تیره درون تراکی‌آندزیت جنوب آتشفشان دماوند.

Figure 7. TiO2, FeO, Fe2O3 ternary classification diagram (Stormer, 1983) for the opaque minerals in trachyandesite in the south of Damavand Volcano.

پیروکسن

تغییرات مقدار Mg (78/0 تا 90/0)، Fe2+ (030/0 تا 24/0)، Ca (79/0 تا 88/0)، و Na (04/0 تا 07/0) کلینوپیروکسن‌‌های منطقه بر پایة a.p.f.u. (جدول 5) در نمودار Q-J (شکل 8-A) بازة ترکیبی کلینوپیروکسن‌های غنی از منیزیم-کلسیم-آهن (محدودة Quad) را نشان می‌دهد. ازاین‌رو، نمودار سه‌تایی En-Wo-Fs برای رده‌بندی کلینوپیروکسن‌ها به‌کار برده شد (شکل 8-B). بیشتر کلینوپیروکسن‌ها ترکیب اوژیت (Wo42-45 En42-47 Fs10-13) دارند و یک نمونه نیز ترکیب دیوپسید (Wo46-48 En43-46 Fs8-10) نشان می‏‌دهد.

شکل 8. ترکیب کلینوپیروکسن‌‏‌های درون تراکی‌آندزیت جنوب آتشفشان دماوند در A) نمودار رده‌بندی Q-J (Morimoto et al., 1988)؛ B) نمودار رده‌بندی سه‏‌تایی ولاستونیت، انستاتیت، فروسیلیت (Morimoto et al., 1988).

Figure 8. Composition of clinopyroxenes in trachyandesite in the south of Damavand Volcano on A) Q-J classification diagram (Morimoto et al., 1988); B) Wollastonite (Wo) - Enstatite (En) - Ferrosilite (Fs) ternary classification diagram (Morimoto et al., 1988).

زمین‌شیمی سنگ کل

نمونه‏‌هایی که مورد تجزیه شیمیایی برخی از اکسیدهای عناصر اصلی برای تعیین ترکیب سنگ‏‌های منطقه مطالعه شده‏‌اند، در جدول 1 نمایش داده شده‏‌اند. الیوین‌بازالت‏‌های دماوند میزان SiO2 کمی (47.23 – 45.1 درصدوزنی) دارند که نشان‌دهندة اولیه‏‌بودن ماگمای سازنده این سنگ‏‌هاست. در نمونه‏‌های حد واسط، مقدار SiO2 (68/65 - 1/57 درصدوزنی) بازة گسترده‌ای دارد و ازاین‌رو می‌توان گفت انواع بازیک شاید از ذوب‏‌بخشی منابع الترامافیک جدایش یافته‏‌اند و نمونه‌های حد واسط، تکامل‌یافته‏‌ترین سنگ‌های دماوند هستند. به باور لیوتارد و همکاران (Liotard et al., 2008)، تراکی‌آندزیت‌ها چه‌بسا از الیوین‌بازلت‌های آلکالن منطقه جدا شده ‏‌باشند. با پژوهش‌های میرنژاد و همکاران (Mirnejad et al., 2010) روشن ‏‌شد تراکی‌آندزیت‏‌ها با داشتن SiO2 بالاتر،MgO کمتر، LILE بالاتر و ایزوتوپ‏‌های Sr بالاتر و Nd کمتر، نسبت به الیوین‌بازالت‌های آلکالن منطقه، به آلودگی پوسته‌ای بیشتری دچار شده‏‌اند.

در نمودار نامگذاری TAS، نمونه‌های برگزیده از منطقة جنوب دماوند در محدوده‌های مختلفی جای گرفته‏‌اند (شکل 10):

  • نمونه‌های بازیک زیار-لاسم در محدوده تفریت-بازانیت و تراکی‌بازالت؛
  • نمونه‏‌های حد واسط زیار-لاسم در محدوده تراکی‌آندزیت؛
  • نمونه‏‌های پلور در محدودة تراکیت- تراکی‌داسیت.

با توجه به آلکالینیتة بالای سنگ‌های بررسی‌شده می‏‌توان اصطلاح آبساروکیت و باناکیت را نیز به‌ترتیب برای سنگ‌های مافیک و حد واسط به‌کار برد (Broussea and Moinevaziri, 1982; Liotard e al., 2008). به باور پژوهشگران (Davidson et al., 2004)، هیچ تفاوت چشمگیری در ترکیب شیمیاییِ سنگ‏‌های دماوند قدیم و جدید و روانه‏‌های گدازه و سنگ‏‌های آذرآواری دماوند دیده نمی‌شود.

 

 

 

شکل 9. نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986) برای نمونه‌های منطقة زیار(دایرة سرخ توپر)، پلور (مثلث سرخ توپر) و نمونه‏‌های بازیک لاسم (مربع آبی)

Figure 9. SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Le Bas et al., 1986) for the samples from Ziar area (red filled circle), Polour area (red filled triangles), and Lasem area (blue square).

 

 

بحث

آتشفشان چینه‌ایِ دماوند از گدازه‏‌های حد واسط (تراکی‌آندزیت، تراکی داسیت، تراکیت) و توده‏‌های کوچکی از گدازه‏‌های بازیک (بازالت‌های آلکالن الیوین‏‌دار، تفریت-بازانیت) در تناوبی از آذرآواری‏‌ها و لاهار ‌ساخته شده است. در منطقة پلور-لاسم، گدازه‌های تراکی‌آندزیتی روی سنگ‏‌های بازالتی دماوند قدیمی و نهشته‏‌های رسوبی مزوزوییک (سازندهای شمشک و لار) برون ریخته‌اند.گدازه‌های مافیکِ جنوب دماوند، مناطق محدود و پراکنده‏‌ای را دربرگرفته‏‌اند و برخی دره‏‌های برش‏‌دهنده سازند پلور را پر کرده‏‌اند (Davidson, et al., 2004). در این منطقه گدازه‌‌های حد واسط دماوند روی بازالت‏‌ها جای گرفته‏‌اند، در یکی از تازه‌ترین پژوهش‌‌ها (Davidson et al., 2004) روشن شد تراکی‌آندزیت‏‌ها و قطعات پومیسی دماوند از قدیمی‏‌ترین تکاپوهای تراکی‌آندزیتی منطقه بوده‏‌اند که تقریباً با فعالیت الیوین‌بازالت‏‌ها همزمان بوده‏‌ است. این پژوهشگران نخستین فوران آتشفشان دماوند در 8/1 میلیون سال پیش را روانه‏‌های بازالت الیوین منطقة پلور دانسته‌اند و چون بیشتر این روانه‏‌ها سازند پلور را برش داده‏‌اند، بازة زمانی 1776–812 هزار سال را برای پیدایش آنها برآورد کرده‏‌اند. روانه‏‌های جوان‌تر که به‌صورت شعاعی آرایش یافته‏‌اند ریخت‌شناسی گنبدی‌کنونی را پدید آورده‏‌اند و بیشتر در یال‏‌های باختری شیب‌دار دماوند تجمع یافته‏‌اند. جوان‌ترین تکاپوی دماوند در 7300 سال پیش رخ داده ‏‌است و شاید بقایای گنبد قدیمی مانند سدی توپوگرافی از جابجایی روانه‏‌ها به‌سوی بخش خاوری آتشفشان جلوگیری کرده‏‌اند. در نمودار رده‌بندیِ پیشنهادیِ لوباس و همکاران (Le Bas et al., 1986)، نمونه‌های منطقة لاسم -زیار در محدودة بازالت، بازانیت و تراکی‌آندزیت و نمونه‌های پلور در محدودة تراکی داسیت و تراکیت جای دارند. بررسی‌های اسکندری و همکاران (Eskandari et al., 2018) وجود گپ ترکیبی آشکار در نمونه‌های دماوند قدیم و جدید را توضیح می‌دهد. تازه‌ترین پژوهش‌ها نشان می‌دهند در مرز سست‌کره-سنگ‌کره (ژرفای 120 تا 90 کیلومتری)، ماگمای بازانیتی اولیه در پی ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‏ کره‌ای تولید ‏‌شده است و با بالاآمدن به‌سوی مرز گوشته - پوسته (در ژرفای 55 کیلومتری)، در ژرفای 35-28 کیلومتری و در فشار 10 تا 8 کیلو بار، الیوین (Fo86-82) و کلینوپیروکسن پدید آمده‌اند و سپس به‌دنبال فرایند جایش بلوری از مایع بجا‌مانده، سنگ‌های مافیک دماوند شکل گرفته‏‌اند (بر پایة الگوی MELTS). به‌دنبال ذوب‏‌بخشی این سنگ‏‌ها، ماگمای بازالتی در زیر پوستة ‏زیرین در پی کاهش چگالی به سطوح بالاتر صعود ‏کرده است و سپس در مرز پوستة زیرین و بالایی (28-22 کیلومتر)، کانی‏‌های ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن، آپاتیت، اسپینل و پلاژیوکلاز با درصد An بالا پدید آمده‌اند. از این‌رو، ترکیب‌های مافیک در دماوند به‌ندرت به سطح رسیده‏‌اند؛ زیرا بیشتر این ماگماها در سطوح پایین‏‌تر متوقف ‏‌شده‌اند و دچار جدایش بلوری شده‏‌اند. این نبود تعادل میان پیروکسن‏‌های Mg بالا و مذاب تکامل‏‌یافتة بعدی، گپ ترکیبی میان سنگ‏‌های مافیک و حد واسط را توضیح می‏‌دهد. زمین‌فیزیک‌دانان ناحیة سرعت بالا در ژرفای 20 کیلومتری زیر مخروط قدیمی را گویای آشیانة ماگمایی تبلور‏‌یافتة قدیمی دانسته‌‏‌اند. مرحلۀ پایانی انجماد حوضچه‏‌های ماگمایی در زیر دماوند، شامل شبکه‏‌ای از حوضچه‏‌های ماگمایی در 11 تا 2 کیلومتری (3 تا 0.6 کیلو بار) بوده ‏‌است که پیدایش و تبلور فلوگوپیت‏‌ها و آلکالی‌فلدسپارها را به‌دنبال داشته است. الگو‏‌های زمین‌فیزیکی، رخداد دو جسم گرم در ژرفای 8 تا 7 کیلومتری و 5 تا 3 کیلومتری در زیر دماوند را روش کرده‏‌اند (Mostafanejad et al., 2011).

شیمی‌کانی و سرشت ماگما

برای ارزیابی سرشت ماگما می‌توان تغییرات شیمی‌کانی را به‌کار برد. تغییرات Mg در برابر Al میکا‌ها نشان‌دهندة سرشت ساب‌آلکالن تا کالک‌آلکالن ماگمای سازندة این سنگ‏‌هاست (شکل 10-A). این نتیجه با تغییرات نمودار SiO2 و Al2O3 در کلینوپیروکسن‌های بررسی‏‌شده (شکل 10-B) سازگار است و سرشت ساب‌آلکالن را نشان می‌دهد.

 

 

 

 

شکل 10. A) نمودار تغییرات Mg در برابر Al میکا‌ها (, Nachit 1986)؛ B) تعیین سری ماگمایی بر پایة تغییرات ترکیب Al2O3 دربرابر SiO2 (بر پایة a.p.f.u.) در کلینوپیروکسن (Nisbet and Pearce, 1997).

Figure 10. A) Mg versus Al (in a.p.f.u.) variation diagram for micas (Nachit, 1986); B) Al2O3 versus SiO2 diagram (in wt%) for clinopyroxenes (Nisbet and Pearce, 1997).

 

دما-فشارسنجی

روش‌های دما-فشارسنجی برای برآورد شرایط فیزیکی تبلور کانی‌ها به‌کار برده می‏‌شوند. این روش‏‌ها به دو گونة کاربرد نمودارهای الگویی و یا محاسبات هستند (Sayari et al., 2016). در اینجا از روش محاسباتی مقدار Ti در کانی میکا بهره گرفته شده ‏‌است. مقدار Ti موجود در کانی میکا، به شرایط فیزیکی‌شیمیایی یعنی دما، فشار و شیمی بلور کانی حساس است (Henry and Guidotti, 2002). از این‌رو، هنری و همکاران (Henry et al., 2005) الگوی زیر را برای برآورد دما به کمک میزان Ti میکای تیره پیشنهاد داده‌اند (معادلة 1):

T (°C) = {[ln (Ti)-a-c(XMg)3]/b}0.333(معادلة 1)

در این فرمول Ti به‌دست‌آمده بر پایة 22 اتم اکسیژن، مقدار 3594/2-a=، 10-9× 6482/4b= و 7283/1-c=  هستند. نتایج به‌دست‌آمده از این روش، دمای 843 تا 819 (میانگین: 832) درجة سانتیگراد را برای تبلور میکا در سنگ های منطقه نشان می‌دهد (جدول 6).

همچنین، به کمک Al کل در ترکیب شیمیایی میکای تیره، اوچیدا و همکاران (Uchida et al., 2007) معادلة 2 را برای برآورد فشار با کمک شیمی کانی میکا پیشنهاد کرده‌اند:

P(kb) = 3.03× AlT-6.53(±0.33) (معادلة 2)

در این معادله AlT ، مقدار Al کل به‌دست‌آمده بر پایة 22 اتم اکسیژن است. بر پایة این معادله، پیدایش فلوگوپیت‏‌ها در فشار 21/0 تا1.14 (میانگین: 67/0) کیلوبار و در ژرفای 17/4 تا 65/0 (میانگین: 55/2) کیلومتری پوستة قاره‌ای رخ داده است (جدول 6).

 

جدول 6. داده‌های دما، فشار و ژرفای به‌دست‌آمده بر پایة ترکیب میکا.

Table 6. The calculated temperature, pressure, and depth based on the mica composition.

Point. No

39/1

38/1

42/1

21/1

22/1

23/1

24/1

25/1

26/1

27/1

T (oC) (equation 1)

819

838

821

838

836

843

826

825

834

836

P (Kb) (equation 2)

1.14

0.56

0.18

0.21

0.34

0.71

0.63

0.57

0.52

0.47

H (Km)

4.17

2.05

0.65

0.75

1.23

2.60

2.29

2.07

1.88

1.71

 

 

تا کنون چندین رابطة دما-فشارسنجی برای برآورد شرایط دما-فشاری تبلور کلینوپیروکسن پیشنهاد شده ‏‌است (Sayari et al., 2014). در اینجا از روش نموداری پیشنهادیِ سوئسو (Soesoo, 1997) بهره گرفته شده ‏‌است. در این روش با با کمک ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن، دو پارامتر XPT و YPT (معادله‌های 3 و 4) را می‏‌توان به‌صورت معادله‌های زیر برای برآورد شرایط دما و فشار به‌کار برد:

 

XPT= 0.446 SiO2 + 0.187 TiO2- 0.404 Al2O3 + 0.346 FeOTotal - 0.052 MnO + 0.309 MgO + 0.431 CaO -0.446 Na2O (معادلة 3)

YPT= -0.369 SiO2 + 0.535 TiO2-0.317 Al2O3 + 0.323 FeOTotal + 0.235 MnO-0.516 MgO-0.167 CaO -0.153 Na2O (معادلة 4)

 

مقدار XPT برای نمونه‏های بررسی‌شده در بازة 5/39 تا 4/36 و مقدار YPT در بازة 5/29- تا 1/28- است. بر پایة این روش، پیدایش کلینوپیروکسن‏های منطقه در بازة دمایی 1250 تا 1180 (50±) درجة سانتیگراد برآورد می‌شود (شکل 11-A). همچنین، فشار برابربا 10تا 6 کیلوبار به‌دست آمده ‏‌است (شکل 11) که با ژرفای 5/36 تا 9/21 کیلومتر همخوانی دارد. از آنجایی‌که کلینوپیروکسن‌های با عدد منیزیم کمتر از 86% پیامد جدایش ماگمایی هستند (Le Bas, 1962; Deer et al., 1992). Mg# نمونه‌های کلینوپیروکسن منطقه زیار-لاسم در دامنة 97 تا 69 درصد است که نشان‌دهندة اولیه‌بودن این کانی‏‌ها در ماگماست؛ هرچند شماری از کلینوپیروکسن‌ها Mg# برابربا 86% تا 77% نشان می‏‌دهند که چه‌بسا گویای جدایش‌ بلوری در برخی نمونه‏‌ها باشد.

برای بررسی شرایط فیزیکی‌شیمیایی تبلور، فوگاسیتة اکسیژن عاملی مؤثر درکنترل فرایندهای ماگمایی به‌شمار می‌رود و بر توالی تبلور و نوع کانی‌های تبلو‏‌یافته تأثیرگذار است. ازاین‌رو، در بررسی فوگاسیتة اکسیژن و حالت‌های متفاوت اکسیداسیون از تفاوت‌ در مقدار Fe3+ کانی کلینوپیروکسن بهره گرفته می‌شود. در این راستا برای برآورد میزان فوگاسیتة اکسیژن، نمودار AlVI+2Ti+Cr در برابر AlIV+Na به‌کار برده شد؛ به‌گونه‌ای‌که جای‌گرفتن نمونه‌ها در بالای خط Fe3+=0 گویای تبلور کلینوپیروکسن‌ها در فوگاسیتة اکسیژن بالاست. به باور برخی پژوهشگران (Cameron and Papike, 1981)، میزان فوگاسیتة اکسیژن با فاصلة نمونه‌ها از خط Fe3+=0 رابطه‌ای مستقیم دارد. نتایج به‌دست‌آمده از این نمودار گویای آنست که کلینوپیروکسن‌های یادشده که در بالای خط Fe3+=0 و دور از این خط جای دارند، شرایط فوگاسیتة اکسیژن کمابیش بالایی را در هنگام تبلور کلینوپیروکسن‌ها نشان می‏‌دهند (شکل 11-D).

محیط زمین‌ساختی

سرشت ساب‌آلکالن بر پایة تغییرات شیمی کانی‌های فلوگوپیت و کلینوپیروکسن نشان داده ‏‌شد (شکل‌های 10-A و 10-B). میکا‌ها به‌علت ساختار بلورین ویژه‌ای که دارند بیشتر عنصرها را در خود جای‏‌می‌دهند. نمودارهای تغییرات اکسیدهای عنصرهای اصلی مانند FeO(Total)، Al2O3 و MgO در میکاها برای بررسی ماهیت و جایگاه تکتونوماگمایی ماگمای مادر سنگ‌ها به‌کار برده می‏‌شوند (Abdel-Rahman, 1994). با کمک این نمودارها برای میکاهای بررسی‌شده، محدودة C یعنی مجموعه‌های کوهزایی کالک‌آلکالن به‌دست آمد (شکل 12). بر پایة یافته‌های اسکندری و همکاران (Eskandari et al., 2018, 2019) و بر پایة تجزیه و تحلیل آماری الگو‏‌های دما-فشارسنجی و زمین‌فیزیکی، دست‌کم سه سطح اصلی ذخیره‏‌سازی ماگما در زیر دماوند وجود داشته ‏‌است که به ترتیب، در فشارهای 8-6 کیلو بار و ژرفای 28-22 کیلومتر، 6-4کیلو بار و ژرفای 22-15 کیلومتر و 3-0.6 کیلو بار در ژرفای 2-11 کیلومتر بوده‌اند.

 

 

 

 

شکل 11. A، B) نمودارهای تغییرات XPT در برابر YPT برای برآورد دما و فشار، برگرفته از سوئسو (Soesoo, 1997)؛ C) نمودار تغییرات Mg/(Mg+Fe2+) در برابر Na برای برآورد فشار (Akinin et al., 2005)؛ D) نمودار تغییرات AlVI+2Ti+Cr در برابر AlIV+Na در کلینوپیروکسن‌ها برای تعیین میزان فوگاسیتة اکسیژن ((Schweitzer et al., 1979.

Figure 11. A, B) XPT versus YPT diagram (after Soesoo, 1997) for estimation of temperatures and pressure; C) Na (a.p.f.u) versus Mg/(Mg+Fe2+) diagram (Akinin et al., 2005). D) AlVI+2Ti+Cr versus AlIV+Na diagram (Schweitzer et al. 1979).

 

با توجه به الگو‏‌های زمین‌‌فیزیکی کنونی، ساختار فعلی سیستم ذخیره‏‌سازی ماگما در پوسته زیر آتشفشان دماوند شامل سه ناحیة تجمع بزرگ در ژرفای 20 کیلومتری، 8-6 کیلومتری و 5-4-3 کیلومتری است. در این پژوهش، بر پایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونیِ کلینوپیروکسن‏‌های تراکی‌آندزیت‏‌های منطقة لاسم، ژرفای پیدایش این کانی برابر با 5/36 تا 22 کیلومتری و ژرفای پیدایش فلوگوپیت-های این گدازه‏‌ها در بازة 4 تا 63/0 کیلومتری زمین به‌دست آمد. می‌توان چنین استنباط کرد که ماگماهای اولیه در این منطقه، آلکالی‌الیوین‌بازالت‌‏‌هایی بوده‏‌اند که در ژرفای 35 کیلومتری از سطح زمین در پی ذوب‌بخشی سست‌کرة لرزولیتی پدید آمده‏‌اند. همچنین، این ماگماها فنوکریست‏‌های کلینوپیروکسن ار در ماگمایِ تراکی‌آندزیتی با SiO2 (68/65 تا 1/57 درصدوزنی) پدید آورده‏‌اند و سپس فلوگوپیت‏‌ها در آشیانه‏‌های ماگمایی در نزدیک به 4 تا تا 63/0 کیلومتری سطح زمین پدید آمده‏‌اند. ازاین‌رو، آلایش آشیانة ماگمایی با مواد پوسته‌ای و سیال‌ها در ژرفای کمتر کانی‏‌های آهن‌ و منیزیم‌دار پتاسیک (مانند فلوگوپیت) را پدید آورده است و چنین استنباط می‏‌شود که خاستگاه گوشته‌ای این ماگماها از شرایط اکسیداسیون وآلایش پوسته‌ای آشیانة ماگمایی متأثر بوده است. به باور لیوتارد و همکاران (Liotard et al., 2008)، 6 تا 7 درصد آلودگی الیوین‌بازالت‌های آلکالن با گرانیتویید‏‌های پوستة بالایی می‌تواند ماگمایی را پدید آورد که ترکیب ایزوتوپی Sr و Nd و Pb آن همانند تراکی‌آندزیت‏‌های دماوند باشد. ازاین‌رو، الگو‏‌سازی عددی به روش پیشنهادیِ مکنزی (McKenzie, 1989) نشان داد مذاب‏‌هایی که از بالاآمدگی گوشته خاستگاه گرفته‏‌اند می‌توانند از سیال‌ها و عنصرهای ناسازگار غنی شده ‏‌باشند و منبعی غنی همانند OIB را برای خاستگاه بازالت‏‌های دماوند پدید آورده باشند که با کشش‏‌های راستالغز، مجراهایی را برای خروج ماگماهای جدا‏‌شده از گوشته به سطح فراهم کرده ‏‌باشند. در الگو‏‌های دمافشارسنجی که اسکندری و همکاران (Eskandari et al., 2018) پیشنهاد کرده‏‌اند در فشار 10 تا 8 کیلو بار و در ژرفای 35 تا 28 کیلومتری زمین در زیر آتشفشان دماوند، گدازه‌های مافیک (آلکالی‌الیوین‌بازالت‌) با جدایش بلوری از ماگمای اولیه و هضم پوسته و آلایش ماگمایی پدید آمده‌اند. به باور خیرخواه و همکاران (Kheirkhah and Karimi, 2022)، تغییر جایگاه ماگمای آلکالن به ساب‌آلکالن از مناطق ژرف به مناطق کم ژرفا، به رخداد فرورانش قدیمی ارتباطی ندارد.

 

 

شکل 12. A، B) تعیین سری ماگمایی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های منطقه بر پایة ترکیب شیمیایی کانی میکا (Abdel-Rahman, 1994) (محدودة A: سنگ‌های با خاستگاه آلکالن محیط غیرکوهزایی؛ محدودة C: سنگ‌های با خاستگاه ماگمای کالک‌آلکالن در محیط کوهزایی؛ محدودة P: سنگ‌های با خاستگاه ماگمایی پرآلومین در محیط کوهزایی برخوردی).

Figure 12. A, B) Tectonic setting discrimination diagrams based on mica chemistry (Abdel-Rahman, 1994) (A: Alkaline rocks of non-orogenic setting; C: Calc-alkaline of orogenic setting; P: Rocks with proaluminous magmatic origin in collisional orogenic setting).

 

برداشت

آتشفشان چینه‌ایِ دماوند از گدازه‏‌های حد واسط (تراکی‌آندزیت، تراکی داسیت، تراکیت) و توده‏‌های کوچکی از گدازه‏‌های مافیک (بازالت‌های آلکالن الیوین دار، تفریت-بازانیت) همراه با آذرآواری و لاهار تشکیل شده‏‌است. در نمودار طبقه بندی سنگ‌های مافیک تا حد واسط منطقة جنوب دماوند در محدودة بازالت، بازانیت، تراکی‌آندزیت و نمونه‌های حد واسط تا اسیدی در محدودة تراکی داسیت و تراکیت جای دارند که با بررسی‌های سنگ‌نگاری نمونه‌های منطقه همخوانی دارند. در تجزیة نقطه‌ای فنوکریست‏‌های تراکی‌آندزیت منطقه زیار-لاسم، کانی‌های فلدسپار، کلینوپیروکسن، میکا و کانی‌های تیره بررسی شدند. با این مطالعه، فلدسپارهای پلاژیوکلاز در بازة ترکیبی آندزین تا لابرادوریت و آلکالی‌فلدسپار در بازة سانیدین و آنورتوکلاز، کلینوپیروکسن ترکیب اوژیت تا دیوپسید، میکا ترکیب فلوگوپیت و بیوتیت دارند و کانی‌های تیره تیتانومگنتیت هستند. در بررسی شیمی کانی‌ها، میکا و کلینوپیروکسن‌ منطقه سرشت ساب‌آلکالن تا کالک‌آلکالن را نشان داده‌اند. افزون‌بر این، حضور کانی‌های فلوگوپیت و آمفیبول در مودال این سنگ‌ها، سرشت ساب‌آلکالن ماگمای منطقه تایید می‏‌شود. با توجه به وجود Fe+3 در هنگام تبلور و شرایط اکسایشی ماگمای در حال صعود و تبلور کلینوپیروکسن در فوگاسیتة اکسیژن بالا و همچنین، همراهی این کانی با تیتانومگنتیت، فوگاسیتة اکسیژن ماگمای میزبان بالا بوده است. نمودار تغییرات AlVI+2Ti+Cr در برابر AlIV+Na نیز فوگاسیتة اکسیژن بالا در هنگام تبلور کلینوپیروکسن‌های منطقه را نشان می‌دهد. با این پژوهش، همان‌گونه‌که در نتایج زمین‌دمافشارسنجی کانی‏‌های فلوگوپیت و کلینوپیروکسن در جنوب دماوند استنباط می‏‌شود، ماگمای‏‌اولیه مافیک پیامد ذوب‏‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای با صعود و جایگیری در ژرفای 5/36 تا 22 کیلومتری زمین در شرایط فشار محیطی10 تا 6 کیلوبار، در هنگام رخداد تحولات ماگمایی محیط و در دمای 1250 تا 1180 درجة سانتیگراد، کلینوپیروکسن‏‌های دیوپسیدی و اوژیتی را متبلور‏‌کرده است. سپس با صعود ماگمای بازیک تا میانه به سطوح بالاتر ضمن توقف با تأثیر فرایند AFC در آشیانه‌‏‌های ماگمایی در ژرفای نزدیک به 4 تا 63/0 کیلومتری زمین و در شرایط فشار 14/1 تا 1/0 کیلوبار و دمای 843 تا 819 درجة سانتیگراد، فلوگوپیت‏‌ها را پدید آورده ‏‌است. الیوین بازالت‏‌های محدودة زیار به روشنی مقدار درصدوزنی SiO2 کمتری دارند که نشان می‏‌دهد آنها اولیه‏‌ترین گدازه‏‌های دماوند هستند و بنابراین شاید از ذوب‌بخشی منابع الترامافیک در ژرفای بیش از 5/36 کیلومتری جدایش یافته‌اند. چنین استنباط می‏‌شود که تراکی‌آندزیت‏‌های جنوب دماوند پیش از فوران، دو مرحله از تکامل ماگمایی را از ماگمای اولیه مافیک منطقه تجربه کرده‌اند. بر پایة میزان بازشدگی پوسته و مجموعه‏‌ای از تبادلات زمین‌شیمیایی، مانند آلودگی پوسته‏‌ای، درصد ذوب‏‌بخشی، تبلور‏‌بخشی و نیز تأثیر سیال‌ها و فشاربخشی اکسیژن، سرشت شیمیایی اولیة ماگمای آلکالن به ماگمای ساب‌آلکالن و کالک‌آلکالن تغییر یافته ‏‌است.

سپاس‌گزاری

نگارندة مقاله از پیشنهادهای ارزندة داوران گرامی و هیات تحریریة نشریة ارزشمند پترولوژی، پژوهشکدة علوم زمین و آقای دکتر کریمی سپاس‌گزاری می‌کنند.

 

[1] Stratovolcano

[2] Vesicular

References

Abdel-Rahman, A. (1994) Nature of Biotite from Alkaline, Calcalkaline, and Peraluminous Magmas. Journal of Petrology, 35(2), 525-541. http://www.doi.org/10.1093/petrology/35.2.525
Afaqi, A.; Afshar, A., Jaliliyan, A. Fandogchi, M., Kamali, G. (1987) 1: 100000 map of Tehran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Aghanabati, S.A. (2005) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Akinin, V.V., Sobolev, A.V., Ntaflos, T., and Richter, W. (2005) Clinopyroxene megacrysts from Enmelen mela nephelinitic volcanoes (Chukchi Peninsula, Russia): application to composition and evolution of mantle melts. Contributions to Mineralogy and Petrology, 150, 85–101. http://www.doi.org/10.1007/s00410-005-0007-x.
Best, M.G., and Christiansen, E.H. (2001) Igneous petrology. Blackwell Science, Oxford.
Brousse, R., and Vaziri, H.M. (1982) L’association shoshonitique du Damavand (Iran). Geologische Rundschau, 71(2), 687–702 [in French, English abstract].
Brousse, R., Moinevaziri, H. (1982) L'association shoshonitique du Damavand (Iran). Geologische Rundschau, 71, 687–702.
Cameron, M., and Papike, J.J. (1981) Structural and chemical variations. American Mineralogist, 66, 1-50.
Davidson, J., Hassanzadeh, J., Stockli, D.F., Bashukooh, B., Turrin, B., and Panamouz, A. (2004) The geology of Damavand volcano, Alborz Mountains, northern Iran. Geological Society of America Bulletin, 116 (1), 16-29. http://www.doi.org/10.1130/B25344.1
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1992) An Introduction to the Rock-Forming Minerals. Longman Scientific and Technical, Hong Kong, 558p.
Dehghani, G.A., and Makris, J. (1984) The gravity field and crustal structure of Iran. Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaontologie Abhandlungen, 168, 215–229. http://www.doi.org/10.1127/njgpa/168/1984/215
Droop, G.T.R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analysis, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine, 51, 431-437. http://www.doi.org/10.1180/minmag.1987.051.361.10
Eskandari, A., Amini, S.A., De Rosa, R., and Donato, P. (2018) Nature of the magma storage system beneath the Damavand volcano (N. Iran): An integrated study. Lithos, 300–301. http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2017.12.002
Eskandari, A., De Rosa, R., and Amini, A. (2015) Remote sensing of Damavand volcano (Iran) using Landsat imagery, Implications for the volcano dynamics. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 306, 41-57. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2015.10.001
Eskandari, A., Deevsalar, R., De Rosa, R., Shinjo, R., Donato, P., and Neill, I. (2019) Geochemical and isotopic constraints on the evolution of magma plumbing system at Damavand Volcano, N Iran. Lithos, 354-355. http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2019.105274
Henry, D.J., and Guidotti, C.V. (2002) Titanium in biotite from metapelites rocks: Temperature effects, crystal-chemical controls, and petrologic applications. American Mineralogist, 87, 375-382. https://doi.org/10.2138/am-2002-0401
Henry, D.J., Guidotti, C.V., and Thomson, J.A. (2005) The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotites: implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms. American Mineralogist, 90(2-3), 316-28. http://www.doi.org/10.2138/am.2005.1498
Kheirkhah, M, and Mobashergarmi, M. (2021) Themobarometry and tectonic magmatic setting of Genjin Paleogene intermediate lavas based on clinopyroxene crystals chemistry, Evidence for the south of Tarom (eastern Azerbaijan) magmatism. Research in Earth Sciences, 12(4): 245-260 (in Persian). http://www.doi.org/10.22108/ijp.2022.130813.1254
Kheirkhah, M. (2019) Physico-chemical characteristics of the Ararat basaltic lavas from the North Gerik (NW Azerbaijan) area, based on mineral chemistry of clinopyroxene: implications for magma evolution post-collision origin. Quaternary Journal of Iran, 5, 204-185. http://journal.iranqua.ir/article-1-382-en.html
Kheirkhah, M., and Karimi, A. (2022) Geothermobarometric of Uchbolaq trachyandesites' lavas, Research on the Early-Cenozoic volcanism of the Tarom-Hashtjin magmatic zone. Petrological Journal, 48, 101-120 (in Persian). http://www.doi.org/10.22108/ijp.2022.130813.1254
Kheirkhah, M., and Mobashergarmi, M. (2021) Petrological conditions and thermobarometry of Trachyandesites in Lar Region, Southwest of Damavand Volcano. Quaternary Journal of Iran, 6, 4 (in Persian). http://journal.iranqua.ir/article-1-497-en.html  
Lanzafame, G., Mollo, S., Iezzi, G., Ferlito, C., and Ventura, G. (2013) Unraveling the solidification path of pahoehoe ‘cicirara’ lava from Mount Etna volcano. Bulletin of Volcanology, 75, 703–719. https://doi.org/10.1007/s00445-013-0703-8
Le Bas, J.M., Le Maitre, R.V., 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. https://doi.org/10.1093/petrology/27.3.745
Le Bas, N.J. (1962) The role of aluminous in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267 – 88. http://www.doi.org/10.2475/ajs.260.4.267
Liotard, J.M., Dautria, J.M., Bisch, D., Condomines, J., Mehdizadeh, H., and Ritz, J.F. (2008) Origin of the absarokite–banakite association of the Damavand volcano (Iran): trace elements and Sr, Nd, Pb isotope constraints. International Journal of Earth Sciences, 97, 89-102. http://dx.doi.org/10.1007/s00531-006-0159-6
McKenzie, D. (1989) Some remarks on the movement of small melt fractions in the mantle. Earth and Planetary Science Letters, 95, 53–72. https://doi.org/10.1016/0012-821X(89)90167-2
Mirnejad, H., Hassanzadeh, J., Cousens, B.L., and Taylor, B.E. (2010) Geochemical evidence for deep mantle melting and lithospheric delamination as the origin of the inland Damavand volcanic rocks of northern Iran. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 198, 288–296. http://www.doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2010.09.014
Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F.A., Zussman, J., Akoi, K.I., and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine, 52, 535-555. http://www.doi.org/10.1007/BF01226262
Mostafanejad, A., Hossein-Shomali, Z., and Mottaghi, A.A. (2011) 3-D velocity structure of Damavand volcano, Iran, from local earthquake tomography. Journal of Asian Earth Sciences, 42(6), 1091–1096. http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2011.03.011
Nachit, H., Razafimahefa, N., Stussi, J.M., and Carron, J.P. (1985) Composition chimique des biotite’s et typologie magmatique des granitoides. Competes Rendus Hebdomadaries de l’ Académie des Sciences, 301(11), 813–818.
Nisbet, E.G., and Pearce, J.A. (1997) Clinopyroxene composition of mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology, 63, 161-173. http://www.doi.org/10.1007/BF00398776
Pandamouz, A. (2004) The geology of Damavand volcano, Alborz Mountains, northern Iran. Geological Society of America Bulletin, 116 (1-2), 16-29. https://doi.org/10.1130/B25344.1
Papike, J.J., Cameron, K.L., and Baldwin, K. (1974) Amphiboles and pyroxenes: characterization of other than quadrilateral components and estimates of ferric iron from microprobe data. Geology Society of America, 6, 1053-1054.
Pearce, J.A., Bender, J.F., De Long, S.E., Kidd, W.S.F., Low, P.J., Guner, Y., Saroglu, F., Yilmaz, Y., Moorbath, S., and Mitchell, J.G. (1990) Genesis of collisional volcanism in eastern Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Hydrothermal Research, 44, 189–229. https://doi.org/10.1016/0377-0273(90)90018-B   
Plechov, P.Y., Tsai, A.E., Shcherbakov, V.D. and Dirksen, O.V. (2008) Opacitization conditions of hornblende in Bezymyannyi volcano andesites (March 30, 1956 eruption). Petrology, 16(1), 19–35. http://doi.org/10.1134/S0869591108010025
Rieder, M., Cavazzini, G., D'yakonov, Y.S., Frank-Kamenetskii, V.A., Gottardi, G., Guggenheim, S., Koval', P.V., Mueller, G., Neiva, A.M., Radoslovich, E.W., and Robert, J.L. (1998) Nomenclature of the micas. The Canadian Mineralogist, 36 (3), 905–912.
Sayari, M., and Sharifi, M. (2014) SCG: A computer application for single clinopyroxene geothermobarometry. Italian Journal of Geosciences, 133(2), 315-322. http://www.doi.org/10.3301/IJG.2014.01
Sayari, M., and Sharifi, M. (2016) Application of Clinopyroxene Chemistry to Interpret the Physical Conduritols of Ascending Magma, a Case study of Eocene volcanic rocks in the Ghohrud area (North of Isfahan). Journal of Economic Geology, 8(1), 61-78. http://www.doi.org/10.22067/econg.v8i1.38857
Schweitzer, E.L., Papike, J.J., and Bence, A.E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxenes from deep- sea basalts. American Mineralogist, 64, 501-513.
Shabanian, E., Acocella, V., Gioncada, A., Ghasemi, H., and Bellier, O. (2012) Structural control on volcanism in intraplate post collisional settings: Late Cenozoic to quaternary examples of Iran and Eastern Turkey. Tectonics, 31, 1-25. http://www.doi.org/10.1029/2011TC003042
Siebert, L., Simkin, T., Kimberly, P. (2011) Volcanoes of the World. University of California. 568pp.
Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallization PT-estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Föreningen), 119: 55-60. http://www.doi.org/10.1080/11035899709546454.
Stormer, J.C., Jr. (1983) The effects of recalculation on estimates of temperature and oxygen fugacity from analyses of multicomponent ion-titanium oxides. American Mineralogist, 68, 586–594.
Uchida, E., Endo, S., and Makino, M. (2007) Relationship between solidification depth of granitic rocks and formation of hydrothermal ore deposits. Resource Geology, 57(1), 47-56. http://www.doi.org/10.1111/j.1751-3928.2006.00004.x
Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J., and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30, TC3008. http://www.doi.org/10.1029/2010TC002809
Young, A.E., Davidson, J.P., and Hassanzadeh, J. (1998) Preliminary constraints on magma genesis at Damavand volcano, Iran. IAVCEI Congress Abstracts, Cape Town, South Africa.
Zanchi, A., Berra, F., Mattei, M., Ghassemi. M.R., and Sabouri, J. (2006) Inversion tectonics in central Alborz, Iran. Journal of Structural Geology, 28, 2023-2037. http://www.doi.org/10.1016/j.jsg.2006.06.020
 

Files

History

  • Receive Date: 15 July 2023
  • Revise Date: 18 September 2023
  • Accept Date: 23 September 2023

Share

How to cite

Statistics