زمین‌شیمی، پتروژنز و محیط تکتونیکی توده گابرویی ترالیتی و تشنیتی کمربن (البرز مرکزی)

دوروزی, رقیه; مسعودی, فریبرز

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,682
تعداد مقالات	13,762
تعداد مشاهده مقاله	32,202,539
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,748,222

زمین‌شیمی، پتروژنز و محیط تکتونیکی توده گابرویی ترالیتی و تشنیتی کمربن (البرز مرکزی)

پترولوژی

مقاله 7، دوره 3، شماره 12، اسفند 1391، صفحه 89-102 اصل مقاله (1.06 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

رقیه دوروزی؛ فریبرز مسعودی^*

دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

چکیده

در دامنه شمالی البرز مرکزی، در جنوب روستای کمربن، توده گابرویی آلکالن برونزد دارد. این توده در حواشی ترالیت‌های ریزدانه است و به سمت مرکز به تشنیت‌های درشت‌دانه‌تر تبدیل می‌شود. عدد منیزیم از سنگ‌های ترالیتی در حاشیه توده به‌سمت سنگ‌های تشنیتی در مرکز توده کاهش می‌یابد. وجود گابروهای ترالیتی در حاشیه ریزدانه توده گابرویی می‌تواند نمایان‌گر تبلور زود هنگام حاشیه توده، به‌علت افت حرارتی سریع‌تر باشد. در نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های مورد مطالعه غنی‌شدگی در عناصر LILE Ba) و (Rb، عناصر HFSE (Nb) و P و تهی‌شدگی در عنصر K و عناصر HREE (Y و Yb) دیده می‌شود. نمودارها، روندهایی مشابه با روند سنگ‌های آلکالن مناطق درون صفحه‌ای را نشان می‌دهند. میزان پایین (کمتر از 1) نسبت‌های عناصر HFSE/LREE، می‌تواند نشان‌دهنده اشتقاق ماگمای منشأ این سنگ‌ها از یک منبع استنوسفری باشد. میزان 10< Yb_N نمونه‌ها، مقادیر بالای (La/Yb)_N (98/19 تا 41/28) و (Dy/Yb)_N (39/1 تا 68/1) می‌تواند نشان‌دهنده وجود گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در منشأ گوشته‌ به‌وجود آورنده ماگمای سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن باشد. در نمودارهای طبقه‌بندی گابروها، این سنگ‌ها در بخش گابروهای محیط‌های ریفتی درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند. ایجاد این توده گابرویی می‌تواند در ارتباط با فاز پلوتونیسم ریفت درون صفحه‌ای باشد که در اواخر تریاس در البرز مرکزی فعالیت داشته است.

کلیدواژه‌ها

گابرو؛ ترالیت؛ تشنیت؛ ریفت درون صفحه‌ای؛ آلکالن؛ البرز مرکزی

اصل مقاله

مقدمه

پی‌سنگ ایران از البرز تا خط درز زاگرس در اصل شامل قطعات پوسته‌ای گندواناست که از حواشی قاره گندوانا در طی دوران پالئوزوئیک جدا شده است و در طی دوره مزوزوئیک به قاره اوراسیا اضافه شده است Stocklin, 1974)؛ Berberian and Berberian, 1981؛ Sengor et al., 1988؛ Sengor, 1990؛ Sengor and Natal'in, 1996)؛ Guest et al., 2007. در طی فازهای کششی ناحیه‌ای در پالئوزوئیک و مزوزوئیک پایینی در تمام قسمت‌های پی‌سنگ ایران، نازک‌شدگی و کشیدگی به‌وجود آمده است (Berberian, 1979; Berberian and King, 1981; Berberian, 1982).

بعد از رخداد کوه‌زایی فشارشی سیمرین پیشین در البرز مرکزی، شروع و آغاز فازهای کششی مزوزوئیک توسط ولکانیسم ریفتی تریاس بالایی (Rhaetic) و ته‌نشست سازند زغال‌دار شمشک مشخص می‌شود (Berberian, 1982)، بنابراین البرز مرکزی قبل از تشکیل سازند شمشک و در طی دوران رسوب‌گذاری آن تحت تأثیر تکتونیک کششی قرار گرفته است، که این خود شاهدی بر تأثیرگذاری اندک فاز کوه‌زایی سیمرین در البرز مرکزی است (Fursich et al., 2005; Zanchi et al., 2005, 2006; Berra et al., 2007). جزئیات ماگماتیسم البرز مرکزی در دوران پالئوزوئیک و مزوزوئیک در مقایسه با دوران سنوزوئیک به‌خوبی روشن نشده است. توده گابرویی کمربن در دامنه شمالی البرزمرکزی، در جنوب روستای کمربن، رخنمون دارد و ویژگی‌های سنگ‌شناسی خاص سنگ‌های آلکالن را دارد. برونزد این توده گابرویی آلکالن در درون بخش شیلی و سیلتی سازند شمشک دیده می‌شود (شکل 1). بر اساس مطالعات سعیدی (1372) سن این توده می‌تواند تا ژوراسیک میانی در نظر گرفته شود. با توجه با اینکه مطالعه سنگ‌های خاص ترالیت و تشنیت آلکالن با موقعیت چینه‌ای نسبتاً مشخص می‌تواند به شناخت بیشتر پلوتونیسم البرز مرکزی در پالئوزوئیک و مزوزوئیک منجر شود، در این تحقیق توده گابرویی مطالعه شد.

در این نوشتار، برای بررسی پتروزنز و محیط تکتونیکی توده گابرویی یاد شده از داده‌های صحرایی، پتروگرافی، کانی‌شناسی و زمین‌شیمی استفاده شده است.

زمین‌شناسی منطقه

گابروی آلکالن کمربن در دامنه شمالی البرز مرکزی، در محدوده جغرافیایی ¢21 °51 تا
¢25 °51 طول‌های شرقی و ¢16 °36 تا ¢17 °36 عرض‌‌های شمالی برونزد دارد (شکل 1). نفوذ توده‌های کوچک گابرویی متعدد در درون سازند شمشک در مجاورت منطقه مورد مطالعه (در نقشه زمین‌شناسی 100000/1 بلده) گزارش شده است (سعیدی، 1372). طبق این گزارش نفوذ توده‌های گابرویی در نقشه 100000/1 بلده در واحدهای جوان‌تر نیز دیده می‌شود، بنابراین، سن این توده‌ها حداکثر می‌تواند به ژوراسیک میانی برسد (سعیدی، 1372).

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه مطالعه شده با تغییر از نقشه 100000/1 مرزن آباد (وحدتی دانشمند، 1383). امتداد خط A محل برداشت نمونه‌های RD165 تا RD175، خط B محل برداشت نمونه‌های RD176 تاRD185 و خط C محل برداشت نمونه های RD186 تا RD192 را نشان می‌دهد.

گابروی کمربن در درون سازند شمشک و در بخش جنوبی دهکده کمربن دیده می‌شود (شکل 2- الف). گابروها در حاشیه، توپوگرافی مسطحی را از خود نشان می‌دهند (شکل 2- ب) و در برخی قسمت‌ها توسط سازند شمشک پوشیده شده‌اند و دگرگونی مشخصی در حواشی آن دیده نمی‌شود. گابرو در بخش‌های حاشیه‌ای دانه‌بندی ریز دارد و بافت ریزدانه گرانولار در آن نمایان است. ضخامت بخش حاشیه‌ای از 1 تا 5/1 کیلومتر متغیر است. اندازه دانه‌ها غالباً در حد 1 میلی‌متر و یا کمتر از آن است‌، این در حالی است که با پیمایش به سمت مرکز توده، بافت سنگ‌ها درشت‌دانه‌تر می‌شود (2 تا 5 میلی‌متر) و در مرکز توده، گابروهای درشت‌دانه تشکیل شده است که اندازه دانه‌ها به 1 تا 2 سانتی‌متر نیز می‌رسد. تغییرات بافتی در گابروهای مورد مطالعه در صحرا و نیز در نمونه‌ای از مقاطع نازک میکروسکوپی به‌صورت تدریجی است.

شکل 2- الف) نمایی از تشنیت‌های مرکز توده گابرویی کمربن در درون سازند شمشک، ب) نمایی از سنگ‌های ریزدانه ترالیتی حواشی توده گابرویی کمربن که توپوگرافی مسطحی را در صحرا نشان می‌دهند.

سنگ‌های ریزدانه حواشی توده دارای کانی‌های الیوین، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، نفلین و آنالسیم است (شکل 3). این در حالی است که سنگ‌های درشت‌دانه مرکز توده دارای کانی‌های کلینوپیروکسن، نفلین، پلاژیوکلاز و آنالسیم هستند و میزان کانی فرعی آپاتیت در این سنگ‌ها بسیار بیشتر است (شکل 4). از حواشی به سمت مرکز توده، میزان کانی‌های فلسیک (پلاژیوکلازهای سدیک، نفلین و آنالسیم) افزایش می‌یابد و میزان کانی‌های الیوین و پیروکسن کاهش می‌یابد. بنابراین، با توجه به ترکیب کانی‌شناسی می‌توان بیان کرد که ترکیب توده گابرویی از ترالیت ریزدانه در حواشی به تشنیت درشت‌دانه در مرکز تغییر می‌کند.

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی از ترالیت‌های دانه‌ریز حواشی توده به همراه کانی‌های الیوین (Ol)، کلینوپیروکسن (Cpx)، نفلین (Ne)، آنالسیم (Anl) و کانی پلاژیوکلاز که با دایره‌های قرمزرنگ در شکل متمایز شده است، علایم اختصاری نام کانی ها از Kretz (1986) اقتباس شده است.

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی از تشنیت‌های دانه‌درشت مرکز توده به‌همراه کانی‌های کلینوپیروکسن، نفلین، آنالسیم و پلاژیوکلاز (Pl)

روش انجام پژوهش

در ابتدای مطالعه، سعی شد که نمونه‌برداری کاملی از توده گابرویی انجام شود. با توجه به ارتفاعی که توده، به‌وجود آورده است، به نظر می‌رسد که وسعت آن بیشتر از آن مقداری است که رخنمون دارد. از میان نمونه‌های برداشت شده، تعداد 25 مقطع نازک تهیه شد. پس از مطالعات سنگ‌شناسی و پتروگرافی، اکسیدهای عناصر اصلی 22 نمونه به‌روش XRF و عناصر کمیاب 10 نمونه به‌روش ICP در آزمایشگاه دانشکده علوم ‌زمین دانشگاه فرارای ایتالیا آنالیز شد. ترکیب شیمیایی کانی‌ها نیز با دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب Cameca-Camebax (مجهز به سه اسپکترومتر پراش دهنده امواج) با ولتاژ 15 کیلو ولت، جریان 15 نانو آمپر و استفاده از سیلیکات‌های طبیعی و اکسیدها به‌عنوان استاندارد، در دانشگاه علوم‌زمین شهر پادوای ایتالیا تعیین شد.

شیمی کانی‌ها

الیوین

ترکیب شیمیایی این کانی از Fo_83.79 در مرکز تا Fo_68.40 در حاشیه متغیر است. آنالیزهای شیمیایی این کانی در جدول 1 ارائه شده است. میزان CaO از 23/0 تا 47/0 در الیوین‌ها بدون نظم مشخصی متغیر است، در صورتی‌که میزان MnO (22/0-60/0) همراه با افزایش میزان FeO افزایش می‌یابد و به بیش‌ترین میزان خود در الیوین‌هایی که بیشتر فایالیتی هستند، می‌رسد.

پیروکسن

آنالیزهای کانی پیروکسن در جدول 2 ارائه شده است. ترکیب شیمیایی این کانی در سنگ‌های ترالیتی و تشنیتی تقریباً مشابه است. در نمودار طبقه‌بندی انواع پیروکسن‌ها (Morimoto et al., 1988) همه پیروکسن‌ها در محدوده دیوپسید قرار می‌گیرند (شکل 5). پیروکسن‌ موجود در ترالیت‌ها نمایانگر مقادیر بالاتری از عدد منیزیم نسبت به سنگ‌های تشنیتی است. این عدد در ترالیت‌ها از 60/73 تا 91/92 و در تشنیت‌ها از 53/60 تا 11/90 متغیر است. ترکیب پیروکسن‌های ترالیت‌ها از Wo_49.82 Fs_10.35 En_39.83 در مرکز تا Wo_52.73 Fs_13.57 En_33.71 در حاشیه و پیروکسن‌های تشنیت‌ها از Wo_51.2 Fs_12.47 En_36.51 در مرکز تا Wo_48.15 Fs_21.71 En_30.14 در حاشیه متغیر است. این پیروکسن‌ها دارای مقادیر پایین SiO₂ و میزان Al_tot/Ti<10 هستند.

فلدسپار

فلدسپارها معمولاً منطقه‌بندی عادی نشان می‌دهند و ترکیب شیمیایی آن‌ها در محدوده لابرادوریت تا آندزین قرار می‌گیرد و بین An_59.16 Ab_39.34 Or_1.51 تا An_37.64 Ab_61.83 Or_0.53 متغیر است (شکل 6). پلاژیوکلازهای سنگ‌های تشنیتی دانه‌درشت، درصد سدیم بالاتری دارند و اکثر آن‌ها دارای ترکیب آندزینی هستند ولی پلاژیوکلازهای سنگ‌های ترالیتی ریزدانه، معمولاً لابرادوریت هستند (جدول 3).

بنابراین در این سنگ‌ها بین میزان کلسیم پلاژیوکلازها و میزان منیزیم سنگ میزبان تطابق و هم‌خوانی وجود دارد. پلاژیوکلازها، گاهاً تحت تأثیر هوازدگی قرار گرفته‌اند و به کانی‌های رس، آلبیت و زئولیت تبدیل شده‌اند که این تبدیل‌شدگی‌ها از سنگ‌های دانه‌ریز ترالیتی به سمت سنگ‌های دانه‌درشت تشنیتی افزایش می‌یابد.

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی الیوین در گابروهای ترالیتی

sample	RD181	RD181	RD181	RD181	RD172	RD172	RD172	RD172
	Rim	Core	Middle	Rim	Rim	Middle	Core	Middle
SiO₂	39.37	39.39	39.50	37.49	38.55	38.96	39.95	39.57
TiO₂	0.01	0.04	0.03	0.03	0.03	0.01	0.01	0.00
Al₂O₃	0.00	0.04	0.03	0.07	0.04	0.02	0.07	0.05
Cr₂O₃	0.02	0.02	0.02	0.01	0.02	0.02	0.03	0.03
FeO	17.27	15.52	16.24	27.73	22.98	16.81	15.54	17.21
MnO	0.27	0.26	0.22	0.61	0.46	0.32	0.22	0.31
MgO	43.82	45.76	45.06	34.42	39.03	46.68	45.66	44.35
CaO	0.32	0.26	0.28	0.51	0.40	0.25	0.25	0.23
Na₂O	0.04	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02
Total	101.12	101.30	101.39	100.89	101.52	103.06	101.74	101.77
O=4
Si	0.99	0.98	0.99	0.99	0.99	0.96	0.99	0.99
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe²⁺	0.36	0.32	0.34	0.62	0.49	0.35	0.32	0.36
Mn	0.01	0.01	0.00	0.01	0.01	0.01	0.00	0.01
Mg	1.64	1.70	1.68	1.36	1.50	1.72	1.68	1.65
Ca	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Na	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	3.01	3.02	3.01	3.00	3.01	3.04	3.01	3.01
Fo	81.66	83.79	82.99	68.40	74.79	82.93	83.77	81.86
Fa	18.05	15.94	16.78	30.91	24.71	16.75	16.00	17.82

جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی کانی‌های کلینوپیروکسن در گابروهای ترالیتی و تشنیتی

	Teschenite	Teschenite	Teschenite	Teschenite	Theralite	Theralite	Theralite	Theralite
sample	RD182	RD182	RD172	RD182	RD181	RD181	RD181	RD181
	Rim	Core	Core	Middle	Rim	Core	Middle	Core
SiO₂	47.74	46.50	44.28	45.43	46.31	45.89	44.74	46.32
TiO₂	2.13	3.15	3.49	3.33	2.92	2.34	3.38	2.56
Al₂O₃	7.53	7.43	8.68	7.66	6.48	8.75	8.84	6.36
Cr₂O₃	0.00	0.02	0.02	0.00	0.02	0.28	0.15	0.15
FeO	11.27	7.14	6.55	8.82	9.57	5.94	6.37	6.62
MnO	0.33	0.15	0.11	0.21	0.21	0.11	0.12	0.09
MgO	9.04	11.97	12.24	10.63	10.72	13.07	12.11	13.54
CaO	20.08	23.28	23.13	22.87	22.42	22.74	23.27	23.23
Na₂O	1.36	0.52	0.46	0.56	0.67	0.49	0.41	0.40
K₂O	0.03	0.01	0.00	0.02	0.01	0.00	0.00	0.02
Total	99.51	100.17	98.96	99.53	99.33	99.61	99.39	99.29
O=6
Si	1.81	1.73	1.66	1.71	1.75	1.70	1.67	1.73
Ti	0.06	0.09	0.10	0.09	0.08	0.07	0.09	0.07
Al	0.34	0.33	0.38	0.34	0.29	0.38	0.39	0.28
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
Fe³⁺	0.35	0.23	0.21	0.28	0.31	0.19	0.20	0.21
Mn	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00
Mg	0.51	0.66	0.68	0.60	0.61	0.72	0.67	0.75
Ca	0.82	0.93	0.93	0.92	0.91	0.90	0.93	0.93
Na	0.10	0.04	0.03	0.04	0.05	0.04	0.03	0.03
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00
Wo	48.15	51.02	50.98	51.15	49.85	49.82	51.49	49.11
En	30.14	36.51	37.56	33.08	33.17	39.83	37.29	39.81
Fs	21.71	12.47	11.46	15.77	16.98	10.35	11.22	11.07
N Mg	60.53	81.95	90.11	75.14	73.60	91.45	87.40	92.91

شکل 5- پیروکسن‌های گابروهای ترالیتی (دایره‌های توپر) و تشنیتی (دایره‌های تو خالی) در نمودار تقسیم‌بندی پیروکسن‌ها(Morimoto et al., 1988) ، این کانی در محدوده دیوپسید قرار گرفته است.

شکل 6- قرارگیری پلاژیوکلازهای گابروهای ترالیتی (مثلث توپر) و تشنیتی (مثلث تو خالی) در نمودار تقسیم‌بندی پلاژیوکلازها در محدوده لابرادوریت تا آندزین (1: آنورتیت، 2: بایتونیت، 3: لابرادوریت، 4: آندزین، 5: الیگوکلاز، 6: آلبیت، 7: آنورتوکلاز و 8: سانیدین

جدول 3- نتایج آنالیز شیمیایی کانی‌های پلاژیوکلاز در گابروهای ترالیتی و تشنیتی

	Teschenite	Teschenite	Theralite	Theralite	Tsechenite	Theralite
Sample	RD182	RD182	RD181	RD181	RD182	RD181
	Rim	Core	Core	Core	Core	Rim
SiO₂	51.12	49.65	50.30	49.21	52.02	50.01
Ti₂O	0.09	0.05	0.05	0.00	0.01	0.00
Al₂O₃	23.30	30.56	30.01	31.22	25.67	29.97
Cr₂O₃	0.01	0.03	0.02	0.02	0.00	0.10
FeO	0.31	0.23	0.02	0.06	0.05	0.08
MgO	0.01	0.01	0.01	0.00	0.23	0.01
CaO	8.49	6.87	10.85	11.25	8.47	10.95
Na₂O	7.71	4.17	4.55	4.13	6.24	5.45
K₂O	0.10	0.24	0.12	0.24	0.46	0.54
Total	91.14	93.97	95.94	96.14	93.15	97.12
O=8
Si	2.54	2.40	2.37	2.32	2.52	2.34
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	1.37	1.74	1.67	1.73	1.46	1.66
Fe	0.02	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00
Ca	0.45	0.36	0.55	0.57	0.44	0.55
Na	0.74	0.39	0.41	0.38	0.59	0.50
K	0.01	0.01	0.01	0.01	0.03	0.03
Total	5.14	4.93	5.01	5.01	5.06	5.09
Ab %	61.83	51.33	42.79	39.34	55.61	45.97
An %	37.64	46.73	56.44	59.16	41.71	51.04
Or %	0.53	1.94	0.77	1.51	2.67	3.00

فلدسپاتوئید

فلدسپاتوئیدهایی که به فراونی در این سنگ‌ها دیده می‌شود، نفلین و آنالسیم است. درصد این دو کانی‌، از سنگ‌های دانه‌ریز ترالیتی به سمت سنگ‌های دانه‌درشت تشنیتی افزایش می‌یابد. نفلین و آنالسیم، هر دو بین کانی‌‌های الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز تبلور پیدا کرده‌اند که می‌تواند بیانگر تبلور آن‌ها در انتهای روند تبلور سنگ‌ها باشد. وجود کانی‌هایی مانند نفلین و آنالسیم‌، ویژگی همه گابروهای مورد مطالعه است. نفلین‌ها دارای درصدهای وزنی Na₂O: 14.22-15.74; K₂O: 3.74-4.86; Al₂O₃: 33.06-35.13 هستند. درصد وزنی اکسیدهای آنالسیم‌هاNa₂O: 10.17-11.68; K₂O: 0.01-0.10; Al₂O_3: 24.83-29.63 است. این کانی‌ها می‌توانند مانند نفلین، اولیه و حاصل از تبلور ماگما باشند و یا اینکه حاصل آلتراسیون نفلین باشند (Morata and Higueras, 1996). با توجه به نبود شواهد آلتراسیون در مقاطع میکروسکوپی سنگ‌های گابرویی مورد مطالعه، این کانی‌ها می‌توانند به‌عنوان آنالسیم‌های اولیه در این سنگ‌ها در نظر گرفته شوند.

زمین‌شیمی

میزان SiO₂ نمونه‌های مورد مطالعه 68/40-28/45 درصد وزنی و میزان MgO 83/2 تا 44/11 است. نمونه‌های دانه‌ریز ترالیتی، دارای کم‌ترین مقدار SiO₂ و بیش‌ترین مقدار MgO هستند، در حالی‌که نمونه‌های درشت‌دانه‌تر تشنیتی، مقادیر بالاتر SiO₂ و مقادیر پایین‌تر MgO را نشان می‌‌دهند. میزان عدد منیزیم در نمونه‌های ترالیتی، بالاتر از نمونه‌های تشنیتی است. میزان این عدد در ترالیت‌ها، 21/64-39/71 و در تشنیت‌ها 32/43-2/57 است. نتایج آنالیز شیمیایی گابروهای ترالیتی و تشنیتی در جدول 4 آمده است. نمودار تغییر اکسید MgO در مقابل برخی از عناصر اصلی و فرعی نیز در شکل 7 نمایش داده شده است. با افزایش میزان MgO در سنگ‌های مورد مطالعه، میزان اکسیدهای Na₂O و K₂O کاهش و میزان FeO افزایش می‌یابد. میزان عنصر Ni در سنگ‌های ترالیتی (95 تا 194 ppm) بالاتر از سنگ‌های تشنیتی (7 تا 67 ppm) است.

بالاتر بودن میزان عنصر Co در سنگ‌های ترالیتی نسبت به سنگ‌های تشنیتی نیز در خور توجه است. با افزایش میزان MgO، میزان عناصر Ni، Co و Sc افزایش و Ba، Nb و Cu کاهش می‌یابد (شکل 7).

جدول 4- نتایج آنالیز شیمیایی سنگ‌های گابروهای ترالیتی (The) و تشنیتی (Tes) به‌روش ICP

Sample	RD165	RD167	RD169	RD171	RD172	RD175	RD178	RD178	RD181	RD182
	The	Tes	The	Tes	Tes	The	The	Tes	The	Tes
SiO₂	43.52	45.28	43.93	40.68	43.06	43.51	43.78	43.04	43.48	43.82
TiO₂	2.01	2.18	2.07	3.83	3.05	2.03	2.07	2.88	2.02	2.48
Al₂O₃	14	17.81	14.04	14.26	15.62	14.2	15	16.16	13.8	16.39
Fe₂O₃	9.23	6.18	9.15	8.33	7.17	10.05	8.63	8	9.37	8.25
MnO	0.17	0.15	0.17	0.12	0.12	0.17	0.17	0.14	0.17	0.16
MgO	11.28	2.83	10.52	6.25	4.28	9.97	7.81	4.34	11.44	3.73
CaO	10.85	9.24	10.85	13.75	11.83	10.62	10.73	12.12	10.78	9.49
Na₂O	4.8	8.76	4.92	7.33	8.19	3.99	5.82	6.91	4.59	6.88
K₂O	1.4	2.29	1.59	1.14	1.51	1.3	1.36	1.42	1.38	2.73
P₂O₅	0.85	1.72	0.86	3.14	2.15	0.74	1.01	1.89	0.87	1.62
L.O.I.	1.89	3.55	1.89	1.17	3.02	3.43	3.62	3.11	2.1	4.43
Total	100	99.99	99.99	100	100	100.01	100	100.01	100	100.0
Ba	932	2126	959	1233	1492	1011	1577	1838	1066	1576
Co	54	24	50	34	31	55	45	30	52	29
Cr	505	2	521	27	19	533	318	16	448	5
Cu	50	85	53	67	62	50	65	68	48	77
Ga	12	17	11	28	21	11	12	18	12	17
Ni	194	7	177	67	30	172	95	26	176	19
Sc	27	0	21	4	4	27	14	5	22	2
V	217	190	237	384	328	242	230	316	217	234
Zn	55	56	58	47	49	57	64	55	54	68
Rb	15.92	32.75	28.95	22.21	29.13	15.55	20.34	17.04	14.19	82.26
Sr	735	1314	660	1228	1037	714	1492	993	885	769
Y	17.7	23.7	19.2	25.5	27.1	17.8	27.7	17.3	17.4	22.0
Zr	169	206	173	211	233	172	241	182	174	229
Nb	87.1	151	87.1	113	137	91.1	130	103	88.6	209
La	43.2	77.9	45.6	83.6	77.2	43.3	76.3	51.7	44.8	81.3
Ce	77.3	128	82.9	148	135	78.2	134	91.4	82.0	139
Pr	8.29	12.3	8.70	15.0	13.2	8.23	13.6	9.19	8.55	13.4
Nd	31.7	45.9	33.3	57.4	50.7	31.4	53.3	35.2	32.7	50.4
Sm	5.56	7.19	5.82	9.06	8.26	5.48	8.85	5.93	5.71	7.99
Eu	1.78	2.41	1.86	2.62	2.50	1.77	2.77	1.97	1.85	2.52
Gd	5.14	6.83	5.46	8.32	7.68	5.14	8.22	5.54	5.34	7.40
Tb	0.76	0.96	0.81	1.14	1.08	0.76	1.17	0.79	0.78	1.02
Dy	3.43	4.28	3.65	4.91	4.86	3.42	5.24	3.48	3.50	4.51
Ho	0.65	0.84	0.71	0.93	0.94	0.66	1.01	0.67	0.67	0.86
Er	1.69	2.23	1.83	2.36	2.46	1.71	2.59	1.72	1.71	2.26
Tm	0.25	0.34	0.27	0.34	0.37	0.25	0.38	0.25	0.25	0.33
Yb	1.45	2.01	1.55	1.91	2.16	1.45	2.17	1.46	1.47	1.94
Lu	0.21	0.29	0.23	0.28	0.32	0.21	0.32	0.21	0.21	0.28
Hf	3.25	2.85	3.28	3.40	3.49	3.22	3.98	3.33	3.33	3.51
Ta	4.06	6.88	4.14	5.97	6.56	4.27	6.20	4.70	4.21	8.91
Th	5.83	10.97	6.16	7.44	10.12	5.78	8.96	6.53	5.68	10.71
U	1.53	2.59	1.50	1.99	2.41	1.52	2.14	1.88	1.49	2.73

شکل 7- نمودارهای دومتغیره و نحوه رفتار اکسیدها و عناصر مختلف همراه با کاهش میزان MgO

(¨ گابروهای ترالیتی ریزدانه و à گابروهای تشنیتی درشت‌دانه)

الگوی مشاهده شده برای عناصر LILE و HFSE در نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه و کندریت برای سنگ‌های منطقه در شکل 8 و 9 دیده می‌شود. در این نمودارها، غنی‌شدگی در LILE (مانند Ba و Rb)، HFSE (مانند Nb) و P، تهی‌شدگی در عنصر K و HREE (مانند Y و Yb) دیده می‌شود. مقادیر به‌هنجار شده عنصر Yb نسبت به کندریت در این سنگ‌ها کمتر از 10 و به‌طور متوسط 45/1-17/2 است. گابروهای کمربن غنی‌شدگی در LREE را نسبت به HREE نشان می‌دهند و میزان (La/Yb)_N به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه در این سنگ‌ها از 98/19 تا 41/28 متغیر است.

بحث

ماهیت ماگمای سازنده گابروها

میزان CaO و MnO در کانی الیوین در سنگ‌های مورد مطالعه با سنگ‌های سری آلکالن تطابق دارد (Ngounouno et al., 2001). میزان Al_tot/Ti<10 و میزان پایین SiO₂ در پیروکسن‌های سنگ‌های منطقه، از ویژگی‌های برجسته پیروکسن‌های مربوط به سری‌های آلکالن است Le Bas, 1962)؛ Azambre et al., 1992؛ Chambers and Brown, 1995؛ Dostal and Owen, 1998). پیروکسن‌های سنگ‌های گابرویی منطقه دارای مقادیر بالای سازنده ولاستونیت نسبت به جزء انستاتیت و فروسیلیت هستند.

شکل 8- نمودار عنکبوتی سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن، به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه، مقادیر برگرفته از Sun و McDonough (1989)، علایم مانند شکل 7 است.

شکل 9- نمودار عنکبوتی سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن، به‌هنجار شده نسبت به کندریت‌ها، مقادیر برگرفته از Sun و McDonough (1989)، علایم مانند شکل 7 است.

این ویژگی در پیروکسن‌های سنگ‌های تشنیتی (Wlodyka, 2002) و سنگ‌های آلکالن فوئید‌دار (Bardintzeff et al., 2012) گزارش شده است که می‌تواند مربوط به بالا بودن مقادیر Al و Ti این پیروکسن‌ها باشد، زیرا این کاتیون‌ها می‌توانند جانشین یون‌های Mg و Fe (در موضع M2 پیروکسن‌ها) شوند و این مسأله باعث کاهش میزان این دو یون نسبت به یون Ca (در موضع M1 پیروکسن‌ها) و بالا رفتن نسبت ولاستونیت می‌شود (Wlodyka, 2002). حضور کانی‌های نفلین و آنالسیم در سنگ‌ها نیز شاخصه ماگماهای آلکالن است (Dostal and Owen, 1998). بنابراین می‌توان بر اساس مطالعات کانی‌شناسی و شیمی- کانی اظهار داشت که ماگمای سازنده گابروهای مورد مطالعه ماهیت آلکالن دارد.

پتروژنز توده گابرویی

در این توده گابرویی، میزان عدد منیزیم از سنگ‌های ترالیتی در حاشیه توده به سمت سنگ‌های تشنیتی در مرکز توده کاهش می‌یابد، همچنین با کاهش MgO در سنگ‌ها، میزان SiO₂، Al₂O₃، Na₂O، K₂O و Ba افزایش و میزان Ni، Co و FeO کاهش می‌یابد. این روندهای مشاهده شده در نمودارهای دو متغیره، می‌تواند به وسیله پدیده تفریق بلورین توجیه شود.

در نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های منطقه، غنی‌شدگی در LILE (مانند Ba و (Rb، HFSE (مانند Nb) و P و تهی‌شدگی در عنصر K و HREE (مانند Y و Yb) مشابه با روندهای سنگ‌های آلکالن مناطق درون صفحه‌ای است (Beccaluva et al., 2009; Weifeng et al., 2005). در نمودارهای عنکبوتی، غنی‌شدگی در LREE نسبت به HREE نیز از ویژگی‌های سازگار با ماگماهای آلکالن تولید شده در موقعیت‌های درون صفحه‌ای است (Fitton et al., 1991; Ali and Ntaflos, 2011).

نسبت عناصر HFSE/LREE می‌تواند برای تعیین منشأ ماگمای به‌وجود آورنده سنگ‌ها استفاده شود. نسبت‌های کوچک‌تر از یک می‌تواند نشان‌دهنده منشأ لیتوسفری باشد، در صورتی که نسبت‌های بزرگ‌تر از یک، مشخصه ماگماهای نشأت گرفته از آستنوسفر است (Smith et al., 1999). گابروهای آلکالن کمربن دارای نسبت‌های بالاتر از یک Nb/La (35/1-75/2)، Nb/Ce (01/1-50/1)، Zr/La (52/2-97/3) و Zr/Ce (61/1-18/2) هستند. این نسبت‌ها می‌تواند بیانگر به‌وجود آمدن ماگمای تشکیل‌دهنده سنگ‌ها از یک منبع استنوسفری باشد.

میزان Yb_N به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) در همه نمونه‌ها پایین‌تر از 10 است. این مسأله می‌تواند نشان‌دهنده حضور گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در گوشته منشأ این سنگ‌ها باشد (Morata et al., 2005).

نمودار عنکبوتی به‌هنجار شده سنگ‌های مورد مطالعه نسبت به کندریت‌ها، تقریباً شیب تندی را نشان می‌دهد. الگوی HREE به‌هنجار شده نسبت به کندریت‌ها، در مذاب‌های تولید شده از منشأ لرزولیت- اسپینل، تقریباً مسطح است و شیب بسیار کمی را نشان می‌دهد، برای مثال میزان (Dy/Yb)_N کمتر از 06/1 است، این در حالی است که ماگماهای نشأت گرفته از لرزولیت- گارنت دارای نسبت‌های (Dy/Yb)_N بالاتر از 06/1 هستند (Blundy et al., 1998; Ali and Ntaflos, 2011). بنابراین شیب تند الگوی HREE در شکل 12، مقادیر بالای (La/Yb)_N (98/19-41/28) و مقادیر بالای (Dy/Yb)_N در سنگ‌های مورد مطالعه که از 39/1 تا 68/1 تغییر می‌کند، می‌تواند نشان‌دهنده وجود گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در منشأ گوشته به‌وجود آورنده ماگمای سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن باشد.

محیط تکتونیکی و جایگاه ماگماتیسم در البرز مرکزی

همان‌طور که یاد شد، روند رفتار عناصر کمیاب در نمودارهای عنکبوتی، متناسب با روندهای عناصر در محیط‌های دورن صفحه‌ای است. در نمودار‌های طبقه‌بندی گابروها (شکل 10) نیز این سنگ‌ها در بخش گابروهای محیط‌های ریفتی درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند (Biermanns, 1996). برونزد این توده گابرویی آلکالن در درون بخش شیلی و سیلتی سازند شمشک دیده می‌شود و سن توده‌های مشابه که در ناحیه البرز مرکزی در درون سازند شمشک و یا در واحدهای جوان‌تر دیده می‌شوند، حداکثر ژوراسیک میانی تعیین شده است (سعیدی، 1372). در البرز مرکزی، تکتونیک کششی در دوران مزوزوئیک، در تریاس بالایی هم‌زمان با ولکانیسم ریفتی Rhaetic و شروع رسوب‌گذاری سازند زغال‌دار شمشک آغاز می‌شود (Berberian, 1982). این فاز کششی که با ایجاد ریفت‌های ناحیه‌ای در بخش‌های مختلف همراه است، به ایجاد ولکانیسم و پلوتونیسم در منطقه منجر شده است (Berberian, 1982). فرآیندهای کششی و ولکانیسم و پلوتونیسم وابسته به آن در البرز مرکزی از تریاس بالایی (شروع ته‌نشست سازند شمشک) تا ژوراسیک میانی (خاتمه ته نشست سازند شمشک) ادامه داشته است (Fursich et al., 2005, Zanchi et al., 2005, 2006; Berra et al., 2007). در شمال دهکده کمربن، گدازه‌های آلکالن مربوط به ولکانیسم ریفتی اواخر تریاس دیده می‌شود که از نظر ویژگی‌های کانی‌شناسی و بافتی شباهت در خور توجهی را با توده گابرویی آلکالن کمربن نشان می‌دهد (دوروزی، در دست چاپ). بنابراین ایجاد توده گابرویی آلکالن کمربن می‌تواند در ارتباط با فاز پلوتونیسم ریفت درون‌صفحه‌ای باشد که در اواخر تریاس در البرز مرکزی فعالیت داشته است.


شکل 10- نمودار‌های طبقه‌بندی گابروهای آلکالن کمربن، این سنگ‌ها در بخش گابروهای محیط‌های ریفتی درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند (Biermanns, 1996)، علایم مانند شکل 7 است.

نتیجه‌گیری

مطالعه گابروهای کمربن، نشان از حضور یک فار پلوتونیسم آلکالن در شمال البرز مرکزی دارد. این توده در حاشیه ریزدانه‌تر و ترکیب ترالیتی دارد و به‌سمت مرکز، درشت‌دانه‌تر و ترکیب تشنیتی می‌یابد. این مسأله می‌تواند نمایان‌گر تبلور زود هنگام حاشیه توده، به‌علت افت حرارتی سریع‌تر باشد. در نمودارهای زمین‌شیمیایی نیز، روند تفریق از حاشیه توده به سمت گابروهای درشت‌دانه تشنیتی مرکز دیده می‌شود. بر اساس زمین‌شیمی عناصر کمیاب، ماگمای سازنده این سنگ‌ها در موقعیت درون صفحه‌ای و از یک منبع استنوسفری به‌وجود آمده است. میزان و نسبت عناصر کمیاب نشان‌دهنده وجود گارنت به‌عنوان فاز باقی‌مانده در منشأ گوشته به‌وجود آورنده ماگمای سنگ‌های گابرویی آلکالن کمربن است. ایجاد توده گابرویی آلکالن کمربن می‌تواند در ارتباط با فاز پلوتونیسم ریفت درون‌صفحه‌ای باشد که در اواخر تریاس در البرز مرکزی فعالیت داشته است.

مراجع

دوروزی، ر. (1392) پترولوژی و بررسی توالی ماگماتیسم سنگ‌های آذرین دامنه شمالی البرز مرکزی در منطقه سیاه بیشه. رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی تهران، تهران، ایران.

سعیدی، ع. (1372) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 بلده. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

وحدتی دانشمند، ف. (1383) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 مرزن‌آباد. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

Ali, Sh. and Ntaflos, Th. (2011) Alkali basalts from Burgenland, Austria: Petrological constraints on the origin of the westernmost magmatism in the Carpathian-Pannonian Region. Lithos 121: 76-87.

Azambre, B. G., Rossy, M. and Albarede, F. (1992) Petrology of the alkaline magmatism from the Cretaceous North-Pyrenean Rift Zone (France and Spain). European Journal of Mineralogy 4: 813-834.

Bardintzeff, J., Deniel, C., Guillou, H., Platevoet, B., Telouk, P. M. and Oun, Kh. (2012) Miocene to recent alkaline volcanisim between Al Haruj and Waw an Namous (southern Libya). International Journal of Earth Science 101: 1047-1063.

Beccaluva, L., Bianchini, G., Natali, C. and Siena, F. (2009) Continental flood basalts and mantle Plumes: a Case Study of the Northern Ethiopian Plateau. Journal of petrology 50(8): 1377-1403.

Berberian, F. and Berberian, M., (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Delany, F. M. (Ed.): Zagros-Hindu Kush-Himalaya GeodynamicEvolution. Geodynamics Series. American Geophysical Union,Washington, 5-32.

Berberian, M. (1976) Seismotectonic map of Iran, 1:250000. Contribution to the seismotectonics of Iran (Part II). Geological Survey of Iran 39: 7-141.

Berberian, M. (1982) The southern Caspian: A compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Scinces 20:163-183.

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

Berra, F., Zanchi, A., Mattei, M. and Nawab, A. (2007) Late Cretaceous transgression on a Cimmerian high (Neka Valley, Eastern Alborz, Iran): A geodynamic event recorded by glauconitic sands. Sedimentary Geology 199: 189-204.

Biermanns, L. (1996) Chemical classification of gabbroic-dioritic rocks, based on TiO₂, SiO₂, FeO total, MgO, K₂O, Y and Zr. Symposium International sur la Geodynamigue Andine 3. Saint-Malo, France.

Blundy, J. D., Robinson, J. A. C. and Wood, B. J. (1998) Heavy REE are compatible in clinopyroxene on the spinel lherzolite solidus. Earth and Planetary Science Letters 160: 493-504.

Chambers, A. D. and Brown, P. E. (1995) The Lilloise intrusion East Greenland: fractionation of a hydrous alkali picritic magma. Journal of Petrology 36: 933-963.

Dostal, J. and Owen, J. V. (1998) Cretaceous alkaline lamprophyres from northeastern Czech Republic: Geochemistry and petrogenesis. Geologische Rundschdau 87: 67-77.

Fitton, J. G., James, D. and Leeman, W. P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research 96: 13693-13711.

Fürsich, F. T., Wilmsen, M., Seyed-Emami, K., Cecca, F. and Majidifard, R. (2005) The upper Shemshak Formation (Toarcian-Aalenian) of the Eastern Alborz (Iran): biota and palaeoenvironments during a transgressive-regressive cycle. Facies 51: 365-384.

Guest, B., Guest, A. and Axen, G. (2007) Late Tertiary tectonic evolution of northern Iran: A case for simple crustal folding. Global and Planetary Change 58: 435-45.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminium in igneous clinopyroxene with relation to their parentage. American Journal of Sciences 260: 267-268.

Morata, D. and Higueras, P. (1996) Analcimas en lavas alcalinas delSinclinal de Almade´n, Origen primario o secundario? Implicacionespetrogene´ticas. Boletı´n de la Sociedad Espan˜ola de Mineralogı´a 19: 27-37.

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarez, M. (2005) The Bandurrias gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian Cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Morimoto, N., Fabries, J., Fergusson, A. K., Guizbourg, I. D., Ross, M.,Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclatureof pyroxenes. American Mineralogist 173: 1123-1133.

Ngounouno, I., Moreau, C., De´ruelle, B., Demaiffe, D. and Montigny, R. (2001)Pe´trologie du complexe alcalin sous-sature´ de Kokoumi (Cameroun).Bulletin de la Societe´ ge´ologique de la France 172: 675-686.

Sengor, A. M. C. (1990) A new model for the late Palaeozoic-Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. Geological Society of London Special Publication 37: 119-181.

Sengor, A. M. C. and Natal'in, B. A. (1996) Paleotectonics of Asia: fragments of a synthesis. In: Harrison, M. (Ed.): The tectonic evolution of Asia. Cambridge University Press, Cambridge: 486-640.

Sengor, A. M. C., Altiner, D., Cin, A., Ustaomer, T. and Hsu, K. J. (1988)Origin and assembly of the Tehyside orogenic collage at theexpense of Gondwana and Thetys. Geological Society of London, Special Publication 37: 119-181.

Smith, E. I., Sánchez, A., Walker, J. D., Wang, K. (1999) Geochemistry of mafic magmas in the Hurricane Volcanic Field, Utah: implications for small- and large scale chemical variability of the lithospheric mantle. Journal of Geology 107: 433-448.

Stocklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: Burk, C. A. and Drake, C. L. (Eds.): The Geology of Continental Margins. Springer-Verlag, Berlin: 873-887.

Sun, S. and McDonough, W. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalt: Implications for mantle composition and processes, Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society Special Publications 42: 313-345.

Weifeng, C., Peirong, C., Xesheng, X. and Min, Z. (2005) Geochemical characteristics of Cretaceous basaltic rocks in south China and constraints on Pacific plate subduction. Science in China Ser. D Earth Sciences 48(12): 2104-2117.

Wlodyka, R. (2002) Clinopyroxene and amphibole zoning patterns in teschenite rocks from the outer western polish carpatians. Congress of Carpathian-Balkan Geological Association Bratislava. September 1^st-4^th.

Zanchi, A., Berra, F., Mattei, M., Ghassemi, M. and Sabouri, J. (2006) Inversion tectonics in central Alborz, Iran. Journal of Structural Geology 28: 2023-2034.

Zanchi, A., Berra, F., Mattei, M., Zanchetta, S., Nawab, A. and Sabouri, J. (2005) The early Mesozoic Cimmerian orogeny in the Alborz mountains, Iran. Geophysical Research 7: 1607-7962.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 669

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 795

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

زمین‌شیمی، پتروژنز و محیط تکتونیکی توده گابرویی ترالیتی و تشنیتی کمربن (البرز مرکزی)