پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شمارهها | 1,682 |
| تعداد مقالات | 13,758 |
| تعداد مشاهده مقاله | 32,158,870 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,733,777 |
زمینشیمی و زئولیتزایی توفها در محدوده معدنی زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پترولوژی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 11، دوره 8، شماره 32، اسفند 1396، صفحه 197-212 اصل مقاله (4.36 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.81982.0 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| زهرا مهرپویا* ؛ فرامرز طوطی؛ کاظم کاظمی؛ محمدعلی برقی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| منطقه زریندشت در استان تهران، در میان شهرستانهای دماوند و فیروزکوه جای دارد. این منطقه با گسترش نزدیک به 10 کیلومتر مربع، بخشی از پهنه ساختاری البرز مرکزی بهشمار میرود. برپایه بررسیهای سنگنگاری و زمینشیمیایی، سنگهای آذرآواری منطقه زریندشت ترکیب تراکیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت دارند. بررسیهای میکروسکوپی و تجزیه XRD نشان میدهند این سنگها دارای شیشه و بلورهای کوارتز، کلینوپتیلولیت، آنالسیم، ناترولیت، هیولاندیت، مونتموریونیت، کائولینیت، ایلیت و کلریت هستند. بافت توفها ویتروفیری است. برپایه دادههای زمینشیمیایی، سنگهای یادشده سرشت کالکآلکالن دارند و از نوع متاآلومین تا پرآلومین است. الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه برای نمونههای منطقه زریندشت نشاندهندة غنیشدگی این سنگها از LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE و آنومالی منفی Eu، Ba، Ti، Sr و P است. این پدیده و نیز جایگاه نمونهها در نمودارهای گوناگونِ شناسایی پهنه زمینساختی، نشاندهندة پیدایش سنگهای زریندشت در پهنه فرورانشِ حاشیه فعال قارهای هستند. کلریتها افزونبر حضور در زمینه سنگ، کمابیش حفرهها را (بهصورت بادامکی) پر کردهاند؛ اما آنالسیم بیشتر در زمینه سنگ پراکنده بوده و گویا پیامد بازتبلورِ شیشههای آتشفشانی، مانند شاردهای درون سنگ، هستند. این کانیهای ثانویه پیامد دیاژنز تدفینی– دگرگونی درجه پایین در توفهای زریندشت دانسته میشوند که زیر فشار لایههای بالایی روی داده است. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| زئولیت؛ ژئوشیمی؛ دیاژنز تدفینی؛ توف های سازند کرج؛ زرین دشت؛ البرز مرکزی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
کمربند چینخورده آلپ هیمالیا از مهمترین کمربندهای کوهزایی است و موزاییکی از تکههای کوچک و بزرگ قارهای و نوارهای کوهزایی گوناگون را به نمایش میگذارد. از دیرباز، بسیاری از زمینشناسان به بررسی پیدایش و تکامل ساختاری این کمربند پرداختهاند. ازآنجاییکه سرزمین ایران بخشی از این کمربند است، همواره دچار تحولات گوناگونی بوده است که هر یک به گونهای در پیدایش طرح کنونی آن مؤثر بودهاند. شاید مهمترین و فراگیرترین رویداد در پیدایش پوسته ایران زمین، فرایندهای ماگمایی سنوزوییک بوده باشند که در پی فاز کوهزایی آلپی روی دادهاند. رویداد این کوهزایی رشته کوههای آلپ- هیمالیا را تحتتأثیر قرار داده است و کوههای ایران به شکل امروزی در آمده و همزمان و یا کمی پس از آن، بخش بزرگی از اندوختههای معدنی ایران پدید آمدهاند. در البرز، در پی رخداد فاز کوهزایی لارامید، دامنة شمالی از دامنة جنوبی جدا شده است و بههمین رو، نهشتههای سنوزوییکِ بخش شمالی ایران در دو پهنة رسوبی جداگانه انباشته شدهاند. در بخش جنوبی البرز، پس از دورههای فرسایشی و انباشت آواریهای پالئوسن (کنگلومرای فجن)، زمین با دریای کمژرفایی پوشیده و جایگاه خوبی برای تهنشست سنگ آهکهای نومولیت دار ائوسن پیشین، (سازند زیارت) و توفیتهای سبز ائوسن میانی (سازند کرج) شده است (Aghanabati, 2004). در ایران سه پهنه آتشفشانی اصلی شناخته شده است: یکی در شمال ایران با روند خاوری- باختری که پهنه البرز نامیده میشود و دیگری در جنوبباختری ایران با روند شمالباختری- جنوبخاوری که پهنه ارومیه- دختر نام دارد. همچنین، مجموعههای بزرگ سنگهای آتشفشانی ترشیری در خاور ایران (بلوک لوت و مرز زمیندرز سیستان-بلوک لوت) چشمگیر هستند. هر سه این پهنهها در مزوزوییک پسین- سنوزوییک پیشین بهویژه ائوسن فعال بودهاند. بسیاری از پژوهشگران بر این باورند که فرایندهای آتشفشانی در این سه پهنه به فرورانش وابسته هستند (Berberian and King, 1981). فعالیت ماگمایی در آغاز سنوزوییک، در سه پهنه البرز و ارومیه- دختر و خاور ایران بیشترین تمرکز را داشته است و از دیرباز بسیاری از زمینشناسان ایرانی و خارجی به آن پرداختهاند. ستبرترین واحدهای آتشفشان زاد ایران به سن ائوسن هستند که بهویژه در کمان ماگمایی ارومیه– بزمان، کوههای خاور ایران، بلوک لوت، جنوب بینالود، بخش جنوبی البرز و شمالباختری آذربایجان رخنمون دارند. در سنگهای آتشفشانی ائوسن ایران، سنگشناسی و جایگاه پیدایش (دریایی – قاره ای) بسیار گوناگون است. همچنین، ترکیب شیمیایی این سنگها نیز تغییرات بسیاری، از اسیدی تا بازیک، دارد. در «البرز- آذربایجان»، فرایندهای آتشفشانی ائوسن، شامل مجموعهای از سنگهای آذرآواری و گدازههای دریایی هستند که بیشتر سن ائوسن میانی داشته و در چینهشناسی ایران «سازند کرج» نام دارند. این سازند که از دامغان تا کوههای تالش (البرز مرکزی و باختری) گسترش دارد نشاندهندة تکاپوهای انفجاری شدید آتشفشانهای زیردریایی در زمان ائوسن است و گاه تا 3000 متر ستبرا دارد (Aghanabati, 2004). برپایه بررسیهای گستردهای که بر روی پهنه البرز و بهویژه سازند کرج انجام شده است، توفهای زریندشت و چگونگی زئولیتزایی آن، در هالهای از ابهام است. روی زئولیتهای دماوند دربارة کانیهای رسی در توفهای بخشی از البرز مرکزی بررسیهایی انجام شده است. این گزارش و بررسیها (Velayati, 1990؛ انتشارات جهاد دانشگاهی، دانشگاه تهران) به زئولیت در این منطقه نیز پرداختهاند. Pourmoghaddam (2013) نیز دربارة زئولیت توفهای زریندشت بررسیهای جامعی داشته است. ایشان از سنتز زئولیت کلینوپتیلولیت این منطقه چهار نوع زئولیت مرلینوییت، آنالسیم، کانکرینایت و ناترولیت بهدست آورده است. برپایه بررسیهای Abniki (2011) روی بخش معدنی زریندشت، کیفیت زئولیتهای این مناطق با زئولیتهای بخشهای دیگر (مانند: زئولیت افتر سمنان و زئولیت میانه آذربایجان شرقی) مقایسه شده است. از مهمترین یافتههای این بررسی این بوده است که اگرچه در بررسیهای پیشین، میزان سدیم در زئولیت دماوند کمتر ازمناطق زئولیتی دیگر بهدست آمده است (بهگفته دیگر، زئولیت این منطقه شیرین است)، دادههای بهدست آمده از تجزیه XRF، نشان میدهند زئولیت دماوند شیرین نیست و سدیم آن دو منطقه زئولیتی دیگر بالاتر است. همچنین، فراوانترین زئولیت منطقه کلینوپتیلولیت و هیولاندیت دانسته شده است. بررسیهای دورسنجی در شناسایی گسل، مناطق دگرسانی و شناسایی سنگها، بنیان کار ایشان بود.
زمینشناسی عمومی منطقه معدنی زریندشت در40 کیلومتری جنوبباختری شهرستان فیروزکوه، در محدوده ورقه 1:100000 فیروزکوه (Salamati, in press)، میان طولهای جغرافیایی ̋58´31˚52 تا ̋16́36˚52 خاوری و عرضهای جغرافیایی ̋30́32˚35 تا ̋32́34˚35 شمالی، جای دارد. برپایه ردهبندی Stöcklin (1972)، این منطقه بخشی از پهنه البرز بهشمار میرود (شکل 1). محدوده زریندشت در نقشه زمینشناسی 1:100000 فیروزکوه (Salamati, in press) جای دارد (شکل 2). مهمترین سازندهای این منطقه عبارتند از: الف) سازند فجن: کنگلومرای آهکی به رنگ خاکستری- قرمز (PEscf)؛ ب) سازند: سنگ آهک و توف به رنگ خاکستری و زرد (Ez)؛ پ) سازند کرج: تناوب توف، توف شیلی و شیل به رنگ سبز تا خاکستری بهصورت محلی با افقهایی از سنگ آهک و ژیپس (Ektsh)؛ ج) سازند قم: سنگ آهک مارنی با چندین عدسی گچی (QM1mq). افزونبر سازندهای یادشده در بالا، واحدهای دیگری نیز در منطقه هستند و واحدهای M2 (ماسهسنگ- شیل و ماسهسنگ کنگلومرایی) و Em (مارن با میانلایههایی از سنگ آهک و توف به رنگ خاکستری روشن) از مهمترین آنها هستند. کنگلومرا و ماسهسنگ درشت دانه با جورشدگی کم و به سن پلیوسن-کواترنری (واحدPLQC)، واحدهای M1 (مارن، شیل، ژیپس و نمک به رنگ بنفش- قرمز) و M2 (ماسهسنگ- شیل، ماسهسنگ کنگلومرایی) با سن میوسن را پوشاندهاند. جوانترین واحدهایِ منطقه، رسوبهای بادبزنی آبرفتی کهن و جوان با سن کواترنری هستند. توفهای سبز رنگ ائوسن سازند کرج از سنگهای زریندشت هستند. اگرچه سازند کرج یادآور توفهای سبز البرز جنوبی است، سازند کرج در برش الگو و همچنین، در رخنمونهای دیگر، ترکیب سنگشناسی همگنی ندارد؛ ازاینرو، در برش الگو، با 3300 متر ستبرا، به 5 عضو ردهبندی شده است. سنگشناسی منطقه زریندشت همانند «بخش توف بالایی» است. زئولیتها در بخشهای بالایی سازند کرج گسترش دارند. افق زئولیتی گاه با تناوب شیل و ماسهسنگ و گاه مارن سبز تا خاکستر توفی سازند کرج یکدرمیان دیده میشود و ستبرای آن از 3 تا 200 متر است. لایههای آهکی کمژرفا (مانند: آهک ماسهای سازند قم) روی افق زئولیت جای گرفتهاند. این پدیده نشاندهندة پهنه دریایی کمژرفا روی توفهای سبز کرج برای پیدایش زئولیت است (Velayati, 1990). هر سه عنصر ساختمانی چینها، درزهها و گسلها در منطقه زریندشت و بخشهای پیرامون آن دیده میشوند. هر سه نوع درزه طولی، عرضی و برشی روی لایهها دیده میشوند. در میان آنها، درزههای برشی فراوانی بیشتری دارند و فراوانی درزههای عرضی و طولی پس از آنهاست (Pourmoghaddam, 2013).
شکل 1- واحدهای ساختاری ایران و جایگاه منطقه زریندشتدر پهنه البرز، برگرفته از Stöcklin (1972)، با تغییراتی پس از Shahabpour (1994)
شکل 2- نقشه زمینشناسی زریندشت، برگرفته از نقشه 1:100000 فیروزکوه (Salamati, in press)
روش انجام پژوهش برای بررسی سنگنگاری و سنگشناسی سنگهای آذرآواری منطقه زریندشت، برپایه بررسیهای صحرایی، شمار 50 نمونه سنگی از توفهای سازند کرج در باختر روستای زریندشت و در بخش معدنی این روستا برداشت شد. از میان این نمونهها، 30 مقطع نازک تهیه و پس از بررسیهای دقیق سنگنگاری و عکسبرداری از آنها، شمار 10 نمونه سنگی که بی لیتیک بودند برگزیده و در آزمایشگاه Actlabs کانادا با روشهایXRF و ICP-MS تجزیه شدند. دادههای زمینشیمیایی بهدستآمده با نرمافزارهای GCDKit و Igpet بررسی و سپس تحلیل شدند. شمار 14 نمونه سنگی برگزیده نیز به آزمایشگاه وینگستر تهران برای انجام تجزیه XRD فرستاده شد. دادههای بهدستآمده با روش هاناوالت بررسی و تحلیل شدند. بحث سنگنگاری سنگهای آذرآواری این منطقه دانههایی به اندازه کوچکتر از 2 میلیمتر دارد و برپایه ردهبندی Fisher (1966)، توف نامیده میشوند. برپایه نمودار Schmid (1981)، این توفها در محدوده کریستالتوف و ویتریکتوف جای میگیرند. بافت بیشتر این توفها ویتروفیری است (شکل 3). بر پایه بررسیهای سنگنگاری و میکروسکوپی (شکلهای 3 و 4) و دادههای XRD (شکل 5)، کانیهای اصلی این سنگها پلاژیوکلاز، کوارتز، آلکالیفلدسپارها و بیوتیت و کانیهای ثانویه آنها، آنالسیم، کلینوپتیلولیت، هیولاندیت، کلسیت کلریت و کانیهای رسی هستند. کانیهای کدر از کانیهای فرعی این سنگها هستند. شکستگیها و حفرههای درون بخشهای معدنی با کانیهایی مانند زئولیتِ کلینوپتیلولیت و زئولیتهای اسفرولیتی پر شدهاند.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از توفهای زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی): A) بافت ویتروفیری (Qtz، Bt و Pl، بهترتیب بلورهای کوارتز، بیوتیت و پلاژیوکلاز هستند)؛ B) بافت ویتریک با شارد جناغی؛ C) تصویری از حضور شارد Y شکل در ویتریک توف؛ D) Lit، Qtz و Pl، بهترتیب لیتیک، کوارتز و پلاژیوکلاز هستند؛ E) شاردهای شیشهای صفحهای در زمینه سنگ؛ F) شاردهای شیشهای هلالی در زمینه سنگ (نماد اختصاری کانیها از Kretz (1983) برگرفته شده است)
سیالهای گرمابی در شکاف و گسلها چرخه طولانی را میگذرانند. دریاهای کمژرفا خاستگاهی برای این سیالها بهشمار میروند. گرمای ژئوترمال منطقه نیز نقش شستشو و انحلال مواد و در پایان، رسوبگذاری کانیهای زئولیتی (در pH خنثی تا اسیدی) در آن را داشته است. شکلهای گوناگون شاردهای شیشهای (مانند: Y شکل، داسی و صفحهای) در این سنگها دیده میشوند (شکل 3). شاردهای صفحهمانند یا داسیشکل که دستکم یک سطح خمیده (که بخشی از دیواره حفره ترکیده است) دارند، از ماگمای حبابداری که با آب بیرونی برهمکنش داشته پدید آمدهاند. شاردهای قالبدار یا دارای ساختمان تکهای (Blocky Shards)، با سطوح کج و کم حفره، فراوانترین شاردها در خاکسترهای هیدرو- ولکانیک اسیدی و بازیک هستند (Wohletz, 1983). سازند کرج با سن ائوسن دارای کمپلکسهای آذرآواری و آتشفشانی زیردریایی است (Iwao and Hushmand-Zadeh, 1971). آنالسیم با شکلهای تیپیک چندگوش دیده میشوند. این کانی در دمای نزدیک به C°200 و در فشار آب 2 تا 5 کیلوبار متبلور میشود. pH برای پیدایش آنالسیم 8 است؛ اما اگر pH بیشتر از 10 شود، آنالسیم در دمای C° 100 نیز پدید میآید (Kim and Burley, 1971). آنالسیم در زمینه توفهای سازند کرج بهصورت پراکنده، تجمعی و سالم دیده میشود (شکل 4).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از توفهای میزبان کانیهای زئولیتی (زریندشت، پهنه البرز مرکزی): A) تصویر XPL؛ B) تصویر PPL (Anl: آنالسیم)
شکل 5- الگوهای XRD برای نمونههای توف ائوسن در معدن زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی): A) کانیهای بهدستآمده در تجزیه XRD برای نمونه شماره 2A؛ B) کانیهای بهدستآمده در تجزیه XRD برای نمونه شماره 33A (A: آنالسیم؛ Or: ارتوکلاز؛ Q: کوارتز؛ I: ایلیت؛ K: کائولینیت)
زمینشیمی دادههای تجزیه زمینشیمیاییِ عنصرهای اصلی و کمیاب برای سنگهای آذرآواری منطقه زریندشت در جدول 1 آورده شده است. با بهرهگیری از این دادههای زمینشیمیایی، خاستگاه و سنگزاییِ (پتروژنز) نمونههای سنگی شناخته میشوند. برپایه نمودار پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977)، ترکیب شیمیایی نمونهها تراکیت، ریوداسیت/ داسیت و ریولیت/ داسیت است (شکل 6- A). همچنین، برپایه نمودار پیشنهادیِ Cox و همکاران (1979)، توفهای زریندشت در گسترة سنگهای ریولیتی، تراکیتی و داسیتی جای میگیرند (شکل 6- B).
جدول 1- دادههای تجزیه زمینشیمیاییِ عنصرهای اصلی (به روش XRF؛ برپایه درصد وزنی)، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (به روش ICP-MS؛ برپایه ppm) برای نمونههای سنگی منطقه زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی)
شکل 6- جایگاه نمونههای زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در نمودارهای ردهبندی سنگهای آذرین. A) نمودار SiO2 در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Cox et al., 1979)
در نمودار پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971)، درصد وزنی مجموع آلکالی (Na2O+K2O) در برابر سیلیس (SiO2) نشان داده میشود و برای شناسایی سنگهای سابآلکالن و آلکالن بهکار برده میشود (شکل 7- A). برپایه نمودار یادشده، بیشتر سنگهای منطقه زریندشت در گسترة سابآلکالنها هستند. همچنین، بر روی نمودار سهتایی پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971)، نمونهها روند و سرشت کالکآلکالن نشان میدهند (شکل 7- B). نمودار Hastie و همکاران (2007) در شناسایی سری ماگمایی بهکار برده میشود. در این نمودار از فراوانی عنصرهای Co و Th برای شناسایی سری ماگمایی بهره گرفته میشود. با بهکارگیری این نمودار، سریهای شوشونیتی، کالکآلکالن و تولهایتی از یکدیگر شناخته میشوند. برپایه این نمودار، بیشتر نمونههای آذرآواری منطقه زریندشت در گسترة کالکآلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای میگیرند (شکل 7- C). از نمودار A/CNK در برابر A/NK که برپایه نسبتهای ملکولی Al2O3/CaO+Na2O+K2O در برابر Al2O3/Na2O+K2O (Shand, 1943; Maniar and Piccoli, 1989) است، برای شناسایی گروههای شاخص درجه اشباعشدگی از آلومینیم بهره برده میشود. در این نمودار نسبت A/NK برای همه نمونهها بیشتر از 1 بوده و نمونهها در گسترة متاآلومین تا پرآلومین جای میگیرند (شکل 8). گفتنی است که جایگیری نمونهها در بخش پرآلومین علتهای گوناگونی دارد. در حقیقت، عواملی مانند جدایش (تفریق) گسترده کانیهای پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت از ماگمای کالکآلکالن، آلایش یک نمونه با سنگ در برگیرنده سرشار از آلومینیم (مانند: ترکیبهای پلیتی، دگرسانی سریسیتی یا پروپیلیتی و ...)، مذابی با ویژگی متاآلومین را بهسوی پرآلومین سوق میدهند (Collins, 1988)؛ هرچند زئولیتزایی در توفهای منطقه زریندشت نیز چهبسا در گرایش این سنگها بهسوی سرشت پرآلومین نقش دارد. در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیبهای گوشته اولیه، مورب و کندریت (شکل 9)، تهیشدگی در عنصرهای Sr، P، Ti و آنومالیهای بسیار منفی Eu، نشاندهندة جدایش آپاتیت، مگنتیت ± تیتانیت و پلاژیوکلاز پیش از فوران است. روند MREE بهسوی HREE، شیب ملایم دارد که نشان میدهد جدایش آمفیبول اهمیت کمتری داشته و با مقدار آب ماگمایی کمتر سازگار است؛ از اینرو، جدایش پلاژیوکلاز را نشان میدهد (Moore and Carmichael, 1998).
شکل 7- جایگاه نمونههای زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در نمودارهای شناسایی سری ماگمایی. A) Na2O+K2O در برابر SiO2 (Irvine and Barragar, 1971)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Barragar, 1971)؛ C) نمودار Th در برابر Co (Hastie et al., 2007)
شکل 8- نمونههای زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در نمودار A/NK در برابر A/CNK (Shand, 1943) برای شناسایی گروههای شاخص درجه اشباعشدگی از آلومینیم
عنصرهای Ba (در پی جانشینی باریم با پتاسیم در ارتوکلاز و بیوتیت) و P (به دنبال پیدایش آپاتیت) با جدایش این کانیها آنومالی منفی پیدا کردهاند. نمونههای منطقه زریندشت دارای آنومالی Eu هستند. آنومالی Eu به پلاژیوکلاز و فوگاسیته اکسیژن بستگی دارد؛ ازاینرو، آنومالی منفی در مذاب پیامد خارجشدن فلدسپارها در پی جدایش بلوری در شرایط فوگاسیته کم اکسیژن است (Wilson, 1989). برپایه پیشنهاد Wu و همکاران (2003)، آنومالی منفی Eu اگر با آنومالی منفی Sr همراه باشد، پیامد جدایش پلاژیوکلاز بوده و اگر همراه با آنومالی منفی Ba باشد، پیامد جدایش پتاسیمفلدسپار بوده است. برپایه آنچه گفته شد، در نمونههای منطقه زریندشت جدایش همزمان پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار عامل مهمی در تحول ماگمایی بهشمار میرود. Barnes و همکاران (2001) نیز بر این باورند که در هنگام تبلور ماگما، جدایش پلاژیوکلاز، کاهش Sr و افزایش آنومالی Eu را به دنبال دارد. روند تغییرات از Ta تا Yb در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب مورب (شکل 9- B) بسیار همانند الگوهای پیشنهادشدة Pearce (1983) برای پهنههای حاشیه فعال است (روند ناهموار که تغییراتی را نشان میدهد).
شکل 9- نمونههای منطقه زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) در: A) نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب مورب (Pearce, 1983)؛ C) نمودار عنکبوتی بهنجارشده عنصرهای خاکی نادر به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)
ماگمای پدیدآمده در پهنههای فرورانش، آنومالی منفی شاخص از عنصرهای HFSE دارد؛ زیرا این عنصرها در فازهای دیرگداز سنگهای دگرگونی پوسته فرورونده بهجای میمانند و در مذاب پدید آمده وارد نمیشوند. غنیشدگی از عنصرهای LILE و تهیشدگی از عنصرهای HFSE ارتباط نزدیکی با پدیده فرورانش دارد (شکل 9). تهیشدگی از عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Ti، Ta و Nb) و فراوانی بالای عنصرهای با شدت میدان کم یا LFSE (مانند: Rb، K، Th، Ce و La) از ویژگیهای آشکار سنگها در کمانهای آتشفشانی و سریهای کالک آلکالن است (Gill, 1981; Hawkesworth et al., 1991; Castillo et al., 2007). برای شناسایی پهنه زمینساختی نمونههای منطقه زریندشت از نمودارهای گوناگونی بهره گرفته شد. Muller و همکاران (1992) با بهرهگیری از عنصرهای اصلی و کمیاب، نمودارهایی را برای شناسایی پهنههای زمینساختی پیشنهاد کردهاند. برپایه نمودارهای شکل 10، نمونههای منطقه زریندشت در گسترة وابسته به کمان جای میگیرند و نشاندهنده پیدایش سنگهای یادشده در پهنه مرتبط با فرورانش هستند.
شکل 10- نمودارهای شناسایی پهنه زمینساختی و جایگاه نمونههای منطقه زریندشت (فیروزکوه، پهنه البرز مرکزی) (Muller et al., 1992)
دیاژنز تدفینی- دگرگونی درجه ضعیف دیاژنز تدفینی که در سریهای آذرآواری ستبر ژاپن بررسی شده است، از چهار پهنه ساخته شده است (Iijima, 1978). هر کدام از این پهنهها بیشتر از اجتماعهایِ کانیهایِ سریهایِ واکنشیِ شیشة سیلیسی– زئولیتهای آلکالی- آلبیت ساخته شدهاند و معرف آبزدایی با افزایش عمق هستند (شکل 11). شیشه سیلیسی که اندکی به مونتموریلونیت و اوپال-A و یا اوپال-CT دگرسان شده، از ویژگیهای پهنه I است. در پهنه II، در پی واکنش سیلیس با آب درون سازندی، زئولیتهای آلکالی کلینوپتیلولیت و موردنیت، اوپال- CT و مونتموریلونیت پدید میآیند. این زئولیتهای آلکالی در پهنه III، آنجاییکه دو زیرپهنه شناخته شده، با آنالسیم جایگزین شدهاند. دو زیرپهنة III عبارتند از: زیرپهنة IIIa که کلینوپتیلولیت اندکی با هیولاندیت جایگزین میشود و زیرپهنة IIIb که هیولاندیت با لامونیت جایگزین شده است. در پهنه IV، آنالسیم با آلبیت جایگزین شده و این پهنه مربوط به دگرگونی درجه ضعیف است. برخی از این توالیهایِ پهنهای در گمانههای ژرف بررسی شدهاند (Iijima and Ogihara, 1995). در این گمانهها، انتقال میان پهنهها در فاصلههای دمایی روی میدهد. از اینرو، مرز میان پهنههای II و III، در ژرفای 1700 تا 3500 متر و مرز میان پهنههای III و IV، در ژرفای 2500 تا 4500 متری است. در شکل 12 دیده میشود که تبدیل پهنهها در ستبرای 700- 100 متر و در فاصلههای دمایی مشخصی بهصورت زیر روی میدهد: - گسترة دمایی در مرز پهنههای II و I برابر C° 50-41 بوده و میانگین آن C° 44 است؛ - گسترة دمایی در مرز پهنههای III و II برابر C° 91-80 بوده و میانگین آن C° 84 است؛ - گسترة دمایی در مرز میان پهنههای IV و III برابر C° 124-122 بوده و میانگین آن C° 123 است.
شکل 11- پهنههای زئولیتهای اتوژنیک و دیگر سیلیکاتهایی که در هنگام دیاژنز تدفینی در یک مقطع ستبر از ولکانوکلاستیکهای سیلیسی دریایی دیده میشوند. پهنه IV در رژیم دگرگونی ردهبندی میشود (Iijima, 1978)
شکل 12- پهنهبندی کانیهای سیلیکاته و زئولیت پدیدآمده هنگامِ دیاژنز تدفینیِ توفهای سیلیسی در سکانسهای ستبر دریایی (Iijima and Ogihara, 1995)
با توجه به شکل 11 و برپایه کانیهای دیدهشده در توفهای منطقه زریندشت، پهنههای دیاژنز تدفینی I، II و III شناسایی میشوند. در مرحله I و در دمای کمتر از 44 درجه سانتیگراد، شیشه سیلیسی اندکی به مونتموریلونیت دگرسان شده است. با اینکه کانیهای کوارتز ثانویه، ایلیت، آنالسیم، کلریت در سنگهای منطقه زریندشت دیده میشوند، نبود کانیهای شاخص لامونیت و آلبیت نشان میدهد پیشرفت این فرایندها در مرز دیاژنز تدفینی– دگرگونی در گسترة دمایی C° 123-84 بوده است. بررسیهای انجامشده روی مواد آتشفشانی باختر کمربند هیمالیا (البرز) نیز نشان دادهاند کانیهای پهنه دیاژنز تدفینی و دگرگونی کمدما از بالا به پایین: آنالسیم← آلبیت← پرهنیت- اپیدوت- آلبیت هستند (Iwao and Hushmand-Zadeh, 1971) و این نکته درستیِ یافتههای بهدستآمده در این پژوهش را نشان میدهد. همچنین، برپایه بررسیهای انجامشده روی توفهای ریولیتی ناحیه Trboviste اسلواکی، تبلور کانیهای کلینوپتیلولیت، موردنیت و آنالسیم پیامد دیاژنز تدفینی – دگرگونی درجه ضعیف بوده است (Reed et al., 1993a, b).
نتیجهگیری در منطقه زریندشت، ویتریکتوف با ترکیبهای ریولیت، ریوداسیت، داسیت و تراکیت از سنگهای آذرآواری در سازند کرج هستند. بررسی سنگنگاری نشاندهندة کانیهای کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار، کلسیت، کلریت، بیوتیت، زئولیت، کانیهای آهندار و رسی در سنگهای منطقه است. برپایه دادههای زمینشیمیایی، سنگهای آتشفشانی منطقه زریندشت سرشت کالکآلکالن دارند و متاآلومین تا پرآلومین هستند. کاربرد نمودارهای شناسایی پهنه زمینساختی ماگما بههمراه غنیشدگی از عنصرهای LILE و تهیشدگی از عنصرهای HFSE نشاندهندة پیدایش سنگهای منطقه زریندشت در پهنه مرتبط با فرورانش در حاشیه فعال قارهای هستند. با اینکه کانیهای کوارتز ثانویه، ایلیت، آنالسیم، مونتموریلونیت و کلریت در سنگهای منطقه زریندشت دیده میشوند؛ اما نبود کانیهای شاخص لامونیت و آلبیت نشاندهندة پیشرفت این فرایندها در مرز دیاژنز تدفینی– دگرگونی در گسترة دمایی C° 123-84 است.
سپاسگزاری از تلاشهای جناب آقای دکتر سلمان ولایتی و آقای جواد مهرپویا برای همکاری در بازدیدهای صحرایی سپاسگزاری میشود. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran (in Persian).
Abniki, M. (2011) Study of Damavand area zeolites according to its applications in industry and agriculture and also its structure changes study by scanning electron microscopy. M.Sc. thesis, Islamic Azad University Tehran South Branch, Tehran (in Persian).
Barnes, C. G., Burton, B. R., Burling, T. C., Wright, J. E., and Karlsson, H. R. (2001) Petrology and geochemistry of the late Eocene Harrison Pass pluton, Ruby mountains Core Complex, Northeastern Nevada. Journal of Petrology 42: 901-929.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 18: 210-256.
Castillo, P. R., Rigby, S. J. and Solidum, R. U. (2007) Origin of high field strength element enrichment in volcanic arcs: geochemical evidence from the Sulu Arc, Southern Philippines. Lithos 97(3-4): 271-288.
Collins, L. G. (1988) Hydrothermal differentiation and myrmekite- A clue to many geologic puzzles. Theophrastus Publications S. A., Athens.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurts, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen & Unwin.
Fisher, R. V. (1966) Rock composed of volcanic fragments and their classification. Earth Science Reviews 1: 287-98.
Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Berlin.
Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: Development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48: 2341-2357.
Hawkesworth, C. J., Hergt, J. M., Ellam, R. M. and McDermott, F. (1991) Element fluxes associated with subduction related magmatism. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 335: 393-405.
Iijima, A. (1978) Geological occurrences of zeolite in marine environments. In: Natural zeolites (Eds. Sand, L. B., Mumpton, F. A.) 175-198. Pergamon, Oxford.
Iijima, A. and Ogihara, S. (1995) Temperature-time relationships of zeolitic reactions during burial diagenesis in marine sequences. In: Natural Zeolites: Occurrence, Properties, Use. (Eds. Ming, D. W. Mumpton, F. A.) 115-124. Brockport, New York.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian. Journal of Earth Sciences 8: 523–546.
Iwao, S. and Hushmand-Zadeh, A. (1971) Stratigraphy and petrology of the low-grade regionally metamorphosed rocks of the Eocene formation in the Alborz Range, north of Tehran, Iran. The Journal of the Japanese Association of Mineralogists, Petrologists and Economic Geologists 65: 265-285.
Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.
Kim, K. T. and Burley, B. J. (1971) Phase equilibria in the system NaAlSi3O8-NaAlSiO4-H2O with special emphasis on the stability of analcite. Canadian Journal of Earth Sciences 8(3): 311-338.
Maniar, P. D. and Picooli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635–643.
Moore, G. M. and Carmichael, I. S. E. (1998) The hydrous phase equilibria (to 3 kbar) of an andesite and basaltic andesite from western Mexico: Constraints on water content and conditions of phenocryst growth. Contributions to Mineralogy and Petrology 130: 304–319.
Muller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic rocks, from different tectonic setting: a pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 259–289.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J., Norry, M. J.) 230–249. Shiva Publications, Nantwich.
Pourmoghaddam, M. (2013) Synthesis of zeolites, merlinoite minerals of Damavand’s natural clinoptiloite zeolites mineral in hydrothermal conditions, under the influence of alkaline mediums. Iranian Journal of Earth Sciences 5: 21-24.
Reed, J. K., Gipson, M. Jr. and Neese, D. G. (1993a) Hydrocarbon potential of sandstone reservoirs in the Neogene east Slovakian Basin, Part 1: A petrographic examination of lithology, porosity, and diagenesis. Journal of Petroleum Geology 16: 89-108.
Reed, J. K., Gipson, M. Jr. and Vass, D. (1993b) Hydrocarbon potential of sandstone reservoirs in the Neogene east Slovakian Basin, Part 2: Zeolites and clay minerals. Journal of Petroleum Geology 16: 223-236.
Salamati, M. R. (in press) Explanatory of text of Firoozkuh. Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran.
Schmid, R. (1981) Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposites and fragments: recommendation of the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geology 9: 3-41.
Shahabpour, J. (1994) Post-mineralization breccia dike from the Sar-Cheshmeh Porphyry copper deposit, Kerman, Iran. Exploration and Mining Geology 3: 39-43.
Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. Their genesis, composition, classification and their relation to depsits. Thomas Murby and Company, London.
Stöcklin, J. (1972) Iran Central septentrional et oriental (en collaboration avec les géologues du Service Geologique de l’Iran). Lexique Stratigraphique International III, Fascicule 9b, Iran. Centre National de la Recherche Scientifique, Paris, pp. 1-283.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) 42: 313-345. Geological Society, London, Special Publications.
Velayati, S. (1990) Study of clay minerals in the tuffs of part of Central Alborz, The Publications (SID) of Tehran University (in Persian).
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hyman Ltd., London.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-342.
Wohletz, K. H. (1983) Mechanisms of hydrovolcanic pyroclast formation: grain- size, scanning electron microscopy, and experimental studies. 7. Journal of Volcanology and Geothermal Research 17: 31–63.
Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C-H., Yui, T-F., Lin, Q., Ge, W-C. and Sun, D-Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE Chine (I). Geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241-273.
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,836 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 713 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||