سنگ شناسی، زمین شیمی و محیط تکتونوماگمایی توده گرانیتوئیدی زاجکان (زیرپهنه طارم- هشتجین، باختر قزوین)

منطقة زاجکان در نزدیک به 40 کیلومتری شمال ابهر و 65 کیلومتری باختر قزوین جای دارد و بخشی از پهنة البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) در زیرپهنة ماگمایی- فلززایی طارم- هشتجین (Hajalilou, 1999; Ghorbani, 2013) است. همانند بسیاری از بخش‏‌های پهنة البرز- آذربایجان، در این منطقه نیز در پی رویداد کوهزایی آلپی، سنگ‏‌های آذرین بیرونی، نیمه‏درونی و درونی گوناگونی از ائوسن تا الیگوسن پدید آمده‌اند. این سنگ‌های آذرین ارتباط فضایی و مکانی نزدیکی با کانه‏‌زایی‏‌های فلزی آهن، مس، سرب- روی و طلا دارند. تا کنون بررسی‌های بسیاری روی کانه‌زایی‏‌های فلزی در بخش‏‌های گوناگون زیرپهنة طارم- هشتجین انجام شده‌اند (Rahmani et al., 2004; Mehrabi et al., 2009, 2016; Khanmohammadi et al., 2010; Bazargani Guilani and Parchekani, 2010; Ghasemi Siani, 2014; Nabatian et al., 2014a; Hosseinzadeh et al., 2015, 2016; Esmaeli et al., 2015; Mokhtari et al., 2016; Kouhestani et al., 2018, 2019). بررسی‏‌های انجام‌شده روی توده‏‌های آذرین درونی نیز بیشتر به پدیده‌های سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی توده‏‌های گرانیتوییدی بزرگ همراه با کانه‏‌زایی‏‌های در این زیرپهنة پرداخته‌اند (Moayyed, 2001; Naderi, 2011; Nazari Nia et al., 2014; Nabatian et al., 2014b; Aghazadeh et al., 2015; Nabatian et al., 2016a, b; Saiedi et al., 2018; Yasami et al., 2018).

منطقة زاجکان در کرانة جنوب‏‌خاوریِ پهنة طارم- هشتجین (شکل 1- A)، دربردارندة توالی آتشفشانی- رسوبی ائوسن (هم‌ارز سازند کرج) است که با توده‏‌های آذرین درونی به سن ائوسن بالایی (Hosseini et al., 2016) قطع شده‌اند.

شکل 1 ‏- A) جایگاه منطقة زاجکان روی نقشة ساختاری ساده‏‌شدة ایران (Ramezani and Tucker, 2003)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی منطقة زاجکان با مقیاس 1:20000

برپایة نقشة 1:100000 زمین‏‌شناسی ابهر (Hosseini et al., 2016)، این توده‏‌ها ترکیب سنگ‏‌شناختی میکرومونزودیوریت و میکروگرانیت دارند. با اینکه این توده با کانه‏‌زایی‏‌های سرب- روی- مس منطقه ارتباط فضایی نزدیکی دارد (Kouhestani et al., 2019)، اما تا کنون بررسی علمی دقیقی روی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی و سنگ‌شناسی آنها انجام نشده است؛ ازاین‌رو، در این نوشتار ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمیایی و پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگمایی تودة آذرین درونی زاجکان بررسی شده‌اند. این بررسی‌ها در شناسایی وابستگی کانه‏‌زایی‏‌های سرب- روی- مس منطقه با توده‏‌های آذرین درونی اهمیت دارند. گفتنی است تهیة نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:250000 زنجان (Stöcklin and Eftekharnezhad, 1969) و 1:100000 ابهر (Hosseini et al., 2016)، بررسی‌های پژوهشی روی کانه‏‌زایی سرب- روی- مس زاجکان (Kouhestani et al., 2019) و همچنین، فعالیت‌های اکتشافیِ شرکت روی‏‌گداز زنجان دربارة پیجویی سرب- روی- مس در منطقه از بررسی‌های پیشین در این منطقه هستند.

روش انجام پژوهش

این پژوهش در دو بخش بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده است. در بخش بررسی‌های صحرایی به شناسایی فازهای گوناگون تودة آذرین درونی زاجکان و نمونه‌گیری از آنها برای بررسی‌های آزمایشگاهی پرداخته شد. در این راستا، افزون‌بر انجام بررسی‌های صحرایی و تهیه نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:20000، بیشتر از 45 نمونه برداشت شدند که از میان آنها شمار 24 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‏‌شناختی ساخته شد. نام‌های اختصاری کانی‏‌ها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند. گزینش نمونه‏‌های صحرایی برپایة تغییرات رنگ، بافت و ترکیب سنگ‏‌شناسی واحدهای گوناگون است و تا جای ممکن نمونه‏‌های با کمترین نشانه‌های دگرسانی برگزیده شدند. پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 10 نمونه از سالم‌ترین نمونه‌هایِ فازهای گوناگون تودة آذرین درونی برگزیده شدند. نمونه‏‌ها نخست با خردکننده فولادی تا اندازه نزدیک به 5 مش خردایش شدند و سپس با آسیاب تنگستن‌کاربید به مدت 2 دقیقه تا اندازة نزدیک به 200 مش پودر شدند. پس از پودر‌کردن هر نمونه، ماسه‏‌های کوارتزی آسیاب شدند تا میزان آلودگی به کمترین برسد. سپس، میزان 20 گرم از پودر نمونه‏‌ها برای برای بررسی فراوانی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به روش‏‌های XRF و ICP-MS به شرکت زرآزما در تهران فرستاده شدند. برای تجزیه به روش XRF برای عنصرهای اصلی، قرصی از نمونه‏‌های پودرشده ساخته شد. برای به‌دست‌آوردن میزان عنصرهای خاکی کمیاب به روش ICP-MS نیز نزدیک به 2/0 گرم از هر نمونه در لیتیم‌متابرات/تترابرات ذوب و سپس در اسیدنیتریک حل شدند. میزان دقت برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب میان 3 تا 5 درصد بوده است. مقدار LOI نمونه‏‌ها با نگهداری پودر سنگ‏‌ها در دمای 1000 درجه سانتیگراد به مدت 2 ساعت به‌دست آمد.

زمین‏‌شناسی

منطقة زاجکان بخش کوچکی از ورقة زمین‌شناسی 1:100000 ابهر (Hosseini et al., 2016) است. برپایة نقشة یادشده و برپایة بررسی‌های صحرایی انجام‏‌شده، واحدهای سنگی رخنمون‏‌یافته در این منطقه، مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن هستند. این سنگ‏‌ها از قدیم به جدید، گدازه‏‌ها و توف‏‌های ریوداسیتی، آندزیت‌داسیتی و ایگنیمبریت‏‌ها و کریستال‌توف‏‌های اسیدی همراه با میان‏‌لایه‏‌های آندزیت، بازالت و تراکی‌آندزیت و تناوب ماسه‏‌سنگ‏‌های توفی، توف ‏‌‌ماسه‏‌ای، لاپیلی‌توف، کنگلومرا و برش‌توفی حد واسط به‌همراه میان‏‌لایه‏‌های گدازه‏‌های آندزیتی، تراکی‏‌آندزیتی و بازالت‏‌های آندزیتی و الیوین‌بازالت هستند. برپایة نقشة زمین‏‌شناسی 1:20000 منطقة بررسی‌شده (شکل 1)، واحدهای سنگی در این منطقه دربردارندة واحدهای آتشفشانی- رسوبی (E^tv1، E^tv2 و E^v1) به‌همراه یک گنبد داسیتی (da) و چندین رخنمون تودة آذرین درونی با ترکیب کلی گابرو، پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت، کوارتز مونزونیت و گرانودیوریت (qmz) هستند.

واحد E^tv1: این واحد دربردارندة تناوب لایه‏‌های توفی اسیدی (کریستال‌توف، لیتیک‌کریستال‌توف و لیتیک‌توف) همراه با گدازه‏‌های داسیتی- ریوداسیتی و گاه ایگنمبریت است که بخش بزرگی از منطقه بررسی‌شده در بخش شمالی آن را دربر گرفته است (شکل‏‌های 1 و 2).

شکل 2- نمایی از واحد E^tv1 که با تودة گرانیتوییدی زاجکان در آن نفوذ کرده است و خود به‏‌صورت هم‏‌شیب با واحد E^tv2 پوشیده شده است (دید رو به باختر)

روند عمومی این واحد، ‏‌باختری- ‏‌خاوری با شیب نزدیک به 65- 40 درجه و رو به جنوب است. تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz) درون این واحد نفوذ کرده است و در مرز همبری با تودة آذرین درونی، نشانه‌های دگرسانی گرمابی به‏‌صورت آرژیلیکی‏‌شدن گسترده در این سنگ‏‌ها دیده می‌شود. شدت دگرسانی آرژیلیکی در بخش‏‌های خاوری به اندازه‌ای پیشرفته است که پهنة دگرسانی یادشده برای خاک صنعتی (کائولن) در حال بهره‏‌برداری است. این واحد سنگی به‌سوی بالا با واحد E^tv2 به‏‌صورت هم‏‌شیب پوشیده شده است (شکل 3).

واحد E^tv2: این واحد دربردارندة تناوب ماسه‏‌سنگ توفی، توف ‌ماسه‏‌ای، لاپیلی‌توف، لیتیک‌توف و توف‏‌برش با میان‏‌لایه‏‌های محدود از گدازه‏‌های آندزیتی و بازالت آندزیتی است که بخش‏‌های جنوبی منطقه را دربر گرفته‌اند (شکل‏‌های 1 و 3). روند عمومی این واحد باختری- خاوری با شیب نزدیک به 50- 35 درجه رو به جنوب است و به‏‌صورت هم‏‌شیب روی واحد E^tv1 جای می‏‌گیرد (شکل 3).

واحد E^v1: بخش‏‌های گدازه‏‌ای واحد E^tv2 در برخی بخش‌ها ستبرای چشمگیری دارد و به‏‌عنوان واحد جداگانه‌ای شناخته می‌شود. این سنگ‏‌ها که بیشتر ترکیب آندزیت، مگاپورفیریتیک‌آندزیت و بازالت‌آندزیتی دارند، با نام واحد E^v1 در نقشة 1:20000 منطقه نشان داده شده‏‌اند (شکل‏‌های 1 و 4). ستبرای واحدهای گدازه‏ای یادشده گاه به نزدیک به 20 متر می‏‌رسد.

شکل 3- نمایی از واحد E^tv2 که به‏‌صورت هم‏‌شیب روی واحد E^tv1 جای گرفته است (دید رو به جنوب‏‌باختری)

شکل 4- نمایی از واحد E^v1 که درون توالی واحد E^tv2 جای گرفته است (دید رو به جنوب)

گنبد داسیتی (da): در بخش مرکزی تا خاوری منطقة بررسی‌شده و در جنوب تودة گرانیتوییدی زاجکان، یک تودة داسیتی با ساختار گنبدی‌شکل در مرز میان واحدهای E^tv1 و E^tv2 خودنمایی می‏‌کند (شکل‏‌های 1 و 5- A). توده داسیتی یادشده شکستگی‏‌های دیاکلازی مشخصی دارد. تودة داسیتی بیضوی شکل است و درازای آن راستای خاوری- باختری نشان می‌دهد.

تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz): در شمال و باختر روستای زاجکان، تودة گرانیتوییدی درون توالی آتشفشانی- رسوبی واحد E^tv1 و در هستة تاقدیس زاجکان رخنمون دارد (شکل‏‌های 1 و 5- B). این تودة گرانیتوییدی به‏‌صورت چند رخنمون جداگانه در منطقه دیده می‌شود (شکل 1)؛ اما در نقشة 1:100،000 ابهر (Hosseini et al., 2016) به‏‌صورت یک توده نمایش داده شده است. بررسی‏‌های صحرایی نشان می‌دهند این توده ترکیب سنگ‏‌شناسی متنوعی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که از باختر به‌سوی خاور، ترکیب گابرو، پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت تا پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و گرانودیوریت نشان می‌دهد. بخش‏‌های باختری به‏‌صورت ارتفاعات بلند است و بافت میکروگرانولار دارند؛ اما بخش خاوری در ارتفاعات پایین رخنمون دارد و بافت‏‌های پورفیری تا پورفیروییدی و گرانولار نشان می‌دهد. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در برخی بخش‌ها درون این توده دیده می‌شوند. بخش گرانودیوریتی دچار دگرسانی شده است و رگة کوارتزی با کانه‏‌زایی سرب- روی درون آن (شمال روستای زاجکان) پدید آمده است. همچنین، درون بخش پیروکسن‌ کوارتزمونزودیوریتی (بخش شمالی توده) نیز رگة کوارتزی با کانه‏‌زایی سرب- روی دیده می‏‌شود. تودة پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی بافت پورفیری و پورفیروییدی با فنوکریست‏‌های درشت دارد؛ اما دگرسانی شاخص و رگه‏‌های کوارتزی کانه‏‌دار ندارد.

شکل 5- A) نمایی از گنبد داسیتی (da) در مرز میان واحدهای E^tv1 و E^tv2 (دید رو به خاور)؛ B) دورنمایی از تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz) درون واحدهای آتشفشانی- رسوبی (دید رو به شمال)

سنگ‏‌شناسی توده‏‌های آذرین درونی

- گابرو

این سنگ‏‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره با بافت دانه‏‌ای دیده می‌شوند و در مقایسه با دیگر گروه‏‌های سنگی، رنگ تیره‏‌تری دارند. در مقیاس میکروسکوپی، بافت اصلی سنگ گرانولار است و بافت‏‌های افیتیک و ساب‏‌افیتیک و پویی‏‌کلیتیک در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند. از دیدگاه کانی‏‌شناسی، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن‏‌های اکتینولیتی‏‌شده از کانی‏‌های اصلی و آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، کانی‏‌های کدر و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی این سنگ‌ها به شمار می‌روند. سریسیت، اکتینولیت و کانی‏‌های کدر در پی دگرسانی کانی‏‌های نخستین پدید آمده‌اند. پلاژیوکلازها به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار با ماکل نواری دیده می‌شوند (شکل 6- A) و برخی از آنها منطقه‏‌بندی نشان می‏‌دهند. در برخی بلورها دگرسانی ضعیف سریسیتی دیده می‌شود. در برخی بلورها، میانبار‏‌هایی از کانی‏‌های کدر، پیروکسن و آپاتیت بافت پویی‏‌کیلیتیک را پدید آورده‌اند. اندازة بلورهای پلاژیوکلاز تا 4 میلیمتر نیز می‏‌رسد. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها نزدیک به 65 درصدحجمی است. کلینوپیروکسن‏‌ها بیشتر به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و با درجات مختلف به اکتینولیت دگرسان شده‏‌اند (شکل 6- B). در پی دگرسانی به اکتینولیت، کانی‏‌های کدر نیز پدید آمده‌اند. برخی بلورهای کلینوپیروکسن میانبار‏‌هایی از پلاژیوکلاز دارند و این ویژگی بافت افیتیک را پدید آورده است (شکل 6- C). اندازة پیروکسن‏‌ها تا 2 میلیمتر نیز می‏‌رسد و فراوانی بلورهای آنها نزدیک به 30 درصدحجمی است. کوارتز و آلکالی‌فلدسپار به‏‌صورت بلورهای کوچک و بی‏‌شکل در میان پلاژیوکلازها و پیروکسن‏‌ها دیده می‌شوند و فراوانی آنها در مجموع از 3 درصدحجمی کمتر است.

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (در نور عبوری پلاریزه متقاطع یا XPL) از کانی‏‌ها و بافت توده‏‌های آذرین درونیِ منطقة زاجکان: A) تجمع بلورهای پلاژیوکلاز به‌همراه کلینوپیروکسن با بافت گرانولار در گابروها؛ B) ‏‌بلورهای کلینوپیروکسن جایگزین‏‌شده با اکتینولیت در کنار پلاژیوکلازها در گابروها. میانبار کلینوپیروکسن درون پلاژیوکلاز دیده می‌شود؛ C) میانبار‏‌های پلاژیوکلاز درون بلورهای کلینوپیروکسن و پیدایش بافت افیتیک در گابروها؛ D) بلور درشت پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی و با بخش مرکزی با منطقه‏‌بندی و ویژگی‏‌های نوری متفاوت نسبت به حاشیه در پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ E) میانبار‏‌های پلاژیوکلاز درون بلورهای کلینوپیروکسن و پیدایش بافت افیتیک در پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ F) هم‏‌رشدی کوارتز و آلکالی‌فلدسپار و پیدایش بافت گرافیک در پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ G) بلور درشت پلاژیوکلاز در میان بلورهای کوچک‏‌ترِ آلکالی‌فلدسپار و کلینوپیروکسن اکتینولیتی‏‌شده در پیروکسن‌کوارتزمونزونیت؛ H) کانی‏‌های مافیک جانشین‏‌شده با اکتینولیت به‌همراه بلورهای پلاژیوکلاز در زمینة دانه‏‌ریز کوارتز- فلدسپار در گرانودیوریت‏‌ها؛ I) بلورهای درشت پلاژیوکلاز با دگرسانی سریسیتی در گرانودیوریت‏‌ها. بلورهای ریز و بی‏‌شکل کوارتز در فضای میان آنها دیده می‏‌شوند (Act: اکتینولیت؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Graphic: بافت گرافیکی؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Qz: کوارتز؛ Ser: سریسیت)

- پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت

این سنگ‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره و با بافت دانه‏‌ای ریزبلور دیده می‌شوند. در مقایسه با گابروها، این سنگ‏‌ها رنگ کمابیش روشن‏‌تری دارند و ریزبلور هستند. در مقیاس میکروسکوپی، این سنگ‏‌ها بافت‏‌های گرانولار ریزبلور تا پورفیروییدی نشان می‌دهند. بافت‏‌های افیتیک و ساب‏‌افیتیک، پویی‏‌کیلیتیک، گرافیکی و غربالی نیز در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شوند. به‏‌ترتیب فراوانی، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، کواتز و آلکالی‌‏‌فلدسپار از کانی‏‌های اصلی هستند. بیوتیت‏‌های کلریتی‏‌شده، کانی‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن نیز از کانی‏‌های فرعی شمرده می‌شوند. همچنین، اکتینولیت، سریسیت، کانی‏‌های رسی، کلریت و کانی‏‌های کدر از شمار کانی‏‌های ثانویه هستند. پلاژیوکلازها که فراوان‏‌ترین کانی‏‌ در این سنگ‌ها هستند، به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز منطقه‏‌بندی دارند. اندازة بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز تا 5/2 میلیمتر می‏‌رسد؛ اما در نمونه‏‌های با بافت پورفیروییدی، اندازة آنها به 6 میلیمتر نیز می‏‌رسد. برخی بلورهای پلاژیوکلاز میانبار‏‌هایی از کانی کدر و پیروکسن دارند و ازاین‌رو، بافت پویی‏‌کلیتیک نشان می‌دهند. درون برخی بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی، بقایایی از پلاژیوکلازهای قدیمی دیده می‏‌شوند (شکل 6- D) که گمان می‏‌رود ترکیب متفاوت‏‌تری نسبت به بخش حاشیه‏‌ای دارند. بلورهای پلاژیوکلاز با درجات مختلف به کانی‏‌های رسی و سریسیت دگرسان شده‏‌اند. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها نزدیک به 55 تا 60 درصدحجمی است. کلینوپیروکسن به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند و اندازة آنها تا 3 میلیمتر می‏‌رسد. بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن به اکتینولیت دگرسان شده‌اند. در پی این دگرسانی، کانی‏‌های کدر نیز پدید آمده‌اند. بقایای پیروکسن درون برخی اکتینولیت‏‌ها دیده می‌شوند. برخی بلورهای درشت کلینوپیروکسن میانبار‏‌هایی از پلاژیوکلاز دارند و ازاین‌رو، بافت افیتیک و ساب‏‌افیتیک نشان می‌دهند (شکل 6- E). برخی بلورهای درشت کلینوپیروکسن ماکل نواری دارند. در کل، پیروکسن‏‌های سالم و اکتینولیتی‏‌شده نزدیک به 25 درصدحجمی از کل سنگ را دربر می‏‌گیرند. کوارتز و آلکالی‌فلدسپار به‏‌صورت بلورهای کوچک بی‏‌شکل در زمینة سنگ و در فضای میان بلورهای درشت پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن دیده می‏‌شوند. فراوانی هر کدام از آنها نزدیک به 5 تا 7 درصدحجمی است. اندازة بلورهای کوارتز و آلکالی‌‏‌فلدسپار از یک میلیمتر کمتر است. در پی هم‏‌رشدی کوارتز و آلکالی‌فلدسپار، در برخی نمونه‏‌ها بافت گرافیکی پدید آمده است (شکل 6- F). معمولاً بافت گرافیکی پیامد تبلور هم‏‌زمان کوارتز و آلکالی‌فلدسپار در نقطه اوتکتیک دانسته می‏‌شود. به باور Shelly (1993)، پیدایش بافت گرافیکی پیامد فشار بخار آب بالا هنگام تبلور است. بلورهای ورقه‏‌ای بیوتیت با اندازة کمتر از یک میلیمتر و با فراوانی کمتر از 3 درصدحجمی در میان دیگر کانی‏‌ها دیده می‌شوند. برخی از آنها تا اندازه‌ای با کلریت جانشین شده‏‌اند.

- پیروکسن‌کوارتزمونزونیت

این سنگ‏‌ها در نمونة دستی بافت پورفیری تا پورفیروییدی با درشت‏‌بلورهای فلدسپار دارند و به رنگ خاکستری دیده می‌شوند. بافت این سنگ‏‌ها بیشتر پورفیروییدی تا گرانولار است. پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کلینوپیروکسن‏‌های اکتینولیتی‏‌شده و کوارتز از کانی‏‌های اصلی و بیوتیت، کانی‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی آنها هستند. سریسیت، کانی‏‌های رسی، اکتینولیت، کلریت، کانی‏‌های کدر و رگچه‏‌های کلسیت و اپیدوت نیز از کانی‏‌های ثانویه به‌شمار می‌روند. پلاژیوکلاز به‏‌صورت بلورهای درشت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شود (شکل 6- G). اندازة بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر تا 3 میلیمتر می‏‌رسد؛ اما بلورهایی به اندازة یک سانتیمتر نیز دیده می‌شوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز به دگرسانی ضعیفی به سریسیت، آن هم بیشتر در حاشیه بلور، دچار شده‏‌اند. شماری از بلورهای پلاژیوکلاز منطقه‏‌بندی و برخی دیگر از آنها میانبارهایی از کانی‏‌های کدر، کلینوپیروکسن‏‌های اکتینولیتی‏‌شده، آپاتیت و حتی زیرکن دارند. فراوانی پلاژیوکلازها نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی است. آلکالی‌فلدسپارها بیشتر به‏‌صورت بلورهای کوچک نیمه‏‌شکل‏‌دار در زمینة سنگ دیده می‌شوند (شکل 6- G) و اندازة آنها تا یک میلیمتر نیز می‏‌رسد. این کانی‏‌ها با درجه‌های مختلفی به کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌اند. فراوانی بلورهای آلکالی‌فلدسپار نزدیک به 35 درصدحجمی است. کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار با فراوانی نزدیک به 15 درصدحجمی در میان فلدسپارها دیده می‏‌شوند. اندازة بلورهای کلینوپیروکسن تا 5/1 میلیمتر می‏‌رسد. کلینوپیروکسن‏‌ها با درجات شدیدی به اکتینولیت و گاه به کلریت دگرسان شده‏‌اند و به‌ندرت بقایای پیروکسن سالم در آنها دیده می‏‌شود. کوارتز به‏‌صورت بلورهای کوچک و بی‏‌شکل در زمینة سنگ و در همراهی با آلکالی‌فلدسپار در فضای میان دیگر کانی‏‌ها جای گرفته است (شکل 6- G). اندازة بلورهای کوارتز از یک میلیمتر کمتر است و فراوانی آنها به نزدیک به 10 درصدحجمی می‏‌رسد. بیوتیت با فراوانی نزدیک به 2 درصدحجمی به‏‌صورت بلورهای ورقه‏‌ای در اندازة کمتر از 5/0 میلیمتر در میان دیگر کانی‏‌ها دیده می‏‌شود.

- گرانودیوریت

این سنگ‏‌ها در نمونة دستی با بافت پورفیری تا گرانولار درشت‏‌بلور با رنگ خاکستری روشن دیده می‏‌شوند. نشانه‌هایی از دگرسانی با درجات مختلف در نمونة دستی دیده می‌شوند. این سنگ‏‌ها بافت پورفیری تا پورفیروییدی و گرانولار دارند (شکل‌های 6- H و 6- I) و از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، کانی‏‌های مافیک کلریتی- اپیدوتی و اکتینولیتی‏‌شده ساخته شده‌اند. کانی‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی در این سنگ‏‌ها هستند. سریسیت، کانی‏‌های رسی، کلریت، اکتینولیت، اپیدوت و کانی‏‌های کدر نیز به‏‌صورت ثانویه در این سنگ‏‌ها پدید آمده‌اند. پلاژیوکلازها به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند و دگرسانی به سریسیت، کانی‏‌های رسی و گاه اپیدوت به‌فراوانی در آنها دیده می‌شود (شکل 6- I). در برخی بلورهای پلاژیوکلاز، منطقه‏‌بندی آشکاری دیده می‏‌شود. اندازة بلورهای پلاژیوکلاز تا 6 میلیمتر می‏‌رسد. فراوانی پلاژیوکلاز‏‌ در این سنگ‏‌ها نزدیک به 40 درصدحجمی است. آلکالی‌فلدسپارها بیشتر به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل با دگرسانی به کانی‏‌های رسی در زمینة سنگ جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 6- H و 6- I). اندازة بلورهای آلکالی‌فلدسپار از یک میلیمتر کمتر است و فراوانی آنها از 25 درصدحجمی کمتر است. کواتز به‏‌صورت بلورهای ریز و بی‏‌شکل زمینة سنگ را پوشش داده است (شکل‌های 6- H و 6- I). اندازة بلورهای کوارتز از یک میلیمتر کمتر است. گاه بلورهای کمابیش درشت کوارتز به‏‌صورت گردشده دیده می‏‌شوند و اندازة آنها تا 2 میلیمتر است. فراوانی کوارتز در این سنگ‏‌ها تا نزدیک به 20 درصدحجمی نیز می‏‌رسد. کانی‏‌های مافیک نخستین سنگ به‏‌طور کامل با مجموعه اکتینولیت- کلریت و کانی‏‌های کدر جانشین شده‏‌اند (شکل 6- H). این کانی‏‌ها در کل فراوانی نزدیک به 15 درصدحجمی دارند و گمان می‌رود پیامد دگرسانی هورنبلند باشند. اپیدوت به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار کوچک با برجستگی بالا و با فراوانی کم در زمینة دانه‏‌ریز سنگ پراکنده است.

زمین‏‌شیمی

برای بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی فازهای گوناگون تودة گرانیتوییدی زاجکان، شمار 10 نمونه از این توده (5 نمونه از توده پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت، 3 نمونه از توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت، یک نمونه از تودة گابرویی و یک نمونه از تودة گرانودیوریتی) به روش‏‌های XRF و ICP–MS در آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران تجزیه شدند (جدول 1).

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی یا wt%) و عنصرهای کمیاب (برپایة گرم در تن یا ppm) در نمونه‏‌های تودة گرانیتوییدی زاجکان (gb: گابرو؛ qmzd: پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ qmz: پیروکسن‌کوارتزمونزونیت؛ gd: گرانودیوریت)

برپایة نمودار SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O، سنگ‏‌های منطقه در گسترة گابرو، مونزونیت، گرانودیوریت و سیونودیوریت جای می‌گیرند (شکل 7- A). از سوی دیگر، این نمودار نشان می‏‌دهد بیشتر نمونه‏‌های برداشت‏‌شده از منطقه، در مرز میان سری آلکالن و ساب‏‌آلکالن هستند. در نمودار AFM نیز همة نمونه‏‌ها در گسترة کالک‏‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 7- B). برپایة نمودار SiO₂ دربرابر K₂O، نمونه‏‌های توده‏‌های بررسی‌شده در گسترة کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا جای می‌گیرند (شکل 7- C). برپایة نمودار Co دربرابر Th نیز بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌بالا و شوشونیتی جای می‌گیرند (شکل 7- D).

شکل 7- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های نفوذی منطقة زاجکان روی: A) نمودار SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O (برپایة درصدوزنی) (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار SiO₂ دربرابر K₂O (برپایة درصدوزنی) (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار Co دربرابر Th (برپایة ppm) (Hastie et al., 2007)

در نمودار سه‌تایی Na₂O-Al₂O₃-K₂O، دو گسترة متاآلومین- پرآلومین و پرآلکالن نشان داده شده‌اند. در این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة متاآلومین- پرآلومین جای گرفته‏‌اند (شکل 8- A). در نمودار A/CNK دربرابر A/NK، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة متاآلومین جای می‌گیرند (شکل 8- B).

برای شناسایی گرانیت‏‌های نوع I و A، از نمودار SiO₂ دربرابر Zr (Collins et al., 1982) بهره گرفته شد. در این نمودار، همة نمونه‏‌ها در گسترة گرانیت‏‌های نوع I جای می‌گیرند (شکل 8- C). در نمودار SiO₂ دربرابر A/CNK نیز همة نمونه‏‌ها در گسترة گرانیتوییدهای تیپ I جای می‌گیرند (شکل 8- D). افزون‌بر نمودارهای یادشده، شواهد و ویژگی‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی (مانند: حضور کلینوپیروکسن، هورنبلند و نبود مسکوویت، کردیریت، گارنت، آندالوزیت و سیلیمانیت، وجود برخی انکلاوهای میکروگرانولار و نبود انکلاوهای سورمیکاسه، نبود کرندوم در نورم این سنگ‏‌ها و نیز روند کاهشی P₂O₅دربرابر SiO₂ که با تبلور آپاتیت در گرانیت‏‌های نوع I توجیه‌پذیر است (Chappell and White, 1992)) نشان‌دهندة I-type‌ بودن توده‏‌های نفوذی منطقة زاجکان هستند. افزون‌براین، برپایة رده‏‌بندی Barbarin (1999) و برپایة ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‌شده، تودة گرانیتوییدی زاجکان از گروه گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن آمفیبول‏‌دار (ACG) دانسته می‌شود.

شکل 8- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های آذرین درونی منطقة زاجکان روی: A) نمودار سه‌تایی Na₂O-Al₂O₃-K₂O (Villaseca et al., 1998)؛B) نمودار A/NK-A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989)؛ C) نمودار SiO₂ دربرابر Zr (Collins et al., 1982)؛ D) نمودار SiO₂ دربرابر A/CNK (Chappell and White, 1992)

در الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)، همة
گروه‏‌های سنگی الگوی همانندی نشان می‌دهند (شکل 9- A). در این نمودار‏‌، غنی‏‌شدگی عنصرهای LILE (Rb، Ba، Th و Cs) همراه با آنومالی منفی عنصرهای HFSE (Nb، Ta، Zr، P و Ti) دیده می‏‌شود. کمبود عنصرهای HFSE پیامد عوامل گوناگونی دانسته می‏‌شود؛ مانند: ماگما‏‌های جدا‌شده از گوشته‌ای متاسوماتیسم‏‌شده در پهنة فرورانش و ماگماتیسم وابسته به فرایند فرورانش (Kuster and Harms, 1988; Wilson, 1989)، شرکت پوسته در فرایند‏‌های ماگمایی (Rollinson, 1993) و فقر این عنصرها در خاستگاه و همچنین، پایداری فاز‏‌های دارای این عنصرها هنگام ذوب‌بخشی و یا جدایش آنها هنگام فرایند جدایش ماگمایی (Wu et al., 2003). آنومالی مثبت عنصرهای LILE در همراهی با آنومالی منفی عنصرهای HFSE چه‌بسا از ویژگی‏‌های ماگما‏‌های پدیدآمده از گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‏‌شده زیر قاره‏‌ای در پهنة فرورانشی است (Pearce, 1982; Foley and Wheller, 1990; Pearce and Parkinson, 1993). آنومالی منفی Nb و Ti از ویژگی‌های توده‏‌های آذرین درونی در کمان‏‌های ماگمایی مرز قاره‏‌ای به‌شمار می‏‌رود (Wang and Chung, 2004). آنومالی مثبت Pb در همة نمونه‏‌ها ویژگی آشکار در نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه است. این ویژگی شاید نشانة تأثیر پوستة قاره‏‌ای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های منطقه و یا آلایش پوسته‏‌ای ماگمای پدیدآمده از ذوب‌بخشی گوشته در تراز‏‌های بالاتر باشد (Kamber et al., 2002). همراه‌بودن آنومالی مثبت Pb و آنومالی منفی Nb و Ta نشانه ماگما‏‌های پدیدآمده در کمان‏‌های آتشفشانی و ماگماهای متأثر از پوستة قاره‏‌ای است (Hofmann, 1988). در کل، برپایة شکل‏‌ 9- A و با به‌یادداشتن عوامل گوناگون در رویداد بی‏‌هنجاری‏‌های مثبت و منفی عنصرها، ماگمای نخستین سازندة توده‏‌های آذرین درونی در منطقة زاجکان در پهنه‌ای فرورانشی و از گوشته‌ای متاسوماتیسم‏‌شده پدید آمده است.

در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)، در همة نمونه‏‌های بررسی‌شده الگوی همانندی دیده می‏‌شود (شکل 9- B). نمونه‏‌های بررسی‌شده الگویی سرشار از عنصرهای LREE دربرابر HREE و با نسبت بالای LREE/HREE نشان می‏‌دهند (شکل 9- B). عنصر Eu در بیشتر نمونه‏‌ها آنومالی منفی ضعیف نشان می‏‌دهد؛ اما در نمونة گابرویی، آنومالی مثبت ضعیف دارد (شکل 9- B) که چه‌بسا در ارتباط با تمرکز بالای پلاژیوکلاز در این نمونه در مقایسه با دیگر نمونه‏‌هاست. عنصرهای HREE الگوی کمابیش همواری را نشان می‏‌دهند که شاید با حضور گارنت در ناحیة خاستگاه در ارتباط باشد (Wright and McCurry, 1997). مشارکت‌نکردن آنها در پیدایش مذاب باعث فقیر‌شدن مذاب پدیدآمده از عنصرهای HREE و پیدایش الگوی هموار در این عنصرها می‏‌شود. غنی‏‌شدگی بالای عنصرهای LREE نیز می‏‌تواند پیامد درجة کم ذوب‌بخشی و فراوانی کم‌ عنصرهای HREE در ارتباط با حضور گارنت در ناحیة ذوب باشد (Wright and McCurry, 1997).

در نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت، پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و گرانودیوریت نسبت Eu/Eu* برابربا 98/0- 82/0 است؛ اما این نسبت در نمونة گابرویی برابربا 1/1 است. آنومالی مثبت ضعیف Eu و نسبت بالاتر Eu/Eu* (1/1) در نمونه گابرویی نشان‌دهندة تمرکز نسبی پلاژیوکلاز در گابروها و جدایش آن در دیگر فازهای نفوذی بررسی‌شده است. همچنین، نسبت La_n/Yb_n در نمونة گابرویی برابر با 1/6 و در دیگر نمونه‏‌های سنگی برابربا 1/9 تا 1/7 است. بالا‌بودن مقدار عنصرهای LREE دربرابر HREE از ویژگی‌های آشکار سنگ‏‌های کمان آتشفشانی در پهنه‌های فرورانش در مرز فعال قاره‏‌ای است (Pearce, 1982; Wilson, 1989; Ma et al., 2014). آنومالی منفی ضعیف در Yb نیز به حضور گارنت در ناحیه ‌خاستگاه و به جا‏‌ماندن این عنصر در این کانی مرتبط دانسته می‌شود (Wright and McCurry, 1997).

در کل، الگوی کمابیش پرشیب غنی‏‌ از عنصرهای LREE و الگوی مسطح عنصرهای HREE با نسبت بالای LREE/HREE برای توده‏‌های آذرین درونی منطقة زاجکان نشان می‌دهند این سنگ‏‌ها از ‌خاستگاه ماگمایی مشترکی پدید آمده‌اند و پیامد ذوب‌بخشی درجة کم گوشته‌ای غنی‏‌شده در پهنه‌ای فرورانشی هستند.

شکل 9- A) الگوی عنصرهای کمیاب نمونه‌های منطقة زاجکان بهنجارشده به گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌های منطقة زاجکان بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)

جایگاه تکتونوماگمایی

نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما، نمودارهای تغییرات زمین‏‌شیمیایی هستند که برپایة آنها، ماگماهای پدیدآمده در جایگاه‏‌های زمین‌ساختی گوناگون برپایة ویژگی‏‌های شیمیایی از یکدیگر شناخته می‌شوند (Rollinson, 1993). در نمودار دو متغیره Nb + Y دربرابر Rb، سنگ‏‌های بررسی‌شده در گسترة گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی (VAG) جای می‌گیرند (شکل 10- A). در نمودارهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb و Th دربرابر Ta، سنگ‏‌های بررسی‌شده در گسترة مرز فعال قاره‏‌ای جانمایی می‏‌شوند (شکل‏‌های 10- B و 10- C). برای شناسایی کمان‏‌های ماگمایی مرز فعال قاره‏‌ای و کمان‏‌های ماگمایی پس از برخورد، نمودار سه‏‌تایی Nb-Zr-Ce/P₂O₅ به‌کار برده شد. در این نمودار، بیشتر نمونه‏‌ها در گسترة کمان ماگمایی پس از برخورد (PAP) جای می‌گیرند (شکل 10- D).

شکل 10- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های آذرین درونی در منطقة زاجکان روی: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Gorton and Schandl, 2002)؛ C) نمودار Ta دربرابر Th (Gorton and Schandle, 2002)؛ D) نمودار سه‌تایی Nb-Zr-Ce/P₂O₅ (Muller and Groves, 1997) (VAG: گرانیت‏‌های کمان ماگمایی؛ ORG: گرانیت‏‌های پشتة اقیانوسی، WPG: گرانیت‏‌های درون صفحه‏‌ای؛ Syn- COLG: گرانیت‏‌های همزمان با برخورد؛ ACM: مرز فعال قاره‏‌ای؛ WPVZ: پهنه‌های آتشفشانی درون‌صفحه‏‌ای؛ CAP: کمان مرز فعال قاره‏‌ای؛ PAP: کمان پس از برخورد)