‌‌شیمی‏‌کانی و زمین‏‌شیمی استوک سینیتی کبریک، شمال زنجان

منطقة کبریک در شمال‏‌باختری ایران و شمال استان زنجان جای دارد. طارم از دیدگاه پهنه‏‌بندی واحدهای زمین‏‌شناسی ایران (Nabavi, 1977) در پهنة البرز باختری جای دارد و بر پایة (Aghanabati, 2005) بخشی از پهنة ایران مرکزی شمرده می‌شود (شکل‌های 1-A و 1-B). این نوار ولکانو- پلوتونیک روند شمال‏‌باختری-جنوب‏‌خاوری دارد. پهنة طارم- هشجین از قزوین (باختر طالقان) آغاز می‏‌شود و تا شمال- شما‏‌ل‏‌باختری میانه و شمال نواحی فروافتادگی منجیل ادامه دارد و از جنوب به محور ابهر- زنجان- میانه می‌رسد. در حقیقت از دید ساختاری، این کمربند از شمال، جنوب و باختر به گسل‏‌های بزرگ سفیدرود (در شمال) و ادامه گسل تبریز- سلطانیه و سلطانیه- تاکستان (در جنوب) می‏‌رسد و از باختر با گسل آستارا- مریوان محدود می‏‌شود (Ghorbani, 2009).

شکل 1. A) واحدهای اصلی رسوبی و ساختاری ایران (Aghanabati, 2005) و محدوده بررسی‌شدة کبریک که با چهار گوش نشان داده شده است؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی محدودة کبریک (مقیاس: 1:25000).

Figure 1. A) The major sedimentary and structural units of Iran and the location of the study area of Kabbarik shown by a quadrangle (Aghanabati, 2005); B) Geological map of the Kabbarik area (Scale: 1:25000).

بررسی‏‌های پیشین نشان می‏‌دهند سرزمین ایران در بازة زمانی پالئوزوییک فازهای مختلفی از رخدادهای زمین‌ساختی کششی مرتبط با زایش پهنه‏‌های اقیانوسی تتیسی را پشت سر گذاشته است (Berberian and King, 1981; Derakhshi and Ghasemi, 2014; Ghasemi and Dayhimi, 2015; Azizi et al., 2017; Delavari et al., 2019). زمین‏‌شناسی و زمین‏‌ساخت البرز باختری-آذربایجان در برابر دیگر مناطق ایران پیچیدگی‏‌های خاصی دارد و رویدادهای مهمی از مزوزوییک تا سنوزوییک را در خود ثبت کرده است. با فعالیت فاز کوهزایی آلپی از ائوسن تا کواترنری، ماگماتیسم گسترده‏‌ای در پهنة البرز باختری-آذربایجان رخ داده است (Verdel et al., 2011; Allen et al., 2013). در البرز باختری رخداد فاز کششی ائوسن تا الیگوسن آغاز فعالیت‏‌های ماگمایی گسترده‏‌ای را به‌دنبال داشته است. در پی رخداد فاز کوهزایی پیرنه (الیگوسن زیرین) سری‏‌های ائوسن در البرز باختری چین‏‌خورده و گسل‏‌های کششی به موازات محور چین‏‌خوردگی‏‌ها پدید آمده‏‌اند. در آذربایجان‏‌شرقی و طارم، به‌ویژه در شمال زنجان چین‏‌هایی با روند خاوری-باختری پدید آمده‏‌اند (Moayyed, 2001). پهنة ماگمایی البرز- آذربایجان که در بخش باختری پهنة ماگمایی البرز جای دارد، تکاپوی ماگمایی گسترده‏‌ای، به‌ویژه در سنوزوییک و با سرشت کالک‏‌آلکالن داشته است (Moayyed, 2001). سنگ‌های آتشفشانی منطقه زنجان و کوه‏‌های طارم بیشتر به سازند کرج نسبت داده شده‏‌اند (Ghorbani et al., 2013; Nabatian et al., 2014). موید (Moayyed, 2001) با بررسی دقیق سنگ‌های ماگمایی پهنة ماگمایی ولکانو-پلوتونیک ترشیری البرز باختری- آذربایجان، سری سنگ‌های آذرین آتشفشانی و درونی ائوسن- الیگوسن منطقه هشتجین را کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی دانسته و محیط زمین‏‌ساختی آن را کمان ماگمایی پسابرخوردی دانسته است.

در کوه‌های طارم، واحدهای پرکامبرین به‌صورت سنگ‌های دگرگونی و گرانیت در چند نقطه بیرون‌زدگی دارند. پالئوزوییک زیرین (کامبرین و اردوویسین)‏‌ و دونین بالایی و کربونیفر در کوه‌های طالش چندین رخنمون دارند. ژوراسیک شامل نهشته‏‌های سازند شمشک و آهک لار و کرتاسه شامل نهشته‏‌های آهک اربیتولین‏‌دار است (نقشة زمین‏‌شناسی 1:250000 زنجان (Stöcklin and Eftekharnezhad, 1969) و نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 ماسوله (Device and Ghoreishi, 1969). در این رشته کوه‏‌ها، توده‏‌های آذرین درونی بسیاری با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری به پیروی از روند کوه‏‌های طارم یافت می‌شوند. این توده‏‌ها (تودة باختر تاکستان، تودة خراسانلو، تودة ذاکر و تودة چال) بیشتر گرانودیوریتی هستند و در امتداد هم و در دو ردیف موازی، سنگ‌های آتشفشانی ائوسن را قطع کرده‏‌اند. در پهنة طارم بیشتر بررسی‏‌های انجام‌شده بر پایة کانه‏‌زایی‏‌های موجود بوده‌اند و در آنها کمتر به بررسی سنگ‏‌شناختی و زمین‏‌شیمیایی ماگماتیسم منطقه پرداخته شده است (Ebrahimi et al., 2016). بر پایة پژوهش‏‌های (Kheirkhah and Karimi, 2021)، بررسی‌های سنگ‏‌شناختی، گدازه‏‌های حد واسط الیگوسن منطقه اوچ‏‌بلاغ در شمال زنجان و جنوب‌باختری طالش در بلوک البرز باختری-آذربایجان و بخشی از زیرپهنة طارم - هشجین، ترکیب آندزیت- تراکی‏‌آندزیتی دارند و گوشتة بالایی خاستگاه ماگمای سازندة گدازه‏‌های کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی بوده است (Kheirkhah and Aghaali, 2018) که در یک جایگاه زمین‏‌ساختی کوهزایی مرتبط با فرورانش برون ریخته‏‌اند. توده‏‌های آذرین درونی منطقة ذاکر در خاور زنجان در بلوک البرز باختری-آذربایجان و بخشی از زیرپهنة طارم - هشجین، با ترکیب کوارتزمونزونیت و میکرودیوریت تا کوارتزدیوریت سنگ‌های ولکانیک و ولکانو-کلاستیک ائوسن را قطع کرده‌اند و سنی جوان‌تر از ائوسن از خود نشان می‏‌دهند (Rezanajad, 2013). توده‏‌های آذرین درونی میکرودیوریت تا کوارتزدیوریت دگرسانی پروپیلیتیک و تودة کوارتزمونزونیت پورفیری دگرسانی سریسیتیک از خود نشان می‏‌دهند (Nabatian et al., 2016). سنگ‌های سینیتی یک بخش فرعی از سلسله آذرین هستند که بیشتر آنها در شمال‏‌باختری پهنة سنندج-سیرجان در جاهایی مانند ارومیه (Jafari et al., 2018)، پیرانشهر (Mazhari et al., 2009)، سردشت (Fazlnia, 2019)، سقز (Sepahi and Athari, 2006)، آلموقولاق (Amiri et al., 2017; Jamshidi-Badr, et al., 2018)، گلپایگان (Davoudian et al., 2007) و دهگلان (Sarjoughian et al., 2016) جای دارند. گمان می‌رود بیشتر آنها در یک محیط زمین‌ساختی کششی پدید آمده‏‌اند و یا در ارتباط با گرانیتوییدهای نوع A رخ داده‏‌اند (Sepahi and Athari, 2006; Davoudian et al., 2007; Mazhari et al., 2009; Sarjoughian et al., 2016; Amiri et al., 2017). سنگ‌زایی بقایای سینیت همچنان موضوع بحث برانگیزی است و برخی الگو‏‌ها در تضاد مستقیم با نتایج بررسی‌های تجربی هستند. یکی از پیامدهای این الگو‏‌های زایشی این است که ماگماهای سینیتی را می‏‌توان در محیط‏‌های مختلف زمین‌ساختی در یک چرخة کوهزایی جای داد (Adetunji et al., 2018). با وجود این، به‌طور کلی فرض می‏‌شود که بیشتر ماگماتیسم سینیتی ویژگی محیط‏‌های پس از کوهزایی، درون‌صفحه‏‌ای و کششی است (Kaul and Cordiani, 2000; Martin and Devito, 2005; Yang et al., 2005)؛ اگرچه شواهدی نشان می‏‌دهند سینیت‏‌ها می‏‌توانند در محیطی همزمان با کوهزایی در هنگام فرورانش پدید آیند (Chen et al., 2003; Yan and Jiang, 2019). سینیت‏‌ها بر پایة کانی‏‌شناسی به دو دستة هیپرسولووس (بی پلاژیوکلاز و با یک آلکالی‏‌فلدسپار پرتیتی یا آنتی‏‌پرتیتی) و ساب‏‌سولووس (دارای پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار) دسته‌بندی می‏‌شوند. سینیت‏‌ها به دو صورت دیده می‏‌شوند: توده‏‌های نیمه‌ژرف مستقل و کوچک و رخساره‌‏‌های آذرین محلی و کوچک مرتبط با توده‏‌های گرانیتوییدی بزرگ. بر پایة سن‏‌سنجی به روش U-Pb برای سینیت بردکیش (مجموعه پلوتونیک ارومیه) سن 8/0 ± 1/91 میلیون سال پیش (تورونین) برآورد شده است. تجزیة شیمیایی سنگ کل با پیدایش ماگمای سینیتی در یک سیستم کمان با تبلوربخشی یک ماگمای مادر مافیک با مقداری خرج پوسته‏‌ای سازگار است (Jafari et al., 2020). بررسی‌ نخستین گزارش علمیِ این استوک سینیتی در منطقة کبریک و اینکه در نقشة 1:100000 هشجین این استوک شناسایی نشده است؛ همچنین، برای نخستین‌بار در یک نوشتار پژوهشی معرفی می‏‌شود و پیشینه‏‌ای برای این بررسی وجود ندارد تا بتوان یافته‏‌های آن را با بررسی‌های پیشین مقایسه کرد؛ پس لازم است ترکیب سنگ‏‌شناسی بر پایه مودال کانیایی، ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و کانی‏‌شیمی این استوک ارزیابی و شناخته شود و تلاش این پژوهش در این راستاست.

زمین‏‌شناسی منطقه

پی‏‌سنگ کهن پهنة ماگمایی البرز-آذربایجان از سنگ‌های دگرگونی ساخته شده است که در شمال‏‌باختری لاهیجان، جنوب‏‌باختری خوی، شمال تبریز و شمال-شمال‏‌باختری زنجان رخنمون دارند. سن این پی‏‌سنگ، نئوپروتروزوییک بالایی-کامبرین زیرین است (Shafaii Moghadam et al., 2015). به‌طور کلی، روند عمومی ساختارهای زمین‏‌شناسی در منطقة طارم، همسان با دیگر مناطق البرز باختری WNW-ESE است که جایگیری و پراکندگی سطحی توده‏‌های آذرین درونی منطقه نیز از روند گفته شده پیروی می‏‌کند. توده‏‌های آذرین درونی طارم با سن ائوسن بالایی شامل توده زنجان (کوارتزمونزودیوریت)، ذاکر (کوارتزمونزونیت)، مروارید (مونزوگرانیت تا سینوگرانیت) و کوه تبر (میکروکوارتزدیوریت پورفیری) هستند که به درون واحدهای آتشفشانی و آذرآواری سازند کرج نفوذ کرده‏‌اند (Nabatian, 2008). میزبان توده‏‌های آذرین درونی طارم، بیشتر فورآن‌های آتشفشانی زیردریایی (سازند کرج) شامل سنگ‌های آذرآواری و گدازه‏‌های تراکیتی، تراکی‏‌آندزیتی، آندزیتی و الیوین‏‌بازالتی است (Nabatian, 2008). به‌طور کلی، روند عمومی ساختارهای زمین‏‌شناسی در منطقة طارم، همسان با دیگر مناطق البرز باختری روندِ WNW-ESE دارد. جایگیری و پراکندگی سطحی توده‏‌های آذرین درونی منطقةکبریک نیز از روند یادشده پیروی می‏‌کند. مهم‏‌ترین واحدهای سنگی در کوه‏‌های طارم متشکل از واحدهای آذرآواری ائوسن (آندزیت، ریولیت، بازالت، آندزیت بازالت و ریوداسیت همراه با توف برشی و توف آندزیتی) هستند. در کوه‏‌های طارم نیز مانند ایران مرکزی و البرز مرکزی حرکت‌های پالئوسن با بیرون‌ریختن سنگ‌های آتشفشانی زیردریایی پالئوسن ادامه یافته است (Moeinvaziri, 1997). رخنمون‌های منطقه که ارتفاعات اصلی محدوده را ساخته‌اند، متشکل از سنگ‌های آتشفشانی و ولکانوکلاستیک ائوسن و توده‌های آذرین درونی مربوط به الیگوسن (به‌علت نبود انجام سن‏‌سنجی مطلق روی استوک یادشده، از آن‌جایی ‏‌که این پهنه ادامه پهنة ولکانو-پلوتونیک طارم به‌سوی باختر و شمال‏‌باختری است و با توجه به شباهت‌های ترکیبی توده‏‌های گرانیتوییدی پهنة طارم و ادامه این پهنه به‌سوی شمال‏‌باختری ایران (پهنة ارسباران)، این استوک هم‏‌سنِ توده‏‌های این دو منطقه دانسته شده است) هستند که بخش بزرگی از واحد کوهستانی را ساخته‌اند (شکل 2-A).

شکل 2. A) رخنمون واحدهای آتشفشانی ائوسن در منطقة کبریک؛ B) فرسایش‌پذیری و نفوذپذیری شدید واحدهای توفی نسبت به گدازه‏‌های بازالتی و آندزیتی و رخداد فرسایش تفریقی؛ C) دم‌ تراکیتی مربوط به الیگوسن که به‌صورت دگرشیبی زاویه‏‌دار روی واحدهای توف جای گرفته است؛ D، E) نمایی از استوک پورفیرویید سینیتی کبریک (دید رو به شمال‏‌باختری).

Figure 2. A) Outcrop of Eocene volcanic rocks in Kabbarik area; B) Erodibility and extreme permeability of tuff units compared to basaltic and andesitic lavas and creating differential erosion; C) Oligocene trachytic tail, which is placed on the tuff units as an angular unconformity; D, E) A view of Kabbarik syenitic porphyroid stock (NW view)

فرسایش‏‌پذیری و نفوذپذیری شدید واحدهای توفی متعلق به سازند کرج به میزان چشمگیری در رخسارة زمین‌ریخت‌شناسی این بخش تأثیر گذاشته است و در نزدیکی آنها گدازه‌های آندزیتی و بازالتی مربوط به ائوسن (بر پایة اطلاعات نقشة 1:100000 هشجین و وجود فسیل‏‌های نومولیتس و دیسکوسیکلینا در لابلای توف‏‌ها و گدازه‏‌های یادشده (Moayyed, 2001)) جای می‌گیرند و بیشتر آنها صخره‌ساز هستند و در رخداد فرسایش تفریقی[1] نقش عمده‌ای دارند (شکل 2-B). در منطقة کبریک به فاصلة کمی از استوک سینیتی، رخنمون‏‌های بزرگی از توده‏‌های کوارتزمونزونیتی تا گرانودیوریتی گلجین-رشت‏‌آباد به سن الیگوسن دیده می‌شوند که درون سنگ‌های آتشفشانی و ولکانو-کلاستیک ائوسن تزریق شده‏‌اند و این ویژگی احتمال جدایش ماگمایی این سینیت‏‌ها از ماگمای مادر این توده‏‌ها را افزایش می‏‌دهد. روانه‌های تراکیتی مربوط به الیگوسن که با دگرشیبی زاویه‏‌دار نزدیک به 23 درجه روی واحدهای ائوسن جای گرفته‏‌اند (Moayyed, 2001) (شکل 2-C)، در بخش شمال استوک پورفیرویید سینیتی کبریک رخنمون دارند. در شکل‏‌های 2-D و 2-E جایگاه استوک پورفیرویید سینیتی نشان داده شده است.

روش انجام پژوهش

این پژوهش بر پایه بررسی‏‌های میدانی، نمونه‏‌برداری از استوک کبریک، مطالعة مقاطع نازک و داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی (10 نمونه سنگ) در شرکت زرآزما برای تجزیه عنصرهای اصلی (XRF)، فرعی و کمیاب (ICP-MS) و 2 نمونه سنگی ریزکاو الکترونی انجام شده است.

تجزیه عنصرهای اصلی کانی‏‌های منتخب سازندة سنگ‌های در منطقة کبریک در مؤسسه زمین‏‌شناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم چین با استفاده از ریزکاو الکترونی JEOL JXA-8100 Superprobe (EMP) با سیستم Oxford Instruments INCA EDS با باریکة پرتوی به قطر 5 میکرون تجزیه شدند. جریان پرتو 20 نانوآمپر و ولتاژ شتاب‌دهنده keV15 لحاظ شده است.

در شرکت زرآزما نخست میزان مواد فرار (LOI) اندازه‏‌گیری شد، بدین‌گونه‌که جرم معینی از پودر هر نمونه در کورة الکتریکی با دمای نزدیک به 1000 درجة سانتیگراد گذاشته شد و اختلاف جرم حاصل به‌عنوان LOI یادداشت شد.

سنجش عنصرهای اصلی به روش فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) روی قرص‏‌های تهیه‌شده از پودر سنگ انجام شد. آماده‌سازی نمونه در روش XRF به‌صورت تهیة نمونه‌های پودری انجام می‌شود که شامل خشک‌کردن، خردایش، نمونه‌گیری و نرمایش است و در پایان، قرص فشرده تهیه می‌شود. فرایند فشرده‌سازی پودر سازندة قرص‌ها شامل آسیاب‌کردن نمونه برای به‌دست‌آوردن یک پودر خوب با حالت ایده‌آل، اندازة ذرات کمتر از 75 میکرومتر و سپس مخلوط‌کردن آنها با چسب مناسب و اعمال فشار نزدیک به 20 تا 30 نیوتن بر مخلوط همگن درون قالب به‌مدت زمان 15 ثانیه برای ساخت قرص نمونه‌ها در قالب یا رینگ‌های مخصوص است. قرص هر نمونه با دستگاه XRF در شرکت زرآزما تجزیه شد و مقدار اکسیدهای عنصرهای اصلی آن اندازه‏‌گیری شد.

مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب نیز با دستگاه ICP-MS در شرکت زرآزما به‏‌دست آورده شد. در روش ICP-MS، هضم هر نمونه هم به‌صورت ذوب با کمک لیتیم‏‌متابورات و سپس انحلال در اسیدنیتریک رقیق بود وهم از تجزیة چند اسیدی و به‏‌کارگیری هضم میکروویو بهره گرفته شد. در این روش آستانه آشکارسازی برای همة اکسیدها نزدیک به 05/0 درصدوزنی بود.

سنگ‏‌نگاری

استوک سینیتی کبریک ساخت پورفیری دارد و با فنوکریستال‏‌های شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار آلکالی‏‌فلدسپار شناخته می‏‌شود. رنگ آن در نمونة دستی خاکستری مایل به سبز است و یک تودة آذرین درونی نیمه‌آتشفشانی مزوکرات شمرده می‏‌شود. بافت کلی سنگ میکرولیتی پورفیریک است (شکل 3-A). کانی‏‌های اصلی سازندة آن شامل بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار آلکالی‏‌فلدسپار (ارتوکلاز) به‌صورت فنوکریستال تا مگاکریستال (65 تا 70 درصدحجمی، مجموع میکروکریستال‏‌های ارتوکلاز در خمیره و مگاکریستال‏‌ها)، کلینوپیروکسن (دیوپسید) شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار (10 تا 15 درصدحجمی)، آنورتوکلاز (5 تا 7 درصدحجمی)، کانی‏‌های فرعی الیوینِ دگرسان‌شده به ایدنگسیت (3 تا 5 درصدحجمی) به‌همراه مقادیر اندکی آپاتیت، زیرکن (شکل‌های 3-E و 3-F) و کانی کدر است. فنوکریستال‏‌های ارتوکلاز ماکل کارلسباد و پلی‏‌سینتتیک نشان می‌دهند و مگاکریستال‏‌های آن میانبار‏‌های ریزی از الیوین و کلینوپیروکسن دارند که بافت پویی‏‌کیلیتیک را به نمایش گذاشته‏‌اند (شکل 3-B). برخی بلورهای ارتوکلاز بافت غربالی نیز دارند. در برخی بخش‌ها، تجمعات گلومروپورفیریک از ارتوکلاز دیده می‏‌شود.

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از A) بافت میکرولیتی پورفیری و فنوکریستال‏‌های ارتوکلاز و کلینوپیروکسن در خمیرة میکرولیتیک؛ B) مگاکریستال ارتوکلاز با میانبارهای ریز کلینوپیروکسن؛ C) فنوکریستال شکل‏‌دار کلینوپیروکسن با خلیج‏‌خوردگی و میانبار‏‌های ریز کانی تیره که از شکل بلور پیروی کرده‏‌اند؛ D) فنوکریستال الیوین که اندکی به ایدنگسیت دگرسان شده است؛ E) بلور آپاتیت در کنار فنوکریستال الیوینی که اندکی به ایدنگسیت دگرسان شده است؛ F) بلور زیرکن در حاشیة فنوکریستال ارتوکلاز (نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است).

Figure 3. Photomicrographs (in XPL) of A) porphyric microlithic texture and orthoclase and clinopyroxene phenocrysts in the microlithic groundmass; B) Orthoclase megacrysts with small inclusions of clinopyroxene; C) Euhedral clinopyroxene phenocrysts with corrosion gulf and small dark mineral inclusions following the crystal shape; D) Olivine phenocryst slightly altered to iddingsite; E) Apatite crystal next to olivine phenocryst that is slightly altered to iddingsite; F) Zircon crystal at the edge of an orthoclase phenocryst (Mineral abbreviations are from Whitney and Evans, 2010).

بلورهای کلینوپیروکسن (دیوپسید) شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار هستند. برخی بلورهای کلینوپیروکسن خلیج‏‌خوردگی دارند و میانبار‏‌های ریزی از کانی‏‌های کدر دارند که موازی حاشیه‌های بلور و به‌پیروی از شکل آن پراکنده شده‏‌اند (شکل 3-C). در برخی بخش‌ها تجمعات گلومروپورفیریک از این کانی دیده می‏‌شود. بلورهای نیمه‌شکل‏‌دار الیوین ایدنگسیتی‌شده با فراوانی اندک در زمینة سنگ پراکنده‏‌اند (شکل 3-D). سینیت کبربک با داشتن ارتوکلاز و آنورتوکلاز یک آلکالی‏‌فلدسپار سینیت هیپرسولووس شمرده می‏‌شود.

شیمی کانی‏‌ها

فرمول ساختاری کانی کلینوپیروکسن بر پایة 6 اتم اکسیژن و 4 کاتیون به‌دست آورده شده است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه این کانی در جدول 1 آورده شده‌اند.

جدول 1. داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای کلینوپیروکسن‏‌ (بر پایة درصدوزنی) در سینیت کبریک به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (برپایة apfu) برپایة 6 اتم اکسیژن، توزیع کاتیون‌ها در جایگاه‌های بلوری و سازنده‌های پایانی.

Table 1. The EPMA analytical data of clinopyroxene (in wt%) in Kabbarik syenite, the calculated structural formula (in apfu) based on 6 oxygens, cation distribution in crystal sites, and the end members.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

برای رده‌‏‌بندی کلینوپیروکسن‏‌های موجود در استوک پورفیرویید سینیتی منطقه از نمودار دو متغیرة Q-J (Morimoto, 1988) بهره گرفته شده است. بر پایة این رده‌‏‌بندی نمونه‏‌ها در محدودة Quad (آهن- منیزیم-کلسیم) (کلسیک) جای گرفته‏‌اند (شکل 4).

شکل 4. نمودار Q-J (Morimoto, 1988).

Figure 4. Q-J diagram (Morimoto, 1988).

بر پایة نمودارهای سه‌تایی Mg-Na-(Fe⁺²+Mn) (شکل 5-A) و En-Fs-Wo (شکل 5-B)، ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌ها از نوع دیوپسید ارزیابی می‏‌شود.

برای نام‏‌گذاری فلدسپارها در سنگ‌های منطقة کبریک از نمودار آلبیت NaAlSi₃O₈ (Ab)-آنورتیت CaAl₂Si₂O₈ (An)- ارتوز KAlSi₃O₈ (Or) بهره گرفته شده است (Deer et al., 1991). بر پایة این رده‌‏‌بندی، ترکیب آلکالی‏‌فلدسپارها در استوک پورفیرویید سینیتی در گسترة آنورتوکلاز جای می‏‌گیرد (شکل 6). داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة این کانی در جدول 2 نشان داده شده‌اند.

زمین‏‌شیمی سنگ کل

در جدول 3 داده‌های تجزیة شیمیایی نمونه‏‌های  استوک پورفیرویید سینیتی منطقة کبریک آورده شده است.

بر پایة نسبت Na₂O+K₂O در برابر SiO₂، نمونه‏‌های یادشده در محدودة ترکیبی سینیت جای می‏‌گیرند (شکل 7).

در بررسی الگوی توزیع عنصرهای کمیاب بر پایة نمودارهای عنکبوتی، مقدار عنصرهای کمیاب ناسازگار و خاکی کمیاب نمونه‏‌های منطقه نسبت به ترکیب گرانیت پشتة اقیانوسی (ORG) و کندریت بهنجار شده‏‌اند. الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ORG (گرانیتوییدهای پشتة اقیانوسی) دربارة سنگ‌های منطقه و مقایسه آن با الگوهای رسم‌شده برای سنگ‌های گرانیتوییدی از محیط‏‌های گوناگون زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984) نشان می‏‌دهد الگوی ترکیبی سنگ‌های بررسی‌شده با الگوی گرانیتوییدهای درون‌صفحه‏‌ای (WPG) همخوانی خوبی نشان می‏‌دهد (شکل 8-A).

شکل 5. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌های درون استوک پورفیرویید سینیتی کبریک روی A) نمودار سه‌تایی Mg-Na-(Fe⁺²+Mn)، (Eby et al., 1998)؛ B) نمودار سه‌تایی En-Fs-Wo (Morimoto, 1988).

Figure 5. Chemical composition of clinopyroxenes of Kabbarik syenitic porphyroid stock on A) Mg-Na-(Fe⁺²+Mn) ternary diagram (Eby et al., 1998); B) En-Fs-Wo ternary diagram (Morimoto, 1988).

جدول 2. داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای آلکالی‏‌فلدسپارها‏‌ در سینیت کبریک به‌همراه فرمول ساختاری (برپایة 8 اتم اکسیژن) و سازنده‌های پایانی.

Table 2. The EPMA analytical data of alkali feldspars in Kabbarik syenite, the calculated structural formula (based on 6 oxygen) and the end members.

شکل 6. ترکیب شیمیایی آلکالی‏‌فلدسپارهایِ سینیت کبریک در نمودار سه‌تایی Ab-An-Or (Deer et al., 1991).

Figure 6. Chemical composition of alkali feldspars from Kabbarik syenite in Ab-An-Or ternary diagram (Deer et al., 1991).

جدول 3. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) نمونه‏‌های سینیت کبریک.

Table 3. Results of chemical analysis of major (in wt%), rare, and rare earth (in ppm) elements in the Kabbarik syenite samples.

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

شکل 7. ترکیب سینیت‌های منطقة کبریک در نمودار مجموع آلکالی در برابر SiO₂  (Middlemost, 1994).

Figure 7. Composition of Kabbarik syenite in total alkali versus SiO₂ diagram (Middlemost, 1994).

نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای سنگ‌های سینیتی کبریک در شکل 8-B نشان داده شده‏‌ است. بررسی روند تغییرات میانگین عنصرهای کمیاب بر پایة نمودار‏‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت در سنگ‌های سینیتی کبریک نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) و عنصرهای ناسازگار نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) است.

بحث

برای ارزیابی و بررسی سرشت ماگمایی و جایگاه زمین‌ساختی پیدایش مذاب سازندة استوک پورفیرویید سینیتی منطقة کبریک، ترکیب شیمیایی پیروکسن‏‌ها در نمودارهای دوتایی SiO₂-Al₂O₃ (شکل 9-A) و Ti در برابر Ca+Na (شکل 9-B) بررسی شد. بر پایة این نمودارها، نمونه‏‌ها در گسترة ساب‏‌آلکالن جای دارند.

همچنین، بر پایة نمودار دوتایی Ti + Cr در برابر Ca، نمونه‏‌ها در محدودة کمان آتشفشانی جای دارند (شکل 10).

شکل 8. نمودار عنکبوتی بهنجارشدة سنگ‌های سینیتی منطقة کبریک به A) ترکیب ORG (Pearce et al., 1984)؛ B) ترکیب REE Chondrite (Boynton, 1984).

Figure 8. Normalized spider diagrams for Kabbarik syenitic rocks A) ORG composition (Pearce et al., 1984), B) Chondrite composition (Boynton, 1984).

شکل 9. ترکیب کلینوپیروکسن‌هایِ نمونه‏‌های سینیتی کبریک در A) نمودار SiO₂ در برابر Al₂O₃ (Le Bas, 1962)؛ B) نمودار Ti در برابر Ca+Na (Leterrier et al., 1982).

Figure 9. Composition of clinopyroxenes in the Kabbarik syenitic rocks in A) SiO₂ versus Al₂O₃ diagram (Le Bas, 1962); B) Ti versus Ca+Na diagram (Leterrier et al., 1982).

شکل 10. ترکیب کلینوپیروکسن‌هایِ نمونه‏‌های سینیتی کبریک در نمودار Ca در برابر Ti+Cr (Leterrier et al., 1982).

Figure 10. Composition of clinopyroxenes in the Kabbarik syenitic rocks in Ca versus Ti+Cr diagram (Leterrier et al., 1982).

تعیین سری ماگمایی سنگ‌های آذرین از مهم‏‌ترین مباحث در بررسی‏‌های سنگ‌شناسی سنگ‌های آذرین هر منطقه و تعیین محیط زمین‌ساختی آنهاست. همچنین، شناخت نوع سری ماگمایی سازندة سنگ‌ها کلید اساسی در حل مسائل سنگ‌زایی و به‌ویژه جایگاه ژئودینامیکی منطقة کبریک شمرده شود. بر پایة نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb، که برای تمایز سری‏‌های شوشونیتی، کالک‏‌آلکالن و توله‌ایتی پیشنهاد شده است، ماگمای مادر سینیت‏‌های منطقه از نوع کالک‏‌آلکالن شناخته شد (شکل 11).

شکل 11. ترکیب نمونه‏‌های سینیتی کبریک در نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983).

Figure 11. Composition of Kabbarik syenitic rocks on Th/Yb versus Ta/Yb diagram (Pearce, 1983).

ترکیب عنصرهای خاکی کمیاب مکملی در کنار دیگر اطلاعات به‌دست‌آمده از مجموعة سنگی به‌شمار می‌رود که امکان پیشنهاد الگوی سنگ‏‌شناختی را برای ما فراهم می‏‌آورد. برپایة این داده‌ها، سنگ‌های سینیتی کبریک مایعات مختلفی هستند که از یک توالی خاص ماگمایی (فرایند تبلوربخشی یا ذوب‌بخشی سنگ‌های خاستگاه) جدایش یافته‌اند؛ زیرا تغییرات و الگوی پراکندگی این عنصرها در سنگ‌های آذرین با ترکیب شیمیایی خاستگاه و درجة ذوب و تعادل بلور- مایع کنترل می‏‌شود که هنگام تکامل ماگما رخ می‏‌دهند. بالابودن عنصرهای LILE در این نمونه‏‌ها و تهی‏‌شدگی از عنصرهای HREE می‏‌تواند پیامد نقش پوسته‏‌ای و یا پیدایش ماگمای سازندة سنگ‌های منطقه از مذاب‌های حاصل از پوستة زیرین و یا پیامد نرخ کم ذوب و درجة جدایش بلوری بسیار بالای ماگمای حاصل از گوشتة بالایی باشد. غنی‏‌شدگی از LREE نسبت به HREE با الگوی کمابیش مسطح HREE نشان‌دهندة ماگماهایی با سرشت کالک‏‌آلکالن هستند (Machado et al., 2005). گفتنی است که شیب نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب کاهشیِ شدید نیست و تهی‏‌شدگی شدید از HREE دیده نمی‏‌شود. این موضوع می‏‌تواند گویای گوشتة دگرنهاده توسط سیال‌های فرورانشی باشد. آنومالی منفی Eu نشان‌دهندة جدایش پلاژیوکلاز از ماگما و تحول آن به‌سوی سینیت خواهد بود. بررسی‌های تجربی نشان داده‌اند با خروج 17 درصدحجمی پلاژیوکلاز، 16 درصدحجمی پیروکسن و 2 درصدحجمی ایلمنیت، از یک ماگمای مونزونیتی یک ماگمای سینیتی پدید می‏‌آید (Middlemost, 1994).

برای تعیین محیط زمین‌ساختی سنگ‌های منطقه از نمودارهای دوتایی TiO₂ در برابر Al₂O₃ (شکل 12-A) و Zr/Al₂O₃ در برابر TiO₂/Al₂O₃ بهره گرفته شد (Muller and Groves, 1993) (شکل 12-B). با توجه به این نمودار‏‌ها، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة مرتبط با کمان (AR) جای دارند. همچنین، بر پایة نمودار سه‏تایی Nb*50-Zr*3-Ce/P₂O₅  (Muller and Groves, 1993)، همة نمونه‏‌های یادشده در محیط پسابرخوردی جای دارند (شکل 12-C).

شکل 12. ترکیب نمونه‏‌های سینیتی کبریک در A) نمودار دوتایی TiO₂ در برابر Al₂O₃؛ B) نمودار دوتایی Zr/Al₂O₃ در برابر TiO₂/Al₂O₃؛ C) نمودار سه‏تایی Nb*50-Zr*3-Ce/P₂O₅ (Muller and Groves, 1993) (CAP: Continental Arcs; PAP: Postcollisional Arcs).

Figure 12. Composition of Kabbarik syenitic rocks on A) TiO₂ versus Al₂O₃ binary diagram; B) Zr/Al₂O₃ versus TiO₂/Al₂O₃ binary diagram; C) Nb*50-Zr*3-Ce/P₂O₅ ternary diagram (Muller and Groves, 1993).

برداشت

میزبان توده‏‌های آذرین درونی طارم، بیشتر فوران‌های آتشفشانی زیردریایی (سازند کرج) شامل سنگ‌های آذرآواری و گدازه‏‌های تراکیتی، تراکی‏‌آندزیتی، آندزیتی و الیوین‏‌بازالتی است. به‌طور کلی، روند عمومی ساختارهای زمین‏‌شناسی در منطقة طارم، با دیگر مناطق البرز باختری WNW-ESE همسان است و جای‌گیری و پراکندگی سطحی توده‏‌های آذرین درونی منطقة کبریک نیز از روند یادشده پیروی می‏‌کند. مهم‏‌ترین واحدهای سنگی در کوه‏‌های طارم متشکل از سنگ‌های آتشفشانی و ولکانوکلاستیک ائوسن هستند که بخش بزرگی از واحد کوهستانی را تشکیل داده‌اند. استوک پورفیرویید سینیتی کبریک درون سنگ‌های یادشده تزریق شده است و سنی نزدیک به الیگوسن دارد. بر پایة کانی‏‌شیمی، ماگمای مادر این توده ساب‏‌آلکالن (کالک‏‌آلکالن) بوده است. بر پایة ترکیب شیمیایی پیروکسن‏‌ها، نوع پیروکسن‏‌ها در تودة کبریک دیوپسید و ترکیب آلکالی‏‌فلدسپار، آنورتوکلاز به‌دست آمد. بر پایة نمودارهای عنکبوتی، نبود تهی‏‌شدگی شدید از HREE چه‌بسا گویای گوشتة دگرنهاده توسط سیال‌های فرورانشی باشد. بررسی‏‌ها نشان می‏‌دهند نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة مرتبط با کمان و در یک محیط پس برخوردی پدید آمده‏‌اند. گمان می‌رود استوک سینیتی کبریک از جدایش بلورین ماگمای مادر توده‏‌های کوارتزمونزونیتی تا گرانودیوریتی گلجین-رشت‏‌آباد (در فاصلة کمتر از استوک سینیتی) پدید آمده باشند. آنومالی منفی Eu نشان‌دهندة جدایش پلاژیوکلاز از ماگما و تحول آن به سینیت خواهد بود. بررسی‌های تجربی نشان داده‌اند با خروج 17 درصدحجمی پلاژیوکلاز، 16 درصدحجمی پیروکسن و 2 درصدحجمی ایلمنیت، از یک ماگمای مونزونیتی یک ماگمای سینیتی پدید می‏‌آید.

¹ Differential erosion