اخبار و اعلانات

 آمار

تعداد نشریات43
تعداد شماره‌ها1,682
تعداد مقالات13,762
تعداد مشاهده مقاله32,222,686
تعداد دریافت فایل اصل مقاله12,752,017
مرادحسینی, سینا, محمودی, شهریار, دولتی, اصغر. (1401). سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و الگوی تکتونوماگمایی توده‌های آذرین درون شیستهای گرگان در جنوب بهشهر، خاور مازندران. , 13(4), 35-56. doi: 10.22108/ijp.2022.134253.1284
سینا مرادحسینی; شهریار محمودی; اصغر دولتی. "سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و الگوی تکتونوماگمایی توده‌های آذرین درون شیستهای گرگان در جنوب بهشهر، خاور مازندران". , 13, 4, 1401, 35-56. doi: 10.22108/ijp.2022.134253.1284
مرادحسینی, سینا, محمودی, شهریار, دولتی, اصغر. (1401). 'سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و الگوی تکتونوماگمایی توده‌های آذرین درون شیستهای گرگان در جنوب بهشهر، خاور مازندران', , 13(4), pp. 35-56. doi: 10.22108/ijp.2022.134253.1284
مرادحسینی, سینا, محمودی, شهریار, دولتی, اصغر. سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و الگوی تکتونوماگمایی توده‌های آذرین درون شیستهای گرگان در جنوب بهشهر، خاور مازندران. , 1401; 13(4): 35-56. doi: 10.22108/ijp.2022.134253.1284

سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و الگوی تکتونوماگمایی توده‌های آذرین درون شیستهای گرگان در جنوب بهشهر، خاور مازندران

پترولوژی
دوره 13، شماره 4 - شماره پیاپی 52، دی 1401، صفحه 35-56    اصل مقاله (2.44 M)
نوع مقاله: مقاله پژوهشی
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2022.134253.1284
نویسندگان
سینا مرادحسینی* 1؛ شهریار محمودی2؛ اصغر دولتی2
1دانشجوی کارشناسی‌ارشد، دانشکده علوم‌زمین، گروه ژئوشیمی، دانشگاه خوارزمی، کرج، ایران
2استادیار، دانشکده علوم‌زمین، گروه ژئوشیمی، دانشگاه خوارزمی، کرج، ایران
چکیده
توده‌های آذرین ‌بررسی‌شده در جنوب بهشهر، در خاور استان مازندران رخنمون دارند و بخشی از پهنة زمین‌ساختی البرز میانی-خاوری به‌شمار می‌روند. برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و داده‌های زمین‌شیمیایی، این سنگ‌های آذرین گابرو، مونزوگابرو و سینوگابرو و معادل درونیِ بازالت و بازالت‌های ساب‌آلکالن هستند. نمونه‌های بررسی‌شده دچار درجات پایین دگرگونی شده‌اند. سنگ‌نگاری متاگابروهای نشان می‌دهد سنگ از کانی‌های اصلیِ پیروکسن، پلاژیوکلاز، آمفیبول و آلکالی‌فلدسپار، کانی‌های فرعیِ هورنبلند، آپاتیت، تیتانیت، گارنت، زنوتایم و ترمولیت-اکتینولیت و کانی‌های ثانویة کلسیت و سرسیت ساخته شده است. بافت غالب این سنگ‌ها نماتوبلاستیک، گرانوبلاستیک تا پورفیروبلاستیک و پویی‌کیلیتیک است. غنی‌شدگی LREE در برابر HREE و نیز غنی‌شدگی LILE در برابر HFSE نشان‌دهندة آلایش ماگمای اولیه این سنگ‌ها با پوستة قاره‌ای و درجات کم ذوب‌بخشی در خاستگاه هستند. سنگ مادر دگرگونیِ نمونه‌ها در محدودة ترکیبیِ کالک‌آلکالن و آلکالن جای دارد. از این‌رو، دو سناریوی مختلف از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی در موقعیت‌های ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای قاره‌ای و ماگماتیسم کمان حاشیة قاره‌ای مرتبط با پهنه‌های فرورانشی را برای تاریخچة زمین‌شناسی توده‌های آذرین درونی دگرگون‌شده در منطقة بهشهر و خاور مازندران پیشنهاد می‌شود. داده‌های گردآوری‌شده در این پژوهش نشان می‌دهند ماگمای اولیه از گوة فرورانشی برخاسته است که سیال‌های ژرف پوسته‌ای به‌شدت آن را متحول کرده‌اند.
کلیدواژه‌ها
سنگ‌نگاری؛ زمین‌شیمی؛ متاگابرو؛ شیست‌های گرگان؛ البرز
اصل مقاله

مقدمه

مجموعة دگرگونی شیست‌های گرگان، سنگ‌های با درجة دگرگونی کم هستند که در ارتفاعات البرز به درازای نزدیک به 120 کیلومتر و پهنای 2 تا 10 کیلومتر و به‌صورت رخنمون های پراکنده در جنوب دریای مازندران از بهشهر تا علی‌آباد امتداد دارند. این مجموعة دگرگونی در دامنة شمالی کوه‌های البرز به ستبرای 2000 متر رخنمون دارند و تناوبی از فیلیت، سرسیت کلریت‌شیست و کوارتزیت، به‌همراه میان‌لایه‌هایی از افیولیت در بخش قاعده‌ای آن تناوب گزارش شده‌اند (Tietze, 1877; Stahl, 1911). شیست‌های منطقه بررسی‌شده با رسوب‌های دگرگون‌نشده به‌صورت ناپیوسته پوشانده شده‌اند. در بخش زیرین، این رسوب‌ها شامل لایه‌ای از کنگلومرا هستند که پاره‌هایی از شیست‌های گرگان نیز در آن دیده می‌شوند (Hubber, 1957). رسوب‌های توربیداتی، مانند آهک‌های فوزولین‌دار با سن پرمین، نشان‌دهندة وجود حوضه‌های رسوبی حاشیة فعال هستند و رخنمون آنها در نزدیکی و همبری با شیست‌های گرگان، گواهی بر رخداد فعالیت‌های کوهزایی پس از پرمین در حاشیة فعال قاره‌ای و حاشیه‌های همگرا در جنوب‌خاوری دریای خزر است (Berberian et al., 1973).

به‌علت پوشش گیاهی انبوه و صعب‌العبور‌بودن منطقه، به توده‌های آذرین درونی منطقة بهشهر چندان پرداخته نشده است. در بررسی‌های پیشین، شواهد دگرگونی ناحیه‌ای گزارش شده‌اند. در همبری این توده‌ها با سنگ‌های دربرگیرنده، رخداد دگرگونی مجاورتی گزارش نشده است (Saeidi, 1990). در این پژوهش تلاش شد با استناد به نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و داده‌های زمین‌شیمیایی از سنگ کل به ‌بررسی ویژگی‌های پتروژنتیک این توده‌ها شامل تعیین ارتباط و یا نبود ‌ارتباط پتروژنتیک کل مجموعه آذرین، مدل‌های ایجاد و تحول مذاب‌های سازندة این توده‌ها و جایگاه زمین‌ساختی آن‌ها پرداخته شود. نتایج به‌دست‌آمده از این ‌بررسی می‌تواند در تعیین سرگذشت تکتونوماگمایی منطقه مفید واقع شود و به سوالات بنیادی در این زمینه پاسخ دهد.

زمین‌شناسی منطقه

منطقة بررسی‌شده در شمال ایران و خاور استان مازندران جای دارد و از دیدگاه زمین‌ساختی بخشی از پهنة البرز میانی-خاوری به‌شمار می‌رود بخش شمالی این پهنه، پهنة گرگان-رشت است که شامل مناطق حاشیه‌ای دریای خزر و شمال گسل البرز می‌شود (Darvishzadeh, 2013). در نقشة زمین‌شناسی چهارگوش بهشهر، در منطقة قلعه‌پایان، جنوب شهر گلوگاه و جنوب منطقة لیوان‌خاوری، توده‌های آذرین درونی شامل گابرو، دیوریت، مونزونیت و گرانیت گزارش شده است. گسل خزر مهم‌ترین پدیدة زمین‌ساختی منطقه است (شکل 1- A) که شمال البرز را از منطقة فرونشستة خزر جدا می‌کند و از ویژگی‌های ساختاری مهم این ناحیه به‌شمار می‌رود (Saeidi, 1990). از مهم‌ترین ویژگی‌های منطقه بررسی‌شده، گسترش بخش عمده‌ای از مجموعة دگرگونی گرگان‌ است که با ناپیوستگی در زیر واحد‌های سنگی مزوزوییک جای دارد. از دیگر ویژگی‌های مهم منطقه، گسترش نهشته‌های نئوژن دامنة شمالی البرز‌ است که به‌نام رخساره نئوژن خزر شناخته می‌شود (Saeidi, 1990). پهنة رسوبی- ساختاری البرز با روند کمابیش خاوری-باختری، بخشی از رشته کوه‌های آلپ-هیمالیاست که از شمال به حوضة فرو رفته خزر و از جنوب به فلات مرکزی ایران می‌رسد و از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد. دگرگونی‌های جنوب گرگان (شیست‌های گرگان) از کهن‌ترین سنگ‌های البرز هستند. به باور پژوهشگران، سنگ‌های پالئوزوییک و یا مزوزوییک سنگ مادر این مجموعه‌های دگرگونی‌ هستند که در پی زمین‌ساخت برخوردی در تریاس پسین دچار دگرگونی همبری شده‌اند (Khosrotehrani, 2009). منطقة بهشهر و گلوگاه در تقسیمات زمین‌شناسی ایران در پهنة البرز ‌مرکزی و در باختر پهنة البرز‌ خاوری جای دارد (شکل 1- B).

مجموعه‌ شیست‌های دگرگونی گرگان‌ کهن‌ترین رخنمون منطقة بررسی‌شده است و شامل کوارتزیت، انواع شیست، اسلیت، فیلیت و واحدهای ماسه‌سنگی سازند شمشک است که با آهک‌های کرتاسة پسین و پیشین پوشیده شده‌اند (شکل 1- C). بخش بزرگی از رخنمون‌های یادشده با رسوب‌های کواترنری پوشیده شده است که به‌سوی باختر بیشتر شامل لایه‌های لُسی هستند (Migoni et al., 2019).

 

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی جنوب بهشهر همراه با جایگاه نمونه‌برداری در بازدید صحرایی.

Figure 1. Geological map of the south Behshahr and the sampling locations in the field observation.

 

 

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری در بازدید و بررسی‌های صحرایی در جنوب بهشهر، شمار 25 نمونه مقطع نازک میکروسکوپی تهیه شد. افزون‌بر ‌بررسی این مقاطع در آزمایشگاه میکروسکوپی دانشگاه خوارزمی تهران با میکروسکوپ پلاریزان مدل Zeiss Axioplan2، تصویرهای میکروسکوپی آنها تهیه شدند. سپس شمار 10 نمونه با کمترین دگرسانی برای تجزیة سنگ‌کل به روش‌های ICP-MS و XRF برگزیده شدند و به آزمایشگاه زرآزما در تهران فرستاده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی در جدول های 1 و 2 آورده شده‌‌اند.

نام‌های اختصاری به‌کاررفته در متن، شکل‌ها و جدول‌ها برپایة پیشنهادِ ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) هستند. برای تحلیل داده‌های زمین‌شیمیایی و رسم نمودارهای مورد نیاز نرم‌افزارهای GCDKit، Excel و Adobe Illustrator به‌کار برده شده‌اند.

 

 

 

جدول 1. داده‌های شیمیایی اکسیدهای اصلی به روش XRF (برپایة درصدوزنی) برای متاگابروهای منطقة جنوب بهشهر.

Table 2. XRF major elements' chemical data (in wt%) of metagabbros in the south of the Behshahr region.

Rock Type

Meta gabbro

Meta Basalt

Sample No.

BM101

BM102

BM104

BM105

BMG108

BMG110

BML113

BML118

BML119

BMG125

SiO2

46.33

46.14

49.05

46.85

49.26

44.86

45.5

44.95

48.31

35.94

TiO2

2.06

2.72

2.07

1.59

2.6

2.44

1.54

1.6

1.76

2.7

Al2O3

17.27

15.21

20.32

17.87

16.2

15.37

15.48

15.61

16.55

13.81

Fe2O3

8.84

15.28

7.54

8.89

11.55

13.68

11.57

11.7

10.72

12.72

MnO

0.13

0.12

0.09

0.11

0.17

0.18

0.16

0.16

0.15

0.25

MgO

4.83

3.37

4.68

4.59

3.88

6.99

10.24

9.86

5.8

3.11

CaO

7.14

5.87

6.8

7.88

7.49

8.02

7.16

7.74

9.02

13.95

Na2O

4.67

0.96

5.55

5.12

4.51

3.54

3.03

2.61

3.81

4.39

K2O

0.16

1.87

0.17

0.08

1.04

0.29

0.69

1.26

0.74

0.18

P2O5

0.32

0.38

0.21

0.22

0.45

0.33

0.31

0.28

0.31

0.49

LOI

6.41

8.07

3.26

6.68

2.51

4.29

4.16

4.03

2.61

12.29

Total

98.16

99.99

99.74

99.88

99.66

99.99

99.84

99.8

99.78

99.83

 

جدول 2. داده‌های شیمیایی عنصرهای کمیاب به روش MS-ICP (برپایة ppm) برای متاگابروهای منطقة جنوب بهشهر.

Table 1. ICP-MS trace elements' chemical data of metagabbros in the south of the Behshahr region.

Rock Type

Meta gabbro

Meta Basalt

Sample No.

BM101

BM102

BM104

BM105

BMG108

BMG110

BML113

BML118

BML119

BMG125

V

169

212

153

143

228

218

108

116

162

146

Co

25.3

43.8

18.7

33.2

28.8

45.2

47.4

49.8

33.1

35.4

Ni

63

68

55

50

18

80

213

196

57

39

Cu

230

48

57

28

33

50

40

47

30

30

Zn

86

127

71

83

113

117

82

87

109

119

Rb

3

29

2

1

11

5

11

21

11

3

Sr

528

219

455

599

189

321

417

521

619

273

Y

20.6

16

20.3

18

27.4

23.5

17.9

17

20

25.1

Zr

73

37

56

46

107

42

90

93

71

49

Nb

31.4

18.2

14.7

10.8

20

16.7

22.1

21.6

20.1

2.8

Sn

1.5

1.4

1.5

1

1.5

1.2

1.2

1.1

1.3

0.9

Cs

0.5

1.3

0.5

0.5

1.1

0.5

0.7

1.7

1

0.8

Ba

45

420

28

9

387

102

1520

861

305

115

La

26

18

23

17

33

22

23

22

23

24

Ce

41

28

36

26

54

33

34

32

35

41

Pr

4.45

3.12

3.76

2.22

6.35

3.81

3.18

2.68

3.57

5.19

Nd

20.5

15.7

17.2

11.1

25.9

19

13

11.3

15.7

24.1

Sm

4.6

4.58

4.39

2.98

6.05

4.75

3.55

2.93

4

6.02

Eu

1.74

1.65

2.02

1.33

2.17

1.98

1.7

1.48

1.65

2.12

Gd

4.55

4.25

4.14

3.21

6.11

5.27

3.31

3.06

3.8

6.03

Tb

0.78

0.66

0.7

0.6

0.94

0.82

0.55

0.54

0.67

0.89

Dy

4.16

3.66

4.28

3.48

5.92

5.18

3.27

3.08

4.01

5.67

Er

2.24

1.7

2.15

1.84

3.1

2.67

2

1.61

2.2

3.02

Tm

0.25

0.2

0.23

0.24

0.38

0.34

0.25

0.23

0.31

0.38

Yb

1.8

1.8

1.6

1.6

2.7

2.3

1.8

1.8

2

2.3

Lu

0.17

0.12

0.18

0.13

0.25

0.22

0.17

0.18

0.19

0.24

Hf

1.63

0.76

1.42

0.96

2.32

1.06

1.9

2.06

1.84

1.39

Ta

2.08

2.2

1.11

0.97

1.46

1.18

1.65

1.82

1.75

0.38

Tl

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Th

2.16

2.94

1.66

0.8

2.55

0.57

1.68

1.51

1.34

0.6

U

0.6

0.2

0.6

0.4

0.6

0.3

0.6

0.6

0.5

0.37

 

 

 

 

سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری توده‌های آذرینِ جنوب بهشهر شامل متاگابرو، متابازالت و ارتوگنیس هستند. متاگابروها در نمونة ‌دستی بیشتر به رنگ سبز مایل به خاکستری ریزدانه تا متوسط دانه و بافت گرانولار دیده می‌شوند. در بررسی‌های میکروسکوپی، این سنگ‌ها پلاژیوکلازها و پیروکسن‌ها با بافت پورفیری دارند. همچنین، آمفیبول‌های سودومورف نوع ترمولیت-اکتینولیت به‌صورت بلورهای درشت نیز رشد کرده‌اند. برخی پلاژیوکلازها سرسیتی شده‌اند و پیروکسن‌ها نیز سرپانتینی شدند (شکل 2- A). در پی دگرگونی، برخی آمفیبول‌ها با ترمولیت-اکتینولیت جایگزین شده‌اند (شکل 2- B). پلاژیوکلازها با ماکل پلی‌سینتتیک، شکل‌دار و تیغه‌ای دیده می‌شوند (شکل 2- C). پیروکسن‌ و پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها به‌صورت بلورهای ‌درشت در زمینة دانه‌ریز دیده می‌شوند. این کانی‌ها بافت افیتیک نشان می‌دهند (شکل 2- D).

 

 

شکل 2. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از متاگابروهای جنوب بهشهر. A) کانی درشت آمفیبول و پیروکسن سرپانتینی‌شده؛ B) آمفیبول‌هایی از نوع ترمولیت-اکتینولیت که در پی دگرریختی در منطقه، خمیدگی اندکی نشان می‌دهند؛ C) کانی زنوتایم[1] در متاگابرویی از منطقه و پلاژیوکلازهای با ماکل پلی‌سینتتیک آن؛ D) بلور درشت پلاژیوکلاز با بافت پورفیروکلاستیک که برپایة ویژگی‌های میکروسکوپی شکسته شده و در فاز کششی دوباره رشد کرده است.

Figure 2. Photomicrographs (in XPL) of metagabbros in the south of the Behshahr area. A) Coarse-grained amphibole and serpentinized pyroxene; B) Tremolite-actinolite type amphiboles that have a slight bend due to deformation in this area; C) Presence of xenotime in a metagabbro from the study area and also plagioclase with polysynthetic twining; D) Coarse plagioclase crystal with porphyroclastic texture that has been fractured and regrown during stretching phase based on the microscopic evidence.

 

 

 

خمیدگی آمفیبول‌ها نیز نشان‌دهندة دگرریختی در این نمونه‌هاست. در نمونه‌های متاگابرو، میانبار‌هایی از پلاژیوکلاز در کلینوپیروکسن با بافت افیتیک یافت می‌شوند (شکل 2- B). چندرنگی سبز تا قهوه‌ای و سبز تیرة آمفیبول از نوع ترمولیت-اکتینولیت روی کانی‌های هورنبلند نشان‌دهندة ماگمایی سرشار از سیال است که در آن پیروکسن ناپایدار شده و شرایطِ پیدایش آمفیبول فراهم شده است (Bowes and Kinloch, 1964).

ارتوگنیس‌های منطقه نیز از دیدگاه کانی‌شناسی به‌ترتیب فراوانی، شامل، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، پیروکسن، آمفیبول، کوارتز، گارنت، بیوتیت، مسکوویت، کلسیت، کلریت، هورنبلند، مگنتیت، آپاتیت و برخی کانی‌های کمیاب دیگر شامل زنوتایم، مونازیت هستند. بلورهای دانه متوسط تا درشت گارنت که سودومورف شده‌اند با کلریت جانشین شده‌اند (شکل 3- A).

 

 

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از ارتوگنیس‌هایِ جنوب بهشهر. A) بلور دانه‌درشتِ سودومورفِ گارنت که کلریت درحال جانشینی است (در XPL)؛ B) ارتوگنیس‌میلونیتی منطقة لیوان‌ خاوری با پورفیروکلاستِ پلاژیوکلاز و ساختار قفسه‌کتابی[2]، با جابه‌جایی از نوع راست‌بَر، در زمینه‌ای از فلدسپار و آمفیبول (در XPL)؛ C) بلور پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک (در XPL)؛ D) بلور درشت کلینو‌پیروکسن در کنار آمفیبول با حاشیة ‌واکنشی (در PPL).

Figure 3. Photomicrographs (in XPL) of orthogneiss in the south of the Behshahr area. A) Coarse-grained pseudomorphed garnet crystal that is replaced by chlorite (in XPL); B) A mylonite orthogneiss sample from the eastern Livan area, with plagioclase porphyroclast and a bookshelf structure with right-bearing displacement, in a groundmass consisting of feldspar and amphibole (in XPL); C) Plagioclase crystal with polysynthetic twinning (in XPL); D) Coarse-grained clinopyroxene crystal beside of amphibole with a reaction rim (in PPL).

 

 

 

سودومورف حالتی است که در آن بخش بزرگ یا کاملی از یک بلور با بلوری دیگر یا مجموعه‌ای از بلورهای دیگر جانشین می‌شود و بلورهای تازه شکل بلور اصلی را حفظ می‌کنند و هنگامی می‌توان آن را شناسایی کرد که بخش‌های از بلور اصلی هنوز به‌جا مانده باشند (Vernon, 2018). در این سنگ جانشینیِ کلریت سودومورف در قالب گارنت نشان‌دهندة روند دگرگونی پسرونده است (شکل 3- A). در نمونه‌ای از ارتوگنیس ‌میلونیتی‌شدة منطقه لیوان‌خاوری، پورفیروکلاستی از پلاژیوکلاز با ساختار قفسه‌کتابی و جابه‌جاییِ راست‌بَر در زمینه‌ای از آلکالی‌فلدسپار و آمفیبول دیده می‌شوند (شکل 3- B). ریزساختار قفسه‌کتابی در نمونه‌های بررسی‌شده در فلدسپارها به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 2- B). همچنین، بلور پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک در بسیاری از مقاطع دیده می‌شود (شکل 3- C). این کانی نسبت به کانی‌های دیگر کمابیش فراوانی بالایی دارد و معمولاً به‌صورت فنوکریست دیده می‌شود. درشت‌بلور آمفیبول از دیگر بلورهای فراوانی است که در ارتوگنیس‌های بررسی‌شده تقریباً لوزی‌‌شکل با رخ 120 درجه همراه ‌با حاشیة ‌واکنشی شناخته می‌شود (شکل 3- D). تغییر در شرایط دگرگونی می‌تواند دلیل رشد پورفیروبلاست یا جابه‌جایی برخی بلورها با بلورهای دیگر باشد؛ این جابه‌جایی‌ها معمولاً در حاشیة بلورها هستند و حاشیه‌های واکنشی را گسترش می‌دهند (شکل 3- D).

زمین‌شیمی

شمار 10 نمونة متابازالتی و متاگابرویی با کمترین هوازدگی، برای ارزیابی عنصرهای اصلی و کمیاب به روش XRF و ICP-OES در آزمایشگاه شرکت زرآزما تجزیه شیمیایی شدند. همان‌گونه‌که در جدول 1 آمده است، میزان SiO2، در نمونه‌های بررسی‌شده برابربا 94/35 تا 26/49 درصدوزنی است و در محدودة سنگ‌های بازیک هستند (شکل 4- A). همچنین، نمونه‌ها با مقدار Al2O3 برابربا 80/13 تا 32/20 درصدوزنی در محدودة پرآلومین جای دارند.

 

 

شکل 4. ترکیب شیمیایی سنگ‌های آذرین درونی جنوب بهشهر در: A) نمودار رده‌بندی سنگ‌های آذرین درونی (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار نامگذاری سنگ‌های آذرین درونی برپایة نسبت‌های کاتیونیِ R1 و R2 (De La Roche et al., 1980).

Figure 4. Chemical composition of intrusive rocks in the south of Behshahr in: A) Classification diagram of intrusive rocks (Cox et al., 1979); B) Nomenclature diagram based on the cation ratio of R1 and R2 (De La Roche et al., 1980).

 

 

 

داده‌های تجزیة شیمیایی نشان می‌دهند این سنگ‌ها در گروه کالک‌آلکالن جای دارند (شکل‌های 5- A و 5- B). میزان کمِ اکسید تیتانیم (59/1 تا 72/2 درصدوزنی) و اکسید پتاسیم (06/0 تا 87/1 درصدوزنی) از ویژگی‌های خاص و بارز این سنگ‌هاست. مقدار کم P2O5 و Ti2O در نمونه‌ها که به‌ترتیب از 5/0 و 5/2 درصدوزنی کمتر است، مشابه سنگ‌های مرتبط با پهنه‌های فرورانش‌ است (Defant et al., 1992). برپایه نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O، همة نمونه‌ها (مگر نمونة BMG125) در محدودة گابرو جای گرفته‌اند (شکل 4- A).

با توجه به رده‌بندی نمونه‌های آذرین درونی جنوب بهشهر در خاور استان مازندران برپایة کاتیون‌ها و رسم نمودار R1 و R2، نمونه‌ها در محدودة گابرو، مونزوگابرو و سینوگابرو جای می‌گیرند (شکل 4- B). همچنین، یک نمونه (BMG125) در بیرون از محدودة سری گابروها جای دارد.

برای بررسی سری ماگمایی سنگ‌های منطقه نمودار AFM به‌کار برده شد. برپایة این نمودار (شکل 5- A) بیشتر سنگ‌های آذرین درونیِ جنوب بهشهر در استان مازندران، در محدودة کالک‌آلکالن جای می‌گیرند. همچنین، باتوجه به رخداد دگرگونی در نمونه‌های بررسی‌شده نمودار Co دربرابر Th به‌کار برده شد. این نمودار که در آن محتوای عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب به جای عنصرهای اصلی به‌کار برده شده است، نیز سرشت کالک‌آلکالن این نمونه‌ها را نشان می‌دهد (شکل 5- B).

در سری کالک‌آلکالن آلومینیم از آهن بیشتر است (Karimpour, 2011). سنگ‌های بررسی‌شده نیز باتوجه به داده‌های به‌دست‌آمده از نوع آلومینیم ‌بالا یا آلومینوس به‌شمار می‌روند.

 

 

شکل 5. بررسی سری ماگمایی سنگ‌های آذرین جنوب بهشهر در: A) نمودار AFM (Irvin and Baragar, 1971)؛ B) نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007).

Figure 5. Determination of magmatic series for the igneous rocks in the south Behshar in: A) AFM diagram (Irvin and Baragar, 1971); B) Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007).

 

در نمودار چند عنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Mcdonough and Sun, 1995)، آنومالی‌های منفی واضح و مشخصی از Rb، Nb، Pr، Zr و Lu و همچنین، آنومالی مثبت از Cs، Ba، Ta، Sr و Sm دیده می‌شوند (شکل 6- A). همچنین، عنصرهای LILE نسبت به عنصرهای HFSE غنی‌شدگی بیشتری دارند. آنومالی منفی Nb نشان‌دهندة ماگمای مربوط به محیط‌های حاشیة فعال قاره‌ای است و می‌تواند پیامد آلودگی پوسته‌ای و سیال‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورونده باشد (Aldanmaz et el., 2000).

 

 

 

شکل 6. بررسی رفتار عنصرها در ترکیب سنگ‌های آذرین جنوب بهشهر. A) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Mcdonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار چندعنصری بهنجارشده به مقدار REE در ترکیب کندریت (Boynton, 1984).

Figure 6. Eements' behaviour in the composition of igneous rocks in the south Behshar. A) Primitive mantle normalized multi-element diagram (Mcdonough and Sun, 1995); B) REE Chondrite-normalized diagram (Boynton, 1984).

 

 

 

ازآنجایی‌که عنصر Nb جانشین Ti در کانی تیتانیت می‌شود، بجاماندن چنین فاز دیرگذاری در ماگمای مادر، آنومالی منفیِ این عنصر را به دنبال دارد (Wilson, 1989). همچنین، مقدارهای کم Nb را پیامد فرایندهای تهی‌شدگی پیشین در سنگ‌های گوشته می‌دانند (Woodhead et al., 1993).

عنصرهای ناسازگار Cs، Ba، Ta، Sr و Sm در این نمودار آنومالی مثبت دارند (شکل 6- A). این آنومالی مثبت و یا افزایش آنها نشان‌دهندة آلایش ماگما با پوسته است. آنومالی مثبت استرانسیم در نمونه‌ها می‌تواند پیامد حضور پلاژیوکلاز کلسیک در آنها دانسته شود؛ زیرا در ساختار بلور پلاژیوکلاز، استرانسیم به‌آسانی جانشین کلسیم می‌شود (Wayer et al., 2003). افزون‌بر این، آنومالی مثبت Sr می‌تواند پیامد ذوب پلاژیوکلاز در خاستگاه ماگما (Defant and Drummond, 1990) و یا پیامد مقدار بالای پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها باشد (Moghazi, 2003). این ویژگی نشان می‌دهد در ناحیة خاستگاه، ذوب‌بخشی تا اندازه‌ای پیشرفت داشته است و پلاژیوکلاز در ترکیب ماگما تا حدود بسیاری شرکت داشته است (Henderson, 1984).

احتمالاً آنومالی مثبت عنصر Cs پیامد نفوذ سیال‌های پوسته‌ای و یا هضم مواد پوسته‌ای با ماگما‌ست (Wang et al., 2003). به‌طور کلی، ناهنجاری منفی عنصرهای HFSE در ماگماهای گوشته‌ای منطقه پیامد مشارکت این عنصرها در ساخت کانی‌های دیرگداز مانند تیتانیت، ایلمنیت و برخی آمفیبول‌ها در پوستة اقیانوسی فروروندة دگرگون‌شده است.

در نمودار چند عنصری بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، غنی‌شدگی نمونه‌ها از LREE و تهی‌شدگی در HREE دیده می‌شود (شکل 6- B) که نشان‌دهندة درجة کم ذوب‌بخشی از خاستگاه گوشتة غنی‌شده است. چنین ویژگی گواهی بر وابستگی سنگ‌های بررسی‌شدة منطقه به سری ماگمایی کالک‌آلکالن‌ است (Machado et al., 2005). همچنین، غنی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین می‌تواند پیامد بالابودن نسبت CO2 به H2O، ژرفای بیشتر پیدایش ماگما در این نمونه‌ها، درجة کم ذوب‌بخشی، وجود گارنت بجامانده در سنگ خاستگاه و آلایندگی ماگما دانسته شود. بالابودن نسبت LREE در برابر HREE نیز نشان‌دهندة ماگمای مرتبط با فرورانش است که نشان‌دهندة غنی‌شدگی در گوشته توسط فاز مذاب یا سیال سرشار از آب هنگام فرورانش است (Fitton and Leeman, 1991).

پهنه‌های فرورانش ا می‌توان پیچیده‌ترین پهنه‌های پیدایش ماگما دانسته می‌شوند (Mandal et al., 2012). این امر پیش از هر چیز به طبیعت چند خاستگاه (پوسته اقیانوسی فرورونده و رسوب‌های بخش بالایی آن، گوة گوشته‌ای و سیال‌های همراه با پهنة فرورانش) و تکامل چند مرحله‌ای ماگماهای مرتبط با پهنة فرورانش بستگی دارد (Wilson, 1989).

کاهش HREE با خاستگاه گارنت لرزولیتی سازگار است. یکی از شرایط لازم برای پیدایش گارنت ژرفای مناسب است، ازاین‌رو، ماگمای اولیه سنگ‌هایی که LREE بالا، نسبت به HREE دارند، در ژرفای بیشتری پدید آمده است. پس چنین مذابی دست‌خوش ذوب‌بخشی کمتری شده‌ و گارنت به‌صورت فاز بجامانده در خاستگاه آن به‌جا مانده است (Morata et al., 2005). عامل دیگر غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE در این نمونه‌ها چه‌بسا آلودگی مذاب با بخش‌های زیرین پوسته است (Nicholson et al., 2004).

سنگ‌زایی و الگوی تکتونوماگمایی

ازآنجایی‌که نمونه‌های بررسی‌شده در نمودارهای زمین‌شیمیایی از نوع گابرو، مونزوگابرو و سینوگابرو هستند، برای بررسی جایگاه زمین‌ساختی این نمونه‌ها نمودارهای سه‌گانة پیشنهادی وود (Wood, 1980) به‌کار برده شدند. در هر سه نمودار، نمونه‌های بررسی‌شده در محیط‌های WPA (بازالت‌های آلکالن درون‌صفحه‌ای) جای گرفته‌اند (شکل 7). همچنین، بیشتر نمونه‌های بررسی‌شده در نمودار سه‌تایی تمایز جایگاه زمین‌ساختی (Meschede, 1986)، در محدوده و محیط زمین‌ساختی AI و AII جای گرفته‌اند که به‌ترتیب مربوط به محیط‌های زمین‌ساختی بازالت‌های آلکالن و توله‌ایت‌های درون‌صفحه‌ای هستند (شکل 8).

 

شکل 7. ترکیب سنگ‌های آذرین جنوب بهشهر در نمودارهای سه‌تایی مربوط تعیین جایگاه زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Wood, 1980). A) نمودار Hf/3-Th-Ta؛ B) نمودار Hf/3-Th-Nb/16؛ C) نمودار Zr/16-Th-Nb/16.

Figure 7. The composition of igneous rocks in the south Behshahr in the tectonomagmatic discrimination ternary diagrams (Wood, 1980). A) Hf/3-Th-Ta diagram; B) Hf/3-Th-Nb/16 diagram; C) Zr/16-Th-Nb/16 diagram.

 

 

 

نسبت Nb/Y برای تعیین ترکیب خاستگاه گوشته‌ای معیار خوبی به‌شمار می‌آید؛ زیرا این نسبت به ذوب‌بخشی و تبلور بخشی وابسته نیست و به آنها فرایندها وابستگی‌ چندانی ندارد. ازاین‌رو، نسبت Nb/Y درجة غنی‌شدگی و یا تهی‌شدگی گوشته را نمایش می‌دهد (Pearce and Peat, 1995).

 

شکل 8. نمودار تمایز محیط زمین‌ساختی پیدایش ماگما (Meschede, 1986).

Figure 8. Tectonomagmatic discrimination diagram (Meschede, 1986).

 

در نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb، عنصرهای فرعیِ متاگابروهای بررسی‌شده نشان‌دهندة ترکیبی بین OIB (بازالت‌ جزیره‌های اقیانوسی) و E-MORB (بازالت پشته‌های میان اقیانوسی غنی‌شده) و البته بیشتر متمایل به بازالت جزیره‌های اقیانوسی، جای گرفته‌اند (شکل 9- A)؛ هرچند نقش و تأثیر مواد فرورانشی باید در نظر گرفت؛ زیرا ترکیب شیمیایی برخی نمونه‌ها را به MORB متمایل کرده‌اند. همچنین، تأثیر رسوب‌های پهنة فرورانش بر خاستگاه گابروها، باعث شده است آنها اندکی ویژگی سنگ‌های آهکی-آلکالن را به خود بگیرند. همچنین، برپایة نمودار Nb/Yb در برابر TiO2/Yb، نمونه‌های بررسی‌شده در این منطقه از نوع OIB (بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی) هستند (شکل 9- B).

 

 

شکل 9. A) نمودار تمایز محیط زمین‌ساختی برپایة Th/Yb در برابر Nb/Yb (Pearce, 2008)؛ B) نمودار تمایز محیط زمین‌ساختی برپایة TiO2/Yb در برابر Nb/Yb (Pearce, 2008).

Figure 9. A) Geological setting differentiation diagram based on Th/Yb versus Nb/Yb (Pearce, 2008); B) Geological setting differentiation diagram based on TiO2/Yb versus Nb/Yb (Pearce, 2008).

 

برپایة بررسی‌های انجام‌شده، بیشتر نمونه‌ها در محدودة کالک‌آلکالن جای گرفته‌اند. سری ماگمایی کالک‌آلکالن به پهنه‌های فرورانشی‌ مربوط است. پس انتظار می‌رود محیط پیدایش تودة گابروییدی بررسی‌شده، محیطی فرورانشی بوده باشد. هرچند ازآنجایی‌که برخی نمونه‌ها در محدودة حد واسط کالک‌آلکالن و آلکالن جای گرفته‌اند، سناریوی درون‌صفحه‌ای نیز برای تشریح جایگاه تکتونوماگمایی منطقه محتمل‌ باشد. در اینباره هر دو نظریة فرورانش و درون‌صفحه‌ای[3] در ادامه بررسی می‌شوند.

ازآنجایی‌که سن دگرگونی‌های گرگان دورة زمانی پالئوزوییک و سن تریاس است (Zanchi et al., 2009)، به احتمال بسیار بالا سن توده‌های آذرین درونی و گابروهای بررسی‌شده به پیش از پالئوزوییک بر‌ می‌گردد و به کامبرین‌ مربوط است. گفتنی است سن‌سنجی و ارائه نظریة دقیق‌تر دربارة جایگاه تکتونوماگمایی منطقه بررسی‌شده نیازمند نمونه‌برداری بیشتر و انجام بررسی‌های سن‌سنجی‌ است. در اینباره پیشنهاد می‌شود در ادامه این پژوهش بررسی‌های سن‌سنجی برای بررسی و تعیین دقیق الگوی تکتونوماگمایی و سن‌سنجی توده‌های آذرین درونی در شیست‌های گرگان انجام شود.

برپایة بررسیِ دگرگونی‌های گرگان، سن این دگرگونی‌ها پالئوزوییک دانسته شده است (Zanchi et al., 2009) (شکل 10). ازاین‌رو، شاید توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده پیش از دگرگونی پدید آمده‌اند و به احتمال بسیار بالا، سن آنها پیش از پالئوزوییک‌ است.

برپایة شواهد و یافته‌های به‌دست‌آمده برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی و مقایسه آنها با ‌بررسی‌های دیگر در پهنة البرز خاوری در محدودة سلطان میدان به‌عنوان نظریة درون‌صفحه‌ای (Derakhshi et al., 2017) و همچنین، مقایسه با ماگماتیسم منطقة کوه سرهنگی پهنة ایران مرکزی به‌عنوان نظریة فرورانشی (Rossetti et al., 2014)، دو سناریو برای جایگاه تکتونوماگمایی منطقة بررسی‌شده در این پژوهش در نظر گرفته می‌شود: 1) سناریوی درون‌صفحه‌ای، 2) سناریوی فرورانش.

در سناریو درون‌صفحه‌ای، نمونه‌های بررسی‌شده این پژوهش با توده‌های آذرین درونی سلطان میدان در سازند قلی در پهنة البرز خاوری مقایسه می‌شوند. بازالت‌های سلطان میدان روی سازند قلی در اردویسین بالایی جای دارند و به طور ناهمگون با سازند پادها به سن دونین آغازی-میانی پوشیده شده‌اند (Derakhshi et al., 2017). فعالیت‌های ماگمایی اردویسین تا دونین آغازی-میانی عموماً در بخش‌های گوناگون ایران با رویدادهای ماگمایی مرتبط با کافت تعبیر می‌شوند که منجر به پیدایش اقیانوس پالئوتتیس شده‌اند (Jenny, 1977; Stampfli, 1978; Berberian and King, 1981; Boulin, 1991; Stampfli et al., 1991; Alavi, 1996; Lasemi, 2001; Ghasemi and Derakhshi, 2008; Bagheri and Stampfli, 2008; Derakhshi and Ghasemi, 2014, 2015; Ayati, 2015; Hosseini et al., 2015).

برای رده‌بندی و مقایسه سنگ‌های دو منطقة یادشده نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در شکل 11 نشان داده شده است، نمونه‌های بررسی‌شدة جنوب بهشهر و نیز نمونه‌های منطقة سلطان‌میدان در محدودة بازالت‌های ساب‌آلکالن تا آلکالن ترسیم شده‌اند. همچنین، تغییرات نسبت‌های La در برابر La/Lu (شکل 12) نشان‌دهندة تغییرات در درجات مختلف ذوب‌بخشی در خاستگاه مذاب است. در حقیقت، افزایش درجة ذوب‌بخشی و به‌دنبال آن، تبلوربخشی مذاب، سرشت ماگما را اندکی از سری کالک‌آلکالن به آلکالن تغییر داده است. این ویژگی نشان‌دهندة پیدایش توده‌های سنگی در پهنة درون‌صفحه‌ای‌ است (Derakhshi et al., 2017).

 

 

 

 

شکل 10. بازسازی الگوی تکتونوماگمایی شماتیک از سیر تحول پالئوتتیس در ایران و همچنین، محدودة بررسی‌شده در پژوهش پیش رو در البرز مرکزی-خاوری (Aharipour et al., 2009). A) کافت توران در شمال ایران در زمان اردوویسین آغازین با فعالیت گستردة آتشفشانی در امتداد آن پدید آمده است؛‌ B) تکامل کافت توران به پوستة اقیانوسی پالئوتتیس به سن پس از دونین‌ مربوط است؛ C) در طی دورة اردوویسین-سیلورین، ساختارهای اولیه همزمان با ریفت‌زایی در حوضه کافتی پالئوتتیس پدید آمده‌اند (مرحلة 1 و 2). همزمان با گسترش کافت پالئوتتیس به سوی شمال (شکل 10- B) و فرونشست بر اثر پیدایش گسل‌های نرمال جوان در دونین آغازین-میانی، ساختارهای همزمان با کافت‌زایی جدید (سازند پادها) رخ داده است (مرحلة 3).

Figure 10. Schematic tectonomagmatic model reconstruction of the Paleotethys evolution in Iran, as well as the study area in the central-eastern Alborz (Aharipour et al., 2009). A) Turan rift in northern Iran was formed during the early Ordovician with extensive volcanic activity along it; B) The evolution of the Turan rift into the Paleotethys oceanic crust is related to the post-Devonian age; C) During the Ordovician-Silurian period, primary structures were created simultaneously with rifting in the Paleotethys rift basin (Stages 1 and 2). Simultaneously with the northward extension of the Paleotethys rift (Figure 10B) and subsidence due to the formation of young normal faults during the Early-Middle Devonian, structures were formed with the new rifting event (Padha Formation) (Stage 3).

 

 

 

 

شکل 11. رده‌بندی سنگ‌های سلطان میدان در نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (after Winchester and Floyd, 1977) و مقایسه آنها با نمونه‌های بررسی‌شده در محدودة بهشهر استان مازندران.

Figure 11. Classification of Sultan Maidan rocks in the Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (after Winchester and Floyd, 1977) in comparison with the studied samples in the Behshahr area of Mazandaran Province.

 

 

شکل 12. نمودار La (برپایة ppm) در برابر La/Lu (after Lustrino et al., 2002)، برای نمایش تغییرات در درجة ذوب‌بخشی در خاستگاه.

Figure 12. La/Lu versus La (in ppm) diagram (after Lustrino et al., 2002), to show changes in the partial melting in the source.

در سناریوی فرورانشی دربارة الگوی تکتونوماگمایی منطقه، ازآنجایی‌که داده‌های بررسی‌شده در این پژوهش روی سنگ‌های آذرین درونی بهشهر در پهنة البرز، در نمودارهای هستی و همکاران (Hastie et al., 2007) و ایروین و باراگار (Irvin and Baragar, 1971)، در محدودة سری ماگمایی کالک‌آلکالن جای می‌گیرند و همچنین، بررسی رفتار عنصرهای خاکی کمیاب نشان‌دهندة ارتباط این نمونه‌ها با سری کالک‌آلکالن‌ است، پس سناریوی فرورانش را نیز می‌توان برای این منطقه متصور شد؛ زیرا ماگمای کالک‌آلکالن ویژگی بارز پهنه‌های فرورانشی است. برای تشریح این سناریو شواهد فرورانش ایران مرکزی به زیر البرز بررسی شدند. وجود سنگ‌های آذرین درونی با سرشت کالک‌آلکان در ناحیه کوه‌سرهنگی در زیرپهنة کاشمر-کرمان در پهنة ایران مرکزی نمونه خوبی برای مقایسه توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده در این پژوهش و پیشنهاد الگوی تکتونوماگمایی فرورانشی است. زمین‌سن‌سنجی زیرکن‌های منطقة کوه‌سرهنگی در ایران مرکزی به روش اورانیم-سرب، تبلور ماگما و جایگیری آن در ادیکارین تا کامبرین (نزدیک به 535-575 میلیون سال پیش) را تحت‌تأثیر رژیم زمین‌ساختی انتقالی محدود می‌کند (Ramezani and Tucker, 2003; Hassanzadeh et al., 2008; Jamshidi Badr et al., 2013; Rossetti et al., 2014). نتایج دمافشارسنجی گویای جایگیری توده‌ها در یک محیط پوسته‌ای ضخیم هستند و نشان می‌‌دهند کمربند کوهزایی کوه‌سرهنگی شواهدی از کمان آتشفشانی‌ را دارد. همچنین، این ماگماتیسم بخشی از ماگماتیسم کادومین، مربوط به فرورانش تفسیر می‌شود و در یک سناریوی همگرایی مورب آن را پیامد پیدایش حاشیة فعالِ آندی در سراسر حاشیة شمالی ابرقاره گندوانا تصور می‌کنند (شکل 13) (Rossetti et al., 2014).

 

 

 

 

شکل 13. پیکربندی ابرقاره گندوانا در 550 میلیون سال پیش. قطعه‌های کادومین در حاشیه شمالی (پروتوتتیس) ابرقاره گندوانا نیز نشان داده شده است (با تغییر و تطبیق دوباره پس از کاوود و همکاران (Cawood et al., 2007)). قطعه‌های سیمرین در صفحة ایران با ستارة سفیدرنگ نشان داده شده‌اند.

Figure 13. Configuration of Gondwana supercontinent 550 million years ago. Cadomin fragments are also shown in the northern margin (Prototethys) of the Gondwana supercontinent (modified and re-adapted after Cawood et al., 2007). Cimmerian pieces are shown with a white star on the Iranian plate.

 

 

برداشت

برپایة بررسی‌های انجام‌شده در این منطقه، سنگ‌های آذرین درونی در مجموعة دگرگونی شیست‌های گرگان در منطقة بهشهر گابروهای کمابیش دگرسانی هستند که در بخش‌هایی تحت‌تأثیر عملکرد گسل‌های جوان و فعال با روند خاوری باختری دچار برش و دگرگونی دینامیکی شده‌اند. از دیدگاه زمین‌شیمیایی این سنگ‌ها بیشتر در گروه سنگ‌های آذرین درونیِ پدیدآمده از مذاب‌هایِ پهنه‌های فرورانشی جای می‌گیرند. ‌بررسی عنصرهای کمیاب نشان می‌دهد مجموعة آذرین درونیِ بهشهر ویژگی‌هایی نزدیک به کمان‌های آتشفشانی حاشیة پهنة فرورانش و نزدیک به جزیره‌های اقیانوسی از خود نشان می‌دهد. در نمونه‌‌های بررسی‌شده، عنصرهای LREE نسبت به HREE غنی‌شدگی بیشتری نشان می‌دهند و همچنین، عنصرهای LILE نیز نسبت به عنصرهای HFSE میزان غنی‌شدگی بیشتری دارند، که این نکته نشان‌دهنده آلایش ماگما با پوسته و درجة کم ذوب‌بخشی‌ است. بررسی‌های سنگ‌نگاری روی این توده‌ها نشان‌دهندة دگرگونی شدید در حد رخسارة آمفیبولیت بالایی تا گرانولیت است. گنیس‌ها با محتوی کانی‌های درجه بالای دگرگونی مانند گارنت و کلینوپیروکسن و همچنین، آمفیبول‌های دگرگونی، گویای وجود سری دگرگونی درجه بالا در بخش مرکزی مجموعة دگرگونی گرگان هستند. شناسایی فابریک‌های دگرگونی دیناموترمال مانند قفسه‌کتابی نشان‌دهندة تأثیر فرایندهای زمین‌ساختی حاشیه پهنة فرورانش و تحول مجموعه‌های دگرگونی در هنگام بالازدگی و رخنمون‌یافتن در افق‌های بالاتر پوسته است. برپایة بررسی‌های انجام‌شده، نمونه‌ها در محدودة کالک‌آلکالن و آلکالن جای گرفته‌اند و از این‌رو، دو سناریوی درون‌صفحه‌ای و فرورانشی برای وضعیت تکتونوماگمایی منطقه محتمل‌ است.

 

[1] Xenotime

[2] Bookshelf

[3] Intraplate

مراجع
Aharipour, R., Moussavi, M. R., Mosaddegh, H. and Mistiaen, B. (2009) Facias features and paleoenviromental reconstruction of the Early to Middle Devonian syn-rift volcano-sedimentary succession (Padeha Formation) in the Eastern Alborz Mountains, NE Iran. Springer Publications, 50, 279- 294.

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in Northern Iran. Geodynamics Journal, 21, 1-33.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Volcanology and Geothermal Research Journal, 102, 67-95.

Ayati, F. (2015) Geochemistry, petrogenesis and tectono-magmatic setting of the basic magmatism in Ardekan and Isfahan, Central Iran. Journal of African Earth Science, 108, 64-73.

Bagheri, S. and Stampfli, G.M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451, 123-155.

Berberian, M. and King, G. (1981) Towards a Paleogeography and Tectonic Evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210-265.

Berberian, M., Hushmandzadeh, A. and Lotfi, M. (1973) Deformational phases and related metamorphism in Gorgan area. Geological Survey of Iran, internal report 16, Tehran, IRI.

Bouline, J. (1991) Structures in Southwest Asia and evolution of the Eastern Tethys. Tectonophysics, 196, 211-268.

Bowes, D. R. E. D. and Kinloch, A. E. (1964) Wright rhythmic amphibole overgrowths in Appinites associated with explosion-breccias in argyll. Mineralogical Journal, 266, 963-973.

Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of Rare Earth Elements: Meteorite Studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier Publications, New York.

Cawood, P. A., Johnson, M. R. W. and Nemchin, A. A. (2007) Early palaeozoic orogenesisalong the Indian margin of Gondwana: Tectonic response to Gondwanaassembly. Earth and Planetary Science Letters, 255, 7084.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London.

Darvishzadeh, A. (2013) Geology of Iran, magmatism, tectonics and stratigraphy. Amirkabir Publications. 5Th Edition, Tehran, IRI (in Persian).

De La Roche, H., Leterrier, J. T., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1R2-diagram and major-element analyses—its relationships with current nomenclature. Chemical Geology Journal, 29, 183-210.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by meiting of young subducted lithosphere. Nature, 347, 662-665.

Defant, M. J., Jackson, T. E., Drummond, M. S., De Boer, J. Z., Bellon, H., Feigenson, M. D., Maury, R. C. and Stewart, R. H. (1992) The geochemistry of young volcanism throughout western Panama and southeastern Costa Rica: an overview. Geological Society Journal, 149, 569–579.

Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2014) Ordovician-Devonian magmatism in the north of Shahrood: implication for long lived rifting of Paleotethys in Eastern Alborz. Petrological Journal, 5(18), 105-122 (in Persian).

Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2015) Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz. Arabian Journal of Geosciences, 8, 849-866.

Derakhshi, M., Ghasemi, H. and Laicheng, M. (2017) Geochemistry and petrogenesis of Soltan Maidan basalts (E Alborz, Iran): Implications for asthenosphere-lithosphere interaction and rifting along the N margin of Gondwana. Chemie der Erde Journal, 77, 131-145.

Fitton, J. G. and Leeman, W. P. (1991) Basic Magmatism associated with Late Cenozoic Extension in the Western United States: Compositional variations in space and time. Geophysical Research Atmosphere Journal, 96, 693-711.

Ghasemi, H. and Derakhshi, M. (2008) Mineralogy, geochemistry and role of olivine mechanical separation in generation of Lower Paleozoic igneous rocks in Shirgesht area, NW of Tabas, Central Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 16(2), 207-224 (in Persian).

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K., Walker, J. D. (2008) U–Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic-Early Cambrian granitoids in Iran: implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics Journal, 451, 71–96.

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.

Henderson, P. (1984) Rare Earth Element Geochemistry. Elsevier, Oxford, New York.

Hosseini, S. H., Sadeghian, M., Zhai, M. and Ghasemi, H. (2015) Petrology, geochemistry and zircon U-Pb dating of Band-e-Hezarchah metabasites (NE Iran): An evidence for back-arc magmatism along the northern active margin of Gondwana. Geochemistry (Chemie der Erde), 75, 207-218.

Hubber, H. (1957) Geological report on south Gorgan Mountain front between Nika and Shah-Pasand. Internal Geological Report 164, National Iran Oil Company, Tehran, IRI.

Irvin, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523–548.

Jamshidi Badr, M., Collins, A. S., Masoudi, F., Cox, G. and Mohajjel, M. (2013) The U–Pb age, geochemistry and tectonic significance of granitoids in the Soursat Complex, Northwest Iran. Journal of Turkish Earth Science, 22, 1–31.

Jenny, J. (1997) Precambrian et Paleozoique inferieur de l’Elburz oriental entre Aliabad et Shahrud, NE Iran. Eclogae Geologicae Helvetiae, 70(3), 761-770.

Karimpour, M. H. (2011) Geochemistry and petrology of igneous rocks and magmatic deposits. 2nd Edition, Ferdowsi University of Mashhad Publications, Mashhad, IRI (in Persian)

Khosrotehrani, K. (2009) Stratigraphy of Iran. University of Tehran Publications, Tehran, IRI.

Lasemi, Y. (2001) Facies analysis, depositional environments and sequence stratigraphy of the Upper Pre-Cambrian and Paleozoic rocks of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI (in Persian).

Lustrino, M., Melluso, L. and Morra, V. (2002) The transition from alkaline to tholeiitic magmas: a case study from the Orosei-Dorgali Pliocene volcanic district (NE Sardinia, Italy). Lithos, 63, 83-113.

Machado, A., Lima, E. F., Chemale, J. F., Morta D., Oteiza, O., Almeida, D. P. M., Figueiredo, A. M. G., Alexandre, F. M. and Urrutia, J. L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in the south Shetland arc, Antarctica. Earth Science Journal, 18(3), 407-425.

Mandal, A., Ray, A., Debnath, M. and Paul, S. B. (2012) Geochemistry of hornblende gabbro and associated dolerite dyke of Paharpur, Puruliya, West Bengal: Implication for petrogenetic process and tectonic setting. Earth System Science Journal, 121(3), 793–812.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology Journal, 120, 223–253.

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of Mid-Oceanic Ridge Basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology Journal, 56, 207–218.

Migoni, F. A., Mohammadi Vijeh, M., Farkhonia, A., Bustan, A. and Nazari, H. (2019) Investigation of active tectonics and identification of adjacent faults by geophysical methods Case study: Gohartepe-Behshahr. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 111, 227-236.

Moghazi, A. K. M. (2003) Geochemistry of a Tertiary continental basalt suite, Red Sea coastal plain, Egypt: petrogenesis and characteristics of the mantle source region. Geological Journal, 140(1), 11-24.

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

Nicholson, K. N., Black, P. M., Hoskin, P. W. O., Smith, I. E. M. (2004) Silicic volcanism and back arc extension related to migration of the late Cenozoic Australian – Pacific plate boundary. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 131, 295 –306.

Passchier, C. W. and Trouw, R. A. J. (2005) Microtectonics. 2nd Edition. Springer Verlag, Berlin.

Pearce, J. A. (2008). Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos, 100, 14–48.

Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences Journal, 23, 251–285.

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003). The Saghand region, central Iran: U–Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science, 303, 622–665.

Rossetti, F., Noazem, R., Lucci, F., Vignaroli, G., Gerdes, A., Nasrabadi, M. and Theye, T. (2014) Tectonic setting and geochronology of the Cadomian (Ediacaran-Cambrian) magmatism in Central Iran, Kuh-e-Sarhangi region (NW Lut Block). Journal of Asian Earth Sciences, 102, 24-44.

Saeidi, A. (1990) Geological map 1: 100000 Behshahr. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.

Samadi, R., Torabi, G., Dantas, L. E., Morishita, T. and Kawabata, H. (2021) Ordovician crustal thickening and syn-collisional magmatism of Iran: Gondwanan basement along the north of the Yazd Block (Central Iran). International Geology Review, 64, 2151-2165.

Shirdashtzadeh, N., Torabi, G. and Schaefer, B. (2020) A magmatic record of Neoproterozoic to Paleozoic convergence between Gondwana and Laurasia in the northwest margin of the Central-East Iranian Microcontinent. Journal of Asian Earth Sciences, 166, 35-47.

Stahl, A. F. (1911) Handbuk der regionalen geologie. Volume 8, Hildelberg, Germany.

Stampfli, G. M. (1978) Etude géologique générale de l’Elbourz oriental au sud de Gonbad-e-Qabus (Iran NE) Ph.D. thesis. Université de Genève.

Stampfli, G.M., Marcoux, J. and Baud, A. (1991) Tethyan margins in space and time. In: Channell, J.E.T., Winterer, E.L., Jansa, L.F., (Eds.), Paleogeography and Paleoceanography of Tethys. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 87, 373-409.

Tietze, E. (1877) Ein Ausflug nach dem Siahkuh (schwarzer Berg). Mitteilungen der Österreichischen Geo-graphischen Gesellschaft, 18, 257-267.

Vernon, R. H. (2018) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, Cambridge.

Wang, Y., Fan, W. and Guo, F. (2003) Geochemistry of early Mesozoic potassium-rich diorites granodiorites in southeastern Hunan Province, South China: Petrogenesis and tectonic implications. Geochemical Journal, 37, 427-448.

Wayer, S., Munker, C. and Mezger, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: implications for the differentiation history of the crust-mantle system. Earth and Planetary Science Journal, 205, 309-324.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for Names of Rock-Forming Minerals. American Mineralogist, 95(1),185-187.

Wilson, M. (1989). Igneous Petrogenesis: a Global Tectonic Approach. Winchester, Massachusetts.

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.

Wood, D. A. (1980) The application of Th- Hf- Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Journal, 50, 11–30.

Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble. J. (1993) High field strength and transition element systematic in island arc and back-arc basin basalts: evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Journal, 114(4), 491–504.

Zanchi, A., Zanchetta, S., Berra, F., Mattei, M., Garzanti, E., Molyneux, S., Nawab, A. and Sabouri, J. (2009) The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) Orogeny in North Iran. In: South Caspian to Central Iran Basins (Eds. Brunet, M. F., Wilmsen, M. and Granath, J. W.) Special Publication 31-57. The Geological Society, 

آمار
تعداد مشاهده مقاله: 963
تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 306


سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب