Devonian basaltic magmatism of Central Alborz: An evidence for Paleo- Tethys rifting

Document Type : Original Article

Authors

Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

Abstract

In the north east of Tehran province and in the Central Alborz zone, a thick basaltic horizon occurs at the boundary of Jeiroud and Mobarak Formations near the Jeiroud village and Darbandsar and Garmabdar areas, indicating a nonconformity boundary of Devonian- Carboniferous in this region. The rock horizon comprises basalt, trachybasalt and trachyandesite representing dominantly porphyry texture and diabase as feeding dike with ophitic and subophitic textures; all displaying alkaline sodic nature. Both Chondrite- normalized rare earth element (REE) patterns enriched in LREE with respect to HREE and normalized to primitive mantle spider diagram are similar to those of oceanic island basalts (OIB). The studied samples plot in within plate basaltic field in the tectonic discrimination diagrams of basalts. Trace element and some major element contents show low degree partial melting (< 10%) of a deep (90- 110 km) garnet- bearing mantle source. As the basaltic samples of Garmabdar area geochemically show intra- plate tectonomagmatic setting it seems that during the late Devonian (and earlier times), Alborz has been as a passive continental margin in the southern border of Paleo- Tethys and its magmatism was more probably affected by extensional tectonism or mantle plume activity related to earlier stages of Neo- Tethys ocean development.
 
 
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

فعالیت‏‌های ماگمایی پالئوزوییک ایران که به سه فاز کششی اردوویسین- سیلورین، دونین، کربونیفر و پرمین نسبت داده‌می‌شوند ‌نشان‌دهندة شکسته‌شدن سکوی اپی‌کاتانگایی ایران هستند (Stampfli, 1978). ماگماتیسم پالئوزوییک از مباحث مهم در زمین‌شناسی ایران است که بررسی آن گویای ارتباط آنها با گسترس پوستة اقیانوسی پالئوتتیس است.

رخنمون سنگ‏‌های آتشفشانی که بیشتر سرشت آلکالن و بازة سنی اردویسین تا پرمین دارند عبارتند از: بازالت‏‌های سلطان‌میدان (Ghasemi and Kazemi, 2013; Ghasemi et al., 2012; Derakhshi and Ghasemi, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2015; Derakhshi et al., 2017)، رباط قره‌بیل، جاجرم و اسفراین (Fathi, 1999)، شیرگشت (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، سه کاشان (Ayati et al., 2011)، ترود (Houshmand-Zadeh et al., 1978)، جنوب بجنورد (Fathi, 1999)، جهق (Tabatabaimanesh et al., 2009)، جنوب بهاباد (Balaghi et al., 2010)، شمال شاهرود (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، پل خاوند (Torabi and Hashemi, 2010)، سیاه‌بیشه (Delavari et al., 2016)، منطقة جلفا (Delavari et al., 2019)، جلال‌آباد کرمان (Vesali et al., 2018)، منطقة ماکو (Valinasab Zarnagh et al., 2020). در شمال‌خاوری تهران، در نزدیکی دهکدة جیرود، سنگ‏‌های پالئوزوییک شامل سازندهای جیرود و مبارک هستند و با افق ضخیم بازالتی تیره‌رنگ شناخته می‌شوند که ‌نشان‌دهندة مرز ناپیوسته دونین- کربونیفر است (Hashemi and Tabe, 2009). ماگماتیسم اردویسین میانی تا دونین در البرز و بسیاری از بخش‌های ایران مرکزی محصول مراحل کافت‌زایی پوستة اقیانوس پالئوتتیس تفسیر شده است (Ghasemi and Derakhshi, 2008; Bagheri and Stampfli, 2008; Balaghi et al., 2010; Ghasemi et al., 2012; Ghasemi and Kazemi, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2013). ازاین‌رو، برای شناخت جایگاه تکتونوماگمایی البرز مرکزی در زمان دونین، سنگ‏‌های آتشفشانی بخش بالایی سازند جیرود در برش چینه‌شناسی الگوی آن واقع در منطقة گرمابدر (35 کیلومتری شمال‌خاوری تهران) از دیدگاه ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و خاستگاه بررسی شدند.

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة گرمابدر در شمال‌خاوری استان تهران در مختصات طول جغرافیایی ʹ51°34 تا ʹ51°38 خاوری و عرض جغرافیایی ʹ35°58 تا ʹ35°59 شمالی، در دامنة جنوبی البرز مرکزی و در 35 کیلومتری شمال‌خاوری تهران جای دارد (شکل 1) و بخشی از نقشه‏‌های زمین‌شناسی 250000/1 تهران (Haghipour et al., 1986) و 100000/1 خاور تهران (Vahdati Daneshmand, 1997) را دربر گرفته است. این منطقه بخشی از برش الگوی سازند جیرود است. نهشته‏‌های سازند جیرود در منطقة گرمابدر تناوبی از ماسه‌سنگ، کوارتزیت، همراه با میان‌لایه‏‌های نازک شیل خاکستری سیاه‌رنگ و سپس تناوب آهک براکیوپوددار و شیل سیاه‌رنگ دارند (شکل 1).

مرز زیرین سازند جیرود در این منطقه به‌صورت ناپیوستگی فرسایشی با سازند میلا است. مرز میان این سازند با سازند مبارک نیز در نزدیکی دهکدة جیرود و در بخش‌های دربندسر تا گرمابدر، با افق ضخیم بازالتی تیره‌رنگی شناخته می‌شود که ‌نشان‌دهندة مرز ناپیوسته دونین- کربونیفر در منطقه است (شکل A- 2) (Hashemi and Tabe, 2009). این افق بازالتی به‌طور کلی ستبرایی نزدیک به 450 متر در بخش‌های دربندسر تا گرمابدر دارد (Vahdati Daneshmand, 1997). بخش بازالتی سازند جیرود که دربردارندة تناوب‌هایی از گدازه‏‌های بازالتی است، روند تقریبی °E120N و شیب 30 درجه رو به شمال دارد. این تناوب‏‌ها ‌نشان‌دهندة استمرار و تکرار خروج مواد مذاب در چندین مرحله است و لایه‏‌های رسوبی ندارد. مرز زیرین این واحد با بخش‏‌های زیرین کاملاً مشخص است. بخش بزرگی از سازند جیرود را سنگ‏‌های رسوبی می‌سازند. لایة بازالتی و لایه‏‌های کربناته سخت تا اندازه‌ای دربرابر فرسایش مقاوم هستند و ازاین‌رو، ریخت‌شناسی صخره‌ای را پدید آورده‌اند. از دیدگاه ظاهری، این واحد در سطح به رنگ قهوه‌ای و سبز تیره است و گاه حفره‌ها و شکستگی‌هایی در آن دیده می‌شوند. در منطقة بررسی‌شده، در سازند جیرود، دایکی با ترکیب دیابازی با ستبرای چشمگیر میان دو لایة آهک تزریق شده است که دایک تغذیه‌کننده دانسته می‌شود (شکل 2- B).

دسترسی به این منطقه از طریق جادة اصلی تهران به جیرود و جاده‏‌های فرعی فشم- روته- زایگون و آبنیک - گرمابدر امکان‌پذیر است. جادة لشکرک- لواسان و جاده‏‌های فرعی لواسان- زردبند- بوجان- راحت‌آباد- امامه- میگون- روته- گرمابدر از دیگر راه‏‌های دسترسی به این منطقه به‌شمار می‌روند. راه فرعی رودک- سوهانک- شمیران- گرمابدر نیز از راه‏‌های قدیمی هستند.

 

 

 

شکل 1- نقشة باز رسم‌شده از منطقة گرمابدر، برگرفته از نقشة 1:100000 خاور تهران، سازمان زمین‌شناسی کشور (Vahdati Daneshmand, 1997)

 

 

شکل 2- A) رخنمون و موقعیت افق بازالتی در میان سازند جیرود و مبارک (دید رو به خاور)؛ B) رخنمون دایک دیابازی در سازند جیرود

 


روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری در بررسی‌های صحراییِ منطقة گرمابدر، مقطع‌های نازک در آزمایشگاه دانشگاه خوارزمی تهیه شدند. پس از بررسی مقطع‌های نازک سنگ‌ها، شمار 10 نمونه با کمترین دگرسانی برای تجزیة سنگ کل به آزمایشگاه MSALABS کانادا فرستاده شد. برای بررسی عنصرهای اصلی از روش آماده‌سازی نمونه‌ها به روش ذوب لیتیم‌بورات و دستگاه ICP-OES و برای تعیین عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب از دستگاه ICP-MS بهره گرفته شد. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل به‌ترتیب در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند.

 

 

جدول1- داده‌های تجزیة شیمیایی اکسیدهای اصلی (برپایة درصدوزنی) نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر به‌ روش ICP-OES

Sample No.

J3

J15

J36

J1

J6

J19

J22

J24

J27

J30

Rock name

basalt

basalt

basalt

basalt

basalt

basalt

trachyandesite

basalt

basalt

basalt

SiO2

47.7

48.3

48.4

49.1

49.1

49.9

60.8

50.6

50.5

50.6

TiO2

2.8

2.4

2.0

3.0

2.8

2.6

0.5

2.5

2.5

2.2

Al2O3

15.2

16.5

16.1

15.2

15.2

14.8

16.0

13.9

14.2

13.7

Fe2O3

2.3

3.1

2.3

2.5

3.7

3.7

1.4

3.8

3.7

3.3

FeO

8.1

6.5

8.4

8.9

7.8

7.8

1.9

8.0

7.7

6.9

FeO T

10.16

9.25

10.31

10.72

10.91

11.12

3.22

11.70

11.10

9.94

MnO

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.3

0.1

0.1

0.2

0.2

MgO

5.6

5.3

7.8

5.0

5.2

5.5

0.8

3.5

5.4

6.0

CaO

7.8

9.2

5.7

9.4

7.5

5.0

5.6

5.1

5.8

7.5

Na2O

2.7

3.7

3.4

2.9

3.2

3.0

4.1

4.5

4.5

3.5

K2O

1.4

1.5

1.4

1.2

2.7

4.0

3.4

2.0

0.9

1.7

P2O5

0.5

0.4

0.2

0.4

0.4

0.4

0.3

0.4

0.4

0.3

LOI

3.8

4.0

4.6

2.9

2.9

3.5

6.4

5.1

4.8

3.5

Total

98.1

101.1

100.5

100.5

100.7

100.5

101.3

99.5

100.6

99.4

Mg#

50.91

51.23

58.26

46.08

46.24

47.62

32.34

36.35

47.56

52.88

 

جدول 2- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (برپایة ppm) نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر به روش ICP-MS

Sample No.

J3

J15

J36

J1

J6

J19

J22

J24

J27

J30

Sc

27.8

30.1

28.4

30.2

30.5

31.0

30.8

29.5

30.2

32.8

V

306

279

271

325

305

334

77

301

300

292

Cr

272

131

126

44

62

39

91

43

44

99

Co

49.5

45.5

49.8

53

38.9

42

45.4

34.2

37

41.3

Ni

60.7

29.6

59.7

63.6

19.7

12.7

13.3

12.1

13.1

27.4

Ga

21.3

25.7

18.7

21.7

21.4

22.3

18.5

18.2

22.2

19.4

Rb

25.6

28.1

25

24.2

43.4

55.1

111

27.6

12

30.7

Sr

371

178

762

325

466

273

1035

144

183

383

Y

37.3

24

20.3

34.2

27.3

30.8

23.3

30

30.5

27.5

Zr

210

164

132

192

171

204

168

170

189

161

Nb

21.7

19.9

14.5

21.6

22.6

22.1

20.2

19.9

20.5

17.3

Cs

1.3

0.9

1.1

0.7

0.7

0.6

7.1

0.5

0.6

0.4

Ba

307

253

330

286

440

824

1814

305

280

330

La

25.7

23.2

13.2

23.4

26.1

26.1

77.5

24.6

31.4

18.1

Ce

56.5

48.7

31.4

51

54.9

55.8

125.1

55.9

65.7

42.3

جدول 2- ادامه

Sample No.

J3

J15

J36

J1

J6

J19

J22

J24

J27

J30

Ce

56.5

48.7

31.4

51

54.9

55.8

125.1

55.9

65.7

42.3

Nd

33.3

27.0

18.7

30.9

30.8

31.5

44.7

30.0

31.7

22.7

Sm

7.6

5.9

4.5

7.3

6.7

7.2

7.4

6.8

7.0

5.4

Eu

2.6

2.0

1.8

2.4

2.3

2.1

1.8

2.2

2.3

1.8

Gd

7.6

5.7

4.7

7.4

6.4

6.8

6.5

6.8

7.1

5.6

Tb

1.2

0.8

0.7

1.1

0.9

1.0

0.8

1.0

1.0

0.9

Dy

7.0

4.8

4.1

6.6

5.5

5.8

4.0

5.7

6.0

5.1

Ho

1.4

0.9

0.8

1.3

1.1

1.1

0.8

1.1

1.1

1.0

Er

3.7

2.5

2.0

3.6

2.8

3.1

2.2

3.0

3.0

2.7

Tm

0.5

0.3

0.2

0.5

0.4

0.4

0.3

0.4

0.4

0.4

Yb

3.0

2.0

1.5

2.9

2.3

2.7

2.0

2.5

2.6

2.2

Lu

0.4

0.3

0.2

0.4

0.3

0.4

0.3

0.4

0.4

0.3

Hf

5.6

4.5

3.5

5.4

5.1

5.5

4.6

4.9

5.3

4.2

Ta

1.3

1.3

1.0

1.6

1.4

1.3

1.3

1.0

1.2

1.0

Th

5.4

4.4

2.0

6.7

5.7

6.6

36.2

5.5

5.6

3.3

Ti

16600

14300

11900

18100

16650

15700

3200

14700

15200

12900

U

1.1

1.0

0.3

0.9

1.1

1.6

10.1

1.3

1.2

0.9

W

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

Eu/Eu*

1.05

1.07

1.17

0.99

1.08

0.93

0.78

1.0

0.98

0.98

Nb/Y

0.63

0.66

0.63

0.71

0.67

0.85

0.72

0.83

0.83

0.58

Ce/Yb

19.2

24.4

20.4

17.6

24.1

21.1

62.6

22.3

25.7

18.9

Zr/Y

5.63

6.83

6.50

5.61

6.26

6.62

7.06

5.67

6.20

5.85

Nb/La

0.84

0.86

1.10

0.92

0.87

0.85

0.26

0.81

0.65

0.96

Ti/Y

0.04

0.06

0.06

0.05

0.06

0.05

0.01

0.05

0.05

0.05

Hf/3

1.87

1.50

1.17

1.80

1.70

1.83

1.53

1.63

1.77

1.40

Y*3

111.9

72.0

60.9

102.6

81.9

92.4

71.4

90.0

91.5

82.5

 

 

سنگ‌نگاری

نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‌های میکروسکوپیِ نمونه‏‌های برداشت‌شده از منطقه نشان می‌دهند این سنگ‏‌ها بازالت، تراکی‌بازالت و تراکی‌آندزیت با بافت بیشتر هیالومیکرولیتیک پورفیری (شکل 3- A) و بافت‏‌های فرعی غربالی، اینترسرتال، گلومروپورفیری و بادامکی هستند. در بافت بادامکی که در برخی از نمونه‏‌ها دیده می‌شود، حفره‌های پدیدآمده در پی خروج گاز، با کانی‌های ثانوی کلریت، زئولیت و کلسیت پر شده‌اند. همچنین، بافت‏‌های افیتیک و ساب‌افیتیک در دایک دیابازی از دیگر بافت‌های دیده‌شده هستند.

در نمونه‏‌های تراکی‌بازالت، میکروفنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، الیوین، کلینوپیروکسن و سانیدین از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند که به‌همراه کانی‌های کدر وکانی‌های ثانویة کلسیت، سریسیت، کلریت و اپیدوت دیده می‌شوند. همچنین، نمونه‏‌های تراکی‌آندزیت که فراوانی اندکی نسبت به بازالت‏‌ها دارند، بیشتر از فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز ساخته شده‌اند که در زمینه‌ای از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، سانیدین و کانی‌های فرعی کدر جای دارند. گمان می‌ررد این فاز تفریق‌یافته بازالت‏‌ها باشد که کانی‌های فرومنیزین آن تفریق یافته‌اند و ازاین‌رو، بیشتر از کانی فلدسپار ساخته شده است.

 


 

 

 

شکل 3- ویژگی‌های سنگ‌نگاری واحد بازالتی منطقة گرمابدر. A) بافت هیالومیکرولیتیک همراه با میکروفنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و سانیدین در نمونة تراکی‌بازالت (در XPL)؛ B) بلور کلینوپیروکسن نیمه‌شکل‌دار با هستة کلریتیشده، به‌همراه بلور الیوین کلریتی‌شده، اپیدوت و کلریت حاصل از دگرسانی زمینة شیشه‌ای (در PPL)؛ C) بافت گلومروپورفیری از تجمع بلورهای کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز (در XPL)؛ D) بافت افیتیک که در آن بلورهای پلاژیوکلاز در بلور پیروکسن جای قرار گرفته‌اند. همچنین، کانی الیوین کلریتی‌شده به‌صورت میانبار در فنوکریست پیروکسن پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک می‌دهد (در XPL)؛ E) فضای میان بلورهای فلدسپار با کانی‌های فرومنیزین (مانند مگنتیت و کلینوپیروکسن) پر شده و بافت اینترگرانولار را پدید آورده است (در XPL)؛ F) بافت اینترگرانولار که در آن فضای میان بلورهای پلاژیوکلاز با کلریت، کلینوپیروکسن، کدر و آمفیبول پر شده است (در XPL) (نام اختصاری کانی‌ها از Whitney and Evans (2010))

 


پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده دانسته می‌شود. این کانی هم به‌صورت میکروفنوکریست و هم به‌صورت میکرولیت در زمینة سنگ دیده می‌شود. میکروفنوکریست‏‌ها معمولاً بافت غربالی دارند و در بخش‌هایی به کلریت و سریسیت دگرسان شده‌اند. در برخی نمونه‏‌ها، فضای میان میکروفنوکریست‏‌ها و میکرولیت‏‌ها با کلسیت، اپیدوت و کلریت ثانوی پر شده و بافت اینترسرتال پدید آمده است. کلینوپیروکسن به‌صورت میکروفنوکریست و گاه بلورهای ریز در زمینه و فضای میان میکرولیت‏‌ها به‌صورت سالم و نادگرسان دیده می‌شود (شکل 3- B). بافت گلومروپورفیری متشکل از خوشه‏‌های بلورهای کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 3- C). الیوین بیشتر به‌صورت فنوکریست در این سنگ‏‌ها یافت می‌شود و معمولاً به‌صورت سودومورف با کلریت جایگزین شده است (شکل 3- B). سانیدین نیز که در نمونه‏‌های تراکی‌بازالت و تراکی‌آندزیت دیده می‌شود، به‌صورت شکل‌دار و با ماکل کارلسباد دیده می‌شود (شکل 3- A). خمیرة این سنگ‏‌ها نیز بیشتر از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر از پیروکسن و کانی‌های کدر ساخته شده است. نمونه‏‌های دیاباز در بررسی‌های میکروسکوپی دربرداندة کانی‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و کانی‌های فرعی الیوین و آمفیبول به‌همراه کانی‌های کدر و کانی‌های ثانویة پدیدآمده از دگرسانی (مانند کلریت) هستند. بافت افتیک تا ساب‌افیتیک و گاه بافت پویی‌کیلیتیک و اینترگرانولار از ویژگی‌های بافتی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند (شکل‌های 3- D، 3- E و 3- F).

 

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‏‌های برگزیدة سنگ‏‌های منطقة گرمابدر در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. ‌همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، درصدوزنی LOI در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 9/2 تا 4/6 درصدوزنی است که نشان‌دهندة تأثیر دگرسانی کمابیش بالا در برخی نمونه‌هاست، ازاین‌رو، برای پرهیز از خطای تأثیر هوازدگی و دگرسانی که باعث تغییر مقدار عنصرهای اصلی متحرک می‌شود، از نمودار پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) برای رده‌بندی نمونه‏‌های منطقه بهره گرفته شد. برپایة نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (شکل 4- A)، بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة آلکالی‌بازالت جای دارند. یک نمونه نیز در محدودة تراکی‌آندزیت جای گرفته است که با بررسی‏‌های سنگ‌نگاری همخوانی دارد.

 

 

 

شکل 4- ترکیب نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر در: A) نمودار تغییرات Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار Zr دربرابر P2O5 (Winchester and Floyd, 1977)

 


برای بررسی سرشت ماگمایی سنگ‏‌های منطقه از نمودارهای رسم‌شده برپایة میزان عنصرهای کمیاب با شدت میدان بالا (HFSE[1]) استفاده شده است. در نمودار Zr دربرابر P2O5 نمونه‏‌های منطقة گرمابدر سرشت آلکالن نشان می‌دهند (شکل 4- B).

در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (شکل 5- A)، نمونه‌ها از عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ (مانند: Cs، Rb، Ba، K) و عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE[2])، نسبت به عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) و عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE[3]) غنی شده‌اند؛ اما دچار تهی‌شدگی Nb و Ta شده‌اند که شاید ‌نشان‌دهندة آلودگی پوسته‌ای باشد. آنومالی منفی تیتانیم در نمونة تراکی‌آندزیت (نمونة J22) به‌علت فاز تفریق‌یافتة تیتانومگنتیت است. نمونة J36 نسبت به دیگر نمونه‏‌ها دچار تحول‌یافتگی کمتری شده است و مقدار U و Th کم و مقدار Sr بالایی دارد (پلاژیوکلاز کمتر تفریق‌یافته است). به باور Rollinson (1993) آنومالی منفی Nb ویژگیِ سنگ‏‌های قاره‌ای است و امکان دارد ‌نشان‌دهندة شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی باشد (شکل 5- A). برپایة نمودار الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough 1989) (شکل 5- B)، نمونه‏‌های منطقه از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‌شدگی نشان می‌دهند.

میزان کم HREE‏‌ها نسبت به LREE‏‌ها چه‌بسا پیامد ذوب‌بخشی درجه پایین خاستگاه گوشته‌ای و آلودگی ماگما با پوسته (Srivastava and Singh, 2004)، یا به‌جاماندن گارنت در سنگ خاستگاه (Clague and Frey, 1982; Rollinson, 1993; MacDonald et al., 2000)، باشد. تحرک عنصرهای LREE بالاست؛ ازاین‌رو، غلظت آنها تابعی از نوع رفتار فاز سیال است (Rollinson, 1993)؛ اما ازآنجایی‌که این عنصرها در پوستة قاره‌ای متمرکز شده‌اند شاید غلظت بالای آنها در ماگما نشان‌دهندة آلایش با مواد پوسته‌ای باشد (Srivastava and Singh, 2004). غلظت عنصرهای HREE را شیمی سنگ ‌خاستگاه و فرایندهای بلور/ مذاب هنگام پیدایش سنگ کنترل می‌کند (Rollinson, 1993). در شکل 5- B، روند نمونه‏‌های گوناگون کمابیش همانند و موازی یکدیگر هستند. موازی‌بودن الگوی عنصرها در سنگ‏‌های منطقه در این نمودار نشان‌دهندة خاستگاه یکسان این سنگ‏‌هاست (Wilson, 1989). گاه عنصر Eu در جایگاهی بیرون از روندی دیده می‌شود که دیگر عنصرها در نمودار REE برای آن تعیین می‌کنند و چه‌بسا یک آنومالی واقعی را نیز نشان دهد. نمونة J22 (تراکی‌آندزیت) فازی تفریق‌یافته است و ازاین‌رو، عنصرهای LREE در آن بیشتر تمرکز یافته‌اند؛ اما نمونة J36 در میان دیگر نمونه‏‌ها کمتر تحول‌یافته است (شکل 5- B). داده‌های جدول 2 نشان می‌دهند نسبت Eu/Eu* برای همة نمونه‏‌ها نزدیک به یک و تنها برای نمونة J22 این نسبت 78/0 است که نشانة آنومالی منفی Eu در این نمونه است. نبود آنومالی مثبت یا منفی Eu بدین مفهوم است که ترکیب شیمی نمونه‏‌ها تحت‌تأثیر جدایش یا تجمع بلورهای پلاژیوکلاز نبوده است. آنومالی منفی Ti تنها در نمونة تفریق‌یافتة تراکی‌آندزیت دیده می‌شود و پیامد جدایش بلورهای تیتانومگنتیت دانسته می‌شود.

 


 

شکل 5- ترکیب نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر در: A) الگوی عنکبوتی عنصرها بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)

 

 

بحث

ویژگی‏‌های ‌خاستگاه و محیط پیدایش

برای توصیف ‌خاستگاه گوشته‌ای بازالت‏‌های گرمابدر، از نسبت‏‌های عنصرهای ناسازگار (مانند: Nb/Th، Zr/Nb، Zr/Y و Nb/Y) بهره گرفته می‌شود (Condie, 2003, 2005). (شکل 6- A). در نمودار Zr/Y دربرابر Nb/Y (Condie, 2005, 2003; Fitton, 2007)، نمونه‏‌های گرمابدر در محدودة بازالت‏‌های OIB‌[4] جای گرفته‌اند که گویای شباهت آنها به بازالت‏‌های جزایر اقیانوسی است. افزون‌بر این، بالا‌بودن مقدار نسبت‏‌های Nb/Y و Zr/Y، ‌خاستگاه‌گرفتن نمونه‏‌های منطقه از یک پلوم گوشته‌ای را پیشنهاد می‌کند (Condie, 2005; Fitton, 2007).

با توجه به بالا‌بودن نسبت Ce/Yb در نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (شکل 6- B)، همة نمونه‏‌های آتشفشانی گرمابدر ژرفای 90 تا 110 کیلومتری را برای ‌خاستگاه خود نشان می‌دهند. افزون‌بر این نسبت‏‌های کم Ce/Yb در بازالت‏‌ها ‌نشان‌دهندة درجة ذوب‌بخشی بالا و وجود اسپینل در فاز بجامانده است و نسبت‏‌های بالای Ce/Yb (10<) ‌نشان‌دهندة درجة ذوب‌بخشی کم و وجود گارنت در فاز بجامانده است (Mattsson and Oskarsson, 2005). این نسبت در سنگ‏‌های گرمابدر بالاست (58/17 تا 55/62) و ازاین‌رو، ‌نشان‌دهندة درجة ذوب‌بخشی کم و وجود گارنت به‌عنوان فاز بجامانده در ‌خاستگاه گوشته‌ای است (شکل 6- B).

 

 

 

شکل 6- ترکیب نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر در: A) نمودار نسبت Zr/Y دربرابر Nb/Y (Fitton, 2007) (روند F: ‌درجات ذوب‌بخشی؛ روند SUB: اثرات فرورانش) (OIB: Ocean Island Basalts; N-MORB: Normal Mid-Ocean Ridge Basalt)؛ B) نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam, 1992)

 

 

Xia و همکاران (2012) ماگماهای بازالتی را برپایة نسبت‏‌های Ti/Y به دو نوع اصلی دسته‌بندی کرده‌اند:

- بازالت‏‌های با نسبت بالای Ti/Y (500Ti/Y>)؛

- بازالت‏‌های با نسبت کم Ti/Y (500Ti/Y<).

به پیشنهاد Peate و همکاران (1992)، از نسبت Ti/Y می‌توان برای تمایز ماگماها بهره گرفت؛ زیرا این نسبت در طول فرایند جدایش بلوری چندان تغییر نمی‌کند. همچنین، برپایة شاخص آلایش پوسته‌ای (نسبت Nb/La)، گدازه‏‌های HT به انواع 85/0HT1=Nb/La> و 85/0HT2=Nb/La< با نسبت (500Ti/Y>)، گدازه‏‌های LT به انواع 85/0LT1=Nb/La> و 85/0LT2=Nb/La< با نسبت‏‌ (500Ti/Y<) دسته‌بندی می‌شوند. بر این پایه، نمونه‏‌های گرمابدر در محدودة HT (در محدودة HT1 و HT2) جای گرفته‌اند (شکل 7- A) که ‌خاستگاه گارنت‌دار مذاب در ژرفای بسیار (Reichow et al., 2005) را نشان می‌دهد. همچنین، ‌این نمودار خاستگاه پلوم با درجات ذوب‌بخشی کم را نشان می‌دهد. محدودة LT ‌نشان‌دهندة ذوب با درجات بیشتر در ژرفای کمتر است.

سنگ‏‌های بازالتی پدیدآمده از ‌خاستگاه سست‌کره‌ایِ آلوده‌نشده (یا پلوم) معمولاً الگوهای REE مسطح و غنی‌شدگی LREEs دارند و آنومالی منفی Nb، Ta و Ti نشان نمی‌دهند (Campbell, 2001). نسبت Nb/La در بازالت‏‌های قاره‌ای آلوده‌نشده یا کمتر آلوده‌شده با پوسته، بیشتر از 9/0 و در بازالت‏‌های قاره‌ای بسیار آلوده‌شده کمتر از 9/0 است (Xia et al., 2012). این نسبت در بیشتر نمونه‏‌های گرمابدر برابربا 81/0 تا 10/1 است (جدول 2). در حقیقت، بیشتر از نیمی از آنها مقداری کمتر از 9/0 دارند که نشانة آلودگی مذاب سازندة آنها با پوسته است. همچنین، در نمونة J22 (تراکی‌آندزیت) که سنگی بشدت تحول یافته است نسبت Nb/La بسیار کم (26/0) است.

 


 

شکل 7- ترکیب نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر در: A) نمودار Ti/Y دربرابر Nb/La (Xia et al., 2012) (LT1 and LT2: low titanium basalts; HT1 amd HT2: high titanium basalts)؛ (B نسبت Nb دربرابر Nb/La (Xia et al., 2012)

 

 

همچنین، برای تعیین آلایش پوسته‌ای از نسبت‏‌های Nb دربرابر Nb/La نیز می‌توان بهره گرفت. اگر نسبت 9/0Nb/La> باشد، ‌نشان‌دهندة آلودگی پوسته‌ای کم یا نبود آلودگی در ماگماست (Xia et al., 2012). آنومالی منفی عنصرهای Nb و Ta در نمودار عنکبوتی می‌تواند در ارتباط با آلودگی پوسته‌ای باشد. همچنین، نسبت کم 9/0Nb/La< ‌نشان‌دهندة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی پوسته‌ای و یا آلایش مذاب پوسته‌ای است. ‌همان‌گونه‌که در شکل 7- B دیده می‌شود، نسبت Nb/La در نمونه‏‌های آتشفشانی منطقه برابربا 81/0 تا 10/1 متغیر است و بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده آلایش پوسته‌ای ناچیزی نشان می‌دهند. بنابراین نمونة J36 که کمتر تحول‌یافته است نسبت بیشتری نشان می‌دهد و به گفتة دیگر، آلوده‌نشده یا کمتر آلوده‌شده با پوسته است؛ اما دو نمونة J22 و J27 مقدارهای کم و آلودگی بیشتری را نشان می‌دهند.

نسبت LREE/HREE در سنگ‏‌های مافیک منطقه نشان می‌دهد ماگمای اولیه آنها از ذوب‌بخشی درجات کم گوشته برخاسته است. در کل، غنی‌شدگی LREE در این سنگ‏‌ها پیامد دو عاملِ درجة ذوب‌بخشی کم (>15%) ‌خاستگاه گوشته‌ای و ‌خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده یا تهی‌نشده دانسته می‌شود. در اینجا هر دو عامل را می‌توان برای سنگ‏‌های بررسی‌شده در نظر گرفت. تهی‌شدگی سنگ‏‌ها از HREE حضور گارنت در ‌خاستگاه را نشان می‌دهد. لذا ماگمای مادر سنگ‏‌های بررسی‌شده از ذوب‌بخشی درجات پایین ‌خاستگاهی گارنت- پریدوتیتی در اعماق بسیار (100 کیلومتری) گوشتة زیر قاره‌ای ‌خاستگاه گرفته است. در نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، الگوی نمونه‏‌های بررسی‌شده با الگوی سه نوع بازالت OIB، E-MORB و N-MORB مقایسه شده است. برپایة شکل 8- A، در نمونه‏‌های بررسی‌شده، عنصرهای سمت چپ نمودار غنی‌شدگی دارند که مذاب‏‌های نوع N-MORB و E-MORB این غنی‌شدگی را نشان نمی‌دهند؛ اما الگوی عنکبوتی عنصرهای کمیاب نمونه‏‌های بررسی‌شده شباهت بسیاری به مذاب‏‌های OIB دارد. تهی‌شدگی در عنصرهای Nb و Ta در برخی نمونه‏‌های بازالتی بررسی‌شده چه‌بسا پیامد آلودگی پوسته‌ای باشد.

 


 

شکل 8- نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر (محدوده خاکستری رنگ) در: A) نمودار عنکبوتی عنصرها بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر بهنجارشده به ترکیب کندریت (برای مقایسه الگوی ترکیب OIB، N-MORB و E-MORB (Sun and McDonough, 1989) نیز آورده شده است؛ OIB: Ocean Island Basalts; E- MORB: Enriched Mid-Ocean Ridge Basalts; N- MORB: Normal Mid Ocean Ridge Basalts)

 

 

در نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت به‌خوبی همخوانی زمین‌شیمیایی میان بازالت‏‌های نوع OIB و بازالت‏‌های منطقة گرمابدر دیده می‌شود (شکل 8- B)؛ اما برخلاف آن، بازالت‏‌های نوع N-MORB، هیچ نوع همخوانی با بازالت‏‌های منطقه ندارد؛ به‌گونه‌ای‌که از دیدگاه شیب الگوی عنصرهای کمیاب، نمونه‏‌های بازالتی منطقه با بازالت‏‌های نوع N-MORB کاملا عکس همدیگر هستند. این تفاوت‏‌ها نیز تا اندازه‌ای در بازالت‏‌های نوع E-MORB نیز دیده می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که شیب الگوی بهنجارشده (نسبت HREE/LREE) در مذاب‏‌های E-MORB از نمونه‏‌های منطقه کمتر است و چه‌بسا درصد ذوب‌بخشی کمتر و غنی‌شدگی بیشتر ‌خاستگاه گوشته‌ای در بازالت‏‌های بررسی‌شده نسبت به E-MORB را نشان می‌دهد. پس به طور کلی آنچه از نمودارهای عنکبوتی و الگوی عنصرهای خاکی کمیاب برداشت می‌شود اینست که بازالت‏‌های بررسی‌شده از دیدگاه شیمیایی با بازالت‏‌های N-MORB و E-MORB تفاوت دارند و برعکس مورب‏‌ها (که از گوشته ای تهی‌شده و گوشتة غنی (تهی‌نشده) زیراقیانوسی ‌خاستگاه می‌گیرند)، بازالت‏‌های منطقة گرمابدر باید از گوشته‌ای غنی (تهی‌نشده) زیرقاره‌ای و با درصد ذوب‌بخشی کم خاستگاه گرفته باشد.

برای شناخت جایگاه زمین‌ساختی پیدایش نمونه‏‌های گرمابدر نمودارهای گوناگونی به‌کار برده شدند. برپایة این نمودارها، همة نمونه‏‌ها در محدودة بازالت‏‌های درون‌ورقة قاره‌ای جای می‌گیرند (شکل‌های 9- A، 9- B، 9- C و 9- D). نسبت Zr/Sm در بازالت‏‌های درون‌ورقه‌ای معمولاً از ۲۵ بیشتر است (Zhang et el., 2012). میانگین این نسبت در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 94/26 است و با مقدار یادشده همخوانی دارد (جدول 1).

 

 

 

شکل 9- جایگاه نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة گرمابدر در نمودارهای متمایزکنندة محیط‏‌های زمین‌ساختی. A) نمودار سه‌تایی Ta- Th- Hf/3 برای تمایز بازالت‏‌ها (Wood, 1980)؛ B) نمودار سه‌تایی Zr- Y*3- Ti/100 برای شناخت جایگاه زمین‌ساختی پیدایش بازالت‏‌ها (Pearce and Cann, 1973)؛ C) انواع بازالت‏‌ها در نمودار Zr دربرابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ (D نمودار Ti/Y دربرابر Zr/Y (Pearce and Gale, 1977) برای شناخت بازالت‏‌های درون‌ورقه‌ای از بازالت‌های حاشیة ورقه (E- MORB: Enriched Mid Ocean Ridge Basalts; N- MORB: Normal Mid Ocean Ridge Basalts; OFB: Ocean Floor Basalts; LKT: Low K Tholeiitic Basalts; CAB:Calc- alkaline Basalts; WPA:Within Plate Alkali Basalts)

 

 

‌همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، مرز میان سازند جیرود با سازند مبارک در اطراف دهکده جیرود در بخش‌های دربندسر تا گرمابدر، با یک افق ضخیم بازالت تیره رنگ شناخته می‌شود که ‌نشان‌دهندة مرز ناپیوسته دونین- کربونیفر در این منطقه است. این سنگ‏‌ها که به‌صورت میان‌لایه برونزد دارند، از دیدگاه شیمیایی، در گروه بازالت‏‌های آلکالن جای می‏‌گیرند. تمرکز عنصرهای کمیاب در این سنگ‌ها که در شکل‏‌های 5- B. و 8- B نمایش داده شد، ‌نشان‌دهندة نسبت بالای LREE/HREE و الگوی همانند بازالت‏‌های OIB است. در شکل 8- A، شیب الگوی عنصرهای خاکی با مذاب‏‌های آلکالن ‌خاستگاه گرفته از گوشتة تهی‌نشده و کم و بیش ژرف همخوانی دارد (Zhou et al., 2009). نمودارهای تعیین جایگاه زمین‌ساختی نیز با این نکته همخوانی دارند. شکل 8- B نشان‌دهندة ‌خاستگاه گوشته‌ای غنی و نامرتبط با پهنة فرورانش برای نمونه‏‌های منطقة گرمابدر است. در شکل 8- A، نیز جایگاه درون‌ورقه‏‌ای این سنگ‏‌ها دیده می‌شود. ازاین‌رو، ماگماتیسم بازالتی دونین البرز مرکزی خاستگاه درون‌ورقه‌ای دارد و به سازوکار زمین‌ساختی کششی وابسته است. چنین مذاب‌هایی از ویژگی‏‌های ماگماتیسم پالئوزوییک ایران هستند و به‌صورت متناوب در زمان‏‌های اردویسین- سیلورین، دونین و پرمین فوران کرده‌اند (Stampfli, 1978; Berberian and King, 1981). جنبش‏‌های زمین‌ساختی در پالئوزوییک موجب بیرون‌ریختن ماگمای بازالتی شده است. بقایای فعالیت‏‌های آتشفشانی اردویسین تا پرمین از بخش‌های مختلف ایران، به‌ویژه شمال ایران، گزارش شده‌اند و شامل جریان‏‌های سیل، دایک و گدازه از آذربایجان (Alavi-Naini and Bolourchi, 1973)، البرز مرکزی (Assereto, 1963; Gaetani, 1965)، کوه‏‌های بینالود (Lammerer et al., 1984)، آق‌دربند (Ruttner, et al., 1991) و ایران مرکزی (Ruttner, et al., 1968)، بازالت‏‌های سلطان‌میدان (Derakhshi and Ghasemi, 2013)، رباط قره‌بیل، جاجرم و اسفراین (Fathi, 1999)، شیرگشت (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، سه کاشان (Ayati et al., 2010)، ترود (Houshmand-Zadeh et al., 1978)، جنوب بجنورد (Fathi, 1999)، جهق (Tabatabaimanesh et al., 2009)، جنوب بهاباد (Balaghi et al., 2010)، شمال شاهرود (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، پل خاوند (Torabi and Hashemi, 2010)، سیاه‌بیشه (Delavari et al., 2016)، منطقة جلفا (Delavari et al., 2019)، جلال‌آباد کرمان (Vesali et al., 2018) می‌شود. بررسی‌های Saccani و همکاران (2013) ‌روی مجموعه میشو در شمال‌باختری تبریز نیز نشان دادند عملکرد پلوم گوشته‌ای در دونین پسین - کربونیفر پیشین فرایند کافت‌زایی قاره‌ای و بازشدگی پالئوتتیس در شمال‌باختری ایران را در پی داشته است. Ghorbani (1995) ماگماتیسم منطقة خوش‌ییلاق (پالئوزوییک پیشین) را پیامد فعالیت‏‌های زیردریایی و گدازه‏‌های درون‌ورقه‌ای می‌داند که در پی باز‌شدن پالئوتتیس پدیدار شده‌اند. Alavi (1996) برپایة تجزیه‌های سنگ‌شناختی، ساختاری و چینه‌شناسی ‌روی سنگ‏‌های رخنمون‌یافته در سیستم کوهزایی البرز در شمال ایران، جایگیری توالی‏‌های ماگمایی دونین- کربونیفر ‌روی توالی‏‌های قدیمی‌تر را پیامد مراحل باز‌شدن و شکسته‌شدن پلت‌فرم پالئوزوییک آغازین و گسترش فلات قاره در دونین می‌داند.

Mehdizadeh Shahri (2008) گدازه‏‌های بازالتی سلطان‌میدان و خوش‌ییلاق به سن اردویسین (شمال و شمال‌خاوری ایران) را نشانه‌ای از نیروهای کششی در پی کافت‌زایی پالئوتتیس و همچنین، صعود سست‌کره‌ دانسته است. Babazadeh و همکاران (2011) زمین‌شیمی و زمین‌ساخت منطقة خوش‌ییلاق را نشان‌دهندة فعالیت یک کافت درون‌قاره‏‌ای در زمان سیلورین- دونین دانسته‌اند. برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی، این مجموعه سرشت توله‌ایتی درون‌قاره‌ای دارد و در پی ماگماتیسم کافت درون‌قاره‌ای در زمان سیلورین- دونین پدید آمده است. Deyhimi (2012) ماگماتیسم بازالتی دونین در شمال شاهرود را بررسی کرده است و غنی‌شدگی از LREE، تهی‌شدگی نسبی از HREE و مقدار بالای P و Ti را پیامد سرشت آلکالن ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها دانسته‌ است. همچنین، در نمودارهای تمایز زمین‌ساختی، این سنگ‏‌ها در محدودة بازالت‏‌های درون‌ورقه‌ای جای می‌گیرند که با جایگاه سازند سلطان‌میدان سازگار است. Ghasemi و Kazemi (2013) سازند ابرسج (اردوویسین بالایی) را بخشی از پهنة البرز در نظر می‌گیرند و برپایة بررسی‌های زمین‌ساختی و زمین‌شیمی، ماگمای سازندة آن را به محیط کافت درون قاره‌ای نسبت می‌دهند. Derakhshi و Ghasemi (2013) کمپلکس سلطان‌میدان (اردویسین بالایی- سیلورین) را با شکاف و فروپاشی حاشیه شمالی گندوانا و توسعة پالئوتتیس در شمال ایران مرتبط دانسته‌اند.

با این وصف دیده می‌شود برپایة آنچه پیشتر توضیح داده شد ماگماتیسم پالئوزوییک در بخش‌های مختلف ایران (مانند البرز، ایران مرکزی و سنندج- سیرجان) در زمان‌های مختلفی روی داده است و همة آنها با جایگاه زمین‌ساختی کششی یا درون‌ورقة قاره‌ای تحلیل شده‌اند. ماگماتیسم دونین جیرود که موضوع این پژوهش است نیز برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب که به آن پرداخته شد از این داستان مستثنی نیستند و با سناریوی ماگماتیسم آلکالن درون‌ورقه‌ای سازگاری دارد. فاز کششی دونین- کربونیفر نه تنها در البرز مرکزی بلکه در مناطق دیگری ‌مانند شمال قزوین، سازند خوش‌ییلاق در جاجرم، کوه‌های تالش در البرز باختری و منطقة انارک در ایران مرکزی توأم با رخداد سنگ‌های آتشفشانی آلکالن بازیک بوده است (Berberian and King, 1981). ازآنجایی‌که بخش‌های گوناگون ایران (مانند بلوک‌های قاره‌ای البرز، ایران مرکزی و سنندج- سیرجان) در زمان پالئوزوییک و پیش از پیدایش اقیانوس نئوتتیس، همگی در حاشیة شمالی گندوانا قرار داشته‌اند (Stampfli and Borel, 2002)، پس همسانی ماگماتیسم در آنها که در واقع پیامد شباهت جایگاه زمین‌ساختی و پیدایش مذاب است، پدیده‌ای مورد انتظار است. ازاین‌رو، بررسی بازالت‌های دونین منطقة جیرود در تأیید یافته‌های بررسی‌های پیشین دربارة ماگماتیسم پالئوزوییک که شرح آنها در بالا مرور شد نشان می‌دهد وضعیت جغرافیای دیرینة ‌حاشیة شمالی گندوانا به‌صورت یک حاشیة غیرفعال بوده است. در پالئوزوییک پایانی (پرمین)، جدا‌شدن سرزمین‌های سیمرین (مانند بلوک‌های قاره‌ای البرز، سنندج- سیرجان و ایران مرکزی) از حاشیة شمالی گنداوانا، پیدایش حوضة اقیانوسی جدیدی (نئوتتیس) را در پی داشته است (Berra and Angiolini, 2014). از فرایندهای محتمل پیدایش این حوضة جدید اقیانوسی، کشش سنگ‌کره‌ای در بالای پهنة فرورانش با فرض سمت و سوی فرورانش پالئوتتیس به زیر حاشیه شمالی گندواناست. با وجود این، داده‌های شیمیایی ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در بخش‌های گوناگون ایران ‌مانند البرز (Delavari et al. 2016) یا سنندج- سیرجان (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012) نیز با رویداد فرورانش پالئوتتیس به زیر حاشیة شمالی گندوانا مخالف هستند و نشان‌ می‌دهند شرایط زمین‌ساخت کششی حاشیة غیرفعال تا پایان پالئوزوییک تداوم داشته است.

 

برداشت

ماگماتیســم دونین پســین البــرز مرکــزی در محدودة گرمابدر به‌صورت یک افق بازالتی از سازند جیرود رخنمون دارد. از دیدگاه سنگ‌نگاری، این واحد از روانه‏‌های بازالت، تراکی‌بازالت و تراکی‌آندزیت و دیاباز با بافت افیتیک و ساب‌افیتیک به‌شکل دایک‏‌های تغذیه‌کننده ساخته شده است. میکروفنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، الیوین، کلینوپیروکسن و سانیدین کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند. از دیدگاه زمین‌شـــیمیایی، سرشـــت این سنگ‌ها، آلکــالن ســدیک و الگـــوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشــدة آنها بــه ترکیــب کنــدریت و نیــز نمودارهــای چندعنصــری بهنجارشــده بـه ترکیـب گوشتة اولیه بـا مـذاب‌های برخاسته از خاســتگاه OIB بســیار هماننــد است. در نمودارهای تمایز زمین‌ساختی، این سنگ‌ها در گسترة ترکیبی بازالت‏‌های درون‌ورقة قاره‌ای جای می‌گیرند که رژیم زمین‏‌ساختی کششی درون‌قاره‌ای یا فعالیت پلوم گوشته‌ای در زمان دونین- کربونیفر در پهنة البرز مرکزی (که حاشیه‌ای غیرفعال در امتداد مرز جنوبی پالئوتتیس بوده است) را نشان می‌دهد.


[1] high field strength elements

[2] light rare earth elements

[3] heavy rare earth elements

[4] Oceanic island basalt

References

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics 21: 1- 33.
Alavi-Naini, M., Bolourchi, M.H. (1973). Explanatory text of the Maku Quadrangle Map, Quadrangle A1, Scale 1:250, 000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A- type Hasanrobat granite, Sanandaj–Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122- 134.
Assereto, R. (1963) The Paleozoic formations in central Elburz, Iran (preliminary note). Rivista Italiana Paleontologia e Stratigraphia 60(4): 503- 543.
Ayati, F., Khalili, M., Noghreiyan, M. and Mackizadeh, M. A. (2011) Silurian magmatism in the Abyaneh- She area (Kashan- Central Iran). Journal of Science, University of Tehran 4: 21- 31.
Babazadeh, S., Mazaheri, A., Raghimi, M. and Rahimi, A. (2011) Petrography, geochemistry and tectonic setting of Khoshyelagh basaltic complex. 15th Symposium of Geological Society of Iran, Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran.
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 ore- deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society Special Publication 7: 14- 24.
Balaghi, Z., Sadegheian, M. and Ghasemi, H. (2010) Petrogenesis of the lower Paleozoic igneous rocks, south of Bahabad (Bafq, Central Iran): Implication for Rifting. Iranian Journal of Petrology 1(4): 45- 64 (in Persian).
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210- 65.
Berra, F. and Angiolini, L. (2014) The Evolution of the Tethys Region throughout the Phanerozoic: A Brief Tectonic Reconstruction. In: Petroleum systems of the Tethyan region (Eds. Marlow, L., Kendall, C. and Yose, L.) 106: 1- 27. AAPG Memoir.
Campbell, I. H. (2001) Identification of ancient mantle plumes. Geological Society of America, Special Papers 5- 22.
Clague, D. A. and Frey, F. A. (1982) Petrology and Trace Element Geochemistry of the Honolulu Volcanics, Oahu: Implications for the Oceanic Mantle below Hawaii. Journal of Petrology 23(3): 447- 504.
Condie, K. C. (2003) Incompatible element ratios in oceanic basalts and komatiites: tracking deep mantle sources and continental growth rates with time. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 4(1): 1- 28.
Condie, K. C. (2005) TTGs and adakites: are they both slab melts? Lithos 80(1- 4): 33- 44.
Delavari, M., Arab Asadi, F. and Mohammadi, A. (2019) Paleozoic magmatism in the southwest of Julfa (northwestern Iran): Geochemical characteristics, U- Pb dating and tectonic setting. Iranian Journal of Petrology 10(38): 99- 120 (in Persian).
Delavari, M., Dolati, A., Mohammadi, A. and Rostami, F. (2016) The Permian volcanics of central Alborz: implications for passive continental margin along the southern border of Paleotethys. Ofioliti 41(2): 59- 74.
Derakhshi, M., Ghasemi, H. and Miao, L. (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 77: 131–145.
Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2014) Ordovician- Devonian magmatism in the north of Shahrood: implication for long-lived rifting of Paleotethys in eastern Alborz. Iranian Journal of Petrology 5(18): 105- 122 (in Persian).
Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2015) Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geoscience 8(2): 849–866.
Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2013) Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: Magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geoscience 8: 849–866.
Deyhimi, M. (2012) the petrology and geochemistry of Devonian basic magmatism in Padha and Khoshyelagh formations in the North of Shahrood. MSc. thesis, University of Shahrood, Shahrood, Iran (in Persian).
Ellam, R. M. (1992) Lithospheric thickness as a control on basalt geochemistry. Geology 20: 153–156.
Fathi, T. (1999) the petrology and geochemistry of lower Paleozoic volcanic roks in the North east of Iran (Shahrood, Robate gharabil, South Boujnord succession). MSc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Fitton, J. G. (2007) The OIB paradox. Geological Society of America, Special Paper 430: 387- 412.
Gaetani, M. (1965) The geology of the upper Djajrud and Lar valleys (North Iran), II paleontology, brachiopods and mollusks from Geirud formation, Member A (Upper Devonian and Tournaisian), Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 71(3): 679- 770.
Ghasemi, H., Kazemi, Z. and Taheri, A. (2012) Geochemistry and petrogenesis of the basalts of Abarsej formation (late Ordovician), eastern Alborz, north of Shahrood. Geochemistry 1(1): 12- 23.
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).
Ghasemi, H. and Kazemi Z. (2013) Tectonic setting and source characteristics of the Abarsej Formation igneous rocks (Upper Ordovician), eastern Alborz, north of Shahrood. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(2): 19- 330.
Ghorbani, Z. (1995) The petrology and geochemistry of lower Paleozoic magmatic rocks (Khoshyelagh region). MSc. thesis, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran (in Persian).
Haghipour, A., Taraz, H. and Vahdati Daneshmand, F. (1986) Quadrangle Map of Tehran, Scale 1:250, 000: Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Hashemi, H. and Tabe, A. (2009) Palaeoecology of the Geirud Formation at the Garmabdar stratigraphic section northeast Tehran. Iranian Journal of Geology 3(9):3- 14 (in Persian).
Houshmand- Zadeh, A., Alavi-Naini, M. and Haghipour, A. (1978) the evolution of geologic phenomenon in Toroud area (from Precambrian to present day). Report number H5, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Lammerer, B., Langheinrich, G. and Manutchehr- Danai, M. (1984) Geological investigations in the Binalud Mountains (NE-Iran). Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie-Abhandlungen 269- 277.
Macdonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2000) The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth Science Review 49(1–4): 1- 76.
Mattsson, H. B. and Oskarsson, N. (2005) Petrogenesis of alkaline basalts at the tip of a propagating rift: Evidence from the Heimaey volcanic centre, south Iceland. Journal of Volcanology and Geothermal Research 147(3- 4): 245- 267.
Mehdizadeh Shahri, H. (2008) Pre- rifting Evidence of Paleotethys in the Southwest of Shahrood, Northeastern Iran. World Applied Sciences Journal 3: 154- 161.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1971) Ophiolite origin investigated by discriminant analysis using Ti, Zr and Y. Earth and Planetary Science Letters 12: 339–349.
Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore- deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society, Special Publication 7: 14- 24.
Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33- 47.
Peate, D. W., Hawkesworth, C. J. and Mantovani, M. S. (1992) Chemical stratigraphy of the Paraná lavas (South America): classification of magma types and their spatial distribution. Bulletin of Volcanology 55(1- 2): 119-139.
Reichow, M. K., Saunders, A. D., White, R. V., Al'Mukhamedov, A. I. and Medvedev, A. Y. (2005) Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Siberian Basin: an extension of the Permo–Triassic Siberian Traps, Russia. Lithos 79(3- 4): 425- 452.
Rollinson, H. (1993) Using Geochemical Data: Evolution, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical, UK.
Ruttner, A. W., Brandner, R. and Kirchner, E (1991) Geology of the Aghdarband Area (Kopet Dagh, NE- Iran). Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt 38:7- 79.
Ruttner, A., Nabavi, M. H. and Hajian, J. (1968) Geology of the Shirgesht area (Tabas area, east Iran). Report Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Saccani, E., Azimzadeh, Z. Dilek, Y. and Jahangiri, A. (2013) Geochronology and petrology of early Carboniferous Misho mafic complex (NW Iran) and implication for the melt evolution of Paleo- Tethys rifting Western Cimmeria. Lithos 162–163: 264–278.
Srivastava, R. K. and Singh, R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian sub- alkaline mafic dikes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences 23: 373–389.
Stampfli, G. M. (1978) Etude géologique générale de l'Elbourz oriental au sud de Gonbad- e- Qabus (Iran NE). PhD thesis, Université de Genève, Geneva, Switzerland.
Stampfli, G. M., Borel, G. D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters 196: 17- 33.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes, In: Magmatism in ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313- 345. Geological Society, London, UK.
Tabatabaimanesh, M., Mirlohi, A. and Torabi, G. (2009) Gochemistry and tectonic setting of Early Paleozoic volcanic rocks in Jahagh Valley (South of Kashan). Journal of Science, Kharazmi University 8(3): 241- 254.
Torabi, G. and Hashemi, F. (2010) Petrology of Devonian basalts from Pol- e- Khavand area (SE of Anarak, NE of Isfahan). Iranian Journal of Petrology 1(3): 29- 46 (in Persian).
Vahdati Daneshmand, F. (1997) Quadrangle geological map of east Tehran, Scale 1:00, 000: Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Valinasab Zarnagh, F., Moayyed, M., Jahangiri, A. and Azizi, H. H. (2020) Magma source and the evolution of Early Paleozoic (Silurian) metavolcanic rocks of Maku area (northwest of Iran): An evidence for Paleotethys drifting. Iranian Journal of Petrology. DOI: 10.22108/ijp.2020.121834.1166 (in Persian).
Vesali, Y., Esmaeili, D., Sepidbar, F. Sheibi, M. and Niroomand, S. (2018)Petrology, geochemistry and tectonic setting of alkaline mafic rocks in the Jalal Abad area in the NW of Zarand (Kerman Province): Evidence for Paleo-Tethys rifting in the Central Iran. Iranian Journal of Petrology 32:1- 20 (in Persian).
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. Unwin Hyman, London, UK.
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- 343.
Wood, D. A. (1980) The application of a 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 Letters 50(1): 11- 30.
Xia, L., Xia, Z., Xu, X., Li, X. and Ma, Z. (2012) Middle Late Neoproterozoic rift- related volcanic rocks in China: Geological records of rifting and break- up of Rodinia. Geoscience Frontiers 3(4): 375 - 399.
Zhang, M., Yang, J. Sun, J., Wu, F. and Zhang, M. (2012) Juvenile subcontinental lithospheric mantle beneath the eastern part of the Central Asian Orogenic Belt. Chemical Geology 328: 109– 122.
Zhou, M. F., Zhao, J. H., Jiang, C. Y., Gao, J. F., Wang, W. and Yang, S. H. (2009) OIB-like, heterogeneous mantle sources of Permian basaltic magmatism in the western Tarim Basin, NW China: Implications for a possible Permian large igneous province. Lithos 113(3–4): 583-594.
Petrological Journal
Volume 12, Issue 2 - Serial Number 46
September 2021
Pages 23-42

Files

History

  • Receive Date: 03 January 2021
  • Revise Date: 03 March 2021
  • Accept Date: 03 April 2021

Share

How to cite

Statistics