نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکترای تخصصی، گروه زمین‏‏‌شناسی، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران

2 استادیار، گروه زمین‏‏‌شناسی، واحد لاهیجان، دانشگاه آزاد اسلامی، لاهیجان، ایران

چکیده

گابرو‏‌های تود‏‌ه‌ای منطقة بررسی‏‌شده به‏‌صورت چند تودة کوچک و درون سنگ‏‏‌‏‌های ژوراسیک در بخش‌های جنوبی شهرستان رامسر و در امتداد جادة جواهرده رخنمون دارند. گابرو‏‌های بررسی‏‌شده در نمونة دستی سنگ‏‌‏‌هایی به رنگ سبز تیره تا سیاه‌رنگی هستند. برپایة بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن± الیوین از کانی‏‌‏‌های اصلی این سنگ‌ها هستند. بافت‌های شاخص آنها ساب‌افیتیک و اینترگرانولار هستند. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی گابرو‏‌های جنوب رامسر نشان‏‌دهندة سرشت توله‏‌ایتی آنهاست. نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده روی نمودار‏‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت، گوشتة اولیه و مورب عادی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک غنی‏‏‌شدگی دارند و روندی مشابه با روند بازالت جزیره‌های اقیانوسی (OIB) نشان می‏‌دهند. روی نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه از عنصرهای Th، Nb، Zr و Rb آنومالی منفی نشان می‏‌دهند. این نمونه‏‏‌ها از ذوب‏‌بخشی10-20 درصدی اسپینل لرزولیت گارنت‌دار در ژرفای 80 تا 100 کیلومتری پدید آمده‏‌اند. برپایة نمودارهای زمین‌ساختی، این گابروهای از نوع گابروهای توله‌ایتی جزیره‌های اقیانوسی (OIT) به‌شمار می‌روند. الگوی تکتونوماگمایی پیشنهادی (الگوی پشته- فرورانش) نشان‏‌دهندة پیدایش گابرو‏‌های بررسی‏‌شده در بخش مرکزی یک تنورة اقیانوسی در محیط فرافرورانشی نئوتتیسی است. برپایة این الگو، فرورانش پشتة میان‌اقیانوسی جوان (اقیانوس جنوب دریای خزر به‌سوی جنوب) به زیر پوستة قاره‏‌ای، پیدایش پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای و نفوذ مذاب‏‌های داغ سست‏‌کره‏‌ای به شکل تنورة اقیانوسی را به‌دنبال داشته است. 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Geochemistry and tectonomagmatism setting of gabbroic bodies in South of Ramsar, West of Mazandaran Province: Evidence for Oceanic Island magmatism

نویسندگان [English]

  • Vahid Rezania ye Komachaly 1
  • Mojgan Salavati 2
  • Ali Moghimi kandelus 2

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Lahijan Branch, Islamic Azad University, Lahijan, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, Lahijan Branch, Islamic Azad University, Lahijan, Iran

چکیده [English]

Introduction
In the study area, in Guilan and Mazandaran provinces and the northern heights of the Alborz mountain range in northern Iran, several gabbroic and ultramafic assemblages of different ages have been reported. In the Western Mazandaran provinces, in the south of Ramsar city (in the north of Iran), several gabbroic plutons with tholeiitic nature are found as a part of the Alborz Magmatic Zone. Alborz Magmatic Zone, which is a region with active deformation, is located in the collision zone of two Eurasian and Arabian plates, where a Neo-Tethyan oceanic lithosphere (Southern Caspian Sea Ocean) has subducted beneath the Central Iran continental lithosphere (Salavati et al., 2013). In this paper, the authors try to discuss the origin and tectonic situation of these gabbroic plutons in the northern part of the western Alborz orogenic belt based mainly on geochemical data.
Regional Geology
Geologically, the study area is a part of the Ramsar 1:100,000 geological map (Baharfiruzi et al., 2002) is a part of the Gorgan-Rasht zone and the subsidence of the Caspian Sea. It is composed of the Quaternary Caspian deposits and mainly the Jurassic and Cretaceous volcanic rocks. The studied gabbroic plutons in the west of Mazandaran province in the south of Ramsar city, are exposed within the Jurassic shale and sandstone (TR3j2s,sh) around Javaherdeh (Javaherdeh F.).
Materials and methods
In this study, 55 rock samples were collected based on the field relations. According to the petrographic studies, 13 samples have been analyzed by ICP-MS and ICP-AES methods in SGS Lab in Canada.
Petrography and Whole rocks chemistry
Based on microscopic studies, the studied gabbroic bodies consist of plagioclase, clinopyroxene, and olivine with intergranular texture. Iron oxides (titanomagnetite), titanite, and apatite are common accessory minerals. In addition, biotite, epidote, tremolite-actinolite, chlorite, serpentine and opaque minerals are the secondary minerals. Euhedral grains of plagioclases (50 to 70 vol.%) have been altered to chlorite and epidote (Propylitic alteration). The subhedral clinopyroxene crystals (15-30 % vol.) with diopside composition are the main mafic mineral observed in almost all studied rocks. Some clinopyroxenes show poikilitic texture. Chloritization and uralitization are also observed in the clinopyroxene. Olivine is usually serpentinized.
Based on the geochemical data, these studied gabbroic bodies have SiO2 of 48.2-52.4 wt%, TiO2 of 1.25- 2.5 wt%, MgO of 4.25-8.51%, and Fe2O3tot of 11.2-14.1 wt%. On the bivariate rock type discrimination diagrams, the studied rocks fall in the subalkaline basalt field. Their chondrite, N-MORB (Normal Mid-Oceanic Ridge Basalt), OIB (Oceanic Island Basalt), and primitive mantle-normalized REE (Rare Earth Elements) and trace elements’ patterns are sub-parallel and show linear and homogeneous profiles with a moderate positive slope from HREE (Heavy Rare Earth Elements) to low field strength elements (LFSE). There are clear similarities between all samples and the typical OIB pattern. On the tectonic discrimination diagrams, all rocks fall in the within-plate basalt field and the plume sources as their tectonic environment. Based on all geochemical data, the studied rocks indicate oceanic ısland tholeiite (OIT) characteristics.
Discussion
The geochemical data suggest that the studied rocks have chemical characteristics similar to HIMU-OIB and provide an additional argument for their derivation from an asthenospheric mantle source. They are distinct from the lower and upper crust and show OIT (Oceanic Island Alkaline or OIA) gabbroic signature. All geochemical signatures of investigated gabbros imply that crustal contamination did not play a significant role in the magma evolution.
Based on field observation, the studied mafic plutons are similar to the alkaline gabbros of the eastern Guilan region; while based on the geochemical and lithological signature, there are a lot of similarity between these two groups. For example, both of them show oceanic island basalt characteristics (OIB). Their difference is that the rocks of eastern Guilan are alkaline type (OIA), while the investigated rocks in this research show oceanic ısland tholeiite (OIT) affinity. Based on the proposed tectonomagmatic model, the studied gabbroic samples are a part of the oceanic plume, that formed in a suprasubduction setting caused by the action of the slab window. Therefore, in the center of the plume, the investigated OIT gabbroic rocks (with the tholeiitic nature), and in the margin, the gabbros and basalts with the alkaline nature of OIB (in the west of the studied area, in the eastern part of Gilan province) were formed.
Conclusion
All data on the petrological and geochemical features of the studied rocks draw the following conclusions:
Studied gabbroic plutons are outcropped as several small bodies within the Jurassic rocks in the south of Ramsar city, along the Javaherdeh road.
Based on petrographic studies, the rock specimens are dark green to black, and are including plagioclase and clinopyroxene±Olivine as the main mineral with intergranular and sub-ophitic textures.
Geochemically, southern Ramsar gabbroic bodies show tholeiitic nature. In the chondrite, primitive mantle, and N-MORB normalized diagrams, they indicate enrichment of light rare earth elements and show a trend similar to OIB (oceanic island basalt) trend. In the primitive mantle-normalized pattern, they show Th, Nb, Zr, Rb depletion. Studied samples are formed from 10-20% of partial melting of garnet-spinel lherzolite at 80-100 Km Depth.
Based on the proposed tectonomagmatic model, the subduction of the active spreading center of the Neo-Tethys oceanic crust (Southern Caspian Sea Ocean, to the south) produced a slab window in the subducted oceanic lithosphere, allowing infiltration of asthenospheric hot melt as an oceanic plume. The studied gabbros were formed in the center of this oceanic plume.
Acknowledgments
We gratefully thank the Office of Graduate Studies of the Islamic Azad University, Lahijan Branch.
 
References
Baharfiruzi, K. H., Nadim, H. and Shafeii, A. R. (2002) Geological map of Ramsar 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Salavati, M. Kananian, A. and Noghreian, M. (2013) Geochemical characteristics of mafic and ultramafic plutonic rocks in southern Caspian Sea Ophiolite (Eastern Guilan). Arabian Journal of Geosciences, 6(12), 4851-4858.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Gabbro tholeiitic series oceanic island
  • plume Mazandaran

دامنه‏‏‌‏‌های شمالی رشته کوه البرز در شمال ایران، در ارتفاعات شمالی استان‏‏‌‏‌های گیلان و مازندران، دیده می‏‏‌شوند. این منطقه از دیدگاه پهنه‌بندی زمین‏‏‌شناسی و ساختاری ایران، بخشی از پهنة گرگان- رشت است (Nabavi, 1976) و به باور افتحارنژاد (Eftekhar Nejad, 1980) این منطقه بخشی از منطقة فرونشست دریای خزر به‌شمار می‌رود. منطقة بررسی‏‌شده در باختر استان مازندران و در جنوب دریای خزر بخشی از دامنة شمالی بخش باختری پهنة البرز مرکزی و بخشی از پهنة ماگمایی گرگان-رشت را در بر می‌گیرد که در آن توده‏‌‏‌های مافیک و الترامافیک گوناگونی رخنمون دارند. برپایة الگوی پیشنهادی اشتوکلین (Stöcklin, 1968)، کوه‏‌‏‌های البرز از شمال به جنوب به 6 پهنه پهنه‌بندی شده است که دامنة شمالی با رسوب‌های کم‏ژرفا شناخته می‏‌شود و تقریباً از اینفراکامبرین تا کرتاسة پسین ادامه داشته است،. همچنین، در رده‌‏‌بندی پیشنهادیِ انگلنس (Engalenc, 1968)، این منطقه و به‏‌طورکلی دامنة شمالی البرز در مازندران در پهنة حاشیه شمالی مزوزوییک جای دارد. بررسی‌های جدیدتر دربارة ماگماتیسم ترشیری در البرز نشان‏‌دهندة تأثیر الگوی فرورانش در منطقه هستند که به‏‌صورت ماگماتیسم مرتبط باکمان قاره‏‌ای (Valizadeh et al., 2008)، ماگماتیسم پهنه‏‌های فرورانش در حاشیة فعال قاره‏‌ای (Kalantari et al., 2008; Rahimzadeh et al., 2010) و مرتبط با رژیم فرورانشی و ماگماتیسم پهنه‏‌‏‌های کششی پشت‌کمانی (Asiabanha and Foden, 2012) از آن یاد ‏‌شده است.

دربارة ماگماتیسم سنگ‏‌‏‌های مافیک در این بخش از البرز در جنوب دریای خزر، بررسی‌های گوناگونی انجام ‏‌شده است. به‏‌طورکلی، سنگ‏‌‏‌های مافیک گابرویی در جنوب دریای خزر در خاور گیلان به دو گروه اصلی آلکالن و توله‏‌ایتی دسته‌بندی ‏‌شده‏‌اند که برای هر یک، جایگاه‏‌‏‌های زمین‏‌ساختی متفاوتی پیشنهاد شده است (Salavati et al., 2009): (1) مجموعه‏‌‏‌های آلکالن جزیره‏‌های اقیانوسی با خاستگاه تنوره[1] (Zaeimnia et al., 2012; Salavati et al., 2013)؛ (2) مجموعه‏‏‌‏‌های توله‏‌ایتی مرتبط با بخش‏‏‌‏‌های گابرویی مجموعة افیولیتی جنوب دریای خزر (Salavati et al., 2013).

تا کنون پژوهشگران خاستگاه‏‌های متفاوتی برای پیدایش گابروها پیشنهاد داده‏‌اند که از میان آنها می‌توان خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای در زیر قاره‏‏‌ها، خاستگاه گوشته‌ای وابسته به تنوره‌‌ها در محیط‏‌های قاره‏‌ای و اقیانوسی و همچنین، خاستگاه گوشتة سست‏‌کره‏‌ایِ همانندِ MORB[2] تهی‌شده را نام برد (Saunders, 2005; Garfunkel, 2008; Dai et al., 2011; Eyuboglu et al., 2018; Zhang et al., 2021)).

در باختر استان مازندران در مناطق جنوبی شهرستان رامسر، توده‏‌‏‌های مافیک با بزرگی و گستردگی متفاوت رخنمون دارند. در این پژوهش تلاش شده است سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی و محیط زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة این توده‏‏‌ها که بخشی از ماگماتیسم البرز-آذربایجان به‌شمار می‌رود، از دیدگاه سنگ‌زایی[3] و ارتباط آنها با ماگماتیسم هم‏‌جوار در منطقه بحث و بررسی شود.

 

زمین‏‌شناسی منطقه و بررسی‌های صحرایی

منطقة بررسی‏‌شده با موقعیت جغرافیایی ''14'27°50 تا ''42'39°50 طول خاوری و ''27'53°36 تا ''58'49°36 عرض شمالی در ارتفاعات جواهرده در جنوب شهرستان رامسر و در شمال رشته‏‌کوه‏‌‏‌های البرز جای دارد و در رده‌‏‌بندی‏‌‏‌های اشتوکلین (Stöcklin, 1997) و علوی (Alavi, 1996)، بخشی از پهنة آتشفشانی ترشیری – کواترنری است.

منطقة بررسی‏‌شده بخشی از نقشه 1:100000 رامسر را شامل می‏‌شود و بر این اساس، منطقه به‏‌طور گسترده از سنگ‏‌‏‌های آهکی و گدازه‏‌‏‌های بالشی کرتاسه و ماسه‏‌سنگ‏‌ها و سیلت سنگ‏‌‏‌های ژوراسیک پوشیده شده است. جدیدترین واحد‏‏‌‏‌های سنگی منطقة بررسی‏‌شده، افزون‏‌بر آبرفت‏‏‌‏‌های کواترنر، آهک‏‏‌‏‌های کرتاسة پسین است. افزون‏‌بر آن، واحد گدازه‏‏‌‏‌های بازالتی با ظاهر گدازه‏‏‌‏‌های بالشی در بخش شمال‌باختری منطقة بررسی‏‌شده دیده می‏‌شوند که به بخش پوسته‏‌ای مجموعه افیولیتی جنوب دریای خزر تعلق دارند (Salavati et al. 2013). واحد سنگی (Jc1-2) به نام «سازند جواهرده» متشکل از شیل و ماسه‌سنگ‏‏‌هایی با میان‌لایه‏‏‌هایی از ذغال و به سن ژوراسیک میانی دیده می‏‌شود. قدیمی‏‏‌ترین سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده به تریاس و ژوراسیک آغازین متعلق هستند. واحد سنگی تریاس از جنس دولومیت (سازند الیکا) سازندة ارتفاعات منطقه هستند. ماسه‌سنگ‏‌‏‌های ژوراسیک (TR3j2s,sh) همراه با سازند جواهرده در بیشتر این گستره رخنمون دارند. توده‏‏‌‏‌های آذرین درونی مافیک بررسی‏‌شده به‏‌صورت چندین تودة کوچک و بزرگ و گاه دایک‏‏‌‏‌های منشعب از آنها از زیر پوشش گیاهی انبوه و در میان سنگ‏‌‏‌های سازند جواهرده و ماسه‌سنگ‏‌‏‌های ژوراسیک (TR3j2s,sh) منطقه رخنمون پیدا کرده‌اند (شکل 1).

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی منطقة بررسی‌شده در جنوب رامسر، برگرفته از نقشة 1:100000 رامسر (Baharfiruzi et al., 2002).

Figure 1. Geological map of the studied area in the south Ramsar, redrawn based on Ramsar 1:100000 map (Baharfiruzi et al., 2002).

 

 

به‌علت پوشش گیاهی انبوه منطقه، ارتباط میان مجموعه‏‌‏‌های سنگی در بسیاری بخش‌ها را نمی‌توان دید و شناسایی کرد. توده‏‌‏‌های بررسی‌شده به‌رنگ تیره و با سطح شکست خاکستری تیره تا سیاه مایل به سبز دیده می‏‌شوند. این توده‌ها به‏‌صورت نیمه‌ژرف هستند و ازاین‌‌رو، در بخش‏‌‏‌های حاشیه‏‌ای ظاهر و ویژگی‌هایی همانند دیابازها نشان می‌دهند. در بخش‏‌ مرکزی، توده درشت‌‏‌دانه‏‏‌تر است و ویژگی‌های سنگ‌های گابرویی را نشان می‏‌دهد. در همة بخش‏‌ها (حاشیه و مرکز) سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده در نمونة دستی بافت گرانولار همگن دارند؛ با این تفاوت که در حاشیه ریزدانه‏‌تر هستند (شکل 2).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2. A، B) رخنمون صحرایی از توده‏‌‏‌های گابرویی بررسی‏‌شده در جنوب رامسر؛ C) مرز میان توده‏‏‌‏‌های گابرویی بررسی‏‌شده و واحد سنگی TR3J2s,sh (تریاس بالایی و ژوراسیک آغازین)؛ D) مرز میان توده‏‏‌‏‌های گابرویی بررسی‏‌شده و واحد سنگی Jc1-2 ) پایان ژوراسیک آغازین).

Figure 2. A, B) Field outcrop of studied gabbroic bodies in the south Ramsar; C) Boundary between the studied gabbro bodies and TR3J2s,sh unit (Upper Triassic and early Jurassic); D) Boundary between the studied gabbro bodies and Jc1-2 unit (late Lower Jurassic).

 

 

روش انجام پژوهش

با توجه به پوشش گیاهی انبوه منطقه بررسی‌های نخستین تنها به کمک بررسی‌های صحرایی امکان‏‌پذیر است. برای انجام این پژوهش، بررسی‌های صحرایی گسترد‏‌ه‌ای روی توده‏‌‏‌های گابرویی منطقة جواهرده در جنوب رامسر انجام ‏شد و برپایة روابط صحرایی شمار 55 نمونة سنگی برداشت شد. پس از بررسی‌های میکروسکوپی شمار 13 نمونه برای اندازه‌گیری مقدار عنصرهای اصلی و کمیاب برگزیده ‏‌شدند. 5/0 تا 2 کیلوگرم از هر نمونه خردایش و در آسیاب پودر شد و 150 گرم از هر نمونة پودر همگن برای تجزیه جداسازی شد. پس از آماده‏‌سازی، نمونه‏‌ها به آزمایشگاه مؤسسة SGS در تورنتو کانادا فرستاده و به روش ICP-MS تجزیه شدند. تجزیة اکسید عنصرهای اصلی با روش ذوب لیتیم‌بورات و با دستگاه ICP-AES (طیف‌سنجی نشری پلاسمای جفتیدة القایی) انجام شد و در آن اکسیدهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) با دقت 01/0± برای هر عنصر اندازه‌گیری شدند. عنصرهای کمیاب و فرعی با روش ذوب لیتیم‌بورات و با دستگاه ICP-MS (طیف‌سنجی جرمی پلاسمای جفتیدة القایی) با آستانه حساسیت 01/0 تا 1/0 گرم در تن (یا ppm) انجام شد. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نمونه‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند. نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

سنگ‏‌نگاری

در همة نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن (± الیوین) با بافت اینترگرانولار، افتیک و ساب افتیک از کانی‏‌‏‌های اصلی سازندة سنگ به‌شمار می‌روند (شکل 3- A). برپایة بود یا نبود الیوین، نمونه‌ها به الیوین‌گابروها و گابروها رده‏‌بندی می‌شوند. بیوتیت، کانی‏‏‌‏‌های کدر و آپاتیت از کانی‏‏‌‏‌های هستند. افزون‏‌بر آن، کلریت، اپیدوت، ترمولیت-اکتینولیت و سرپانتین نیز به ‌‌صورت ثانویه در سنگ دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر: A) بافت گرانولار ساخته‌شده از پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن در نمونه‏‏‌‏‌های سنگی سالم و دگرسان‌نشده (در XPL [4]B) ماکل دوتایی در کلینوپیروکسن‏‌ها (در XPL)؛ C، D) کلینوپیروکسن در حال تبدیل به اپیدوت و اورالیت (ترمولیت-اکتینولیت) (تصویر C در PPL[5]؛ تصویر D در XPL)؛ E) منطقه‌بندی در بلور‏‌های پلاژیوکلاز (در XPL).

Figure 3. Microphotographs of the gabbroic samples in the south Ramsar: A) Granular texture composed of plagioclase, olivine, and clinopyroxene in the fresh and unaltered rocks samples (in XPL); B) Carlsbad twinning in clinopyroxenes (in XPL); C, D) Clinopyroxene is converted to epidote and uralite (termolite-actinolite) (C in PPL; D in XPL); E) Zoning in plagioclase crystals (in XPL).

 

 

پیروکسن‏‌ها: با ابعاد 3/0 تا 4 میلی‏‌متر عموماً به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‏‌دار از کانی‏‌‏‌های اصلی سنگ هستند و نزدیک به 20 تا 35 درصد حجم سنگ را در بر گرفته‏‌اند. پیروکسن‌ها از نوع کلینوپیروکسن هستند. ماکل‌های تکراری، قطاعی و ماکل دوتایی در برخی از بلور‏‌های آنها دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). روند دگرسانی در پیروکسن‏‏‌ها به‏‌صورت مختلف دیده می‏‌شود. گاه کلریتی‏‌شدن به مقدار اندک در پیروکسن‏‏‌ها دیده می‏‌شود. روند عمومی دگرسانی در آنها اورالیتی‌شدن است؛ به‏‌گونه‌ای‏‌که گاه تنها بقایایی از بلور‏‌های پیروکسن یا قالبی از کانی‏‏‌ها به‏‌جامانده است که از اطراف با ترمولیت-اکتینولیت فراگرفته شده‏‌اند و بلور‏‌های شکل‌دار بزرگی از آمفیبول ساخته شده‌اند (شکل‏‌های 3- C و 3- D).

پلاژیوکلاز: بیشتر پلاژیوکلازها به‏‌صورت شکل‌دار با ابعاد نزدیک به 5/1 تا 3 میلیمتر دیده می‌شوند و با فراوانی 50 تا 75 درصدحجمی، فراوان‏‌ترین کانی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. برخی پلاژیوکلازها منطقه‏‌بندی دارند (شکل 3- E). در نمونه‏‌‏‌های گوناگون درجات متفاوتی از دگرسانی در بلورهای این کانی دیده می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی نمونه‏‌ها بلور‏‌های سنگ به‏‌خوبی سالم مانده‌اند؛ اما در بیشتر مقطع‌ها، دگرسانی آشکار و روشنی در پلاژیوکلازها دیده می‏‏‌شود. فرایند سوسوریتی‏‌شدن معمولی‏‌ترین دگرسانی این سنگ‌هاست. در برخی نمونه‏‌ها، سوسوریتی‏‌شدن در بلور‏‌های پلاژیوکلاز تنها در مرکز بلورها دیده می‏‌شود که نشان‏‌دهندة حضور منطقه‏‌بندی با ترکیب کلسیک‏‌تر در مرکز بلور است.

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر. A و B) بلور‏‌های بیوتیت در حال تجزیه به کلریت (تصویر A در PPL؛ تصویر B در XPL)؛ C) کانی‏‏‌‏‌های کدر پدیدآمده از تجزیة بیوتیت (در XPL)؛ D) کانی‏‏‌‏‌های کدر با ساخت آنتنی (در XPL).

Figure 4. Microphotographs of the gabbroic samples in the south Ramsar: A, B) Biotite crystals decomposing into chlorite (A in PPL; B in XPL); C) Opaque minerals formed by biotite decomposition (in XPL); D) Opaque minerals with antenna fabric (in XPL).

 

 

الیوین: در برخی نمونه‏‌‏‌های گابرویی منطقه (الیوین گابروها)، الیوین از کانی‏‌‏‌های اصلی سازندة سنگ است. در نمونه‏‌‏‌های الیوین‏‌دار، بلور‏‌های الیوین به‏‌صورت بی‏‌شکل در ابعاد 1/0 تا 4/0 میلیمتر، همراه با بلور‏‌های کلینوپیروکسن دیده می‏‌شود. این کانی شکستگی‏‌‏‌های فراوانی دارد و در برخی نمونه‏‏‌‏‌های سالم هیچ دگرسانی نشان نمی‌دهد (شکل 3- A)، با وجود این، در بیشتر نمونه‏‏‌ها، سرپانتینیتی‏‌شدن در بلور‏‌های الیوین به‌خوبی دیده می‌شود. در این نمونه‏‌ها نزدیک به 10 درصد حجمی از کل سنگ را الیوین‏‌ها دربر گرفته‌اند. گمان می‌رود با افزایش مقدار K2O در برخی نمونه‏‌‏‌های سنگی، مقدار اندکی کانی بیوتیت نیز متبلور شده است. تقریباً در بیشتر نمونه‏‌ها، سیال‌ها بلور‏‌های بیوتیت را دگرسان کرده‌اند و ازاین‌رو، مجموعه کانی‌های کلریت، اسفن، اپیدوت، کوارتز و منیتیت در آنها پدیدار شده است (شکل‏‌های 4- A و 4- B). بیشتر کانی‏‌‏‌های کدر به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‏‌دار تا بی‏‌شکل و به‌صورت کانی‏‏‌‏‌های فرعی در سنگ دیده می‌شوند. در برخی نمونه‏‏‌‏‌ها، گاه کانی‌های کدر از دگرسانی دیگر کانی‏‌ها پدید آمده‌اند (شکل 4- C). کانی‏‏‌‏‌های کدر ثانویه که همراه با کلریت‏‌ها دیده می‌شوند پیامد دگرسانیِ سنگ هستند (شکل 4- D). گاهی همراه با مجموعه کانی‏‌‏‌های دگرسان، تودة زرد رنگ کانی لوکوکسن نیز دیده می‏‌شود که از تجزیة اسفن پدید آمده است. مجموعه کانی‏‌شناسی سنگ‏‌ها، به‌ویژه در نمونه‏‌‏‌های بسیار دگرسان نشان‏‌دهندة رویداد دگرسانی در منطقه است. از سوی دیگر، سه کانی ترمولیت- اکتینولیت، کلریت و اپیدوت در کنار هم چه‌بسا نشان‏‌دهندة شرایط پیدایش سنگ سبز[6] است. بر این اساس، در بیشتر مناطق نمونه‏‌‏‌های بررسی‌شده متاگابرو هستند. در حقیقت، گمان می‏‌رود این توده دچار یک اتومتامورفیسم شده و به کمک سیال‌های پایانیِ فعالیت ماگمایی، بخش‏‌‏‌های حاشیه‏‌ای توده به‌سنگ سبز یا متاگابرو تبدیل شده‏‏‌اند.

 

شیمی سنگ کل

برپایة داده‏‌‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة آنالیز زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌‏‌های گابرویی جنوب رامسر (جدول 1)، میزان SiO2 این سنگ‏‌ها برابربا 2/48 تا 4/52 درصدوزنی، TiO2 برابربا 25/1 تا 5/2 درصدوزنی، MgO برابربا 25/4 تا 51/8 درصدوزنی و Fe2O3 برابربا 2/11 تا 1/14 درصدوزنی است.

 

 

جدول 1. داده‌های تجزیة گابرو‏‌های جنوب رامسر به روش ICP-AES (اکسید‏‌های اصلی برپایة درصدوزنی با خطای 1%) و ICP-MS (عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی برپایة ppm) (Fe2O3: آهن کل).

Table 1. Analytical data of gabbros in the southern Ramsar by the ICP-AES (major elements oxides in weight percent, with 1% error) and ICP-MS (trace and rare earth elements in ppm) methods (Fe2O3: total iron).

Sample No.

Ja22

Ja25

Ja26

Ja29

Ja31

Ja33

Ja35

Ja36

Ja38

Ja39

Ja34

Ja35

Ja37

SiO2

49.1

48.9

48.2

49.9

50.1

50.8

50.2

51.8

51.2

51.7

52.4

51.9

51.8

TiO2

2.17

2.18

1.8

2.5

1.88

1.75

1.53

1.42

1.28

1.25

1.27

1.35

1.38

Al2O3

13.6

13.8

13.2

12.1

13.4

14.3

13.5

15.6

14.2

15.1

14.3

15.2

15.4

Fe2O3

12.4

12.5

12.5

14.1

13.2

11.7

12.4

11.2

11.6

11.4

11.3

11.3

11.2

MnO

0.15

0.14

0.14

0.14

0.15

0.13

0.12

0.13

0.12

0.11

0.12

0.14

0.11

MgO

5.1

4.25

6.76

6.03

7.03

8.04

8.03

7.89

8.51

8.16

8.41

8.26

8.28

CaO

5.23

5.16

5.21

2.74

4.62

3.82

2.85

3.41

3.68

3.21

3.48

3.41

3.32

Na2O

3.4

3.1

3.5

3.8

3.4

4.6

4.3

4.2

4.1

4.3

4.3

4.2

4.1

 

K2O

0.48

0.42

0.28

0.75

0.41

0.51

0.46

0.47

0.39

0.42

0.39

0.41

0.39

 

P2O5

0.23

0.22

0.21

0.24

0.23

0.17

0.17

0.15

0.14

0.13

0.13

0.17

0.13

Cr2O3

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.03

0.03

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

LOI

7.45

8.32

7.43

7.11

5.81

4.66

6.12

4.35

4.09

4.13

4.09

4.13

4.15

Sum

99.32

99

99.24

99.42

100.25

100.51

99.71

100.66

99.35

99.95

100.23

100.51

100.3

                                                     

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.

Ja22

Ja25

Ja26

Ja29

Ja31

Ja33

Ja35

Ja36

Ja38

Ja39

Ja34

Ja35

Ja37

V

316

316

315

310

287

257

239

237

230

232

230

232

232

Co

38.2

38.1

38.7

39.8

33.8

38.7

37.4

40.2

38.8

38.2

38.9

38.3

38.4

Ni

33

33

30

12

31

76

65

86

75

77

75

77

77

Cu

95

97

108

55

97

105

93

82

81

88

80

85

84

Zn

124

126

124

116

124

108

113

84

79

81

78

82

81

Ga

21

21

20

22

20

18

18

19

17

17

17

17

17

Rb

6

6

5.7

10.4

8.5

11.7

9

14.4

8.2

7.7

8.2

7.7

7.7

Sr

152

151

161

159

171

179

141

371

341

336

340

340

341

Y

22.8

22.8

23.9

30.2

21.3

17.8

19.9

16.2

16.7

16.9

16.7

16.9

16.9

Zr

93.7

93.7

99.7

134

94.3

53.7

61.6

63.7

66.7

65.8

66.7

65.8

65.8

Nb

16

16

17

22

15

8

8

11

10

10

10

10

10

Sn

2

2

3

3

2

2

2

2

3

2

3

2

2

Cs

0.5

0.6

0.5

1.3

0.7

0.6

1.3

0.3

0.3

0.4

0.3

0.4

0.3

Ba

181

182

161

331

229

300

191

301

259

261

260

260

262

La

14.2

14.3

13.3

17.3

11.8

6.8

8.6

9.1

8.6

8.8

8.6

8.8

8.8

Ce

28

28

29.2

38.1

25.4

15.3

17.4

18.7

17.8

18.2

17.9

18.1

18.2

Pr

3.71

3.73

4.13

5.31

3.44

2.08

2.34

2.66

2.44

2.48

2.45

2.49

2.51

Nd

15.2

15.1

17.8

22

13.9

9.4

10

10.8

10.6

10.8

10.6

10.8

10.8

Sm

4.4

4.4

4.7

6.1

4.1

2.8

3

3

2.9

3.1

2.9

3.1

3.1

Eu

1.75

1.74

2.08

1.71

1.23

1.08

1

0.92

0.96

0.91

0.97

0.92

0.91

Gd

4.21

4.41

4.9

6.05

4.12

3.24

3.42

3.15

3.27

3.28

3.28

3.27

3.28

Tb

0.77

0.79

0.84

1.02

0.72

0.56

0.58

0.52

0.51

0.56

0.53

0.55

0.54

Dy

4.69

4.79

4.96

6.44

4.28

3.59

3.71

3.15

3.3

3.32

3.31

3.31

3.41

Ho

0.9

0.9

0.97

1.2

0.84

0.85

0.77

0.64

0.68

0.69

0.67

0.68

0.67

Er

2.17

2.38

2.57

3.14

2.23

1.89

2.03

1.73

1.74

1.68

1.72

1.69

1.79

Tm

0.34

0.36

0.35

0.43

0.32

0.26

0.29

0.22

0.27

0.25

0.25

0.26

0.25

Yb

2.1

2.1

2.2

2.6

2

1.5

1.6

1.5

1.5

1.6

1.5

1.6

1.6

Lu

0.3

0.32

0.31

0.37

0.3

0.21

0.24

0.22

0.23

0.21

0.22

0.21

0.22

Hf

3

3

3

4

3

2

2

2

2

2

2

2

2

Ta

1.1

1.1

1.1

1.4

1

0.5

0.6

0.7

0.7

0.7

0.7

0.7

0.7

Tl

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Th

1.7

1.7

1.8

2.6

1.7

1.1

1.3

1.2

1.3

1.3

1.3

1.3

1.3

U

0.52

0.53

0.51

0.71

0.49

0.35

0.41

0.39

0.36

0.37

0.35

0.36

0.35

Sr/Nd

10.0

10.0

9.0

7.2

12.3

19.0

14.1

34.3

32.1

31.1

32.0

31.4

31.5

Nb/U

30.77

30.19

33.33

30.99

30.61

22.86

19.51

28.21

27.78

27.03

28.57

27.78

28.57

(Tb/Yb)N

1.72

1.76

1.79

1.84

1.69

1.75

1.70

1.62

1.59

1.64

1.65

1.61

1.58

K/Ba

45.14

39.28

29.60

38.57

30.47

28.94

40.99

26.58

25.63

27.39

25.53

26.84

25.34

Zr/Nb

5.86

5.86

5.86

6.09

6.29

6.71

7.70

5.79

6.67

6.58

6.67

6.58

6.58

La/Th

8.35

8.41

7.39

6.65

6.94

6.18

6.62

7.58

6.62

6.77

6.62

6.77

6.77

Nb/Th

9.41

9.41

9.44

8.46

8.82

7.27

6.15

9.17

7.69

7.69

7.69

7.69

7.69

 

 

با اینکه نمونه‏‌‏‌های به‌کاررفته در بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی همگی با دقت بالا از سنگ‏‌‏‌های سالم انتخاب ‏‌شده‏‌اند؛ ‌اما ازآنجایی‏‌که برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری تقریباً همة نمونه‏‌‏‌های گابرویی بررسی‏‌شده دگرسان‌شده هستند. ازآنجایی‌که دگرسانی روی انتشار و تمرکز عنصرهای اصلی اثر می‏‌گذارد، برای دوری از تأثیر دگرسانی گرمابی روی ترکیب شیمیایی سنگ‏‌ها، در رده‏‌بندی و شناسایی دقیق‏‌تر این سنگ‏‌ها فراوانی عنصرهای کمیاب و کم‏‌تحرک Zr، Ti، Nb و Y به‌کار برده ‏‌شد. با اینکه این نمودارها برای بازالت‏‌ها و سنگ‏‌ها آتشفشانی رسم شده‏‌اند، اما ازآنجایی‌که گابرو‏‌های بررسی‏‌شده برپایة بافت، در مناطق کم‏ژرف یا نیمه‌ژرف پدید آمده‏‌اند، در رده‏‌بندی آنها می‌توان نمودار‏‌های بازالتی را نیز به‌کار برد (Zaeimnia et al., 2012; Mossavvari et al., 2020). در نمودار Zr/Ti دربرابر Nb/Y که سنگ‏‌ها را برپایة سرشت آنها (آلکالینیته) و مراحل مختلف تحول‌شان (بازیک- حد واسط- جدایش‌یافته) رده‏‌بندی می‏‌کند (Dupuis et al., 2005)، نمونه‌های گابرویی جنوب رامسر در محدودة بازالت جای می‏‌گیرند (شکل‌های 5-A و 5- B).

 

 

شکل 5. ترکیب سنگ‏‌‏‌های گابرویی جنوب رامسر در نمودار‏‌های‏ رده‌بندی شیمیایی (Winchester and Floyd, 1977): A) نمودار Y/Nb دربرابر Zr/TiO2؛ B) نمودار Zr/TiO2 دربرابر درصدوزنی SiO2 (Bas-Alk: آلکالی‌بازالت؛ TrAn: تراکی‌آندزیت؛ AB-Sub: بازالت‌های ساب‌آلکالن؛ AB: آلکالی‌بازالت؛ Nph/Bsn: نفلینیت/بازانیت).

Figure 5. Composition of the southern Ramsar gabbroic rocks in the chemical classification diagrams of (Winchester and Floyd, 1977): A) Y/Nb versus Zr/TiO2; B) Zr/TiO2 versus SiO2 (in weight percent) diagram (Bas-Alk: Alkaline Basalt; TrAn: Trachy andesite; AB-Sub: Basalt sub alkaline; AB: Alkaline basalt; Nph/Bsn: Nephelinite/ Basanite).

 

 

 

 

 

کاربرد نمودار‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی گوناگون در بررسی سرشت ماگمای سازندة گابرو‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهد نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده روی نمودار Zr دربرابر P2O5 و Nb/Y دربرابر Zr/P2O5 سرشت توله‏‌ایتی دارند (شکل‌های 6- A و 6- B). با توجه به نمودار Nb/Y دربرابر Ti/Y نیز سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده در گروه انتقالیِ توله‏‌ایتی و آلکالن با گرایش به توله‏‌ایتی (غیر آلکالن) جای می‏‌گیرند (شکل 6- C).

روی نمودار‏‌های الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) (شکل 7- A)، نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده روند موازی غنی‏‌شدگی مشخصی از همة عنصرهای خاکی کمیاب، از 7 تا 80 برابر ترکیب کندریت، همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب سبک یا LREE[7] نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین یا HREE[8] (میزان LaN/YbN از 05/3 تا 59/4) غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. غنی‏‏‌شدگی از LREE از ویژگی‌های سنگ‏‏‌‏‌های OIB[9] به‌شمار می‌رود (Sun and McDonough 1989; Abdel-Fattah et al. 2004).

روی نمودار بهنجارشده به ترکیب OIB نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده همانند نمونه‏‏‌‏‌های تیپیک OIB روند خطی تقریباً افقی نشان می‌دهند (شکل 7- B).

 

 

 

 

شکل 6. تعیین سرشت نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر روی: A) نمودار Zr دربرابر P2O5 (Floyd and Winchester, 1976)؛ B) نمودار Zr/(P2O5*10)4 دربرابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1976)؛ C) نمودار Nb/Y دربرابر Ti/Y (Pearce, 1982) (Thol: توله‌ایت؛ Tran: حد واسط؛ Alk: آلکالی؛ VAB: بازالت جزیره‌های کمانی؛ WPB: بازالت‌های درون‌صفحه‌ای؛ MORB: بازالت پشته‌های میان‌اقیانوسی).

Figure 6. Determining the nature of the gabbroic samples of the south Ramsar in: A) Zr versus P2O5 diagram (Winchester and Floyd, 1976); B) Zr/(P2O5*10)4 versus Nb/Y (Winchester and Floyd, 1976); C) Nb/Y versus Ti/Y diagram (Pearce, 1982) (Thol: Tholeiite; Tran: Transitional; Alk: Alkaline; VAB: Volcanic Arc Basalt; WPB: Within Plate Basalt; MORB: Mide Oceanic Ridge Basalt).

 

.

 

 

شکل 7. بررسی ترکیب شیمیایی گابرو‏‏‌‏‌های جنوب رامسر روی نمودار‏‏‌‏‌های بهنجارشده به ترکیب: A) مورب عادی (N-MORB)؛ B) کندریت؛ C) گوشتة اولیه؛ D) مورب عادی (N-MORB) (مقدارهای بهنجارسازی‌شده در نمودارها از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) و میانگین ترکیب‌های OIB و N-MORB از دای و همکاران (Dai et al., 2011). برگرفته شده‌اند).

Figure 7. Chemical composition of the studied gabbro from the south Ramsar in: A) Chondrite-normalized diagrams; B) Oceanic island basalt-normalized diagrams; C) Primitive mantle-normalized diagrams; D) Normal MORB -normalized diagrams (N-MORB) (Normalization factors in diagrams are from Sun and McDonough (1989) and the mean composition of OIB and N-MORB are values from Dai et al. (2011)).

 

 

برپایة نمودار‏‌های بهنجارشده به ترکیب مورب و گوشتة اولیه، سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده از عنصرهای Ba (161-331)، Zr (134 – 7/53)، Y (2/16- 2/30) و Nb (8- 22) غنی‏‌شدگی دارند. نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonogh, 1989) نشان‏‌دهنده غنی‏‏‌شدگی بارزی از LREE و آنومالی مثبت عنصرهای Cs، Ti، Ba، Nd و U و آنومالی منفی عنصرهای Rb، Th، Nb و Zr در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده است (شکل 7- C). آنومالی مثبت عنصر Nd با حضور کلینوپیروکسن و آنومالی مثبت Ti آشکارا با فراوانی کانی‏‏‌‏‌های کدر (احتمالاً اسفن و ایلمنیت) در این سنگ‏‌ها توجیه می‌شود (Salavati and Rezapour, 2013). آنومالی مثبت Ba بیشتر پیامد امکان ورود این عنصر به شبکة فلدسپارهاست؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار آن با افزایش فراوانی این کانی‏‌ها در گابروها رابطة مستقیم دارد (Mason and Moore, 1982). روی نمودار بهنجارشده به ترکیب N-MORB، نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده روندی همانند نمونه‏‏‌‏‌های سنگی OIB نشان می‏‏‌دهند (شکل 7- D).

 

پهنة زمین‏‌ساختی سنگ‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر

برای تعیین پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش مذاب سازندة سنگ‏‏‌های گابرویی رامسر نمودار‏‌های تفکیک محیط زمین‏‌ساختی به‌کار برده شدند. روی این نمودارها نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة بازالت‌های درون‌صفحه‏‌ای تا مورب غنی‌شده جای می‏‌گیرند (شکل 8). در نمودار لگاریتمی La/Nb دربرابر La/Sm نیز همة نمونه‏‌ها در محدودة MORB+OIB جای می‏‌گیرند (شکل 9- A). همچنین، روی نمودار لگاریتمی Nb دربرابر Nb/Th، همة نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده به‌علت داشتن Nb بیشتر ازppm 8 و Th کمابیش کم (با میانگین نزدیک به ppm5/1) در قلمروی MORB+OIB جای می‏‌گیرند (شکل 9- B).

نسبت Sr/Nd برای بازالت‏‌‏‌های شاخص پهنه‏‌های فرورانش برابربا 30 تا 35 است (Hofmann et al., 1989)؛ اما این نسبت برای گوشتة اولیه نزدیک به 16 است. دربارة سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده، میانگین این نسبت برابربا 22/7 تا 25/34 است. گمان می‏‌رود این ویژگی نشان‏‌دهندة یک گوشتة اولیه برای پیدایش سنگ‏‌ها و نقش مؤلفه‏‏‌‏‌های فرورانشی در روند پیدایش آنها باشد. نسبت‏‌ Nb/U برای بازالت‏‌‏‌های MORB و OIB به‌ترتیب نزدیک به 47 و 25 است؛ اما ماگما‏‌های کمانی مقدارهای به‏‌مراتب کمتری دارند (Hofmann et al., 1989). دربارة سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده، نسبت Nb/U از 5/19 تا 3/33 متغیر است که به بازالت‏‌‏‌های (OIB) بسیار نزدیک است.

 

 

 

شکل 8. نمودارهای تفکیکی برای نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر. A) نمودار سه‌‌تایی Nb–Zr-Y (Meschede, 1986)؛ B) نمودار سه‌‌تایی Zr-Ti-Y (Pearce and Cann, 1973)؛ C) نمودار Zr دربرابر Zr/Y (محدوده‏‌ها از پیرس و نوری (Pearce and Norry, 1979)؛ D) تغییرات Zr/Y دربرابر Ti/Y (Pearce and Gale, 1977).

Figure 8. Discrimination diagrams for gabbroic samples from south Ramsar. A) Ternary diagram of Nb–Zr-Y (Meschede, 1986); B) Ternary diagram of Zr-Ti-Y (Pearce and Cann, 1973); C) Zr versus Zr/Y (fields from Pearce and Norry, 1979); D) Ti/Y versus Zr/Y changes (Pearce and Gale, 1977).

 

شکل 9. ترکیب نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر روی: A) نمودار لگاریتمی La/Sm دربرابر La/Nb (Yan and Zho, 2008)؛ B) نمودار لگاریتمی Nb دربرابر Nb/Th (Boztug et al., 2007).

Figure 9. Composition of the gabbroic samples from south Ramsar in: A) Logarithmic diagram of La/Sm versus La/Nb (Yan and Zho, 2008); B) Logarithmic diagram of Nb versus Nb/Th (Boztug et al., 2007).

 

 

نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده نسبت Ce/U کمتری نسبت به N-MORB دارند و ازاین‌رو، در نمودار Nb/U دربرابر Ce/U در محدودة OIB جای می‏‌گیرند (شکل 10-A). همچنین، جایگاه نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده روی نمودار دوتایی SiO2 دربرابر Rb/Sr (شکل 10-B) نشان‏‌دهندة ویژگی‌های بازالت‌های OIB است (Fitton et al., 1991). نسبت Nb/U در سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده گویای خاستگاه سست‏‌کره‏‌ای (بازالت جزیرة اقیانوسی، مانند OIB) برای آنهاست. نمودار Nb دربرابر Nb/U نشان می‏‌دهد بیشتر نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة OIB جای می‏‌گیرند (شکل 10- C). افزون‏‌بر آن، در نمودار‏‌های La/Yb دربرابر Th/Ta، Th/Nb دربرابر Ce/Nb و نمودار سه‌تایی Th-Zr-Nb، نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة OIB جای می‏‌گیرند (شکل‏‌های 10- D، 10- E و 10- F). از آنجایی‌که همة نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده مقدارهای بالایی از TiO2/Yb و Nb/Yb دارند، در محدودة سنگ‏‌‏‌های شاخص OIB با سرشت توله‏‌ایتی جای می‏‌گیرند (شکل 10-G).

در نمودار لگاریتمی Nb/Y دربرابر Zr/Y، خط Nb∆ برای جدایش منابع غیر تنوره‏‌ (منابع مورب نوع N و فرورانشی) از منابع تنوره‏‌ رسم شده است. روی این نمودار، همة نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده مقدار Nb>0∆ دارند و روندی از منبع مورب غنی‏‌شده (E-MORB[10]) به‌سوی بازالت‏‌‏‌ جزیره‏‌های اقیانوسی (OIB) نشان می‏‌دهند (شکل 11- A). همچنین، در نمودار Nb/Zr دربرابر Hf/Yb، گابرو‏‌های بررسی‏‌شده در بخش منبع گوشته‏‌ای غنی‏‌شده جای گرفته‏‌اند (شکل 11- B). روی نمودار سه‌تایی La-Th-Nb، نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده نشان‏‌دهندة کافت‏‏‌‏‌های درون‌صفحه‏‌ای هستند (شکل 11- C).

 

سرشت و ویژگی‌های خاستگاه ماگمایی سنگ‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر

برای تعیین خاستگاه ماگمایی نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده برپایة ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی آنها، نسبت‏‌‏‌های عنصری شاخص که قابل مقایسه با منابع OIB شناخته‌شده است به‌کار برده شده‌اند. در بازالت‏‏‌‏‌های هاوایی نسبت (Tb/Yb)N نزدیک به 89/1 تا 45/2 است (Abdel-Fattah et al., 2004; Moghazi, 2003). این نسبت در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده از 91/2 تا 35/2 متغیر است و همانند سنگ‏‌‏‌های بازالت‏‏‌‏‌های هاوایی است که از خاستگاه گوشته‏‌ای اسپینل لرزولیتی (گارنت‌دار) خاستگاه گرفته‌اند (Moghazi, 2003). عنصرهای LILE، K، Rb، Cs، Ba، Pb2+ و Sr ناسازگار هستند و ازاین‌رو، در منابع OIB نسبت به منابع MORB غنی‏‌تر هستند.

 

 

 

شکل 10. ترکیب نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر در: A) نمودار Nb/U دربرابر Ce/U (محدوده‏‌‏‌های MORB و OIB از هافمن و همکاران (Hofmann et al., 1986) هستند)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Rb/Sr (محدودة ترکیبی OIB از فیتون و همکاران (Fitton et al., 1991) و ترکیب پوستة بالایی و زیرین از تیلور و مک‌لنن (Taylor and McLennan, 1995) است)؛ C) نمودار Nb دربرابر Nb/U (Hofmann, 2003)؛ D) نمودار La/Yb دربرابر Th/Ta (Tomlinson and Condie, 2001)؛ E) نمودار Th/Nb دربرابر Ce/Nb (Saunders and Tarney, 1984)؛ F) نمودار سه‌تایی Th-Zr-Nb (Wood, 1980) G) نمودار Nb/Yb دربرابر TiO2/Yb (Pearce, 2008) (SZB: بازالت‏‏‌‏‌های پهنه‏‌های فرورانش؛ OPB: بازالت‏‏‌‏‌های فلات‏‏‌‏‌های اقیانوسی؛ N-MORB: بازالت‏‏‌‏‌های پشته‏‌‏‌های میان‌اقیانوسی عادی؛ OIB: بازالت‏‏‌‏‌ جزیره‌های اقیانوسی).

Figure 10. Composition of the gabbroic samples from south Ramsar in: A) Nb/U versus Ce/U diagram (MORB and OIB fields are from Hofmann et al. (1986)); B) SiO2 versus Rb/Sr diagram (OIB field is from Fitton et al. (1991); upper and lower crusts are from Taylor and McLennan (1995)); C) Nb versus Nb/U diagram (Hofmann, 2003); D) La/Yb versus Th/Ta diagram (Tomlinson and Condie, 2001); E) Th/Nb versus Ce/Nb diagram (Saunders and Tarney, 1984); F) Th-Zr-Nb ternary diagram (Wood, 1980); G) Nb/Yb versus TiO2/Yb diagram (Pearce, 2008) (SZB: Subduction zone basalts; OPB: Oceanic plate basalts; N-MORB: Normal mide-oceanic ridge basalts; OIB: Ocean Island Basalts).

 

 

 

شکل 10. ادامه.

Figure 10. Continued.

 

نسبت‏‌‏‌های عنصرهای ناسازگار برای تشخیص و تفکیک خاستگاه‌های مختلف ماگما به‌کار برده می‏‌شوند. نسبت K/Ba در N-MORB‏‌ها کمابیش بالاست و مقدارهای بالاتر از 100 نشان می‏‌دهند. در E-MORB‏‌ها این نسبت نزدیک به 30 است. منابع جزیره‏‌های اقیانوسی توله‏‌ایتی OIT[11] مقدارهایی برابر با 40-25 و منابع جزیره‏‌های اقیانوسی آلکالن یا OIA[12] دارای مقدارهای نزدیک به 20 هستند (Floyd, 1991). در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده میانگین نسبت K/Ba برابربا 3/25 تا 14/45 و همانند سنگ‏‌‏‌های OIT است. همچنین، نسبت Zr/Nb برای تشخیص منابع مختلف ماگمایی به‌کار برده می‏‌شود. این نسبت در منابع N-MORB از 30 بیشتر است؛ اما در منابع OIB بسیار کمتر است (10>). نسبت Zr/Nb در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده برابربا 7/7-7/5 و همانند منابع OIB است (Floyd, 1991).

نسبت‏‌‏ عنصرهای ناسازگار (La/Th و Nb/Th) در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده (به‌ترتیب 4/8-1/6 و 4/9-2/7)، همانند منابع OIB (با مقدارهای به‌ترتیب 12> و 15>) است؛ اما در بازالت‏‏‌‏‌های پشته‏‌‏‌های میان‌اقیانوسی، این مقدارها به‌ترتیب برابربا 12< و 15< هستند (le Roux et al., 2002, 2006).

هارت و همکاران (Hart et al., 1988)، چهار منبع گوشته‏‌ای مختلف را برپایة ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی شناسایی کرده است: گوشته غنی‌شدة EMI[13]، گوشته غنی‌شدة EMII[14]، بازالت‏‏‌‏‌های جزیره‏‌های اقیانوسی با μ بالا یا HIMU[15] و مورب تهی‌شدة D-MORB[16]. دو منبع EMI و EMII با داشتن مقدارهای اندکی از رسوب‌های پلاژیک فرورانده‌شده شناخته می‏‌شوند (Weaver, 1991; Hofmann, 1997). منبع نوع HIMU با داشتن مقدار بالای 238U/204Pb، سازندة پایانی گوشته‏‌ای است و نسبت به OIB مقدار 87Sr/86Sr بسیار کمتری دارد. ازاین‌رو، گمان می‌رود این ماگما از پوستة اقیانوسی بازالتی فرورانده‌شده پدید آمده باشد (Hofmann, 1997). برخی عنصرهای HFS (مانند Nb) تغییرات بسیاری در مذاب‏‏‌‏‌های گوشته‏‌ای سنگ‏‌کره‏‌ای نشان می‏‌دهند و ازاین‌رو، برخی پژوهشگران تغییرات نسبت La/Nb را برای تفسیر نوع غنی‏‏‌شدگی سنگ‏‌کره‏‌ای به‌کار برده‏‌اند (Abdel-Fattah et al., 2004). در گوشته‏‌‏‌های سنگ‏‌کره‏‌ای، عنصرهای HFSE نسبت به عنصرهای LREE تهی شده هستند. نسبت‏‌‏‌های بالای 1<Nb/La نشان‌دهند‌ة خاستگاه گوشته‏‌ای سست‏‌کره‏‌ای همانند OIB است و نسبت‏‏‌‏‌های کم آن 1>Nb/La ویژگیِ منابع گوشته‏‌ای سنگ‏‌کره‏‌ای هستند (Abdel-Fattah et al., 2004). در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده این نسبت از یک بزرگ‌تر و همانندِ خاستگاه گوشته‏‌ای سست‏‌کره‏‌ای (همانند OIB) است. برپایة نمودار نسبت La دربرابر La/Nb (شکل 12- A)، 6 منبع ماگمایی شناسایی شده است (Seghedi et al., 2004):

  • منبع A: با مقادیر 60
  • منبع B: منبع سست‏‌کره‏‌ای همانند OIB؛
  • منبع C: با کمترین مقدار نسبت La/Nb؛
  • منبع D: با نسبت La/Nb بالای و La بالاتر؛
  • منبع E: مقدارهای بالایی از نسبت La/Nb را دارد (همانند منبع D؛ اما مقدارهای کمتری از La را نسبت به دیگر منبع‌ها نشان می‏‌دهد)؛
  • منبع MORB.

 

 

 

شکل 11. توزیع عنصرهای کمیاب نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر در: A) نمودار Zr/Y دربرابر Nb/Y (Condie, 2005)؛ B) نمودار Nb/Zr دربرابر Hf/Yb (Pearce and Gale, 1977)؛ C) نمودار سه‌تایی La-Th-Nb (Monnier, 1996).

Figure 11. Trace elements distribution of gabbroic samples from south Ramsar in: A) Zr/Y versus Nb/Y diagram (Condie, 2005); B) Nb/Zr versus Hf/Yb diagram (Pearce and Gale, 1977); C) La-Th-Nb ternary plot (Monnier, 1996).

 

 

در این نمودار، برخی نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة منبع B (منبع تنوره‏‌) و دیگر نمونه‏‌ها در محدود‏‌ه‌ای میان منبع MORB و منبع E (سست‏‌کرة غنی‌شده با سازنده‏‌‏‌های فرورانشی) جای می‏‌گیرند (شکل 12- A). روی نمودار تفکیک سه‌تایی TiO2–MnO–P2O5، نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة سنگ‏‏‌‏‌های OIT و مرز MORB و OIT جای می‏‌گیرند (شکل 12- B).

در جدول 2، نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده با نمونه‏‌‏‌های MORB و انواع OIB مقایسه شده‏‌اند. با توجه به مقدار نسبتعنصرهای کمیاب (Th/U، Th/Nb، Hf/Nb، Zr/Nb و Sr/Rb)، گابرو‏‌های جنوب رامسر شباهت بسیاری به بازالت‌های OIB نوع توله‏‌ایتی (OIT) دارند.

 

 

شکل 12. ترکیب نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر در: A) نمودار تغییرات La دربرابر La/Nb (محدودة منابع گوشته‏‌ای اصلی از سقدی و همکاران (Seghedi et al., 2004) و محدوده‏‌‏‌های MORB و OIB از سان و مک‌دوناف (Sun and Mc Donough, 1989) هستند)؛ B) نمودار تفکیک سه‌تایی درصدوزنی TiO2–MnO–P2O5 (Mullen, 1983) (OIT: توله‌ایت‌ جزیره‌های اقیانوسی؛ MORB: بازالت‌ پشته‌های میان‌اقیانوسی؛ IAT: توله‌ایت جزیره‌های کمانی؛ OIA: آلکالن‌های جزیره‌های اقیانوسی؛ CAB: بازالت کمان‌های قاره‌ای).

Figure 12. Composition of the gabbroic samples from south Ramsar in: A) La versus La/Nb diagram (fields of major mantle sources are from Seghedi et al. (2004) and MORB and OIB fields are after Sun and Mc Donough (1989)); B) TiO2–MnO–P2O5 (in weight percent) ternary discrimination diagram (Mullen, 1983) (OIT: Oceanic Island Tholeiite; MORB: Mid Ocean Ridge Basalt; IAT: Island Arc Tholeiite; OIA: Oceanic Island Alkaline; CAB: Continental Arc Basalt).

 

جدول 2. مقایسة نسبت عنصرهای ناسازگارِ گابرو‏‌های جنوب رامسر با ترکیب انواع MORB و OIB (داده‏‌‏‌های MORB و OIB از ویلسون Wilson, 1989)))

Table 2. Comparison of incompatible element ratios in the gabbros of south Ramsar and different types of OIB and MORB (Datas of OIB and MORB from Wilson (1989)).

Ramsar

Amlash

OIB

 

OIB/Studied Samples

Gabbro

Basalt

Gabbro

OIAB

 

OIT

MORB

Rock Type

161-331

437

476

200-1400

 

70-200

5-50

Ba

151-371

651

1013

400-4000

 

150-400

90-200

Sr

6-11.7

24

31

15-400

 

5-12

<5

Rb

53.7-134

177

166

20-60

 

5-25

15-150

Zr

3.1-3.7

4.03

4.2

 

3-5

 

2

Th/U

0.10-0.13

0.07

0.07

 

<0.1

 

 

Th/Nb

0.17-0.25

0.11

0.11

 

<8

 

 

Hf/Nb

5.7-7.7

4.3

4.3

 

5.8

 

12-22

Zr/Nb

15.2-44.2

27

4.2

 

3-5

 

127

Sr/Rb

 

 

 

 

نقش ذوب‏‌بخشی در پیدایش نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده

بررسی ماگماتیسم جزیره‏‌های اقیانوسی نشان می‏‏‌دهد ترکیب مذاب پدیدآمده از تنوره‏‌ به ترکیب مواد، دما در تنوره‏‌ و همچنین، ژرفا و رخسارة سنگی ناحیه خاستگاه بستگی دارد (Winter, 2014; Vesali et al., 2018). در شکل 13 برپایة نسبت‌های عنصری به بررسی ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی خاستگاه، درجة ذوب‏‌بخشی و تعیین ویژگی‌های منبع ماگمایی سنگ‏‌‏‌های منطقه پرداخته می‌شود. این شکل برپایة معادله‌های ذوب‏‌بخشی (Shaw, 1970) و ضریب توزیع به‌دست‌آمده (McKenzie and O’Nions, 1991) رسم شده است. در این نمودار دو ترکیب مختلف مربوط به گوشته به‌کار برده شده است:

1) گوشتة تهی‌شد‏‏‌ه (DMM [17]) که نمایندة گوشتة سست‏‌کره‏‌ای همرفتی با ترکیب MORB تهی‌شده است که مکنزی و انیونز (McKenzie and O’Nions, 1991) آن را پیشنهاد کرده‌‌اند؛

2) ترکیب گوشتة اولیه (PM[18]) از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) که نمایندة ترکیب گوشتة اولیه پیش از پیدایش MORB و در نتیجه رویداد تهی‏‏‌شدگی است.

فراوانی و نسبت عنصرهای REE برای تعیین ویژگی‏‌های خاستگاه ماگمایی به‌کار برده می‌شوند. برای نمونه، La و Sm از کانی‏‌شناسی خاستگاه (گارنت یا اسپینل) مستقل هستند و تحت‏‌تأثیر آن نیستند (Seghedi et al., 2004)؛ ازاین‌رو، برای تعیین ترکیب شیمیایی خاستگاه سنگ‏‌‏‌های گابرویی بررسی‌شده به‌کار برده می‌شوند. Yb نیز در گارنت یک عنصر سازگار به‌شمار می‌رود (Aldanmaz et al., 2000). افزون‏‌بر آن، نسبت Sm/Yb به‌عنوان نسبت یک عنصر ناسازگار به عنصر سازگار در گارنت برای تعیین کانی‏‌شناسی خاستگاه و درجة ذوب‏‌بخشی به‌کار برده می‏‌شود (Seghedi et al., 2004). همان‌گونه‌که در شکل 13- A دیده می‌شود، غلظت La و نسبت عنصری La/Sm در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده بیشتر از مقداری است که بتواند از ذوب مستقیم DMM پدید آید. برون‌یابی بهترین مسیر‏‌های ذوب‏‌بخشی برای سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده نشان‏‌دهندة درجه‏‌ ذوب‏‌بخشی از 10 تا 25٪ از یک خاستگاه گوشته‏‌ای (اسپینل‌لرزولیت گارنت‌دار) است که در آن مقدار عنصر La و نسبت عنصری La/Sm از خاستگاه‌‌های DMM و PM بسیار بالاتر است. ازاین‌رو، گمان می‏‌رود برای تولید ماگمای سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده، منبع گوشته‏‌ای نیاز هست که نسبت به DMM از LREE غنی‏‏‌شده‏‏‌تر باشد.

نسبت Sm/Yb به‏‌عنوان نسبت یک عنصر ناسازگار به یک عنصر سازگار برای گارنت، برای شناسایی کانی‏‌شناسی خاستگاه و درجة ذوب‏‌بخشی به‌کار برده می‌شود. شکل 13- B روند تغییرات این نسبت‏‌ها را در درجات مختلف ذوب‏‌بخشی گارنت-لرزولیت و اسپینل-لرزولیت نشان می‏‌دهد. گابرو‏‌های جنوب رامسر روی منحنی اسپینل‌لرزولیت جای می‏‌گیرند. برپایة این الگو، سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده می‏‌توانند در پی ذوب‏‌بخشی از 10 تا 20 درصدی اسپینل‌لرزولیت گارنت‌دار پدید آمده باشند. ازآنجایی‏‌که ضریب توزیع عنصرهای HREE در گارنت بالاست، جدایش گارنت از ماگما میزان HREE را به‌شدت کاهش می‏‌دهد و نسبت LREE/HREE افزایش می‏‌یابد (McKenzie and O’Nions, 1991; Abdel-Fattah et al., 2004) و با توجه به نمودار لگاریتمی Ce دربرابر Ce/Yb ژرفای پیدایش ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها برابربا 80 تا 100 کیلومتر بوده است (شکل 13- A).

 

نقش آلودگی پوسته‏‌ای در پیدایش سنگ‏‌‏‌های منطقه

تبلوربخشی، آمیزش ماگمایی[19] و آلودگی سه فرایندی هستند که بر ترکیب نهایی ماگما تأثیرگذار هستند (Gourgaud and Vincent, 2004). برای تعیین نقش آلودگی پوسته‏‌ای در ترکیب سنگ‏‌ها از نسبت‏‌‏‌های عنصری و نمودار‏‌های مختلفی بهره گرفته می‏‌شود. در سنگ‏‌‏‌های بازالتی که دچار آلودگی پوسته‏‌ای شده باشند نسبت‏‌‏‌های 7<K/P، 22<La/Ta و 5/1<La/Nb هستند (Hart et al., 1989; Abdel-Fattah et al., 2004). مقدار نسبت‏‌‏‌های عنصری یادشده در سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده در جنوب رامسر (9/5-4/2=K/P؛ 3/14-8/11= La/Ta؛ 07/1-78/0= La/Nb) نشان می‏‌دهد نقش آلودگی پوسته‏‌ای در پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده بسیار ناچیز بوده است؛ اما سیال‌ها تا اندازه‌ای مؤثر بوده‏‌اند. تأثیر آلودگی پوسته‏‌ای بر ترکیب‌های ماگما به‌‏‌سختی از فرایند‏‌های متاسوماتیسم ایجادشده با تختة فرورانده ‏‌شناسایی می‌شوند و شناسایی دقیق این دو فرایند تنها برپایة داده‏‌‏‌های ایزوتوپی شدنی است. با وجود این، Th و Ta دو عنصر کلیدی برای شناسایی فرایندهایی هستند که گوشته را تحت‏‌تأثیر قرار می‏‌دهند. Th در پهنه‏‌های فرورانش متحرک‏‌تر است و در گوة گوشته‏‌ای که در بالای پهنة فرورانشی قرار دارد غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهد. به‌علت فراوانی بیشتر Th نسبت به Ta در سنگ‏‌‏‌های پوسته‏‌ای، آلودگی پوسته‏‌ای نسبت عنصری Th/Yb نسبت به Ta/Yb را افزایش می‏‌دهد (Aldanmaz et al., 2000).

 

 

 

شکل 13. ترکیب نمونه‏‏‌های گابرویی جنوب رامسر در: A) نمودار La دربرابر La/Sm (آرایه‏‌‏‌های خطی نشان‏‌دهندة وجود یک آمیزش خطی میان مذاب‏‏‌‏‌های غنی‌شده (EM) و تهی‌شده (DM) هستند) (Aldanmaz et al., 2008)؛ B) نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (منحنی‏‌‏‌های ذوب شامل معادلة ذوب‏‌بخشی پیمانه‌ای برگرفته از شاو (Show, 1970) و روش پیشنهادیِ آلبارد (Albarede, 1995) هستند. منحنی‏‌‏‌های ذوب برای اسپینل‌لرزولیت و گارنت‌لرزولیت با ترکیب مودال یه‌صورت O10.53+Opx0.27+Cpx0.17+Sp0.03 و O10.60+Opx0.20+Cpx0.10+Gt0.10 رسم ‏‌شده‌اند. ضریب توزیع کانی-ماتریس از مکنزی و انیونز (McKenzie and O’Nions, 1991) هستند. ترکیب E-MORB، N-MORB و Primitive Mantle (یا PM) از سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) برگرفته شده‌اند (Aldanmaz et al., 2000)؛ C) موقعیت نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده روی نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam, 1992).

Figure 13. Composition of the gabbroic samples from south Ramsar in: A) La versus La/Sm diagram (linear arrays show a linear mixture between enriched (EM) and depleted (DM) melts) (Aldanmaz et al., 2008); B) La/Sm versus Sm/Yb diagram (Melting curves include the modular partial melting equation quoted by Show (1970) and the proposed method Albarede (1995). Melting curves for spinel-lherzolite and garnet-lherzolite are drawn based on modal composition as 10.53+Opx0.27+Cpx0.17+Sp0.03 and O10.60+Opx0.20+Cpx0.10+Gt0.10. The mineral-matrix distribution coefficient is from McKenzie and O’Nions (1991). Compositions of E-MORB, N-MORB, (Primitive Mantle) PM from Sun and McDonough (1989)) (Aldanmaz et al., 2000); C) The position of the studied samples on the Ce diagram versus Ce/Yb (Ellam, 1992).

 

 

 

آلودگی پوسته‏‌ای روی میزان Th بیشتر از Ta و Yb تأثیرگذار است؛ ازاین‌رو، در نمونه‏‌هایی که دچار آلودگی پوسته‏‌ای شده‏‌اند نسبت Th/Yb بالایی نشان می‏‌دهند (Moghazi, 2003). سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده در نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb در امتداد گوشته‏‌ای E-MORB-OIB جای می‏‌گیرند (شکل 14) که نشان‌دهندة اینست که ماگمای پدیدآمده احتمالاً از یک خاستگاه گوشته‏‌ای با تأثیر اندک از مؤلفه‏‌‏‌های فرورانشی و آلودگی پوسته‏‌ای پدید آمده است.

 

 

شکل 14. نمودار تغییرات Th/Yb دربرابر Ta/Yb (پس از پیرس (Pearce, 1983)) (محدوده‏‌‏‌های پوستة قاره‏‌ای، پشتة میان‌اقیانوسی، بازالت جزیره‏‌های اقیانوسی و کمان‏‏‌‏‌های آتشفشانی پس از اشمیدبرگر و هگنر (Schmidberger and Hegner, 1999)) (Av. Crust: میانگین پوسته؛ AFC: هضم همراه با جدایش بلوری؛ FC: جدایش بلوری، ACM: حاشیة فعال قاره‌ای؛ S: شوشونیتی؛ CA: کالک‌آلکالن؛ TH: توله‌ایتی).

Figure 14. Th/Yb versus Ta/Yb digram (after Pearce, 1983) (Continental crust, mid-ocean ridges, oceanic island basalts, and volcanic arcs fields after Schmidberger and Hegner (1999)) (Av. Crust: Average Crust; AFC: Assimilation combined with Fractional Crystalization; FC: Fractional Crystalization; ACM: Active Continental Margin; S: Shoshonitic; CA: Calc-Alkaline; TH: Tholeiitic).

 

همچنین، نسبت‏‏‌‏‌های عنصری Nb/U، Ta/U، La/Nb و Ce/Pb شاخص‏‌‏‌های خوبی برای تعیین میزان آلودگی پوسته‏‌ای هستند (Hofmann, 1988). این نسبت‏‏‌ها در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده عبارتند از: 3/33-5/19= Nb/U؛ 15/2-4/1= Ta/U؛ 07/1-78/0= La/Nb. این نسبت‏‌ها کمتر از مقدارهای مشابه در پوسته (1/12= Nb/U؛ 1.1= Ta/U؛ 4/1= La/Nb) (Taylor and McLennan, 1995) و تقریباً همانند مقدار این نسبت‏‏‌ها در ترکیب MORB و OIB (47= Nb/U؛ 7/2= Ta/U) هستند (Hofmann, 1988). همة داده‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی نشان می‏‌دهند سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده دچار آلودگی پوسته‏‌ای نشده‌اند.

 

بحث

در استان گیلان و مازندران و در ارتفاعات شمالی رشته‏‌کوه البرز تا کنون مجموعه‏‌‏‌های گابرویی و الترامافیک متعددی با سن‏‌‏‌های مختلف گزارش شده است:

1-توده‏‌‏‌های الترامافیک و مافیک مجموعة افیولیتی شاندرمن (Berberian, 1983) با سن پالئوزوییک در باختر گیلان؛

2-توده‏‌‏‌های مافیک و الترامافیک جنوب‌باختری فومن (Kosari and Emami, 2006) با سن پس از ژوراسیک در باختر گیلان؛

3-توده‏‌‏‌های مافیک و الترامافیک خاور گیلان در مجموعة افیولیتی جنوب دریای خزر (Salavati et al., 2013) با سن کرتاسه پسین در خاور گیلان؛

4- توده‏‌‏‌های گابرویی جنوب آستارا با سن ائوسن (Salavati and Ashori, 2016).

حاصل این پژوهش نیز ارائه، شناسایی و بررسی سرشت مجموعه‏‌‏‌های مافیک باختر استان مازندران است.

از میان توده‏‌‏‌های یادشده، توده‏‌‏‌های الترامافیک مجموعة افیولیتی اسالم-شاندرمن از نوع MORB هستند (Berberian, 1983). توده‏‌‏‌های مافیک جنوب‌باختری فومن و توده‏‌‏‌های گابرویی جنوب آستارا با دو سرشت آلکالن و توله‏‌ایت به محیط‏‌‏‌های بازشدگی قاره‏‌ای نسبت داده ‏‌شده‏‌اند (Kosari and Emami, 2006; Salavati and Ashori, 2016). توده‏‌‏‌های مافیک و الترامافیک مجموعة افیولیتی جنوب دریای خزر دو سرشت جداگانه آلکالن مرتبط با ماگماتیسم OIB و توله‏‌ایت مرتبط با محیط سوپراسابداکشن در یک منطقة پشت‌کمان را نشان می‏‌دهند (Salavati et al., 2013).

از دیدگاه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌‏‌های گابرویی جنوب رامسر همانند بازالت و گابرو‏‌های آلکالن خاور گیلان (Zaeimnia et al. 2012; Salavati et al., 2013) و از نوع بازالت‏‏‌‏‌های جزیره‏‌های اقیانوسی هستند. توده‏‌‏‌های آذرین مافیک بررسی‏‌شده در این پژوهش از دیدگاه موقعیت صحرایی به بازالت‏‏‌ها و گابرو‏‌های آلکالن منطقه خاور گیلان بسیار نزدیک هستند. در حالی‌که از دیدگاه ترکیب و سرشت زمین‏‌شیمیایی و سنگ‏‌شناختی نیز شباهت بسیاری میان این دو گروه دیده می‌شود و هر دو ویژگی‌های بارز محیط‏‌‏‌های جزیره‏‌های اقیانوسی (OIB) را نشان می‏‌دهند؛ با این تفاوت که سنگ‏‌‏‌های خاور گیلان از نوع آلکالن OIA و سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده از نوع توله‏‌ایتی OIT هستند.

امروزه مشخص شده است تنوره‏‌‏‌های گوشته‏‏‌ای، سست‏‌کره بالایی، گوشتة سنگ‏‌کره‏‌ای زیرقاره‏‌ای یا گوشتة متاسوماتیسم‌شده می‏‌توانند پدیدآورندة ماگماتیسم OIB باشند (Gao et al., 2021).

به باور ژوتو و موری (Juteau and Maury, 1999)، در روند تکاملی تنوره‏‌‏‏‌ها هنگام صعود آدیاباتیک آنها، نرخ ذوب در مرکز تنوره‏‌ بسیار بیشتر (توله‏‌ایتی) است؛ اما در حاشیه به‌آرامی کم می‏‌شود (بازالت آلکالن و نفلینیت). به این ترتیب، ماگمای پدیدآمده از Mg (پیکریتی) غنی است و در فاصلة میان سنگ‌کره و سست‏‌کره ذخیره می‏‌شود و پیش از رسیدن به سطح زمین جدایش می‏‌یابد؛ به‌گونه‌ای‌که در مرکز تنوره‏‌ توله‏‌ایت و در حاشیة آن بازالت آلکالن را پدید می‌آورد. در پایان، ماگمایی که به سطح می‏‌رسد از مرکز تنوره‏‌ توله‏‌ایتی خواهد بود؛ اما ولکانیسم تأخیری آن رویداد ماگماتیسم آلکالن در حاشیه‏‌ها را به‌دنبال خواهد داشت. این سازوکار با موقعیت سنگ‏‌‏‌های OIB منطقة بررسی‏‌شده هماهنگی دارد.

در بررسی‌های پیشین در منطقة بررسی‏‌شده، یک پهنة فرورانشی مربوط به بسته‏‌شدن اقیانوس نئوتتیسی آلپی (به‌نام اقیانوس جنوب خزر) شناسایی شده است (Salavati et al., 2013) که با شیب رو به جنوب از کرتاسة پسین در حال فرورانش بوده است (Hakimi Asiabar et al., 2011; Babaey et al., 2017). حجم بالای توده‏‏‌‏‌های گابروهایی به‌همراه گدازه‏‏‌‏‌های بالشی با سرشت OIB و توله‏‌ایتی گزارش‌شده در منطقة بررسی‏‌شده و در خاور استان گیلان (Salavati et al., 2013)، همراه با مجموعه‏‏‌‏‌های آداکیتی و کمان‏‏‌‏‌های عادی و توده‏‏‌‏‌های گرانیتوییدی نوع A در جنوب‌باختری منطقة بررسی‏‌شده نشان‏‌دهندة حضور الگوی زمین‏‌ساختی پشته-گودال در منطقه هستند (Rezania ye Komachali, 2021; Ebrahimi Nasir Mahaleh, 2021) که به‌دنبال آن پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای[20] نیز پدید آمده است. برپایة این نظریه در پی فرورانش پشتة میان‌اقیانوسی فعال و جوان به زیر پوستة قاره‏‌ای و ادامه فعالیت آن در زیر این پوسته، پنجره‌ای گوشته‏‌ای پدید آمده است که در اثر آن ماگما‏‌های سست‏‌کره‏‌ای به سمت بالا صعود کرده‌اند. برپایة بررسی‏‌های ژانگ (Zhang, 2014)، در پی فرورانش پشتة میان‌اقیانوسی و باز‏‌شدن پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای، ماگماتیسم OIB به‌همراه گرانیتویید‏‌های نوع A در مرکز آن پدید می‌آیند. برپایة بررسی‏‌های صلواتی و همکاران (Salavati et al., 2013) مجموعه سنگ‏‏‌‏‌های OIB در خاور گیلان (در باختر منطقة بررسی‏‌شده) پیامد فعالیت یک تنورة گوشته‏‌ای همزمان با کشش‏‏‌‏‌های فرافرورانشی منطقه دانسته شده است. از آنجایی‌که این جایگاه زمین‏‌ساختی همراه با پهنه‏‌های فرورانش پدید می‌آید، سنگ‏‏‌‏‌های تولیدشده در این مناطق عموماً تحت‏‌تأثیر فرایند‏‌های حاصل از فرورانش نیز قرار می‏‏‌گیرند.

بنابراین برپایة آنچه گفته شد، الگوی تکتونوماگمایی شکل 15 برای چگونگی پیدایش سنگ‏‏‌‏‌های گابرویی بررسی‏‌شده پیشنهاد شده است. چنین گمان می‏‌رود نمونه‏‌‏‌های گابرویی بررسی‏‌شده بخشی از تنوره‌ای‏‌ اقیانوسی باشند که در محیط فرافرورانشی ناشی از عملکرد پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای پدید آمده است؛ به‌گونه‌ای‌که در مرکز تنوره‏‌، سنگ‏‌‏‌های OIT با سرشت توله‏‌ایتی (سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده) و در بخش‏‌‏‌های حاشیه‏‌ای آن گابروها و بازالت‏‏‌‏‌های OIB خاور استان گیلان با سرشت آلکالن (که در باختر منطقة بررسی‏‌شده جای دارند) پدید آمده‏‏‌اند (شکل 15).

 

 

 

 

 

 

 

شکل 15. A) تصویر شماتیک ساده‌شده از الگوی «پشته- گودال» و عملکرد جایگاه زمین‏‌ساختی پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای (برگرفته از: Windley and Xiao (2018))؛ B) تصویر شماتیک پیشنهادی از الگوی تکتونوماگمایی پیدایش توده‏‌‏‌های گابرویی توله‏‌ایتی جنوب رامسر (OIA: بازالت‏‏‌‏‌های آلکالن جزیره‏‌های اقیانوسی؛ OIT: بازالت‏‏‌‏‌های توله‏‌ایتی جزیره‏‌های اقیانوسی؛‌ S.C.O.: اقیانوس جنوب خزر (Salavati et al., 2013)).

Figure 15. A) Simplified schematic image of the ‘ridge –trench’ model and the performance of slab window tectonic setting (from Windley and Xiao, 2018); B) Proposed schematic of the tectonomagmatic pattern for the genesis of southern Ramsar tholeiitic gabbro bodies (OIA: Oceanic island Alkaline basalts; OIT: Oceanic island tholeiitic basalts; S.C.O.: Southern Caspian Ocean (Salavati et al., 2013)).

 

 

برداشت

با توجه به همة داده‏‌‏‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی گابرو‏‌های موجود در جنوب رامسر در مورد سرشت، پیدایش و محیط پیدایش سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده یافته‌های زیر به‌دست آمده‌اند:

برپایة بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری کانی‏‌‏‌های اصلی در گابروها، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن با بافت شاخص ساب‌افیتیک و اینترگرانولار هستند. داده‏‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی سرشت توله‏‌ایتی ماگمای سازندة سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده را نشان می‌دهند. برپایة نمودار‏‌های متمایزکننده محیط زمین‏‌ساختی نمی‏‌توان گابرو‏‌های منطقه را به یک کمان آتشفشانی که روی پهنة فرورانش پدیدآمده باشد مرتبط دانست. روند تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‏‌‏‌های منطقه گویای غنی‏‌شدگی آنها از LREE‏‌ها و تهی‏‏‌شدگی از عنصرهای Th، Nb، Zr و Rb است. نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده روی نمودار‏‌های بهنجارشده به ترکیب N-MORB و کندریت الگویی همانند الگوی سنگ‏‏‌‏‌های OIB نشان می‏‏‌دهند. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهند نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده دچار آلودگی پوسته‏‌ای نشده‌اند. نمودار‏‌های متمایزکننده محیط زمین‏‌ساختی نشان‏‌دهندة پیداش‏‏‌های بررسی‏‌شده در محیط OIB از نوع OIT هستند. برپایة همة شواهد گمان می‌رود نمونه‏‏‌‏‌های گابرویی جنوب رامسر همزمان با پیدایش مجموعه افیولیتی جنوب دریای خزر (S.C.O. [21]) و در یک محیط کششی ناشی از عملکرد پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای پدیدار شده‌اند که خود از عملکرد پشته فرورانده شده اقیانوس جنوب دریای خزر به‌سوی جنوب پدید آمده است؛ به‌گونه‌ای‌که همزمان با فرورانش پوستة اقیانوسی و در بالای پهنة فرورانش، آغاز فعالیت پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای، سبب بالاآمدگی سست‏‌کره و فعالیت تنوره‏‌ شده است. روند تکاملی تبلوری تنوره‏‌‏‏‌ها هنگام صعود ماگمای OIB توله‏‌ایتی (OIT) (سنگ‏‏‌‏‌های گابرویی بررسی‏‌شده) را در مرکز تنوره‏‌ پدید آورده است و ماگماتیسم تأخیری آن پیدایش سنگ‏‏‌‏‌های OIB آلکالن (OIA) (سنگ‏‏‌‏‌های آلکالن باختر منطقة بررسی‏‌شده) در حاشیه تنوره‏ را در پی داشته است.

 

سپاس‌گزاری

این پژوهش حاصل پایان‌نامة دکتری با عنوان «سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی ماگماتیسم مافیک و الترامافیک پس از کرتاسه در شمال ایران، باختر مازندران» است که با پشتیبانی و همکاری معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان انجام شده است. ازاین‌رو، از معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان سپاس‌گزاری می‌شود.

 

 

 

[1] plume

[2] Mid-Oceanic Ridge Basalt

[3] petrogenesis

[4] Cross Polarized Light

[5] Plane Polarized Light

[6] Green Stone

[7] Light Rare Earth Elements

[8] Heavy Rare Earth Elements

[9] Oceanic Island Basalt

[10] Enriched – MORB

[11] Oceanic Island Tholeiite

[12] Oceanic Island Alkaline

[13] enriched mantle I

[14] enriched mantle II

[15] High μ ocean island basalts

[16] Depleted MORB

[17] Depleted MORB Mantle

[18] Primitive Mantle

[19] Magma mixing

[20] Slab window

[21] Southern Caspian Sea Ocean

Abdel-Fattah, M., Abdel-Rahman, A. M. and Nassar, P. E. (2004) Cenozoic Volcanism in the Middle East: petrogenesis of alkali basalts from northern Lebanon. Geological magazine, Cambridge University Press, 141(5), 545-563.
Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of Alborz mountain system in northern Iran. Journal Geodynamic, 21(1), 1-33 (in Persian).
Albarede, F. (1995). Introduction to Geochemical Modelling. Cambridge University Press, England.
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanismin western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102(1-2), 67-95.
Aldanmaz, E., Yalınız, M. K., Güçtekin, A. and Göncüoğlu, M. C. (2008) Geochemical characteristics of mafic lavas from the Neotethyan ophiolites in western Turkey: implications for heterogeneous source contribution during variable stages of ocean crust generation. Geological Magazine, 145(1), 37-54.
Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post- collisional transition from an extensional volcano–sedimentary basin to a continental are in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98-111.
Babaey, S., Dehbozorgi, M. and Hakimi Asiaba, S. (2017) Assessment of active tectonics by using morphometric indices in Central Alborz. Quaterly Quantitative Geomorphological Researches, 6, 40-56.
Baharfiruzi, K. H., Nadim, H. and Shafeii, A. R. (2002) Geological map of Ramsar 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Berberian, M. (1983) The southern Caspian: A compression floored by a traped modified oceanic crust. Canadian Earth Science, 20(2), 163-183.
Boztug, D., Ercin, A. I., Kurucelik, M. K., Goc, D., Komur, I. and Iskenderoglu, A. (2007) Geochemical characteristics of the composite Kackar batholith generated in a Neo Tethyan convergence system, Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 27(3), 286-302.
Condie, K. C. (2005) High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes? Lithos, 79(3-4), 491-504.
Dai, J., Wang, C., Hébert, R., Li, Y. Zhong, H., Guillaume, R., Bezard, R. and Wei, Y. (2011) Late Devonian OIB alkaline gabbro in the Yarlung Zangbo Suture Zone: Remnants of the Paleo–Tethys? Gondwana Research, 19(1), 232- 243.
Dupuis, C., He´bert, R., Dubois-Cote, V., Wang, C. S., Li, Y. L. and Li, Z. J. (2005) Petrology and geochemistry of mafic rocks from me´lange and flysch units adjacent to the Yarlung Zangbo Suture Zone, southern Tibet. Chemical Geology, 214, 287–308.
Ebrahimi Nasir Mahaleh, E. (2021) Petrology and geochemistry of South of Rostam_Abad ignious rocks in Southern Guilan, Northern Iran. M.Sc. Theses, Isalmic Azad univercity, Lahijan Branch, Lahijan, Iran.
Eftekhar Nejad, J. (1980) Tectonic classification of Iran in relation to depositional basins. Journal of Iranian Petroleum Society, 82, 19–28.
Ellam, R. M. (1992) Lithospheric thickness as a control on basalt geochemistry. Geology, 20, 153-156,
Engalenc, M. (1968) Geologie, geomorphologie, hydrogeologie de la region de Tehran (Iran). These es sciences. Monpellier, France.
Eyuboglua, Y. Dudasb, F. O. Chatterjeeb, N. Liuc, Z. and Değerlia, S. Y. (2018) Discovery of Latest Cretaceous OIB-type alkaline gabbros in the Eastern Pontides Orogenic Belt, NE Turkey: Evidence for tectonic emplacement of seamounts. Lithos, 31, 182-200..
Fitton, J. G. James, D. and Leeman, W. P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research, 96(B8), 13693-13712.
Floyd, P. A. (1991) Oceanic Basalts. Blackie and Son Ltd., England.
Gao, X., Yu, S., Peng, Y., Lv, P., Wang, M., Liu, Y., Li, S., Liang, X., Li, W. and Li, C. (2021) Insights into OIB-like magmatism contemporaneous with oceanic subduction: Petrogenetic constraints on the Kendelong metagabbro in the North Qaidam. Lithos, 106-130, 382-392.
Garfunkel, Z. (2008) Formation of continental flood volcanism - The perspective of setting of melting. Lithos, 100, 49-65.
Gourgaud, A. and Vincent, P. M. (2004) Petrology of two continental alkaline intraplate series at Emi Koussi volcano, Tibesti, Chad Journal of Volcanology and Geothermal Research, 129(4), 261-290.
Hakimi Asiabar, S., Pourkermani, M., Shahriari, S., Ghorbani, M. and Ghasemi M. R. (2011) Geological zones of western Alborz Mountains. Journal of Sciences Islamic Azad University, 21, 113- 124.
Hart, W. K. WoldeGabrie, G. Walter, R. C. and Mertzman, S. A. (1989) Basaltic volcanism in Ethiopia: constraints on continental rifting and mantle interactions. Journal of Geophysical Research, 94(B6), 7731-7748.
Hofmann, A. W. (1988) Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90(3), 297-314.
Hofmann, A. W. (1997) Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism (review article). Nature, 385(6613), 218-229.
Hofmann, A. W. (2003) Sampling mantle heterogeneity through oceanic basalts: isotopes and trace elements. Treatise on Geochemistry, 2, 1-44.
Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert, M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in ocean basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters, 79(1-2), 33-45.
Juteau, T. and Maury, R. (2000) Review of 'The Oceanic Crust, from Accretion to Mantle Recycling'. Geological Magazine, 137(4), 463-479.
Kalantari, K., Kananian, A., Asiabanha, A. and Eliassi, M. (2008) Source and tectonic setting of zarjebostan (NE OF Qazvin) paleogene volcanic rocks using REE and HFSE elements. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 17(68), 140-149 (in Persian).
Kosari, A. and Emami, M. H. (2006) Petrology and geochemistry of Masuleh mafic and ultramafic bodies, 24th Geoscience meeting, Iran (in Persian).
le Roux, P. J., le Roex, A. P., Schilling, J. G., Shimizu, N., Perkins, W. W. and Pearce, N. J. G. (2002) Mantle heterogeneity beneath the southern Mid-Atlantic ridge: Trace element evidence for contamination of ambient asthenospheric mantle. Earth and Planetary Science Letters, 203(1), 479-498.
le Roux, P. J. Shirey, S. B. Hauri, E. H. Perfit, M. R. and Bender, J. F. (2006) The effects of variable sources, processes, and contaminants on the composition of northern EPR MORB (8–10°N and 12–14°N): Evidence from volatiles (H2O, CO2, S) and halogens (F, Cl). Earth and Planetary Science Letters, 251(3-4), 209-231.
Mason, B. and Moore, C. B. (1982) Principles of geochemistry, John Wiley and Sons, New York.
McKenzie, D. and O’Nions, R. K. (1991) Partial melt distributions from inversion of rare-earth element concentrations. Journal of Petrology, 32, 1021-1091.
Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology, 56(3-4), 207-218.
Moghazi, A. M. (2003) Geochemistry of a Tertiary continental basalt suite, Red Sea coastal plain, Egypt: petrogenesis and characteristics of the mantle source region. Geological Magazine, 140(1), 11-21.
Monnier, C. (1996) Mécanismes d’accrétion des domaines océaniques arriêre-arc et geodynamique de lʹAsie du Sud-Est, Petrologie et géochimie des ophiolites d’lndonésie. Ph.D. Thesis, Université de Bretagne Occidentale, Brest (in French).
Mossavvari, F., Zarei Sahamieh, R., Saki, A., Tabbakh Shabani, A. A. and Ahmadi Khalaji, A. (2020) OIB-like Alkaline Gabbro of Cheshmeh Ghassaban-Hamedan: Implications for Middle Jurassic Neo-Tethys Ocean Ridge Subduction, Sanandaj-Sirjan Zone. Scientific Quaterly Journal, Geosciences, 29, 277-289.
Mullen, E. D. (1983) MnO-TiO2- P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters, 62(1), 53-62.
Nabavi, M. H. (1976) Introductory of geology in Iran. Geological Survey of Iran Publication, Tehran, Iran (in Persian).
Pearce, J. A (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos, 100(1-4), 14-48.
Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Orogenic andesites and related rocks. (Ed. Thorpe, R. S.) 525–548. John Wiley and Sons, Chichester, England.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) Shiva Publishing, Nantwich, England.
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.
Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society, London, Special Publications, 7, 14-24.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basaltic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth and Planetary Science Letters, 19(2), 290-300.
Rahimzadeh, G., Kananian, A. and Asiabanha, A. (2010) Tectonic setting and petrogenesis of post-Eocene volcanic rocks of Abazar district (NE of Qazvin). Journal of Crystallography and Mineralogy, 18(2), 167-180 (in Persian).
Rezania ye Komachali, M. (2021) Petrology and geochemistry of Eshkaverat granitoeid dome in eastern Guilan, Northern Iran. M.Sc. Thesis. Isalmic Azad univercity, Lahijan Branch, Lahijan, Iran.
Salavati, M. and Ashori, A. (2016) Geochemistry and Petrogenesis of the Degamankesh Gabbroic Bodies (SW of Astara city). Petrological Journal, 7(27), 61-82 (in Persian).
Salavati, M. and Rezapour, R. (2013) Geochemistray and tectonic setting of Halab Mafic Gabbroic body (West of Zanjan). Petrological Journal, 4(16), 59-72 (in Persian).
Salavati, M., Kananian, A. and Noghreian, M. (2013) Geochemical characteristics of mafic and ultramafic plutonic rocks in southern Caspian Sea Ophiolite (Eastern Guilan). Arabian Journal of Geosciences, 6(12), 4851-4858.
Salavati, M., Kananian, A., Samadi Soofi, A. and Zaeimnia, F. (2009) Mineral chemistry of ultramafic rocks from the Southern Caspian Sea Ophiolite (Eastern Guilan): evidence for a high-pressure crystal Fractionation, petrology. Irananin Journal of Crystallography and Mineralogy, 17(1), 149-166.
Saunders, A. D. (2005) Large Igneous Provinces: Origin and Environmental Consequences. Elements, 1, 259-263.
Saunders, A. D. and Tarney, J. (1984) Geochemical characteristics of basaltic volcanism within back-arc basins. In: Marginal basin geology (Eds. Koleaar B. P. and Howells, M. F.) Special Publication, 16, 59-76. Geological Society London.
Schmidberger, S. S. and Hegner, E. (1999) Geochemistry and isotope systematics of calc-alkaline volcanic rocks from the Saar–Nahe basin (SW Germany)-implications for Late-Variscan orogenic development. Contributions to Mineralogy and Petrology. 135, 373-385.
Seghedi, I., Downes, H., Vaselli, O., Szakacs, A., Balogh, K. and Pecskay, Z. (2004) Post-collisional Tertiary-Quaternary mafic alkali magmatism in the Carpathian-pannonian region: a review. Tectonophysics, 393(1-4), 43-62.
Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 34(2), 237-243.
Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52(7), 1229-1258.
Stöcklin, J. (1997) Structural Correlation of the Alpine ranges between Iran and Central Asia. Société géologique de France, Paris, 1(8), 333-353.
Sun, S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42, 313-345.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1995) The geochemical composition of the continental crust. Reviews of Geophysics, 33(2), 241-265.
Tomlinson, K. Y. and Condie, K. C. (2001) Archean mantle plumes: evidence from greenstone belt geochemistry, In: (Eds. Ernst R. E. and Buchan, K. L.), Mantle Plumes: Their identification through time. Geological Society of America Special Paper, 352, 341-357.
Valizadeh, M. V., Abdollahi, H. R. and Sadeghian, M. (2008) Geological investigations of main intrusions of the Central Iran. Geosiences Scientific Quarterly Journal, 17(67), 182-197 (in Persian).
 Vesali, Y. Esmaeili, D. and Sepidbar, F. (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. Petrological Journal, 32(1), 1-20 (in Persian).
Weaver, B. L. (1991) The origin of ocean island basalt end-member compositions: trace element and isotopic constraints. Earth and Planetary Science Letters, 104(2-4), 381-97.
Whitney, D. L. and Evans B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogensis. Unwin Hyrnan London, England.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1976) Geochemical magma type discrimination: application to altered and metamorphosed basic igneous rocks. Earth and Planetary Science letters, 28(3), 459-469.
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.
Windley, B. F. and Xiao, W. (2018) Ridge subduction and slab windows in the Central Asian Orogenic Belt: Tectonic implications for the evolution of an accretionary orogen. Gondwana Research, 61, 73–87.
Winter, J. (2014) Principles of igneous and metamorphic petrology. 2nd edition, Pearson Education Limited, Edinburgh Gate, Harlow, England.
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.
Yan, J. and Zhao J. X. (2008) Cenozoic alkali basalts from Jingpohu, NE China: The role of lithosphere-asthenosphere interaction. Journal of Asian Earth Sciences, 33(1-2), 106-121.
Zaeimnia, F., Kananian, A. and Salavati, M. (2012) Petrogenesis of alkaline rocks of southern Amlash in south of Caspian Sea, North of Iran. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 20(78), 69-78 (in Persian).
Zhang K. J. (2014) Genesis of the Late Mesozoic Great Xing’an Range Large Igneous Province in eastern central Asia: A Mongol–Okhotsk slab window model. International Geology Review, 56, 1557-1583.
Zhang, X. Pang, Z., Chen, L., Liu, J., Zhang, D., Zhou, Y., Wan, B., Ten, C. and Cao, J. (2021) Petrogenesis and tectonic setting of the Early Permian gabbro–granite complex in the southeastern Central Asian Orogenic Belt, central Inner Mongolia, China. Journal of Asian Earth Sciences X5, 100059.