پترولوژی، ژئوشیمی و محیط زمین‌ساختی گابروی کرتاسه جواهردشت واقع در دامنه شمالی البرز، شرق گیلان، شمال ایران بخشی از مجموعه افیولیتی یا کافت‌ درون قاره‌ای؟

حق‌نظر, شهروز

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,744
تعداد مقالات	14,237
تعداد مشاهده مقاله	35,203,201
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,980,563

پترولوژی، ژئوشیمی و محیط زمین‌ساختی گابروی کرتاسه جواهردشت واقع در دامنه شمالی البرز، شرق گیلان، شمال ایران بخشی از مجموعه افیولیتی یا کافت‌ درون قاره‌ای؟

پترولوژی

مقاله 6، دوره 3، شماره 10، آذر 1391، صفحه 79-94 اصل مقاله (786.94 K)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

شهروز حق‌نظر^*

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان، لاهیجان، ایران‌

چکیده

گابروهای کرتاسه در منطقه جواهردشت واقع در دامنه شمالی البرز در شرق گیلان برون‌زد دارند. این گابروها از نظر ساختاری در بخش زیرین دارای ساختمان لایه‌ای و در بخش بالایی ایزوتروپ هستند. کانی‌شناسی این سنگ‌ها شامل پلاژیوکلاز، اوژیت، اولیوین، بیوتیت و مگنتیت است. از نظر ژئوشیمیایی، این گابروها جزو سری انتقالی محسوب می‌شوند. بی‌هنجاری‌های مثبت Pb، K، Th و Rb و بی‌هنجاری‌های منفی Ba، Zr، Nb و P نشانه آلایش این گابروها با پوسته قاره‌ای است. در نمودارهای تشخیص جایگاهای تکتونیکی، این گابروها در محیط‌های درون صفحه قاره‌ای قرار می‌گیرند به نحوی که مقادیر 89/0(Nb/Nb^*)Pm@ در این گابروها مشابه بازالت‌های کافت‌ درون قاره‌ای همراه با آلایش پوسته‌ای است. الگوی عناصر REE در این گابروها مشابه بازالت‌های تحولی و ساب‌آلکالن مناطق کافت‌ دورن قاره‌ای بوده و مقادیر 9/3(Ce/Yb)N@ و 3/1(Dy/Yb)N@، نشانه حضور اسپینل در ناحیه منشأ گوشته‌ای این سنگ‌هاست. مقادیر بالای Th/Nb و مقادیر DNb>0، نشان از نشأت‌گیری ماگماها از پلوم‌های گوشته‌ای منبع مورب (P-MORB) همراه با آلودگی پوسته‌ای دارد.

کلیدواژه‌ها

گابروی جواهردشت؛ سری انتقالی؛ آلایش پوسته‌ای؛ کافت‌ درون قاره‌ای

اصل مقاله

مقدمه

منطقه جواهردشت در 45 کیلومتری جنوب‌شرق شهرستان‌های رودسر و کلاچای در شرق استان گیلان واقع شده است (شکل 1). در این منطقه سنگ‌های آذرین بازالتی و گابرویی به سن کرتاسه برون‌زد دارند. به‌طور کلی در خصوص جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های ماگمایی کرتاسه در این بخش از البرز، نظرات گوناگون و گاهی متضادی ابراز شده و مطالعاتی که تاکنون انجام شده، نتایج متفاوتی را در مورد مسائل پتروژنتیک و زمین‌ساخت البرز در کرتاسه به همراه داشته است. صلواتی (1387) و Salavati (2008) سنگ‌های ماگمایی کرتاسه در این بخش از البرز را به مجموعه‌های افیولیتی نسبت داده و یک مجموعه افیولیتی جدید نئوتیتس در شمال ایران به نام SCO (The Southern Caspian Sea Ophiolite) یا مجموعه افیولیتی جنوب دریای خزر را معرفی می‌نماید. به‌عقیده صلواتی و همکاران (1388)، این مجموعه شامل تنها بخش پوسته اقیانوسی بوده که شامل انباشته‌های اولترامافیک، گابروهای لایه‌ای، گابروهای توده‌ای، دایک‌های صفحه‌ای، گدازه‌های بالشی است که در نهایت توسط آهک‌های کامپانین- ماستریشتین حاوی فسیل گلوبوترونکانا پوشیده شده‌اند. به‌عقیده این محققین سنگ‌های اولترامافیک، تنها 10 درصد کل گستره افیولیتی را شامل شده که در مسیر جاده ییلاقی روستای جواهردشت مشاهده می‌شوند. بر اساس مطالعات ایشان، این سنگ‌ها دارای ماهیت قوس بوده که در یک محیط فرافرورانشی (Supra-Subduction zone) تشکیل شده و قابل مقایسه با افیولیت‌های کرتاسه در مدیترانه شرقی و افیولیت‌های ترکیه هستند (صلواتی و همکاران، 1388).

شکل 1- راه‌های دسترسی به منطقه جواهردشت در شرق گیلان (شمال ایران)

زعیم‌نیا و همکاران (1389) نیز با بررسی سنگ‌های آلکالن منطقه جنوب املش در شرق گیلان نظرات مشابهی را عنوان نموده‌اند. به‌عقیده Alavi (1996)، Graham (2000) و Allen و همکاران (2006)، حوضه خزر جنوبی و دامنه شمالی البرز، یک حوضه کششی پشت کمان است که تا حد تشکیل پوسته اقیانوسی خزر جنوبی بیش رفته است. اما در مقابل موسوی (1382) با مطالعه سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه در ورقه 100000/1 جواهرده ضمن اشاره به آلایش پوسته‌ای این سنگ‌ها، آن‌ها را در ارتباط با کشش هم‌زمان با کوه‌زایی دانسته و آن‌ها را به فعالیت‌های کافت‌زایی حاشیه ایران مرکزی در کرتاسه نسبت می‌دهد. حق‌نظر (1388)، با مطالعات ژئوشیمیایی و ایزوتوپی بر روی بازالت‌های کرتاسه در منطقه جواهردشت، آن‌ها را در ارتباط با کافت‌های درون قاره‌ای و جزو بازالت‌های انتقالی دانسته و معتقد است که ماگما از یک پلوم گوشته استنوسفری با منبع مورب در اعماق کمتر از 60 کیلومتر و فشارهای بین 15 تا 20 کیلوبار، نشأت گرفته که با درجاتی با سنگ‌های پوسته قاره‌ای آلوده شده و به همین دلیل ویژگی‌های مناطق فرورانش را به‌طور کاذب نشان می‌دهد (حق‌نظر و همکاران، 1387). بیش‌ترین مشکلات مربوط به مطالعه گابروهای منطقه، به‌دلیل صعب‌العبور بودن، پوشش گیاهی گسترده و جنگلی‌بودن منطقه است که در اکثر اوقات سال به‌دلیل بارندگی و مه‌آلود بودن، قابل مطالعه نیست. به‌همین دلیل تفکیک و تشخیص تنوع گابروهای منطقه بسیار مشکل است. در این نوشتار، یک گابروی شاخص در منطقه جواهردشت که دارای همبری گرم با سنگ‌های کربناته کرتاسه زیرین بوده و به احتمال قوی به سن کرتاسه بالایی است، به‌عنوان رخنمونی از توده‌های نفوذی کرتاسه انتخاب شده تا از نظر صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی با الگوهای سنگ‌های ماگمایی اقیانوسی و قاره‌ای مقایسه شده و در مورد جایگاه زمین‌ساختی آن‌ها اظهار نظر شود.

زمین‌شناسی منطقه

گابروهای جواهردشت در شمال‌شرقی ورقه 100000/1 جواهرده بین طول‌های ¢55 °36 و ¢56 °36 شرقی و عرض‌های ¢53 °50 و ¢56 °50 شمالی به‌صورت یک توده مشخص شده‌اند (شکل 2).

این منطقه از نظر ساختاری، در دامنه شمالی بخش غربی زون البرز مرکزی و در نوار چین‌خورده حاشیه شمالی مزوزوئیک قرار گرفته است (Engalenc, 1968). رخنمون عمده سنگ‌های منطقه به دوران مزوزوئیک تعلق دارد که به‌ترتیب، از قدیم به جدید، شامل نهشته‌های شیلی، ماسه‌سنگی و کنگلومرایی زغال‌دار تریاس بالا- ژوراسیک زیرین به‌نام سازنده جواهرده، نهشته‌های کربناته ژوراسیک بالایی- کرتاسه زیرین و سنگ‌های آذرین بازالتی و گابرویی به سن کرتاسه هستند.

شکل 2- موقعیت گابروی جواهردشت در گوشه شمال‌شرقی ورقه 100000/1 جواهرده

مطالعات اولیه در این منطقه توسط حق‌نظر (1388) انجام شد. بر این اساس توده گابرویی جواهردشت که در نقشه 100000/1 به‌صورت یک توده نشان داده شده، در واقع یک توده گابرویی نبوده، بلکه حداقل دو نوع گابرو را می توان از نظر ساختاری، کانی‌شناسی و ژئوشیمیایی از یکدیگر تفکیک نمود. گابروهای نوع اول، برون‌زد قابل توجهی در مسیر جاده جواهردشت داشته و مورد هجوم دایک‌های متعدد قرار گرفته‌اند (شکل 3). مطالعات صحرایی نشان می‌دهد که این گابروها شامل دو بخش قاعده‌ای به‌صورت لایه‌ای (layered gabbro) و بخش بالایی به‌صورت توده‌ای و ایزوتروپ است. این گابرو، به درون سنگ‌های کربناته ژوراسیک بالایی- کرتاسه زیرین نفوذ کرده و یک هاله دگرگونی در حد ایجاد اسکارن ولاستونیت با پاراژنز ولاستونیت، اوژیت- هدنبرژیت، گارنت، اسفن و آلبیت ایجاد کرده است (مختاریان، 1390). بنابراین، سن جایگزینی توده به احتمال زیاد، کرتاسه بالایی تعیین می‌شود (شکل 4). گابروی نوع دوم به‌صورت لایه‌ای بوده و مطالعات صحرایی نشان می‌دهد که همبری این گابرو با گابروی نوع اول در تمامی جهات گسله است.

با توجه به مشخصات ژئوشیمیایی و کانی‌شناسی بسیار متفاوت با گابروهای نوع اول (حق‌نظر، 1388)، به‌نظر می‌رسد سن این توده به کرتاسه تعلق نداشته و احتمالاً به‌عقیده نگارنده، قدیمی‌تر است که البته مطالعه سن‌سنجی ایزوتوپی برای اثبات این موضوع ضروری به‌نظر می‌رسد.


شکل 3- برون‌زد گابرو نوع اول جواهردشت که مورد هجوم دایک‌های متعدد قرار گرفته است	شکل 4- نفوذ گابرو نوع اول جواهردشت به آهک‌های کرتاسه زیرین و ایجاد اسکارن ولاستونیت

روش انجام پژوهش

با توجه به پوشش گیاهی انبوه و صعب‌العبور بودن منطقه سعی شد با توجه به رخنمون‌های موجود، از بخش‌های مختلف گابروهای جواهردشت نمونه‌برداری شود. از تعداد 50 نمونه از گابروهای نوع اول مقطع نازک تهیه و مطالعه میکروسکوپی شد. ترکیب پیروکسن‌ها و پلاژیوکلازها توسط میز فدوروف تعیین شدند. به‌منظور مطالعات ژئوشیمیایی، تعداد 8 نمونه برای آنالیز عناصر اصلی و فرعی به‌روش XRF انتخاب شد. مقادیر عناصر نادر خاکی 4 نمونه نیز به‌روش ICP-MS در آزمایشگاه Amdel استرالیا و مقادیر عناصر Pd و Pt 4 نمونه از گابروهای منطقه به روش ICP-MS در آزمایشگاه Geolabs کانادا تعیین شد. به‌منظور تجزیه و تحلیل داده‌ها از نرم افزار Igpet 2007 استفاده شد.

پتروگرافی

همان‌طور که بیان شد، گابروهای کرتاسه جواهردشت دارای دو بخش بالایی و زیرین بوده که بخش بالایی به‌صورت توده‌ای و بخش زیرین لایه‌ای است. گابروهای بخش بالایی، دارای بافت گرانولار و پویی‌کیلیتیک بوده و کانی‌های تشکیل دهنده آن‌ها به‌ترتیب فراوانی شامل پلاژیوکلاز، پیروکسن، اولیوین، بیوتیت و مگنتیت هستند. پلاژیوکلاز، فراوان‌ترین کانی سنگ را تشکیل داده و میزان آن به 45 درصد تا 50 درصد حجمی سنگ می‌رسد و اغلب به‌صورت نیمه‌خودشـکل تا خودشـکل با مـاکل پلـی‌سنتتـیک دیـده می‌شود. پلاژیوکلازها گاهاً به‌صـورت پویی‌کیلیتیـک داخل پیروکسـن و اولیـوین مشاهده می‌شوند. از طرفی حضور پلاژیوکلاز در درون اولیوین و برعکس (اولیوین داخل پلاژیوکلاز) دلالت بر هم‌زمانی تبلور دو کانی دارد (شکل 5). کانی کلینوپیروکسن، دومین کانی فراوان بوده که مقدار آن به 30 درصد حجـمی سنـگ می‌رسد. این کـانی حـاوی ادخال‌هـایی از اولـیوین و پلاژیـوکـلاز به‌صـورت پویی‌کیلیتیک است. بعضی از پیروکسن‌ها تبدیل‌شدگی به آمفیبول و آمفیبول به بیوتیت را نشان می‌دهند. اولیوین‌ها، تا حدود 10 درصد حجمی سنگ را تشکیل داده و بعضاً داخل پلاژیوکلازها به‌صورت پویی‌کیلیتیک دیده می‌شوند (شکل 5). بیوتیت‌ها، هم به‌صورت اولیه و هم ثانویه دیده می‌شوند. بیوتـیـت‌های اولیـه به مراتـب فراوان‌تر هستند. بیوتـیت‌ها گـاهی به‌صـورت پویـی‌کیلـیتیک، بلورهای سالـم پـلاژیوکلاز، اولـیوین، پیروکسـن و کانی‌های اوپـاک را در برگرفته‌اند که نشان‌ می‌دهد بیوتیت به‌عنوان یک کانی اولیه تشکیل‌یافته در فازهای آخر انجماد ماگما بوده و توسط فرآیندهای ساب‌سولیدوس تأخیری تشکیل نشده است (شکل 6). کانی‌های اوپاک از نوع مگنتیت بوده و در تمامی نمونه‌ها در کنار و یا داخل بیوتیت‌ها قرار گرفته‌اند. این موضوع نشان می‌دهد که احتمالاً بیوتیت و مگنتیت آخرین فازهای متبلور شده از ماگما هستند. بررسی‌های صحرایی نشان می‌دهد که بخش‌های زیرین گابروی نوع اول دارای ساختمان لایه‌ای بوده که بررسی و نمونه‌برداری از این گابروها به‌دلیل صعب‌العبور بودن، شیـب زیـاد و پوشـش جنگـلی وسیع، بسیار سخت بوده وکم‌بودن رخنمون‌ها باعث محدودیت بررسی و عدم مطالعه دقیق لایه‌بندی موجود در سنگ‌ها شده است. با وجود این محدودیت، بررسی‌های پتروگرافی گویای وجود سه واحد سنگی در این گابروهاست: الف) اولیوین کلینوپیروکسنیت پلاژیوکلازدار، ب) اولیوین گابرو و ج) آنورتوزیت. وجه اختلاف سه نوع سنگ تغییر در فراوانی‌های مودال کانی‌شناسی سه کانی پلاژیوکلاز، پیروکسن و اولیوین است.

در نوارهایی با ترکیب اولیوین کلینوپیروکسنیت پلاژیوکلازدار، فراوان‌ترین کانی تشکیل‌دهنده، کلینوپیروکسن است که بعضاً در داخل آن‌ها پلاژیوکلاز به‌صورت پویی‌کیلیتیک مشاهده می‌شود (شکل 7). کانی فراوان بعدی، اولیوین است که به اندازه 10 تا 15 درصد حجمی، در سنگ حضور دارد. سومین کانی فراوان که به‌صورت فاز کومولوس متبلور شده و تا 10 درصد حجمی، در سنگ موجود است، پلاژیوکلاز بدون منطقه‌بندی است. کانی بیوتیت به‌صورت یک فاز اولیه و اینترکومولوس، بین بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز دیده می‌شود. معمولاً در همراهی با بیوتیت، کانی‌های اوپاک نیز به‌صورت فاز اینترکومولوس تا 10 درصد حجمی سنگ دیده می‌شوند. مطالعات مینرالوگرافی نشان می‌دهد که کانی‌های اوپاک بلورهای مگنتیت و تیتانومگنتیت هستند.


شکل 5- قرارگیری پویی‌کیلیتیک اولیوین و پیروکسن داخل پلاژیوکلاز در گابروی نوع اول (XPL)	شکل 6- گابروی بیوتیت‌دار که بیوتیتها بلورهای پلاژیوکلاز، پیروکسن، اولیوین و مگنتیت را در بر گرفته‌اند (XPL)

نوارهای اولیوین گابرویی از نظر حجمی جـزو فراوانـ‌ترین سنگ‌های تـشکیل‌دهنده قسمت زیرین گابروهای نوع اول بوده که دارای کانی‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن، اولیوین، بیوتیت و اوپاک هستند (شکل 8). پلاژیوکلازها،‌ 60 درصد حجمی این سنگ‌ها را تشکیل داده و حداکثر زاویه خاموشی اندازه‌گیری‌شده، یعنی زاویه بین محور بلورشناسی a و na پلاژیوکلازها حدود 45 درجه است که نوع آن‌ها بیتونیت در نظر گرفته می‌شود.کانی بعدی از نظر فراوانی پیروکسن است که تا 20 درصد حجمی اجزاء سنگ را تشکیل می‌دهد. در داخل پیروکسن، بلورهای پلاژیوکلاز و اولیوین به‌صورت پویی‌کیلیتیک دیده می‌شوند. بر اساس داده‌های نوری تعیین‌شده توسط میزفدوروف، نوع پیروکسن‌ها، اوژیت (2vg=44°) است. فراوانی اولیوین که گاهی کانی پلاژیوکلاز به‌صورت پویی‌کیلیتیک داخل آن‌ها وجود دارد،‌ بعد از پلاژیوکلاز و پیروکسن است. حضور پویی‌کیلیتیک پلاژیوکلاز داخل اولیوین و پیروکسن بیان‌گر آن است که پلاژیوکلاز قبل و یا همراه این دو کانی تشکیل شده و ترکیب آن بسیار بازیک است.کانی بعدی بیوتیت است که به‌صـورت یـک فـاز اینـترکومـولوس متبـلور شده و حـضور پویی‌کیلیتیک پلاژیوکلاز و گاهی پیروکسن و اولیوین در داخل آن نشان‌دهنده این است که بیوتیت یک فاز آذرین اولیه بوده و توسط فرآیندهای ساب‌سولیدوس تأخیری تشکیل نشده است.

شکل 7- اولیوین کلینوپیروکسنیت پلاژیوکلازدار (XPL)

شکل 8- اولیوین گابرو بخش زیرین گابروی نوع اول
الف) XPL و ب)

آنورتوزیت‌ها به‌صورت نوارهای باریک تا حداکثر 10 سانتی‌متر دیده می‌شوند. حدود 85 درصد کانی تشکیل‌دهنده سنگ پلاژیوکلازهای فاقد منطقه‌بندی است. فضای بین پلاژیوکلازها، توسط بلورهای پیروکسن، بیوتیت و کانی‌های مگنتیت به‌صورت اینترکومولوس پر شده است (شکل 9). اولیوین در مقادیر بسیار کم دیده می‌شود. حداکثر زاویه خاموشی اندازه‌گیری‌شده بین محور بلورشناسی a و na در پلاژیوکلازها 45 درجه است و بنابراین ترکیب آن‌ها بسیار بازیک و در حد بیتونیت هستند.

شکل 9- آنورتوزیت که بلورهای مگنتیت و بیوتیت به‌صورت اینترکومولوس بین بلورهای پلاژیوکلاز متبلور شده‌اند

ژئوشیمی

در جدول 1 نتایج آنالیز شیمیایی عناصر اصلی و فرعی و در جدول 2 نتایج آنالیز عناصر REE، Pt و Pd گابروهای نوع اول جواهردشت نشان داده شده است. مقادیر عدد منیزیم (Mg#) در این گابروها بین 8/43 تا 62/63 متغیر بوده و به‌طور میانگین 53 است. بیش‌ترین مقدار Mg# مربوط به گابروهای لایه‌ای بخش زیرین و کم‌ترین آن مربوط به گابروهای بالایی هستند. این مقادیر متفاوت عدد منیزیم نشان می‌دهند که نمونه‌ها درجات متغیری از تفریق بلورین را تجربه کرده‌اند. نسبت Nb/Y در این گابروها به‌طور میانگین 9/0 بوده که در نتیجه طبق تقسیم‌بندی Pearce (1982) و همچنین، Winchester و Floyd (1977) جزو سنگ‌های سری انتقالی یا تحولی محسوب می‌شوند (شکل 10). در نمودار AFM نمونه‌ها روند غنی‌شدگی از آهن را که از مشخصات بارز روند تولئیتی است، نشان می‌دهند (شکل 11).

این موضوع نیز در سری‌های تحولی مناطق کافت‌ قاره‌ای مثل بوینا در مرکز اتیوپی مشاهده می‌شود. در مناطق کافت درون قاره‌ای در سری‌های تحولی به‌دلیل عدم تبلور اکسیدهای آهن و تیتان در مراحل اولیه تفریق، به‌گونه‌ای مشخص، غنی‌شدگی از آهن را که از خصوصیات بارز روند تولئیتی است مشاهده می‌شود (Wilson, 1989).

شکل 10- موقعیت گابرو جواهردشت در موقعیت سری انتقالی در نمودار Ti/Y در برابر Nb/Y از (Pearce, 1982)

شکل 11- موقعیت گابرو جواهردشت در نمودار AFM

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی XRF عناصر اصلی بر حسب درصد وزنی و عناصر فرعی بر حسب ppm گابروی جواهردشت

J-G21B	J-G21a	j-d30a	J-D30	J-G8	J-G11	J-G5	J-G3	Sample
								wt%
47.68	47.59	50.97	49.73	45.78	45.13	49.03	50.15	SiO₂
7.35	12.70	18.29	15.76	16.5	17.55	14.78	14.23	Al₂O₃
1.989	1.254	0.925	1.007	1.15	1.31	0.94	1.07	TiO₂
15.04	12.25	9.31	12.73	11.17	12.57	12.15	10.58	Fe₂O₃
0.234	0.222	0.124	0.175	0.17	0.22	0.12	0.15	MnO
9.76	10.81	4.76	5.02	8.23	8.55	5.08	4.83	MgO
14.87	12.45	10.33	11.40	13.59	10.91	13.42	11.35	CaO
0.72	1.24	2.41	1.74	1.11	1.45	1.78	2.91	Na₂O
0.83	0.78	1.12	0.81	1.07	0.63	0.95	1.53	K₂O
0.098	0.068	0.221	0.133	0.11	0.13	0.23	0.27	P₂O₅
1.37	0.59	1.20	1.26	1.14	1.02	1.24	2.55	L.O.I.
99.94	99.95	99.66	99.76	99.84	99.61	99.89	99.77	Total
								ppm
308	249	282	88	81	51	179	259	Ba
198	444	634	522	555	574	460	454	Sr
37	41	149	153	220	190	170	280	Cu
87	67	56	66	130	121	99	142	Zn
16	16	6	4	16	14	13	11	Pb
546	258	354	377	377	383	354	385	V
251	53	32	45	65	95	78	48	Co
10	12	13	11	13	10	14	11	Nb
69	74	97	80	80	83	89	70	Zr
16	14	16	15	15	12	12	13	Y
23	19	22	29	19	14	27	31	Rb
45	45	19	34	59	71	54	30	Ni
60	115	47	62	54	59	66	87	Cr
1	1	1	1	1	3	1	3	U
3	2	2	5	2	4	3	4	Th

جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر REE، Pd و Pt به‌روش ICP-Ms (مقادیر REE بر حسب ppm و مقادیر Pt و Pd بر حسب ppb)

Pt	Pd	Lu	Yb	Tm	Er	Ho	Dy	Tb	Gd	Eu	Sm	Nd	Pr	Ce	La	Sample
2.5	1.2	0.17	1.18	0.18	1.3	0.5	2.51	0.47	2.95	1.14	2.82	10.3	2.27	14.3	7.44	J-G21A
0.35	1.2	0.22	1.62	0.25	1.85	0.7	3.55	0.64	4.02	1.11	3.71	12.7	2.57	14.6	6.48	J-G21B
4.7	8.2	0.16	1.36	0.21	1.072	0.56	2.84	0.57	3.87	1.19	3.77	19.6	3.62	27.7	11.4	J-D30A
2.7	3.1	0.20	1.35	0.21	1.48	0.55	2.76	0.51	3.36	1.19	3.47	14.8	3.57	24	13.9	J-D30

در شکل 12 الگوی میانگین عناصر کمیاب ناسازگار گابروی نوع اول جواهردشت به‌هنجار شده با مقادیر گوشته اولیه از Sun و McDonough (1989) نشان داده شده است. بی‌هنجاری‌های منفی Nb، Ce، p، Pr، Zr و Ba و بی‌هنجاری مثبت K، Th، U، Rb و Pb به‌خوبی مشخص است. این بی‌هنجاری‌ها در تفسیر تحولات ماگمایی و محیط‌های تکتونیکی بسیار مهم هستند.

حضور بی‌هنجاری‌های مثبت k و Pb و منفی Nb در الگوی عناصر کمیاب شاخصه درگیر شدن ماگماها با پوسته قاره‌ای هستند (Taylor and McLennan, 1985; Hofmann, 1997). اما بی‌هنجاری منفی Nb به‌ویژه برای تفسیر محیط تکتونیکی مهم است زیرا تهی‌شدگی در Nb می‌تواند حاصل دخالت سیالات فرورانشی و نشأت‌گیری ماگماها از یک گوشته غنی‌شده یا آلایش پوسته‌ای ماگماها باشد (Kurt et al., 2008). از واضح‌ترین ویژگی نمودارهای عنکبوتی بازالت‌های مناطق فرورانش گودی مشخص در Nb و Ta است. اما این گودی در بسیاری از بازالت‌های درون صفحه قاره‌ای که با پوسته آلوده شده‌اند هم مشاهده می‌شود (Wilson, 1989). پیچیدگی از اینجا ناشی می‌شود که پوسته قاره‌ای می‌تواند علائم گوشته‌ای را پنهان نموده و علائم مشابه مناطق فرورانش را نشان دهد (Verma, 2009). در شکل 13، الگوی میانگین عناصر ناسازگار گابروی نوع اول جواهردشت در مقایسه با پوسته قاره‌ای از Rudnick و Fountain (1995) به‌هنجار شده با مقادیر مورب نوع N نشان داده شده است. روندهای مشابه، نشیب و فرازهای یکسان نمونه‌های گابرویی با مقادیر پوسته‌ای به‌خوبی بر هم‌کنش ماگمای تشکیل‌دهنده گابروها را با پوسته قاره‌ای نشان می‌دهد.

شکل 12- الگوی میانگین عناصر کمیاب ناسازگار گابروی نوع اول جواهردشت به‌هنجار شده با مقادیر گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

شکل 13- الگوی میانگین عناصر ناسازگار گابروی نوع اول جواهردشت در مقایسه با پوسته قاره‌ای

¨ میانگین گابرو جواهردشت و à میانگین پوسته قاره‌ای

یک پارامتر کمی بی‌هنجاری Nb با عنوان (Nb/Nb^*)pm جهت تفسیر محیط‌های تکتونیکی توسط Verma (2009) معرفی شده است که به‌صورت زیر محاسبه می‌شود:

(Nb/Nb^*)_pm=2´(Nb_sa/Nb_pm)/(Ba_sa/Ba_pm)+(La_sa/La_pm)

محاسبه این پارامتر در گابروهای منطقه عدد 89/0 را نشان داده که نشان از بی‌هنجاری منفی Nb دارد. به‌عقیده Verma (2009) چنان‌چه ارزش (Nb/Nb^*)pm کمتر از یک بوده ولی به عدد یک نزدیک باشد یعنی آن نمونه دارای بی‌هنجاری منفی کوچک Nb است و اگر دارای مقادیر پایین نزدیک به صفر باشد، یعنی آن نمونه بی‌هنجاری منفی بزرگ Nb دارد. بازالت‌های جزایر قوسی و قوس‌های قاره‌ای دارای بی‌هنجاری منفی بزرگ Nb بوده و دارای ارزش‌های پایین (Nb/Nb^*)pm بین 06/0 تا 34/0 هستند. اما بازالت‌های مناطق کافت‌ و بازالت‌های پشت قوس و مناطق کششی دارای ارزش‌های (Nb/Nb^*)pm بزرگتر از 1 هستند. اما محدوده تهی‌شدگی 37/0 تا 98/0 شاخصه مناطق کافت درون قاره‌ای و مناطق شکست قاره (ایالات‌های طغیانی قاره‌ای) همراه با بی‌هنجاری منفی Nb و آلایش پوسته‌ای است (Verma, 2009). معمولاً بازالت‌های مناطق کافتی همراه با آلایش پوسته‌ای نسبت به بازالت‌های مناطق قوسی دارای بی‌هنجاری منفی کوچک Nb هستند.

به‌عقیده Wilson و Downes (2006) معمولاً بازالت‌های مناطق کوه‌زایی دارای نسبت 5/1K₂O/Na₂O> هستند در حالی‌که ماگماهای مرتبط با مناطق غیرکوه‌زایی دارای نسبت 1K₂O/Na₂O< هستند.

نسبت K₂O/Na₂O در گابروهای منطقه حدود 5/0 بوده و نشانه مرتبط بودن آن‌ها با مناطق غیرکوه‌زایی است. از نسبت K₂O/P₂O₅ به‌عنوان یک معرف برای آلودگی پوسته‌ای ماگماها استفاده می‌شود. اغلب ماگماهای نشأت گرفته ازگوشته دارای نسبت K₂O/P₂O₅£2 هستند. هضم پوسته سبب بالا رفتن نسبت یاد شده می‌شود و این موضوع در بازالت‌های رودخانه کلمبیا درغرب آمریکا مشاهده شده است (Carlson and Hart, 1988). نسبت K₂O/P₂O₅ در گابروهای منطقه به‌طور میانگین 3/6 بوده که نشانه آلودگی پوسته‌ای این گابروهاست. ارتباط نزدیک میان ترکیب سنگ‌ها و موقعیت ژئوتکتونیکی شکل‌گیری آن‌ها، یکی از موارد کاربرد ترکیب شیمیایی سنگ‌ها به‌منظور تمایز جایگاه تکتونیکی آن‌هاست (Jianguo, 2006). در شکل 14 در نمودار مثلثی Th-Zr/117-Nb/16 از Wood (1980) نمونه‌ها روندی از سمت محدوده C یعنی بازالت‌های دورن‌صفحه به سمت قطب Th و محیط‌های قوسی نشان داده و به‌خوبی از بردار تأثیر متقابل ماگماهای نشأت گرفته از محیط‌های داخل صفحه با پوسته قاره‌ای تبعیت می‌کنند. در نمودار Zr/4-Nb*2-Y از Meschede (1986) تمامی نمونه‌ها در محدوده بازالت‌های داخل صفحه واقع شده‌اند (شکل 15). در نمودار Zr/Y در برابرTi/Y از Pearce و Gale (1977) تمامی نمونه‌ها در محدوده بازالت‌های داخل صفحه واقع شده‌اند (شکل 16).


شکل 14- موقعیت گابروها در نمودار مثلثی Th-Zr/117-Nb/16 از Wood (1980)

شکل 15- موقعیت گابروها در نمودار Zr/4-Nb*2-Y از Meschede (1986)	شکل 16- موقعیت گابروها در نمودار Zr/Y در برابرTi/Y از Pearce و Gale (1977)

در نمودار لگاریتمی Th/Zr در برابر Nb/Zr از Shuqing و همکاران (2003) نمونه‌ها روندی از سمت IV₁ به IV₂ نشان می‌دهند. در این نمودار محیط IV محدوده مربوط به بازالت‌های درون صفحه قاره‌ای را نشان می‌دهد. محیط IV₁ مربوط به تولئیت‌های کافت‌های درون صفحه قاره‌ای و کافت‌های حواشی قاره‌ای و IV₂ مربوط به بازالت‌های مناطق شکست قاره یا کافت‌ اولیه است (شکل 17). معمولاً در ماگماهای داخل صفحه، عنصر ایتریوم (Y) غنی‌شدگی ندارد (Rollinson, 1993). بر این اساس در نمودار TiO₂-Y/20-K₂O از Biermanns (1996) که به‌منظور تفکیک گابروهای مناطق فرورانشی از گابروهای مناطق کافت درون قاره‌ای ترسیم شده، گابروهای نوع یک جواهردشت در محدوده گابروهای کافت‌های درون قاره‌ای واقع شده‌اند (شکل 18). از شواهد ژئوشیمیایی این نکته بر می‌آید که بی‌هنجاری منفی Nb مشاهده شده در این گابروها نه به‌دلیل تشکیل این سنگ‌ها در یک محیط فرورانشی، بلکه در اثر آلودگی پوسته‌ای ماگماها در محیط کافت‌ درون قاره‌ای به‌وجود آمده است.


شکل 17- موقعیت گابروها در نمودار لگاریتمی Th/Zr در برابر Nb/Zr از Shuqing و همکاران (2003)	شکل 18- موقعیت گابروها در نمودار TiO₂-Y/20-K₂O از Biermanns (1996)

بحث

همان‌طور که بیان شد در مورد جایگاه زمین‌شناسی سنگ‌های ماگمایی کرتاسه در البرز شمالی اتفاق نظر وجود ندارد. برخی، آن‌ها را مربوط به مجموعه افیولیتی مرتبط با مناطق قوسی و پشت قوس و از نوع سیستم پشته‌ای نوع کند (صلواتی، 1387؛ صلواتی و همکاران 1388؛ زعیم‌نیا و همکاران، 1389؛ Alavi, 1996) دانسته، در حالی‌که برخی، معتقد به افیولیتی بودن این سنگ‌ها نبوده و به‌دلیل آلایش پوسته‌ای این سنگ‌ها، محیط کافت قاره‌ای را پیشنهاد نموده‌اند (موسوی، 1382؛ حق‌نظر، 1388). در این بخش، این موضوع در مورد گابروهای منطقه به‌عنوان بخشی از ماگماتیسم کرتاسه در البرز شمالی، به‌طور دقیق‌تر بررسی می‌شود:

به‌عقیده Tempo و همکاران (1999) تغییرات تدریجی در رژیم تکتونیکی کافت‌ قاره‌ای به کافت‌ اقیانوسی با تغییرات تدریجی در شیمی ماگماهای بازالتی همراهی می‌شوند. بر اساس مطالعات Kampunzu و Mohr (1991) بازالت‌های مناطق کافت‌ درون قاره‌ای دارای نسبت‌های پایین و تقریباً ثابت Zr/Nb بوده در حالی‌که نسبت Zr/Y در تشکیلات اقیانوسی پایین و تمایل به ثابت ماندن را نشان می‌دهند. بنابراین این دو محقق نسبت Zr/Nb و Zr/Y را به‌عنوان شاخصه درجه کشش لیتوسفریک در محیط‌های کافتی استفاده نمودند. در شکل 19، نمودار Zr/Y در برابر Zr/Nb، که محدوده ماگماهای کافت‌ درون قاره‌ای، ماگماهای حوضه‌های پیش از اقیانوسی و ماگماهای مرتبط با مناطق اقیانوسی از یکدیگر تفکیک شده‌اند، گابروهای منطقه در برابر مقادیر ثابت Zr/Nb، تغییرات در نسبت Zr/Y که از شاخصه‌های مناطق کافت درون قاره‌ای است را به‌وضوح نشان داده و از روند ماگماهای کافت‌های درون قاره‌ای (کافت‌ اتیوپی) پیروی می‌کنند.

از طرفی، یکی از ویژگی‌های گابروهای مناطق اقیانوسی و افیولیتی، تأثیر فرآیند برشی‌شدن شدید، دگرشکلی، فولیاسیون و دگرگونی بوده که وقوع چنین رخدادهایی همچون گابروهای برشی‌شده در مناطق قاره‌ای به‌ندرت اتفاق افتاده و تقریباً غیرعادی است (Scribano et al., 2006). اما از ویژگی‌های گابروهای پشته‌های نوع کند، فعالیت‌های تکتونیکی شدید و تکتونیسم کششی مداومی است که در تمامی موارد، فعال بوده که باعث می‌شود توده‌های گابرویی به شکل نوارهای باریک آمفیبولیتی و فولیاسیون‌دار ظاهر شود و این دگرشکلی‌ها دقیقاً هم‌زمان با گسترش بستر اقیانوس‌ها اتفاق می‌افتد (Juteau and Maury, 1997). به‌عقیده سبزه‌یی (1375) پیکره‌های مافیک- گابرو لایه‌ای افیولیت‌های ایران بدون استثناء علاوه بر داشتن نمودهای ساختاری، دارای بافت دگرگونه بوده که با نمودهای دگرشکلی و دگرگونی متعدد آشکار می‌شود. اما در گابروهای کرتاسه در منطقه جواهردشت هیچ‌گونه برشی‌شدن و آثار مبنی بر دگرگونی، فولیاسیون و دگرشکلی‌های خاص مناطق اقیانوسی و افیولیتی مشاهده نشده است و از طرفی همبری گرم این گابرو با آهک‌های کرتاسه زیرین و ایجاد اسکارن ولاستونیت نشان می‌دهد که این گابروها در محیط قاره‌ای جایگزین شده اند. در شکل 20 الگوی میانگین عناصر REE گابروهای نوع یک جواهردشت با محدوده تغییرات عناصر REE سنگ‌های سری انتقالی و ساب آلکالن مناطق کافت درون قاره‌ای از Wilson (1989) نشان داده شده که مشابهت الگوی تغییرات را بین گابروها و بازالت‌های مناطق کافت قاره‌ای نشان می‌دهد.


شکل 19- موقعیت گابروها در نمودار Zr/Y در برابر Zr/Nb از Kampunzu و Mohr (1991)	شکل 20- الگوی میانگین عناصر REE گابرو جواهردشت با محدوده تغییرات عناصر REE سنگ‌های سری انتقالی و ساب‌آلکالن مناطق کافت درون قاره‌ای از Wilson (1989)

نسبت (DY/Yb)_N در گابروهای منطقه به‌طور میانگین 3/1 بوده که نشانه عدم حضور گارنت در ناحیه منشأ است. به‌عقیده Haase و همکاران (2004) تفریق بالای عناصر نادر خاکی سنگین با نسبت 6/1(Dy/Yb)_N> نشانه حضور گارنت در ناحیه منشاء است. نسبت (Ce/Yb)_N در گابروهای منطقه به‌طور میانگین 9/3 بوده که به‌عقیده Frey (1982) نسبت 5<(Ce/Yb)_N<2 شاخصه‌ای است که ماگماها در عمق‌های محدوده پایداری اسپینل تشکیل شده‌اند. با توجه به این‌که بر اساس نمودار McKenzie و O'nions (1991) و Ellam (1992)، محدوده پایداری اسپینل، اعماق کمتر از 60 کیلومتری است، بنابراین، ماگمای مولد این گابروها از اعماق کمتر از 60 کیلومتری نشأت گرفته‌اند. در نمودار لگاریتمی Nb/Y در برابر Zr/Y از Fitton و همکاران (1997)، خط DNb به‌منظور تمیز منابع غیرپلوم (منابع مورب نوع N و فرورانشی) از پلوم ترسیم شده است (شکل 21). گابروهای منطقه دارای مقادیر DNb>0 و مثبت بوده و روندی از سمت منبع مورب غنی‌شده (E-MORB) به سمت پوسته قاره‌ای بالایی نشان می‌دهند. در نمودار لگاریتمی Th/Nb در برابر Nb/Y از Kamenov (2004)، محدوده بازالت‌های اقیانوسی (مورب نوع N و E و OIB) و پوسته قاره‌ای مشخص شده است (شکل 22).

همان‌طور که ملاحظه می‌شود، نمونه‌ها روندی از سمت مورب E به سمت پوسته قاره‌ای نشان می‌دهند. این موضوع، یعنی منشأگیری ماگماها از پلوم‌های گوشته‌ای منبع مورب همراه با آلودگی پوسته در مناطق کافت درون قاره‌ای نیز مشاهده و توصیف شده‌ است (Wilson, 1989). در شکل 23 در نمودار لگاریتمی Pd/Pt در برابر Ni/Cu محدوده‌های تغییرات نسبت‌های فوق در نفوذی‌های لایه‌ای قاره‌ای و بازالت‌های قاره‌ای و افیولیت‌ها از Barnes (1990) مشخص شده است. همان‌طور که مشاهده می‌شود گابروها در محدوده توده‌های قاره‌ای پلات شده‌اند و هیچ‌کدام در محدوده افیولیت‌ها قرار نگرفته‌اند.


شکل 21- موقعیت گابروها در نمودار لگاریتمی Nb/Y در برابر Zr/Y از Fitton و همکاران (1997)؛ مقادیر پوسته بالایی از Rudnick و Fountain (1995)	شکل 22- موقعیت گابروها در نمودار لگاریتمی Th/Nb در برابر Nb/Y از Kamenov (2004)

شکل 23- موقعیت گابروها در نمودار لگاریتمی Pd/Pt در برابر Ni/Cu؛ محدوده‌ها از Barnes (1990) اقتباس شده است.

نتیجه‌گیری

با توجه به شواهد زمین‌شناختی و ژئوشیمیایی، گابروهای نوع یک جواهردشت ویژگی‌های گابروهای مناطق اقیانوسی و افیولیتی شاخص را نشان نداده و در ارتباط با ماگماتیسم مناطق کافت‌ درون قاره‌ای هستند که با درجاتی با سنگ‌های پوسته قاره‌ای آلوده شده‌اند. قسمت‌های لایه‌ای‌شده بخش زیرین این گابروها در واقع بخش‌های زیرین حجره ماگماهایی بوده که در اثر فرآیندهای مرتبط با لایه‌ای‌شدن توده‌های لایه‌ای بزرگ مثل بوشولد و اسکارگارد، اما در ابعاد کوچک و محیط کافت درون قاره‌ای تشکیل شده‌اند. حادثه کوه‌زایی لارامید در اواخر کرتاسه (ماستریشتین) تکامل این کافت‌زایی را به‌منظور ایجاد ماگماتیسم تولئیتی و ایجاد حوضه‌های اقیانوسی، ناتمام گذاشته و باعث بسته‌شدن حوضه‌های کافتی پیش از اقیانوس‌زایی در این منطقه شده است. بنابراین بازنگری تئوری‌های مربوط به اقیانوسی و افیولیتی‌بودن سنگ‌های مرتبط با کرتاسه در دامنه شمالی البرز لازم است.

مراجع

حق‌نظر، ش. (1388) پترولوژی سنگ‌های ماگمایی مافیک محدوده جواهردشت در شرق گیلان (جنوب‌شرق شهرستان رودسر). رساله دکتری پترولوژی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران.

حق‌نظر، ش.، وثوقی‌عابدینی، م. و پورمعافی، م. (1387) خصوصیات ناحیه منشاء گوشته‌ای بازالت‌های جواهردشت (شرق گیلان). فصل‌نامه زمین‌شناسی ایران 8: 95-110.

زعیم‌نیا، ف.، کنعانیان، ع. و صلواتی، م. (1389) سنگ‌زایی سنگ‌های قلیایی جنوب املش در جنوب دریای خزر. شمال ایران، فصل‌نامه علوم زمین 78: 78-69.

سبزه‌یی، م. (1375) پترولوژی افیولیت‌های ایران. جزوه درسی، پژوهشکده علوم‌زمین، تهران، ایران.

صلواتی، م. (1387) پترولوژی مجموعه افیولیتی شرق گیلان. رساله دکتری پترولوژی، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

صلواتی، م.، کنعانیان، ع.، صمدی‌صوفی، ع. ر. و زعیم‌نیا، ف. (1388) شیمی کانی‌های اصلی سنگ‌های اولترامافیک مجموعه افیولیتی جنوب دریای خزر (خاور گیلان): شواهدی از تفریق بلور در فشار بالا. مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران 17(1): 149-166.

مختاریان، م. ر. (1390) بررسی ژئوشیمی و زمین‌شناسی اقتصادی اسکارن جواهردشت در شرق گیلان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان، لاهیجان، ایران.

موسوی، ر. (1382) پترولوژی سنگ‌های آذرین کرتاسه پسین ورقه 100000/1 جواهرده با نگرشی ویژه بر سنگ‌های آتشفشانی ناودیس لج. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، پژوهشکده علوم‌زمین سازمان زمین‌شناسی، تهران، ایران.

Alavi, M. (1996) Tectono stratigraphic synthesis and structural style of the Alborz Mountain system in northern Iran. Geodynamic 21: 1-33.

Allen, M., Blanc, E. J. P., Waler, R., Jackson, J., Talbian, M. and Ghassemi, M. R. (2006) contrasting styles of convergence in the Arabia-Eurasia collision: why Escape tectonics does not occur in Iran. In: Dilck, R. and Pavlides, S. (Eds.): postcollisional tectonics and magmatism in the Mediterranean region and Asia. Geological Society of America Special Paper 26: 579-589.

Barnes, S. J. (1990) The use of metal ratios in prospecting for platinum group element deposits in mafic and ultramafic intrusions. Journal of Geochemical expolaration 37: 91-99.

Biermanns, L. (1996) Chemical classification of gabbroic-dioritic rocks, based on TiO₂, SiO₂, FeO_total, MgO, K₂O, Y and Zr. Symposium international sur la Geodynamigue Andine 3. Saint-Malo, France.

Carlson, R. W. and Hart, W. K. (1988) Flood basalt volcanism in the northwestern United States. In: McDougall, J. D. (Ed.): Continental basalts. kluwer Academic Publication, Netherland.

Ellam, E. 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.

Fitton, J. G., Saunders, A. D., Norry, M. J., Hardarson, B. S. and Taylor, R. N. (1997) Thermal and chemical structure of the Iceland Plume. Earth and planetary Sciences Letters 153: 197-208.

Frey, F. A. (1982) Rare earth element abundance in the upper mantle rocks. In: Handerson, P. (Ed.): Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam.

Graham, R. H. (2000) Tectonic study of the South Caspian. SCSG 1-9.

Haase, K. M., Goldschmidt, B. and Garbe-Schonberg, C. D. (2004) Petrogenesis of tertiary continental intra-plate lavas from the Westerwald region, Germany. Journal of Petrology 45(5): 883-905.

Hofmann, A. M. (1997) Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature 385: 219-229.

Jianguo, G. (2006) Geochemical discrimination of the geotectonic environment of basaltic andesitic volcanic rocks associated with the Laochang polymetallic ore deposit at Lancang, Yunna. Chinese Journal of Geochemistry 25: 402-407.

Juteau, T. and Maury, R. (1997) Geologie de la Croute oceanique- petrologie et dynamique endogene. Masson, Paris.

Kamenov, B. (2004) The olivine basalts from Livingston Island, west Antractica: petrology and geochemical comparisions. Bulgarian Academy of Sciences, Geochemistry, Mineralogy and Petrology 41: 71-98.

Kampunzu, A. B., Mohr, P. (1991) Magmatic evolution and petrogenesis in the east African rift system. In: Kampunzu, A. B. and Lubala, R. T. (Eds.): Magmatism in extensional structural settings: the phanerozoic African plate. Springer, Heidelberg.

Kurt, H., Asan, K. and Ruffet, G. (2008) The relationship between collision-related calcalkaline and within-plate alkaline volcanism in the Karacadag Area (Konya-Turkiye, Central Anatolia). Chemie der Erde 68: 155-176.

McKenzie, D. P. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth elemcnt concentrations. Journal of Petrology 32: 1021-1091.

Meschede, M. (1986) A method of discrimination between types of Mid ocean ridge basalt and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56: 207-218.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Thrope, R. S. (Ed.): Andesites. Wiley, Chichester.

Pearce, J. A. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. The Geological Society, Special Publications 7: 14-24.

Rollinson, H. (1993) Using Geochemical data: Evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.

Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33: 267-309.

Salavati, M. (2008) Petrology, geochemistry and mineral chemistry of Caspian Sea ophiolite, Northern Alborz, Iran: Evidence of alkaline magmatism in Southern Eurasia. Journal of Applied Sciences 8 (12): 2202-2216.

Scribano, V., Sapienza, G., Braga, R. and Morten, L. (2006) Gabbroic xenoliths in tuff- breccia pipes from the Hyblean plateau: insights into the nature and composition of the lower crust underneath South-eastern Sicily, Italy. Contributions to Mineralogy and Petrology 86: 63-88.

Shuqing, S., Yunliang, W. and Chengjiang, Z. (2003) Discrimination of the tectonic setting of basalts by Th, Nb and Zr. Geological Review 49: 40-47.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, Special Publication, 313-345.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford, England.

Tempo, F., Kampunzu, A. B. and Porada, H. (1999) Tholeiitic magmatism associated with continental rifting in the Lufilian Fold belt of Zambia. Journal of African Earth Sciences 28: 403-425.

Verma, S. P. (2009) Continental rift setting for the central part of Mexican volcanic belt: A statistical approach. The Open Geology Journal 3: 8-29.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hyman press, London.

Wilson, M. and Downes, H. (2006) Tertiary-Quaternary intra-plate magmatism in Europe and its relationship to mantle dynamics. Geological Society of London 32: 147-166.

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 estabilishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 715

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 588

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

پترولوژی، ژئوشیمی و محیط زمین‌ساختی گابروی کرتاسه جواهردشت واقع در دامنه شمالی البرز، شرق گیلان، شمال ایران بخشی از مجموعه افیولیتی یا کافت‌ درون قاره‌ای؟