پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,652 |
| تعداد مقالات | 13,408 |
| تعداد مشاهده مقاله | 30,253,407 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,089,882 |
موقعیت سنگ‌چینه‌ای و تنوع رخدادهای سنگ‌های آذرین بازیک آلکالن در واحدهای سنگ‌چینه‌ای پرمین، پهنۀ البرز مرکزی | ||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||||||||||||||||
| مقاله 2، دوره 34، شماره 4 - شماره پیاپی 73، دی 1397، صفحه 1-20 اصل مقاله (1.89 M) | ||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2019.114148.1075 | ||||||||||||||||
| نویسندگان | ||||||||||||||||
| حدیقه خاتون کاظمی1؛ حبیب اله قاسمی* 2؛ عزیزا... طاهری3 | ||||||||||||||||
| 1دانشجوی کارشناسی ارشد، گروه پترولوژی و زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران | ||||||||||||||||
| 2استاد گروه زمین شناسی دانشکده علوم زمین دانشگاه صنعتی شاهرود، ایران | ||||||||||||||||
| 3استاد گروه زمین‌شناسی کاربردی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران | ||||||||||||||||
| چکیده | ||||||||||||||||
| توالی نسبتاً کاملی از واحدهای سنگ‌چینه‌ای پرمین شامل سازندهای دورود (عمدتاً از ماسه‌سنگ و شیل)، روته (عمدتاً از سنگ‌آهک با بین‌لایه‌هایی از مارن) و نسن (عمدتاً از سنگ‌آهک و شیل) در البرز مرکزی از سیاه‌بیشه و هریجان در جادۀ چالوس تا یوش، بلده، زرین‌کمر و ورازان در جنوب آمل، در استان مازندران رخنمون دارد. بر اساس برداشت‌های صحرایی و مطالعه‌های سنگ‌نگاری، این سنگ‌های آذرین با ماهیت بازیک و آلکالن به‌شکل دایک، سیل و توده‌های کوچک میکروگابرویی و لامپروفیری داخل سازند تخریبی دورود و به‌شکل روانه‌های بازالتی همراه با آذرآواری‌های وابسته داخل بخش بالایی سازند روته رخنمون دارند. توده‌های کم‌عمق میکروگابرویی و لامپروفیری درون سازند دورود، درحقیقت ماگمای باقیمانده و منجمد‌شده در مجاری تغذیه‌کنندۀ فعالیت آتشفشانی بازالتی در بخش بالایی سازند کربناتۀ روته هستند. سازند دورود در محیط رودخانه‌ای- دلتایی در پرمین زیرین و سازندهای روته و نسن در پلت‌فرم کربناته (لاگون، پشته‌های سدی و دریای باز) در پرمین میانی و بالایی تشکیل شده‌اند. نبود رخساره‌های ریفی گسترده و رسوبات توربیداتی نشان‌دهندۀ ته‌نشست توالی عمدتاً کربناتۀ روته و نسن در پلت‌فرم کربناتهای از نوع رمپ در پرمین میانی- بالایی است. در این زمان، البرز مرکزی به‌شکل حاشیۀ غیرفعال در جنوب پالئوتتیس جای داشته است و فعالیت ماگمایی بازیک آلکالن آن با زمین‌ساخت کششی اواخر پالئوزوئیک در حاشیۀ شمالی گندوانا و هم‌زمان با مراحل آغازین گسترش نئوتتیس در زاگرس قابل‌تفسیر است. | ||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | ||||||||||||||||
| چینه‌نگاری؛ سنگ‌های آتشفشانی؛ البرز مرکزی؛ بلده؛ پرمین | ||||||||||||||||
| اصل مقاله | ||||||||||||||||
|
مقدمه به باور (Berberian and King (1981 فعالیت ماگمایی پالئوزوئیک در ایران گسترش چندانی ندارد؛ باوجوداین، بررسی این سنگ‌ها کلید بسیار مهمی برای شناخت بهتر رویدادهای زمین‌شناختی این دوران در گسترۀ ایران‌زمین و فراتر از آنست؛ برای نمونه، زمان پیدایش اقیانوس‌های تتیس کهن و جدید نیازمند درک رویدادهای زمین‌شناختی وابسته به آنها (مانند ماگماتیسم و دگرگونی) در بازۀ زمانی پالئوزوئیک است. یکی از گسترده‌ترین این رویدادها، فعالیت ماگمایی اردویسین- سیلورین در البرز شرقی (مجموعۀ سلطان‌میدان) است که گواهی بر رخداد زمین‌ساخت کششی در مرحله‌های آغازین پیدایش اقیانوس تتیس کهن است (Ghasemi and Khanalizadeh 2012; Ghasemi and Kazemi 2013; Derakhshi and Ghasemi 2013, 2014; Derakhshi et al. 2014, 2015; 2017)؛ پس‌از آن نیز فازهای ماگمایی دیگری در دونین (Dayhimi 2012; Derakhshi and Ghasemi 2013, 2014; Ghasemi and Dayhimi 2015)، کربونیفر (Naderi et al. 2018 a,b) و به‌ویژه در پرمین (Berberian and King 1981; Vahdati Daneshmand 1991,1999 ; Saidi and Ghasemi 1991; Gaetani et al. 2009; Delavari et al. 2017; Rostami et al. 2018) رخ داده‌اند. بحث‌ها و دیدگاه‌های موجود دربارۀ جایگاه ایران در زمان پرمین و زمان بسته‌شدن اقیانوس تتیس کهن و پیدایش اقیانوس تتیس جدید اهمیت بررسی ماگماتیسم پرمین را آشکارتر می‌کنند. از زمان پرمین به بعد و با پیدایش اقیانوس تتیس جدید، بخش‌هایی از ایران (مانند ایران مرکزی و البرز) به‌عنوان سرزمین‌های سیمرین از شمال گندوانا جدا و به‌سوی ابرقارۀ شمالی (اوراسیا) جابه‌جا شده‌اند (Gaetani et al. 2009). با بسته‌شدن تتیس کهن در آغاز ژوراسیک (Boulin 1988) یا تریاس پایانی (Stocklin. 1974; Alavi et al. 1997; Stampfli and Borel. 2002; Horton et al. 2008; Wilmsen et al. 2009; Zanchi et al. 2009) که با ناپیوستگی ائوسیمرین در البرز مشخص می‌شود، اتصال خرده‌قاره‌های سیمرین به جنوب اوراسیا روی داده است؛ از‌این‌رو، در بازۀ زمانی پرمین میانی تا پایانی، سرزمین‌های سیمرین میان دو پهنۀ اقیانوسی، تتیس جدید تازه پدید‌آمده در جنوب (زاگرس) و تتیس کهن رو به نیست‌شدن در شمال، درحال نزدیک‌شدن به اوراسیا بوده‌اند (Stampfli et al. 2002; Nikishin et al. 2002; Gaetani et al. 2009; Berra and Angiolini 2014; Domeier and Torsvik 2014). فاز کششی پرمین- تریاس از مهم‌ترین فازهای کافتی در ایران و نشان‌دهندۀ بازشدن حوضۀ اقیانوسی تتیس جدید است که نشانه‌های آن به‌شکل ماگماتیسم بازالتی در البرز و دیگر نقاط ایران (مانند ایران مرکزی و سنندج- سیرجان) دیده می‌شوند (Berberian and King 1981; Ghaesmi and Jamshidi. 2012, 2013; Ghasemi et al. 2018). منطقۀ مورد‌بررسی در پژوهش حاضر در شمال‌شرقی بلده (البرز مرکزی) از سیاه‌بیشه و هریجان در جادۀ چالوس تا یوش، بلده، زرین‌کمر و ورازان در جنوب آمل، استان مازندران قرار گرفته و دربرگیرندۀ واحدهای رسوبی پرمین (سازندهای دورود، روته و نسن) به همراه سنگ‌های آذرین بازیک آلکالن (آتشفشانی و نفوذی) است (شکل‌های 1 و 2). گسترش عمدۀ سنگ‌های آتشفشانی در منطقۀ بلده، بین سازندهای روته و نسن گزارش شده است (Vahdati Daneshmand. 1991, 1999; Saidi and Ghasemi 1991; Delavari et al. 2017; Rostami et al. 2018)؛ هرچند بر اساس یافته‌های پژوهش حاضر و در تأیید گفته‌های Gaetani et al. (2009) این سنگ‌های ماگمایی نه بین سازندهای روته و نسن، بلکه به‌شکل توده‌های نفوذی داخل سازند دورود و بخش زیرین سازند روته و به‌شکل خروجی و آذرآواری داخل بخش بالایی سازند روته رخنمون دارند. توده‌های نفوذی که درحقیقت ماگمای منجمد‌شده در مجاری تغذیه‌کنندۀ سنگ‌های آتشفشانی هستند، به‌شکل دایک، سیل و توده‌های کوچک دیابازی، میکروگابرویی و لامپروفیری در سازند دورود و بخش زیرین سازند روته به‌طور گسترده در سیاه‌بیشه و هریجان در جادۀ چالوس رخنمون دارند و در هیچ‌کدام از مطالعه‌های پیشین به وجود آنها اشاره نشده است؛ به‌علاوه، برای نخستین‌بار در پژوهش حاضر دایک‌های لامپروفیری در منطقه گزارش شدند. یافته‌های پژوهش حاضر در کنار یافته‌های پژوهش‌های پیشین کلیدی برای درک بهتر وضعیت البرز در زمان یادشده است. گفتنی است اگرچه مطالعه‌هایی دربارۀ پترولوژی و ژئوشیمی این ماگماتیسم در گسترۀ البرز مرکزی انجام شده‌اند (Delavari et al. 2017; Rostami et al. 2018)، اولاً در مطالعه‌های انجام‌شده این ماگماتیسم فقط به بازالت‌ها محدود شده است، ثانیاً موقعیت سنگ‌چینه‌ای آن بر اساس اطلاعات موجود در شرح نقشه‌های زمین‌شناسی منطقه (Vahdati Daneshmand 1991,1999; Saidi and Ghasemi 1991) استوار شده است که آن را واحدی بازالتی در مرز سازندهای روته و نسن دانسته‌اند و ثالثاً به حضور گستردۀ ماگماتیسم نفوذی در سازند دورود به‌عنوان ماگمای منجمد‌شده در مجاری تغذیه‌کنندۀ ماگماتیسم بازالتی سازند روته و به‌ویژه به دایک‌های لامپروفیری موجود در سازند دورود اشاره نشده است؛ درنتیجه، اهمیت زمین‌دینامیکی ماگماتیسم پرمین به‌ویژه در پرتو ماگماتیسم پالئوزوئیک بالایی حوضۀ تتیس کهن در البرز به‌خوبی روشن نشده است.
پیشینۀ پژوهش نخستین‌بار Vahdati Daneshmand (1991) در شرح نقشۀ زمین‌شناسی 250000/1 آمل، سپس Saidi and Ghasemi (1991) در شرح نقشۀ زمین‌شناسی 100000/1 بلده و پس‌ازآن، Vahdati Daneshmand (1999) در شرح نقشۀ زمین‌شناسی 100000/1 آمل به وجود سنگ‌های آتشفشانی دیابازی در سازند دورود و روانه‌های بازالتی و سنگ‌های آذرآواری بین سازندهای روته و نسن اشاره کردند و آنها را به‌شکل نقشه درآوردند. Gaetani et al. (2009) نیز به حضور این سنگ‌ها اشاره کردند، ولی موقعیت سنگ‌چینه‌ای آنها را نه بین سازندهای دورود و روته، بلکه داخل بخش بالایی سازند روته دانستند. تنها مطالعه‌های پترولوژی انجام‌شده روی این سنگ‌ها را Delavari et al. (2017) و Rostami et al. (2018) انجام و اطلاعات سنگ‌چینه‌ای نقشه‌های زمین‌شناسی Vahdati Daneshmand (1991, 1999) و Saidi and Ghasemi (1991) را مبنای کار خود قرار دادند و شخصاً به مطالعۀ موقعیت دقیق سنگ‌چینه‌ای این ماگماتیسم نپرداختند.
روش کار مطالعۀ نظام‌مند رخدادهای آذرین پالئوزوئیک پهنۀ البرز (Ghasemi and Khanalizadeh 2012; Ghasemi and Kazemi 2013; Derakhshi and Ghasemi 2013, 2014; Derakhshi et al. 2014, 2015; 2017; Dayhimi 2012; Naderi et al. 2018a,b) و شمال‌شرق ایران در اطراف مشهد (Li et al. 2018; Mobasheri et al. In Press) و بهره‌گیری از آنها برای بررسی سیر تحول و تکامل اقیانوس تتیس کهن ضرورت مطالعه و برداشت دقیق صحرایی، سنگ‌نگاری، شیمی‌کانی و همچنین انجام تجزیه‌وتحلیل‌های شیمیایی دقیق سنگ‌کل ازنظر عناصر اصلی، نادر و نادر خاکی و حتی تجزیه‌وتحلیل‌های ایزوتوپی و سن‌سنجی نمونه‌های سنگی آذرین پرمین البرز مرکزی را ایجاد کرده است؛ هرچند به‌علت تنوع موضوع‌ها، گستردگی داده‌ها و پردازش و تفسیر آنها و محدودیت در حجم نوشتار مقاله، در مطالعۀ حاضر تنها به بیان موقعیت دقیق سنگ‌چینه‌ای، انواع رخدادهای سنگ‌های آذرین، روابط زمین‌شناختی و اهمیت زمین‌دینامیکی آنها در تحلیل روند تکاملی حوضۀ البرز در زمان پرمین پرداخته شد و دیگر داده‌های پترولوژیکی و ژئوشیمیایی به نوشتاری دیگر موکول شدند. مطالعه‌ها و برداشت‌های صحرایی در تمام رخنمون‌های سنگی پرمین منطقه با استفاده از اطلاعات پژوهش‌های پیشین و ردیابی این سنگ‌ها در تصاویر ماهواره‌ای با وضوح زیاد از منطقه و همچنین انجام پیمایش‌های عرضی دقیق در رخنمون‌های دردسترس به‌طور نظام‌مند و انتخابی انجام شدند. تهیه مقاطع نازک و مطالعه‌های سنگ‌نگاری آنها در کارگاه و آزمایشگاه دانشکدۀ علوم زمین دانشگاه صنعتی شاهرود انجام شدند.
بحث الف- زمین‌شناسی و چینه‌شناسی منطقه منطقۀ مورد‌پژوهش در البرز مرکزی با مختصات جغرافیایی 10¢˚50 تا 56¢˚51 طول شرقی و 13¢˚36 تا 22¢˚36 عرض شمالی قرار دارد (شکل 2). در این منطقه، رخنمون‌های گسترده‌ای از واحدهای سنگ‌چینه‌ای پرکامبرین پسین (سازند کهر)، کربونیفر (سازند مبارک)، پرمین (سازندهای دورود، روته و نسن)، تریاس (سازند الیکا)، ژوراسیک (سازند شمشک) و ائوسن (سازند کرج) برون‌زد دارند (شکل 2) (Vahdati Daneshmand 1991, 1999; Saidi and Ghasemi 1991. سنگ‌های آذرین پرمین در نقشه به رنگ سیاه نشان داده شده‌اند.
واحدهای سنگی پرمین منطقه با توالی ستبری (بیش از 500 متر) از سنگ‌های عمدتاً تخریبی سازند دورود به سن پرمین آغازین (آسلین- ساکمارین) آغاز می‌شوند (شکل‌های 3 و 4- الف، ب، پ، د). این سازند از پایین به بالا شامل کوارتز آرنایت سفید- خاکستری، ماسه‌سنگ قرمز متوسط تا ضخیم‌لایه، سنگ‌های بازالتی- آندزیتی، ماسه‌سنگ قرمز- خاکستری با بین‌لایه‌های ماسه‌سنگ ریگی، سنگ‌آهک خاکستری ضخیم‌لایۀ آنکوئیدی- ریفی حاوی مرجان و فوزولینیدا، ماسه‌سنگ قرمز- خاکستری و سنگ‌آهک کرم- زرد- خاکستری فوزولین‌دار است (Vahdati Daneshmand 1991,1999; Saidi and Ghasemi 1991). بررسی‌های سنگ‌شناختی پژوهش حاضر نشان می‌دهند سنگ‌های بازالتی- آندزیتی یادشده در شرح نقشه‌های زمین‌شناسی منطقه در این سازند، نه از نوع خروجی بلکه از نوع نفوذی و شامل دایک، سیل و توده‌های کوچک میکروگابرویی و لامپروفیری هستند (شکل 4- ت، ج، ح).Gaetani et al. (2009) از سازند دورود با عنوان گروه دورود یاد کرده‌اند و آن را شامل سه بخش دانسته‌اند و بخش زیرین را واحدی تخریبی به نام سازند تویه (Toyeh)، بخش میانی را واحدهای کربناتهای به نام سازندهای امارت (Emarat) و غزنوی (Ghosnavi) و بخش بالایی را واحدی تخریبی به نام سازند شاه‌زید (Shah Zeid) نامیده‌اند؛ البته این سازندها هنوز غیررسمی هستند و در کمیتۀ چینه‌شناسی ایران مطرح و پذیرفته نشده‌اند. گروه دورود در خلال پایین‌بودن جهانی سطح آب دریاها به‌علت شروع یخبندان جهانی در ساکمارین ته‌نشست شده است. در زمان یادشده، البرز از آب خارج بوده و رسوب‌گذاری دریایی در آن انجام نمی‌شده است؛ بنابراین، تشکیل این گروه عمدتاً تخریبی با کنترل زمین‌دینامیکی سازگار است (Gaetani et al. 2009). سازند دورود در منطقه معمولاً با کنگلومرای چندزادی قاعده‌ای شروع می‌شود که به‌طور ناهم‌شیب و با سطحی فرسایشی روی لایه‌های زیرین (سازند مبارک) قرار گرفته است. این بخش کنگلومرایی با لایه‌های شیل، سیلتستون و ماسه‌سنگ قرمز پوشیده شده است. در این منطقه، سازند دورود بدون بخش‌های کربناتۀ دریایی است و در محیط رودخانه‌ای- دلتایی ته‌نشست شده است (شکل 4- د). سازند تخریبی دورود به‌طور هم‌شیب با سازند کربناتۀ روته پوشیده شده است (شکل 4- الف، ب، ث). سازند روته که نخستین‌بار توسط Assereto (1963) توصیف شد، در بخش زیرین شامل پکستون بیوکلاستی مارنی خاکستری تیرۀ نازک‌لایه است که با واحد آهک ضخیم‌لایه ادامه می‌یابد. براساس یافته‌های پژوهش حاضر، یک دایک میکروگابرویی (شکل 4- ب) و حجم زیادی از گدازه‌های بازالتی و آذرآواری‌های زیرآبی وابسته بین این آهک‌های ضخیم‌لایه وجود دارند. در اغلب مناطق البرز، سازند روته به‌شکل واحد آهکی 150 تا 250 متری بین سازند تخریبی قرمزرنگ دورود در پایین و آهک‌های نازک‌لایه و شیل‌های تیره‌رنگ سازند نسن در بالا مشخص است (شکل 4- الف، ث، چ). Zohdi (2018) نیز با مطالعۀ سازند روته در منطقۀ زنجان، این سازند را به سیستم رمپ کربناتهای با 8 رخسارۀ رسوبی و فراوانی جلبک و فرامینیفر بنتیک متعلق دانسته که در حاشیۀ جنوبی غیرفعال تتیس کهن نهشته شده است. به باور Gaetani et al. (2009) سازند روته عمدتاً شامل یک توالی پکستون- وکستون است که به‌عنوان رمپ کربناتهای با سن پرمین میانی تفسیر می‌شود. در بخش بالایی سازند روته، یک واحد بازالتی ضخیم‌لایه به همراه سنگ‌های هیدروکلاستیک (ِبرِش، آگلومرا و توف زیرآبی) قرار دارد که به همین سازند متعلق است (شکل 4- الف، ث، ذ). برداشت‌های صحرایی و بررسی‌های فسیل‌شناختی پژوهش حاضر نشان می‌دهند برخلاف نظر Vahdati Daneshmand (1991, 1999); Saidi and Ghasemi (1991); Delavari et al. (2017) و Rostami et al. (2018)، جایگاه دقیق سنگ‌چینه‌ای این واحد بازالتی بین سازندهای روته و نسن نیست، بلکه در بخش بالایی سازند روته است که با یافته‌های پیشین Gaetani et al. (2009) نیز مطابقت دارد. در البرز شرقی، گاهی سازند روته دیده نمی‌شود و یک واحد کنگلومرایی زیر سازند نسن دیده می‌شود که ممکن است پیامد بالازدگی سازند روته باشد و با شواهد کارستی و آهک‌های لاتریتی نیز شناخته می‌شود (Gaetani et al. 2009). در منطقۀ مورد‌مطالعه، گدازه‌های بازالتی به‌طور مستقیم روی آهک‌های ضخیم‌لایۀ بخش بالایی سازند روته فوران کرده‌اند (شکل 4- خ، ذ)؛ به‌طوری که قطعه‌هایی از بازالت‌ها را می‌توان به‌شکل مخلوط با سنگ‌آهک‌ها مشاهده کرد. Besse et al. (1998) با انجام بررسی‌های مغناطیس دیرین روی این واحد بازالتی، وضعیت جغرافیای دیرین پرمین- تریاس ایران را در کوه سیاه‌سنگ، در جادۀ بلده- ورزه بررسی کردند؛ بر این اساس، جابه‌جایی رو به شمال ایران نسبت به اوراسیا در تریاس میانی پایان یافته است که گواهی بر زمان برخورد و اتصال ایران به اوراسیا دانسته می‌شود.
با پیشروی دریا، سازند کربناتۀ نسن به‌طور هم‌شیب روی آهک‌ها و بازالت‌های سازند روته قرار گرفته است (شکل4- الف، چ). سازند نسن را Glaus (1964) در نزدیکی روستای نسن، در همین منطقه معرفی کرده است. این سازند دو بخش کاملاً مشخص دارد: بخش زیرین که ضخامت آن به 70 متر هم می‌رسد، از شیل خاکستری تیره همراه با میان‌لایه‌های سنگ‌آهک مارنی متوسط‌لایه تا نازک‌لایۀ نودولار تشکیل شده است و بخش بالایی شامل سنگ‌آهک ضخیم‌لایه و توده‌ای با ریزرخسارۀ مدستون یا وکستون و میان‌لایه‌های پکستون بیوکلاستی، براکیوپود، جلبک و فرامینیفراست؛ به‌سمت بخش بالایی، میان‌لایه‌های شیلی کاهش می‌یابند و به‌طور هم‌زمان سنگ‌آهک میکرایتی زیاد می‌شود (Gaetani et al. 2009). سازند نسن رخساره‌های مختلفی دارد که ناپایداری حوضۀ رسوبی و تغییرات ژرفای آن را نشان می‌دهد. بر اساس شرح نقشه‌های زمین‌شناسی منطقه، سازند نسن از پایین به بالا شامل کنگلومرای چندزادی خوب جورشده با لایه‌بندی منظم، بازالت- اسپیلیت سیاه تا خاکستری، ماسه‌سنگ خاکستری- قرمز دانه‌درشت سرشار از کوارتز و شیل سیاه آهکی حاوی براکیوپود فراوان و در انتها، آهک خاکستری تیره و سیاه فوزولین‌دارست (Vahdati Daneshmand 1991,1999; Saidi and Ghasemi 1991)؛ البته بر اساس یافته‌های پژوهش حاضر، بخش بازالتی- اسپیلیتی به سازند روته تعلق دارد. بررسی سنگ‌های آهکی نازک‌لایه، مارن، سنگ‌آهک شیلی و شیل‌های سازند نسن به شناسایی دو گروه رخساره‌های آواری و کربناتی در آن منجر شده است. رخساره‌های آواری مربوط به محیط دریایی، در حد رخسارۀ حوضه‌ای (Basinal Facies) و در برخی موارد دارای خرده‌های اسکلتی دریای باز هستند. بررسی سنگ‌های آهکی سازند نسن در پژوهش حاضر به شناسایی 7 رخساره از سه گروه محیط دریای باز، محیط سدی و محیط لاگونی تا پهنۀ کشندی منجر شد. رخساره های کربناتی سازند نسن در محیط دریایی و روی رمپ‌های کربناتی نهشته شده‌اند و رخسارۀ آواری در نواحی دور از رمپ (Distal Ramp) ته‌نشین شده است (Lasemi 2001). سنگ‌های سازند نسن به‌طور عمده در البرز شمالی گسترش دارند. این سنگ‌ها با مرزهای ناپیوسته روی سازند روته و زیر سازند الیکا قرار گرفته‌اند.
در نواحی مورد‌مطالعه بر اساس مطالعۀ مقاطع نازک میکروسکوپی، فرامینیفراهای بنتیک ازجمله Fusulinid، Bradyina sp.، Palaeotextularia sp.، Cryptoseptida sp.، Climacammina sp.، Globivalvulina sp.، Colaniella sp.، Deckerella sp.، Pachyphloia sp.، Lunucammina sp. و Staffellidae شناسایی شدند (شکل 5) که بر اساس شواهد پراکندگی آنها، سن توالی سازند روته به پرمین میانی نسبت داده می‌شود.
شکل 5- تصاویری از فرامینیفراهای کف‌زی موجود در توالی سازند روته در برش بلده؛ A. Fusulinid، B. Climacammina sp.، C. Globivalvulina sp.، D و E. Palaeotextularia sp.، F. Bradyina sp.، G. Cryptoseptida sp.، I. Pachyphloia sp.، J. Lunucammina sp.، K. Staffellidae، H. Deckerella sp.، L. Colaniella sp.
محیط رسوبی سازند روته پس‌از انتخاب برش‌ها، نمونه‌برداری و برداشت‌های صحرایی از نمونه‌های سنگی بخش‌های مختلف سازند روته، مقاطع نازک میکروسکوپی آنها تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان مطالعه شدند. نام‌گذاری مقاطع نازک بر اساس روش Dunham (1962) انجام شد. با‌توجه‌به ویژگی‌های سنگ‌شناسی، ویژگی‌های بافتی اجزای فسیلی و غیرفسیلی، توالی رخساره‌ها، ریزرخسارهها و زیرمحیط‌های متعلق به آنها و درنهایت، محیط رسوبی سازند روته تعیین شد. مطالعۀ مقاطع نازک میکروسکوپی سازند روته در برش‌های مورد‌مطالعه (شکل 6) به شناسایی سه کمربند رخساره‌ای، لاگون، پشته‌های سدی و دریای باز منجر شد. ریز‌رخساره‌های بیوکلاست داسی‌کلاداسه‌آ پکستون، استراکدا داسی‌کلاداسه‌آ پکستون و استراکدا اکینید پلوئید پکستون معرف زیرمحیط لاگون هستند. وجود گل آهکی در زمینۀ این ریزرخسارهها و فراوانی اجزای غیر‌اسکلتی نظیر پلوئیدها، داسی‌کلاداسه‌آ و استراکدا (شکل 6) معرف محیط آرام و با تأثیر کمتر امواج در بخش‌های کم‌انرژی لاگون است(Longman 1981; Tucker and Wright 1990). در این زیرمحیط، بایوکلاست‌ها تنوع کم و فراوانی زیادی دارند و همراه با پلوئیدها هستند (Bachman and Hirsch 2006). حضور هم‌زمان فونای دریای باز و دریای محدودشده در زیر‌رخسارۀ اکینید استراکدا پلوئید پکستون معرف لاگون نیمه‌‌محدود‌شده است. ریزرخسارۀ پلوئید بیوکلاست گرینستون بیان‌کنندۀ کمربند رخساره‌ای پشته‌های سدی است. جورشدگی و گردشدگی خوب دانه‌ها و بافت سنگ، نهشته‌‌شدن این ریزرخساره را در محیط سدی و بالای سطح اساس امواج نشان می‌دهد. بر اساس رخساره‌های توصیف‌شدۀ Wilson (1975) و Flugel (2010)، این ریزرخساره در حاشیۀ پلت‌فرم کربناته قرار گرفته و جداکنندۀ دریای باز از محیط لاگون است. مشابه این ریزرخساره را Babaei Khou et al. (1992) و Bastami et al. (1995) از سازند روته گزارش کرده‌اند. ریزرخسارۀ بیوکلاست بریوزوئر اکینید پکستون، ریزرخسارۀ بیوکلاست اسپیکول اکینید پکستون و بیوکلاست کلسی‌سفر اکینید پکستون نشان‌دهندۀ کمربند رخساره‌ای دریای باز هستند (شکل 6). تنوع فونای دریای باز و استنوهالین ازجمله اکینید و بریزوئر مجموعه عواملی هستند که موجب نسبت‌دادن این ریزرخسارهها به محیط دریای باز می‌شوند (Wilson 1975; Flugel 2010). با‌توجه‌به گوناگونی میکروفاسیس‌ها و دسته‌بندی آنها و مدل‌های ارائه‌شده توسط Wilson (1975) و Flugel (2010) و همچنین پژوهش‌های Babaei Khou et al. (1992) و Bastami et al. (1995)، محیط رسوبی سازند روته رمپی کربناته با شیب ملایم بوده است. نبود رخساره‌های ریفی گسترده و نبود رسوبات توربیدایتی نشان‌دهندۀ ته‌نشست این توالی کربناته روی پلت‌فرم کربناتهای از نوع رمپ شامل زیرمحیط رمپ میانی تا داخلی است. رخساره‌های رمپ داخلی بر اساس تجمع‌های فونا به رمپ داخلی محدودشده و باز تقسیم می‌شوند. تجمع اسکلتی موجودات و پلوئیدها به تشکیل نهشته‌های شسته‌شدۀ مربوط به بار یا سد منجر می‌شود. رمپ میانی با تجمع فونای استنوهالین نظیر اکینید و بریوزوئر مشخص می‌شود. رمپ‌های کربناته غالباً در حوضه‌های فورلند دریا، در طول حاشیه‌های غیرفعال گسترش می‌یابند (Burchette and wright 1992). با تکامل اقیانوس پالئوتتیس در پالئوزوئیک بالایی، حاشیۀ کافتی شمال ایران به حاشیه‌ای غیرفعال تبدیل شده و این وضعیت تا تریاس میانی ادامه داشته است (Rahimi 2002). پیشروی دریای پرمین پایانی (تشکیل سازند کربناتۀ نسن) در البرز مرکزی به‌سمت جنوب بوده است. در همین زمان، رسوبات مخروط‌افکنه‌ای هم‌زمان (سازند قشلاق) که با بین‌لایه‌های رسوبات مردابی و خاک‌های لاتریتی همراه بوده‌اند، در البرز شرقی تشکیل می‌شده‌اند؛ به‌سمت انتهای پرمین، اغلب مناطق البرز از آب خارج شده و رخسارۀ دریایی به نواحی کوچکی در حاشیۀ خزر البرز مرکزی محدود شده است؛ درنتیجه، مرز پرمو- تریاس تا حد زیادی مشابه این مرز در نوار آباده- شهرضا در ایران مرکزی و حاوی اُاُلیت، میکروبایال‌های مسطح و استروماتولیت‌های گنبدی است که قاعدۀ سازند الیکا را می‌سازند (Gaetani et al. 2009).
ب- سنگ‌نگاری واحدهای آذرین سنگ‌های آذرین موجود در واحدهای سنگی پرمین شامل سنگ‌های نفوذی کم‌عمق موجود در سازند دورود و سنگ‌های آتشفشانی موجود در سازند روته هستند. سنگ‌های نفوذی موجود در سازند دورود به‌شکل دایک، سیل و توده‌های کوچک دیابازی، میکروگابرویی و لامپروفیری هستند. دیابازها و میکروگابروها بافت‌های افیتیک، ساب‌افیتیک، پوئی‌کیلیتیک، پوئی‌کیل افیتیک، اینترگرانولار و میکروگرانولار متشکل از کانی‌های اصلی پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن هستند (شکل7- الف، ب، خ). حضور بلورهای پلاژیوکلاز داخل کلینوپیروکسن که تا بیرون از آن ادامه دارند و یا پرکردن فضای بین بلورهای پلاژیوکلاز توسط کلینوپیروکسن بیان‌کنندۀ تبلور اندکی زودترِ پلاژیوکلاز نسبت به کلینوپیروکسن و یا تبلور تقریباً هم‌زمان آنهاست. دایک‌های لامپروفیری نیز بافت میکرولیتی پورفیری متشکل از پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول فراوان هستند (شکل7- پ). روانه‌های بازالتی موجود در سازند روته در نمونۀ دستی خاکستری تیره و سیاه هستند و شدت دگرسانی در آنها نسبتاً زیاد است. این سنگ‌ها ریزدانه و ناپیدابلور و دارای بافت‌های بادامکی، هیالومیکرولیتیک پورفیری، میکرولیتیک پورفیری، هیالوپورفیری، اینترسرتال و تراکیتی متشکل از کانی‌های اصلی پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و گاهی الیوین هستند و حفره‌های (بادامک‌های) آنها توسط کانی‌های ثانویۀ کلریت، کلسیت و کوارتز پر شده‌اند. منطقه‌بندی ترکیبی و بافت غربالی در کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز و بافت اسکلتی و تحلیل‌رفتگی حاشیۀ بلورها در الیوین‌ها و کلینوپیروکسن‌ها دیده می‌شود (شکل 7- ت، ث، ج، چ، ح). در بیشتر نمونه‌های بازالتی منطقه، پلاژیوکلاز (به‌شکل فنوکریست و یا میکرولیت) فراوان‌ترین کانی است؛ بافت میکرولیتی در بسیاری از نمونه‌های بازالتی دیده می‌شود. کانی‌های آهن و منیزیم‌دار (کلینوپیروکسن و الیوین) به‌شکل فنوکریست یا میکروفنوکریست چندان فراوان نیستند و تنها در دایک‌های لامپروفیری، مقدار آمفیبول بسیار زیاد است. در برخی از نمونه‌ها به‌علت بروز دگرسانی، پیروکسن‌ها و الیوین‌ها کاملاً از بین رفته‌اند و تنها قالبی از آنها برجای مانده است. در اثر بروز دگرسانی در بازالت‌ها، کانی‌های گوناگون (مانند کوارتز، کلسیت، کلریت، ایدنگسیت، مگنتیت و هماتیت) ریزدانه درون زمینۀ سنگ به وجود آمده‌اند. برخی از نمونه‌ها بافت میکرولیتی پورفیری متشکل از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و پورفیرهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و یا الیوین را نشان می‌دهند. بیشتر پورفیرها، نیمه‌شکل‌دار، غربالی، تحلیل‌رفته با حاشیه‌های گرد و خورده‌شده و یا حتی اسکلتی هستند که نشان‌دهندۀ در‌تعادل‌نبودن آنها با مذاب سیلیکاتۀ میزبان و تحلیل‌رفتن آنهاست. پورفیرهای آهن و منیزیم‌دار در اغلب موارد کاملاً کلریتی و کلسیتی شده‌اند. بافت هیالومیکرولیتی پورفیری از بافت‌های غالب در این سنگ‌هاست. پژوهشگران مختلف حضور درشت‌بلورها داخل زمینۀ دانه‌ریز و تشکیل بافت پورفیری را فرایندی چندزادی تفسیر کرده‌اند. احتمالاً سازوکار اصلی ایجاد این بافت شامل سه مرحلۀ اصلی سردشدن مذاب در اعماق زیاد (تشکیل پورفیرها یا درشت‌بلورها)، متوسط (تشکیل میکرولیت) و در سطح زمین (تشکیل شیشه) است. ابتدا در آشیانه‌های ماگمایی موجود در اعماق زمین، تعداد کمی هسته در زیر دمای لیکیدوس مذاب تشکیل می‌شوند. سپس، رشد این هسته‌ها درشت‌بلورهای نسبتاً بزرگ (پورفیرها) را تولید می‌کند. صعود ماگما به داخل آشیانه‌های ماگمایی کم‌عمق و توقف کوتاه‌مدت مذاب در این آشیانه‌ها باعث رشد لایه‌های جدید روی درشت‌بلورهای قبلی، بزرگ‌تر‌شدن آنها و همچنین هسته‌بندی و رشد میکرولیت‌ها می‌شود. درنهایت، خروج ماگما به سطح زمین و کاهش سریع دمای آن به انجماد گدازه و تشکیل زمینه‌ای شیشه‌ای یا بسیار دانه‌ریز اطراف فنوکریست‌ها و میکرولیت‌ها و ایجاد بافت هیالومیکرولیتیک پورفیری منجر می‌شود (Best 2003; Ghasemi et al. 2013). بافت تراکیتی از دیگر بافت‌های موجود در برخی از روانه‌های بازالتی است. این بافت در اثر جهت‌یافتگی ترجیحی بلورهای فلدسپار در جهت جریان گدازه حاصل می‌شود. در ماگماهای با گرانروی کم، پلاژیوکلازهای سوزنی‌شکل که هنگام انجماد ماگما درحال حرکت بوده‌اند، به موازات هم قرار می‌گیرند و بافت جریانی (تراکیتی) را به وجود می‌آورند. از دیگر ویژگی‌های مهم سنگ‌های آتشفشانی منطقه، وجود منطقه‌بندی ترکیبی، بافت غربالی و حالت‌های عدم‌تعادل در درشت‌بلورهای الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن است. در برخی موارد، درشت‌بلورها شکل اسکلتی، حالت خوردگی و ادخال‌هایی از سایر کانی‌ها دارند. بافت غربالی حاصل به‌دام‌افتادن ادخال‌های مذاب در بلور است. تشکیل این بافت و ایجاد خوردگی در بلورها تفسیرهای سنگ‌زادی متفاوتی ازجمله بروز تغییرات ترکیبی، گرمایی و فشاری در آشیانۀ ماگمایی درحال تبلور دارند. در آشیانۀ ماگمایی پویا، فرایند تبلور مذاب معمولاً با تغذیۀ دوبارۀ آشیانه و خالی‌شدن دوره‌ای آن، اختلاط ماگمایی، هضم و آلایش ماگما با مواد خارجی سنگ دیواره و حرکت‌های همرفتی در مخزن همراه است. همچنین آشیانۀ ماگمایی معمولاً منطقه‌بندی حرارتی و احتمالاً ترکیبی عمودی دارد که همگی سبب تغییر ترکیب ماگمای درحال تبلور، بی‌تعادلی بلور با مذاب اطراف و ایجاد بافت غربالی، خوردگی، بازجذب و هضم بلور می‌شوند (Tsuchiyama 1985; Nixon and Pearce 1987; Best 2003; Stewart and pearce 2004; Ghasemi et al. 2013).
پ- تحلیل زمین‌دینامیکی حوضه بازآرایی ژئودینامیکی قلمرو تتیس در خلال پالئوزوئیک پسین- مزوزوئیک پیشین با فعالیت ماگمایی در طول حاشیۀ شمالی گندوانا از شرق هیمالیا تا تبت، عمان، ایران و ترکیه همراه بوده است (Zhu et al. 2010). از داده‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین همراه با شواهد چینه‌نگاری، رخساره‌ای و محیط رسوبی سنگ‌های رسوبی برای تعیین جایگاه تکتونوماگمایی و یافتن محل جغرافیای دیرین سرزمین البرز در پرمین استفاده می‌شود. اقیانوس تتیس کهن که در اردوویسین پسین- دونین (Ghasemi and Kazemi 2013; Ghaseme et al. 2015; Ghasemi and Dayhimi 2015; Derakhshi and Ghasemi 2013, 2014; Derakhshi et al. 2014, 2015, 2017; Dayhimi 2012) در پاسخ به جدایی ابرسرزمین هان، تاریم، چین و هند و چین از گندوانا تشکیل شده، نواحی وسیعی را در اطراف استوا تا تریاس میانی اشغال کرده بود. فرورانش بعدی اقیانوس تتیس کهن به جدایی خرده‌ورقه‌های سیمرین شامل بخش‌هایی از آناتولی، ایران، افغانستان، تبت و مالاوی امروزی و تشکیل اقیانوس تتیس جدید منجر شد. اگرچه چهارچوب مفهومی مسئلۀ یادشده روشن و ساده به نظر می‌رسد، اعتبار آن باید آزموده شود (Zhu et al. 2010)؛ برای نمونه، اگرچه بسته‌شدن اقیانوس تتیس کهن و بازشدن تتیس جدید عموماً در خلال پالئوزوئیک پسین رخ داده (Stampfli and Borel 2002)، زمان‌بندی عملی و واقعی این دو رویداد مهم همواره موضوع بحث‌های شدید میان پژوهشگران بوده است. مطالعه‌های انجام‌شده روی سرزمین عمان، زمان بازشدن اقیانوس تتیس جدید را در تریاس (Robertson and Searle 1990)، پرمین میانی (Stampfli et al. 1991; Stampfli and Borel 2002) و پرمین پیشین (Saidi et al. 1997; Angiolini et al. 2003) بیان کرده‌اند. Garzanti and Sciunnach (1997) و Garzanti et al. (1999) بر این باورند که اقیانوس تتیس جدید به‌طور هم‌زمان در نواحی وسیعی از هند تا نپال و تبت و در خلال پرمین پیشین باز شده است؛ درحالی‌که Stampfli and Borel (2002) که عمدتاً روی نواحی تتیس غربی پژوهش کرده‌اند، به دوزمانه‌بودن بازشدن تتیس جدید در شرق استرالیا طی کربونیفر پسین- پرمین پیشین و در ورقه‌های هند و عربی طی پرمین میانی- پرمین پسین باور دارند.
دورۀ پرمین به‌علت تغییرات شدید زمین‌ساختی و اقلیمی، زمان بسیار پرتکاپویی برای سرزمین گندوانا بوده است. وسیع‌ترین یخبندان فانروزوئیک در بخش جنوبی گندوانا در خلال کربونیفر- آغاز پرمین رخ داده است. این یخبندان با دوره‌ای از گرمایش جهانی و بزرگ‌ترین رخداد انقراضی در تاریخ زمین طی انتهای پرمین همراه بوده و اتفاقاً با ماگماتیسم شدیدی نیز همراهی شده است (Castillo et al. 2016). اگرچه در این زمان، ایران به دور از محل بروز این رخدادها بوده، از آثار جهانی آن متأثر شده است. به باور Delavari et al. (2017)و Rostami et al. (2018) سنگ‌های ماگمایی بازیک پرمین منطقۀ بلده از دیدگاه زمین‌شیمیایی سرشت آلکالن سدیک دارند و از تبلور مذاب بازالتی ریشه‌گرفته از خاستگاه OIB در جایگاه زمین‌ساختی درون‌ورقه‌ای حاصل شده‌اند (خاستگاه گوشته‌ای ژرف و گارنت‌دار از نوع HIMU). این جایگاه زمین‌ساختی ممکن است پیامد زمین‌ساخت کششی حاکم در پرمین میانی- پسین باشد که با کاهش فشار بر گوشته، بالاآمدن ستون گوشته‌ای ژرف، ذوب بخشی آن در اعماق زیاد و تشکیل ماگمای بازالتی همراه بوده است. این رژیم کششی با مراحل آغازین بالازدگی پوسته و تشکیل حوضه‌های کافتی به‌عنوان پیش‌درآمد تشکیل و تکامل اقیانوس تتیس جدید در بخش جنوبی تتیس کهن مصادف بوده است. در دیگر نواحی حوضۀ تتیس نیز Upton et al. (2004) به ماگماتیسم بازالتی آلکالن پرمین (به سن احتمالی 250 میلیون سال پیش) در اسکاتلند اشاره کرده و آن را به وجود حوضه‌های کششی کافتی و بالاآمدن ستون گوشته‌ای آستنوسفری و ذوب بخشی آن نسبت داده است. Maury et al. (2003) ویژگی‌های عناصر اصلی و کمیاب بازالت‌های زیردریایی پرمین میانی حاشیۀ تتیس جدید در عمان را شاخص ماگماتیسم مرتبط با ستون‌های گوشته‌ای جایگزین‌شده در حاشیۀ قاره‌ای نازک‌شده در اثر کافت‌زایی می‌دانند؛ مدلی که به نظر می‌رسد بیشترین همخوانی را با ماگماتیسم پرمین منطقۀ بلده داشته باشد. Li et al. (2018) با مطالعۀ سنگ‌های کماتی‌ایتی پرمین در مشهد که تاکنون به‌عنوان افیولیت‌های مشهد در زمین‌درز تتیس کهن قلمداد می‌شدند، ماگمای سازندۀ آنها را ذوب بخشی ستون گوشته‌ای درحال صعود به زیر پشتۀ میان‌اقیانوسی تتیس کهن در نظر گرفته‌اند. همۀ موارد یادشده نشان‌دهندۀ گسترش وسیع و اهمیت فراوان سنگ‌های ماگمایی پرمین در بازسازی حوضه‌های تتیس کهن و جدید هستند.
نتیجه ماگماتیسم آلکالن بازیک پرمین میانی در شمال‌شرقی بلده (البرز مرکزی) در استان مازندران، در سازند دورود و بخش زیرین سازند روته به‌شکل نفوذی و با حضور دایک‌ها، سیل‌ها و توده‌های کوچک دیابازی، میکروگابرویی و لامپروفیری و در بخش بالایی سازند روته به‌شکل روانه‌های بازالتی و آذرآواری‌های وابسته دیده می‌شود. برخلاف گزارش‌های پیشین، سنگ‌های آذرین نفوذی به‌عنوان ماگمای باقیمانده و منجمد‌شده در مجاری تغذیه‌کنندۀ فعالیت آتشفشانی بخش بالایی سازند روته گسترش چشمگیری در منطقه دارند؛ همچنین جایگاه دقیق سنگ‌چینه‌ای واحد بازالتی بین سازندهای روته و نسن نیست، بلکه داخل بخش بالایی سازند روته است. محیط رمپ کربناتۀ کم‌عمق ته‌نشست سازندهای روته و نسن با پسروی سراسری دریای پرمین پایانی و تشکیل حوضۀ کششی کافتی پالئوزوئیک بالایی به‌عنوان پیش‌درآمد تشکیل حوضۀ تتیس جدید در بخش جنوبی حوضه تتیس کهن در البرز کاملاً سازگار است.
سپاسگزاری نگارندگان مقاله از حوزۀ معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود برای فراهم‌کردن امکانات مالی و معنوی انجام پژوهش حاضر سپاسگزاری می‌کنند. همچنین، از داوران فرهیخته که پیشنهادهای ارزشمند آنان سبب رفع کاستی‌ها و ارتقای سطح علمی مقاله شد سپاسگزاری می‌شود. | ||||||||||||||||
| مراجع | ||||||||||||||||
|
Alavi M. Vaziri H. Seyed-Emami K. and Lasemi Y. 1997. The Triassic and associated rocks of the Nakhlak and Aghdarband areas in central and northeastern Iran as remnants of the southern Turanian active continental margin. Geological Society of America Bulletin 109(12): 1563-1575.
Angiolini L. Balini M. Garzanti E. Nicora A. and Tintori A. 2003. Gondwanan deglaciation and opening of Neotethys: The Al Khlata and Saiwan Formations of Interior Oman. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 196: 99–123. doi: 10.1016/S0031-0182(03)00315-8.
Assereto R. 1963. The Paleozoic formations in central Elborz (Iran): Preliminary note Rivista Italiana di Paleontologie Stratigrafia69: 503-543.
Babaei Khou G. Adabi M.H. Jahani D. and Vaziri M.H. 2013. Sedimentary Environment and Sequence Stratigraphy of Ruteh Formation in Sistan Section, Central Alborz. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches 29, 50(1): 43-58. In Persian with English abstract.
Bachmann M. and Hirsch F. 2006. Lower Cretaceous carbonate platform of the eastern Levant (Galilee and the Golan Heights), stratigraphy and second-order sea-level change: Cretaceous Research, 27:487-512.
Bastami L. Mousavi M.R. and Hosseini Barzi M. 2012. Micofacies, Sedimentary Environment and sea level changes in Ruteh Formation, Sangsar and Mekaroud Sections, Central Alborz. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches 29, 50(1): 43-58. In Persian with English abstract.
Berberian M. and King G.C.P. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.
Berra F. and Angiolini L. 2014. The Evolution of the Tethys Region throughout the Phanerozoic: A Brief Tectonic Reconstruction. In: Marlow L., Kendall C. and Yose L. (Eds.), Petroleum systems of the Tethyan region, 106 1-27. Memoir- American Association of Petroleum Geologists.
Besse J. Torcq F. Gallet Y. Ricou L.E. Krystyn L. and Saidi A. 1998. Late Permian to Late Triassic palaeomagnetic data from Iran: constraints on the migration of the Iranian block through the Tethyan Ocean and initial destruction of Pangaea. Geophysical Journal International 135(1): 77-92.
Best G. 2003. Igneous and metamorphic petrology. Blackwell Science, 729p.
Boulin J. 1988. Hercynian and Eocimmerian events in Afghanistan and adjoining regions. Tectonophysics 148(3–4): 253-278.
Burchette T. P. and Wright V.P. 1992. Carbonateramp depositional systems. Sedimentary Geology79: 3-57.
Castillo P. Fanning C.M. Hervé F. and Lacassie J.P. 2016. Characterisation and tracing of Permian magmatism in the south-western segment of the Gondwananmargin; U–Pb age, Lu–Hf and O isotopic compositions of detrital zircons from metasedimentary complexes of northern Antarctic Peninsula and western Patagonia. Gondwana Research 36: 1-13. http://dx.doi.org/10.1016/j.gr.2015.07.014
Dayhimi M. 2012. Petrology and geochemistry of Devonian basic magmatism in Padha and Khoshyelagh Formations, North of Shahrood, MSc. Thesis, Shahrood University of Technology, 150p.
Delavari M. Rostami F. and Dolati A. 2017. The Central Alborz Permian basaltic magmatism: an evidence of southern passive continental margin of Paleo-Tethys. Petrology 8(29): 53-74.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to deposiyional texture. In: Ham W.E. (Ed), Classification of carbonate rocks: Sympo. American Asoociation of Petroleum Geologists Memoir: 108-121.
Derakhshi M. and Ghasemi H. 2013. Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: Magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geoscience 6(11). Doi 10.1007/s12517-013-1180-2.
Derakhshi M. and Ghasemi H. 2014. Ordovician-Devonian magmatism in the north of Shahrood: implication for long lived rifting of Paleotethys in Eastern Alborz. Iranian Journal of Petrology 5(18): 105-122. Scientific Quarterly Journal of University of Isfahan, Iran. In Persian with English abstract.
Derakhshi M. Ghasemi H. and Sahami T. 2014. Geology and petrology of Soltan Maydan Basaltic Complex in North-Northeast of Shahrud, Eastern Alborz, North of Iran. Scientific Quarterly Journal, Geosciences 23(91): 63-76. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran. In Persian with English abstract.
Derakhshi M. Ghasemi H. and Koksal F.T. 2015. Mineral chemistry and thermobarometery of Soltan Maidan basalts. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 23(2): 257-268. In Persian with English abstract.
Derakhshi M. Ghasemi H. and Miao L. 2017. Geochemistry and petrogenesis of Soltan Maidan basalts (E Alborz, Iran): Implications for asthenosphere-lithosphere interaction and rifting along the N margin of Gondwana. Journal of Chemie der Erde. doi.org/10.1016/j.chemer.2017.01.002.
Domeier M. and Torsvik T. H. 2014. Plate tectonics in the late Paleozoic. Geoscience Frontiers 5(3): 303-350.
Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application: Springer-Verlag, Berlin, 996 p.
Gaetani M. Angiolini L. Ueno K. Nicora A. Stephenson M. H. Sciunnach D. Rettori R. Price G. D. and Sabouri J. 2009. Pennsylvanian–Early Triassic stratigraphy in the Alborz Mountains (Iran). Geological Society, London, Special Publications 312(1): 79-128.
Garzanti E. and Sciunnach D. 1997. Early Carboniferous onset of Gondwanian glaciation and Neo-Tethyan rifting in Southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters 148: 359–365. doi: 10.1016/S0012-821X(97)00028-9.
Garzanti E. Le Fort P. and Sciunnach D. 1999. First report of Lower Permian basalts in South Tibet: Tholeiitic magmatism during break-up and incipient opening of Neotethys. Journal of Asian Earth Sciences 17: 533–546. doi:10.1016/S1367-9120(99)00008-5.
Ghasemi H. and Jamshidi Kh. 2012. Geochemistry, petrology and proposed tectonomagmatic model for generation of alkaline basic rocks in the base of the Shemshak Formation, the eastern Alborz zone. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 19(4): 699-714. In Persian with English abstract.
Ghasemi H. and Khanalizadeh A. 2012. Toye-Darvar A-type Granitoid, Southwest of Damghan: Constraints on the Paleotethyan Extensional Basin of lower Paleozoic’s in Alborz. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 20(1): 3-24. In Persian with English abstract.
Ghasemi H. and Jamshidi Kh. 2013. Investigation of source region properties of alkaline basic rocks in the base of Shemshak Formation in the eastern Alborz zone. Quarterly Iranian Journal of Geology 7(27): 17-29. In Persian with English abstract.
Ghasemi H. and Kazemi Z. 2013. Tectonic setting and source characteristics of the Abarsej formation igneous rocks (Upper Ordovician), eastern Alborz, north of Shahrood. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(2): 319-330. In Persian with English abstract.
Ghasemi H. Allahyari S. Taheri A. and Sadeghian M. 2013. Stratigraphic Position and Textural Analysis of Volcanic Rocks of the Abbasabad Volcano-Sedimentary Belt, NE Shahrood. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches 29, 50(3): 25-42. In Persian with English abstract.
Ghasemi H. and Dayhimi M. 2015. Devonian Alkaline Basic Magmatism in Eastern Alborz, North of Shahrood: Evidence for Paleotethys Rifting. Quarterly Iranian Journal of Geology 8(32): 19-32. In Persian with English abstract.
Ghasemi H. Kazemi Z. and Salehian Sh. 2015. Comparision of the mafic igneous rocks from Ghelli formation (Upper Ordovician) and Gorgan schists in the eastern Alborz Zone. Scientific Quarterly Journal, Geosciences 24(96): 263-276. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran. In Persian with English abstract.
Ghasemi H. Rostami Hosouri M. and Sadeghian M. 2018. Basic Magmatism in the Extentional Back-arc Basin of the Lower-Middle Jurassic on the Northern Edge of Central Iran-South of Eastern Alborz Zones, Shahrood-Damghan. Geosciences, 27 (107): 123-136. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran. In Persian with English abstract.
Glaus M. 1964. Trias und Oberperm im zentralen Elburs (Persien). Eclogae Geologicae Helvetiae 57: 497–508.
Horton B.K. Hassanzadeh J. Stockli D.F. Axen G.J. Gillis R.J. Guest B. Amini A. Fakhari M.D. Zamanzadeh S.M. and Grove M. 2008. Detrital zircon provenance of Neoproterozoic to Cenozoic deposits in Iran: Implications for chronostratigraphy and collisional tectonics. Tectonophysics 451(1–4): 97-122.
Lasemi Y. 2001. Facies Analysis, Depositional Environmentd and Sequence Stratigraphy of the Upper Pre-Cambrian and Paleozoic Rocks of Iran. Publication of Geolojical Survey of Iran, Tehran, 180 p.
Longman M.W. 1981. A process approach to recognizing facies of reef complexes. In: Toomey D.F. (Eds.), European Fossil Reef Models, SEPM (Society for Sedimentary Geology), Special publications, Tulsa 30: 9-40.
Maury R.C. Bechennec F. Cotton J. Caroff M. Cordey F. and Marcoux J. 2003. Middle Permian plume-related magmatism of the Hawasina Nappes and the Arabian Platform: Implications on the evolution of the Neotethyan margin in Oman. TECTONICS 22(6) 1073. doi:10.1029/2002TC001483
Mobasheri M. Ghasemi H. Rahimi B. and Rostami-Hossuri M. In Press. Skeletal, Spinifex and Harrisitic Textures in Upper Paleozoic Komatiitic Sills and Lavas from Mashhad-Virani Complex, NE Iran. Journal of Economic Geology. In Persian with English abstract.
Naderi A. Ghasemi H. Santos J.F. Rocha F. Griffin W.L. Shafaiimoghadam H. and Lambrini P. 2018a. Petrogenesis and tectonic setting of the Tuyeh-Darvar Granitoid (Northern Iran): Constraints from zircon U-Pb geochronology and Sr-Nd isotope geochemistry. Lithos. doi:10.1016/j.lithos.2018.08.034
Naderi A. Ghasemi H. and Lambrini P. 2018b. Amphibole mineral chemistry and geothermobarometry of the emplacement depth of Touyeh- Darvar pluton, Southwest of Damghan, Semnan. Kharazmi Journal of Earth Sciences, 4(1): 43-56. In Persian with English abstract.
Nikishin A.M. Ziegler P.A. Abbott D. Brunet M.F. and Cloetingh S. 2002. Permo–Triassic intraplate magmatism and rifting in Eurasia: implications for mantle plumes and mantle dynamics. Tectonophysics 351(1–2): 3-39.
Nixon G.T. and Pearce T.H. 1987. Lase-interferometry study of oscillatory zoning in plagioclase: The record of magma mixing and phenocryst recycling in calc alkaline of magma chamber Iztaceihaut volcano, Mexico. American Mineralogist 72: 1144-1162.
Rahimi B. 2002. Structural Studies of Alborz Mountains in North of Damghan. PhD. Thesis, Faculty of Earthsciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran. 208 p.
Robertson A.H.F. and Searle M. 1990. The northern Oman Tethyan Continental margin: Stratigraphy, Structure, Concepts and Controversies. In: Robertson A.H., Searle M.P., and Ries A.C. (Eds.), The Geology and Tectonics of the Oman Region. Geological Society of London, Special Publication 49: 3–25.
Rostami F. Delavari M. Amini S. and Dolati A. 2018. Mineral chemistry of the Permian basalts from north of Baladeh, Central Alborz: Geothermometry and tectonomagmatic setting. Scientific Quarterly Journal, Geosciences 27 (106): 3-14. (in Persian).
Saidi A. Brunnet M.F. and Ricou L.E. 1997. Continental accretion of the Iran Block to Eurasia as seen from Late Paleozoic to early Cretaceous subsidence curves. Geodinamica Acta 10: 189–208.
Saidi A. and Ghasemi M.R. 1991. Geological map of Baladeh. scale 1/100000. Geological Survey of Iran.
Stampfli G. Marcoux J. and Baud A. 1991. Tethyan margins in space and time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 87: 373–409. doi:10.1016/0031-0182(91)90142-E.
Stampfli G.M. and Borel G.D. 2002. A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters 196 (1-2): 17–33. doi: 10.1016/S0012-821X(01)00588-X.
Stewart M.L. and Pearce T.H. 2004. Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist89: 348-351.
Stöcklin J. 1974. Possible ancient continental margins in Iran: The geology of continental margins. Springer: 873-887.
Tsuchiyama A. 1985. Dissolution kinetics of plagioclase in melt of the system diopside – albite – anorthite and origion of dusty plagioclase in Andesite: Contrib. Min. Petrol.89: 1-16.
Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate sedimentology. London, Blackwell Scientific Publications, 482p.
Upton B.G.J. Stephenson D. Smedley P.M. Wallis S.M. and Fitton J.G. 2004. Carboniferous and Permian magmatism in Scotland. Geological Society, London, Special Publications 223: 195-218.
Vahdati Daneshmand F. 1991. Geological map of Amol. scale 1/250000. Geological Survey of Iran.
Vahdati Daneshmand F. 1999. Geological map of Amol. scale 1/100000. Geological Survey of Iran.
Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Kimiagari M. 2009. Foraminifera index genera and palaeoecology. Jihad Daneshgahi Isfahan Publication, 366p.
Wilmsen M. Fürsich F.T. Seyed-Emami K. Majidifard M.R. and Taheri J. 2009. The Cimmerian Orogeny in northern Iran: tectono-stratigraphic evidence from the foreland. Terra Nova 21(3): 211-218.
Wilson J. L. 1975. Carbonate facies in geological history. Springer, New York, 471p.
Li X. Miao L. Zhang F. Ghasemi H. Zhu S. and Yang S. 2018. Mashhad komatiitic rocks in NE Iran: Origin and implications for the evolution of the Paleo-Tethyan Ocean. Geological Journal: 1-21. https://doi.org/10.1002/gj.3329.
Zanchi A. Zanchetta S. Berra F. Mattei M. Garzanti E. Molyneux S. Nawab A. and Sabouri J. 2009. The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) orogeny in north Iran. Geological Society, London, Special Publications 312(1): 31-55.
Zhu D.C. Mo X.X. Zhao Z.D. Niu Y. Wang L.Q. Chu Q.H. Pan G.T. Xu J.F. and Zhou C.Y. 2010. Presence of Permian extension- and arc-type magmatism in southern Tibet: Paleogeographic implications. Geological Society of American Bulletin 122(7/8): 979–993. doi: 10.1130/B30062.1.
Zohdi A. 2018. Sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Routeh Formation in the west of Zanjan (Agh-Bolagh section). Scientific Quarterly Journal, Geosciences 27(108): 133-144. Scientific Quarterly Journal of Geological Survey of Iran. In Persian with English abstract. | ||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,089 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 549 |
||||||||||||||||