ژئوشیمی و پتروژنز ولکانیک‌های شمال منطقه لاهرود- اردبیل: مثالی از پیدایش سری‌های شوشونیتی در شمال‌غرب ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 1دانشکده علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران

2 2بخش باستان‌شناسی، دانشگاه محقق اردبیلی، اردبیل، ایران

چکیده

بازالت‌ها، آندزیت‌ها، تراکی‌آندزیت‌ها، تفریت‌ها و لاتیت‌ها با گرایش شوشونیتی از مهم‌ترین توالی‌های ولکانیکی ائوسن منطقه لاهرود (اردبیل) هستند. پلاژیوکلاز، فلدسپار پتاسیم، بیوتیت و آمفیبول همراه با کلینوپیروکسن از مهم‌ترین تشکیل‌دهندگان تراکی‌آندزیت‌ها (شوشونیت‌ها) هستند، در حالی‌که کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و بیوتیت از کانی‌های تشکیل‌دهنده بازالت‌های شوشونیتی (آبساروکیت‌ها) هستند. ولکانیک‌های منطقه لاهرود دارای غنی‌شدگی در عناصر نادر خاکی سبک بوده و با غنی‌شدگی در LILE و تهی‌شدگی در HFSE مشخص می‌شوند. خصوصیات پتروگرافی به‌همراه ژئوشیمی عناصر نادر خاکی و عناصر کمیاب نشان‌دهنده گرایش شوشونیتی آنها و اشتقاق از یک محیط مرتبط با فرورانش است. نقش رسوبات ورقه فرورانش شده در ناحیه ﻣﻨﺸﺄ گدازه‌های لاهرود با توجه به خصوصیات ژئوشیمیایی این گدازه‌ها محرز است. ولکانیک‌های مورد مطالعه از ذوب‌بخشی اندک (1/0< تا 3>) یک ﻣﻨﺸﺄ لرزولیتی گارنت-اسپینل‌دار حاصل شده‌اند. مقایسه ولکانیک‌های منطقه لاهرود با گدازه‌های پلیوکواترنری سبلان و ولکانیک‌های ائوسن منطقه هشتجین نشان‌دهنده گرایش ژئوشیمیایی ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای و درجه ذوب‌بخشی متفاوت است. تشکیل این سری‌های آتشفشانی می‌تواند در ارتباط با پرشیب شدن و گسستگی صفحه فرورانش در یک زون برخوردی پس از فرورانش در نظر گرفته شود. 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks from the northern part of the Lahrud region (Ardabil): An example of shoshonitic occurrence in northwestern Iran

نویسندگان [English]

  • Hadi Shafaii Moghadam 1
  • Habib Shahbazi Shiran 2
چکیده [English]

Basalts, andesites, trachyandesites and latites with shoshonitic affinity are the main volcanic rocks of Eocene age in the Lahrud region (Ardabil). Plagioclase, K-feldspar, biotite and amphibole associated with clinopyroxene are the main constituents of trachyandesites (shoshonites) while clinopyroxene, plagioclase and biotite are the rock-forming minerals of basalts (absarokites). The Lahrud volcanic rocks show enrichment in LREE and are characterized by enrichment in LILE and depletion in HFSE. Petrographical observations along with geochemistry of rare earth and trace elements of these lavas suggest shoshonitic affinity and derivation from a subduction zone. The geochemical behavior of the Lahrud lavas reveals the role of the trench sediments in the source region and genesis of these volcanic rocks. These lavas exhibit low degree of partial melting from a garnet-spinel lherzolite source. The comparison between the Lahrud volcanic rocks with Plio-Quaternary lavas of Sabalan and Eocene lavas of Hashtjin region highlights the different mantle source and degree of partial melting for the genesis of these volcanic rocks. The formation of these lavas is linked to slab steepening and breakoff in a post subduction collision zone.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Eocene
  • HFSE depletion
  • subduction zone
  • Lahroud volcanic rocks
  • shoshonite
  • LREE enrichment

مقدمه

نوار ولکانیکی ایران مرکزی (نوار ارومیه-دختر) شامل مجموعه‌ای از سنگ‌های ولکانیکی-پلوتونیکی است که به‌طول تقریبی 1800 کیلومتر از ماکو در شمال‌غرب ایران تا ناحیه بزمان در جنوب‌شرق ایران امتداد دارد (Schroder, 1944) (شکل 1). در منتها الیه شمال‌غربی ایران، این نوار با زون ولکانیک ترشیاری تا کواترنری البرز تداخل پیدا می‌کند. به‌طور کلی، نوار کوه‌زایی البرز به شکل یک نوار سینوسی شکل و متاثر از حرکات کوهزایی سیمرین و آلپی از شمال‌غرب کشور تا شمال‌شرق کشیده شده است. این نوار کوهزایی در شمال‌غرب به رشته کوه‌های قفقاز کوچک (Lesser Caucasus) و در شمال‌شرق به رشته کوه‌های Parapamisus یا فیروزکوه افغانستان می‌پیوندد. از طرف دیگر، یک ایالت ماگمایی جوان و بزرگ در بین دریای خزر و دریای سیاه قرار گرفته و به طرف غرب به داخل آناتولی مرکزی کشیده شده است و با عنوان ایالت ماگمایی آذربایجان شناخته می‌شود (Alberti et al., 1980).

زمین‌شناسان بسیاری در دهه‌های اخیر کوشیده‌اند مسائل زمین شناختی نوار کوهزایی آذربایجان را حل کرده، با نوارهای ولکانیکی دیگر مقایسه نمایند (برای مثال: Stocklin, 1960, 1968, 1974a,b; Assereto, 1966a,b; Stampfli, 1978; Alavi, 1996; Alberti et al., 1976; Bailey et al., 1948; Gansser and Huber, 1962; Dostal and Zebri, 1978; Riou et al., 1981; Kazmin et al., 1986; Innocenti et al., 1982).

طیفی از سنگ‌های ولکانیک و پلوتونیک با ترکیبات و سن‌های متفاوت در بخش شمال‌غرب و غرب این نوار کوهزایی؛ یعنی ایالت سنگ‌شناسی آذربایجان رخنمون دارند. به‌طور کلی، می‌توان بخش شمال‌غربی ایران را در سه حوضه رسوبی و کمربند تکتونوماگمایی بررسی کرد: (1) کمربند البرز غربی و یا رشته کوه‌های تالش؛ (2) کمربند ماگمایی ارومیه-دختر و (3) حوضه رسوبی جنوب دریای خزر.

 

 

 

شکل 1- نمایش زون‌های ساختاری ایران با تکیه بر پراکندگی سنگ‌های آذرین ترشیاری (نوار ماگمایی ارومیه-دختر) و موقعیت منطقه مورد مطالعه (با تغییرات از Berberian، 1983)

 

 


زون البرز در شمال ایران دارای پیچیدگی‌های زمین‌شناسی خاص خود بوده، کوتاه‌شدگی شمالی -جنوبی در این زون از طریق یک سری تراست‌هایی که در دو طرف این زون گسترش داشته، دارای شیب به سمت داخل زون است، صورت گرفته است (Alavi, 1996). سنگ‌های رسوبی و ولکانیکی به سن پرکامبرین پسین تا کواترنری در تغییر شکل این زون درگیر هستند (Allen et al., 2004).

داده‌های پالئومغناطیس برای این زون (بر روی بازالت‌های سازند جیرود به سن دونین بالایی تا کربونیفر زیرین) نشان می‌دهد که در طی این زمان این زون بخشی از گندوانا بوده است (Wensink and Varekamp, 1980). از طرف دیگر، بنا به نظر Stampfli و همکاران (1991) بلوک البرز از گندوانا در طی اردوویسین-سیلورین جدا شده است. این بلوک سپس در طی اواخر تریاس با بلوک اوراسیا برخورد کرده است (Sengor et al., 1988).

به‌طور کلی، فعالیت ماگماتیک ائوسن پایانی -الیگوسن در البرز غربی در امتداد کمربند محوری حوضه در حال فرونشست (که این فرونشست با حرکات گسل‌ها در ارتباط بوده است) ائوسن، گسترش یافته است (Berberian and Berberian, 1981). این فرونشست در حوضه ذکر شده به تشکیل سکانس ضخیمی از رسوبات آتشفشانی- تخریبی منجر شده است.

در مقابل، حوضه جنوب دریای خزر دارای سنگ بستری با خواص یک پوسته اقیانوسی ضخیم است (Berberian, 1983; Mangino and Priestley, 1998). به‌طور کلی، خاستگاه تکتونیکی این سنگ بستر مشخص نبوده اما گمان برده می‌شود که این حوضه به‌عنوان یک حوضه پشت قوس در زمان ژوراسیک-پالئوژن عمل کرده است (Allen et al., 2004). فعالیت‌های لرزه‌ای در عمق حدود 80 کیلومتری، در امتداد بخش شمالی این حوضه وجود یک فرورانش یا به زیر تراست شدن (Underthrusting) را به زیر بخش میانی این حوضه محرز می‌سازد (Allen et al., 2003b). در نتیجه این فرورانش بخش شمال‌غربی این حوضه دچار یک سوبسیدانس تکتونیکی (به میزان 4/2 کیلومتر) در زمان پلیوسن و کواترنری شده است (Allen et al., 2002). از طرف دیگر، زون تالش بخشی از البرز بوده، اما به سبب ویژگی‌های منحصر به‌فرد خود به‌صورت یک زون جداگانه تقسیم‌بندی می‌شود. این کمربند به‌عنوان یک کمربند چین‌خورده و تراستی هلالی شکل در نظر گرفته شده که شامل ولکانیک‌ها و رسوبات تخریبی دریایی عمیق به سن پالئوژن و همچنین توالی‌های رسوبی نئوژن است که رسوبات اخیر (توالی نئوژن) به سمت بالای توالی، خصوصیات آب‌های کم عمق را نشان می‌دهد (Allen et al., 2003b).

میزان کوتاه‌شدگی در شمال‌شرق این کمربند در حدود 30 کیلومتر است (Jackson et al., 2002). توالی‌های میوسن میانی- بالایی در این زون شواهدی از فرآیندهای جریان ثقلی نشان می‌دهند که به حرکات تغییر شکلی فشارشی در این زمان نسبت داده می‌شود (Vincent et al., 2002).

همانند کمربند ماگمایی ارومیه-دختر، اوج ماگماتیسم در ایالت ماگمایی آذربایجان و یا بخش شرقی آن؛ یعنی زون تالش در زمان ائوسن- الیگومیوسن بوده است. در این مطالعه سعی شده تا به بررسی خواص ژئوشیمیایی و پترولوژیک سری‌های سنگی منطقه لاهرود (شمال-شمال‌شرق اردبیل) پرداخته و محیط ژئودینامیک تشکیل آنها بررسی شود. علاوه بر این، سعی شده تا به بررسی ارتباط و مقایسه بین سری‌های سنگی منطقه لاهرود با گدازه‌های کواترنری سبلان و ولکانیک‌های ائوسن منطقه هشتجین (جنوب‌غرب اردبیل) نیز پرداخته شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

حاشیه حوضه رسوبی جنوب دریای خزر توسط گسل معکوس تالش از مناطق مجاور (ایالت آذربایجان یا زون تالش) جدا می‌شود. در رشته کوه‌های تالش و شمال منطقه مورد مطالعه (لاهرود) توالی‌های ولکانو-سدیمنت مزوزوییک رخنمون داشته که در شمال خط درز قره‌داغ- سوان‌آکرا (Sevan-Akera Qaradagh geosuture) پراکندگی دارند. در شمال منطقه لاهرود نیز بقایایی از افیولیت‌های کرتاسه پایانی دیده می‌شوند که شامل پریدوتیت‌ها، سرپانتینیت‌ها، گابروها، متابازیت‌ها، پلاژیوگرانیت‌ها و پیلولاواهایی با ترکیب آندزیتی هستند (شکل 2). آهک‌های ریفی کرتاسه پایانی همراه با آهک‌های ماسه‌ای (خاص آب‌های کم‌عمق) این افیولیت‌ها را با ناپیوستگی پوشانیده، به‌نظر می‌رسد که زمان جایگیری این افیولیت‌ها قبل از کرتاسه پایانی و ته‌نشست این آهک‌ها باشد. این افیولیت‌ها بقایایی از افیولیت‌های خط درز قره داغ (Berberian, 1983) و سوان-آکرا (Galoyan et al., 2009) هستند. توالی‌های پالئوسن (و ائوسن زیرین) در این منطقه شامل ماسه سنگ‌ها، برش‌ها، ماسه سنگ‌های توفی و شیل‌ها (سری‌های فلیش مانند) است (شکل 2) که با ناپیوستگی بر روی افیولیت‌ها قرار گرفته‌اند. به‌نظر می‌رسد وجود چنین سری‌های فلیش‌مانندی با بسته شدن حوضه اقیانوسی مابین بلوک ایران مرکزی و قفقاز بزرگ (Great Caucasus) و در نتیجه، جایگیری نهایی افیولیت‌ها بر روی حاشیه فعال قاره‌ای قفقاز بزرگ (صفحه اوراسیا) در ارتباط باشد. پراکندگی ولکانیک‌های مزوزوییک در شمال این خط درز (شکل 1) نشان از فرورانش پوسته اقیانوسی مذکور به زیر بلوک اوراسیا در زمان مزوزوییک دارد (Berberian, 1983). توالی‌های ائوسن در منطقه شمال لاهرود شامل برش‌های ولکانیکی با قطعات آندزیتی، تفریتی و تراکی‌آندزیتی است (واحد Ebr) که دایک‌های آندزیتی- فونولیتی آنها را قطع می‌کنند (شکل 2). علاوه بر این، توده‌های نیمه‌عمیق با ترکیب گرانودیوریتی (به سن الیگوسن؟) نیز این توالی‌ها سنگی را قطع می‌نماید. از طرف دیگر گدازه‌هایی با ترکیب آندزیتی، آندزی‌بازالتی، تفریتی و لاتیتی نیز به‌صورت استراتیگرافی بر روی برش‌های واحد Ebr قرار می‌گیرند. حضور گدازه‌هایی با ترکیب تفریتی و با فنوکریست‌های درشت آنالسیم نیز در این منطقه دارای اهمیت هستند که بر روی برش‌های واحد Ebr قرار گرفته‌اند. هر چند ولکانیک‌هایی به سن میوسن در منطقه لاهرود ذکر نشده است (باباخانی و ناظر، 1370) که این امر می‌تواند به سبب نبود رسوبات همراه این ولکانیک‌ها و بنابراین، تعیین سن و تطابق استراتیگرافی آنها باشد، اما وجود سری‌های ولکانیکی به سن میوسن زیرین تا بالایی در ناحیه میانه تا هشتجین (جنوب‌غرب اردبیل) ذکر شده‌ است (Lescuyer et al., 1976). بیشتر گدازه‌های میوسن این مناطق دارای ترکیب کالک‌آلکالن (تا کالک‌آلکالن غنی از پتاسیم) و یا شوشونیتی هستند (Innocenti et al., 1982). علاوه بر گدازه‌های کالک‌آلکالن تا شوشونیتی، ولکانیک‌هایی با ترکیب آلکالن سدیک و به سن میوسن بالایی نیز در جنوب سبلان در منطقه نیز گزارش شده‌اند (Comin-Chiaramonti et al., 1978). همان‌گونه که قبلا گفته شد، بیشتر گدازه‌های ائوسن منطقه لاهرود دارای طیف ترکیبی از آندزیت، آندزی بازالت، بازالت، لاتیت و گاه تفریت هستند که در اکثر موارد این گدازه‌ها بافت پورفیری نشان می‌دهند. عمده نمونه‌برداری‌ها صورت گرفته در این مطالعه بر روی واحدهای Eb، Ebp و Ebr (شکل 2) بوده است. واحد Ebr شامل برش‌های ولکانیکی با قطعات آندزیتی-تفریتی است که دایک‌های آندزیتی، تفریتی و حتی بازالتی آنها را قطع می‌نمایند. این دایک‌های بازالتی دارای حداقل دگرسانی و آفیریک هستند. از طرف دیگر، بازالت‌ها و آندزیت‌هایی با ساخت منشوری از تشکیل‌دهندگان واحدهای Eb و Ebp، و پورفیری بوده، که با حضور فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن (به‌ترتیب فراوانی) مشخص می‌شوند. لاتیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌ها از دیگر گدازه‌هایی هستند که بر روی واحد Ebr قرار گرفته، به رنگ خاکستری روشن تا خاکستری متمایل به‌صورتی دیده می‌شوند. این گدازه‌ها حالت نیمه‌خروجی داشته، به‌شدت بافت پورفیری نشان می‌دهند. فنوکریست‌های (به‌ترتیب فراوانی) آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت، بافت پورفیری این گدازه‌ها را تشکیل می‌دهند.

 

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه شمال لاهرود (با تغییرات از باباخانی و ناظر، 1370). سنگ‌های مورد بررسی در این پژوهش متعلق به واحدهای Eb، Ebp و Ebr هستند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

روش انجام پژوهش

در این مطالعه از تعداد حدود 200 نمونه سنگی (معرف واحدهای سنگی منطقه لاهرود و همچنین مناطق سبلان و هشتجین برای مقایسه) مقطع نازک برای مطالعات میکروسکوپی تهیه شد. پس از مطالعات میکروسکوپی تعداد 10 نمونه سنگی از واحدهای سنگی منطقه لاهرود و همچنین برای مقایسه 10 نمونه از واحدهای سنگی مناطق سبلان و هشتجین، به‌منظور آنالیز ژئوشیمیایی توسط آگات پودر شدند. عناصر اصلی توسط ICP-AES و عناصر نادر خاکی و کمیاب توسط ICP-MS در ALS کانادا و به روش ذوب لیتیم برات (Lithium Borate Fusion)، برای عناصر دیرگداز اندازه‌گیری شدند. تعیین ترکیب شیمیایی کانی‌ها توسط الکترون مایکروپروب در دانشگاه پاریس صورت گرفته که در این مطالعه تنها برای نامگذاری دقیق‌تر کانی‌ها از این داده‌ها استفاده شده است و در مطالعه دیگری به‌طور کامل ارائه خواهند شد.

 

پتروگرافی سری‌های ولکانیکی مورد مطالعه

(الف) تراکی‌آندزیت‌ها (یا شوشونیت‌ها):عمده کانی تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها پلاژیوکلاز است که به دو صورت در این سنگ‌ها دیده می‌شود: (1) به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار همراه با زوناسیون عادی تا معکوس و با انکلوزیون‌هایی از بیوتیت؛ (2) به‌صورت بی‌شکل با حاشیه تحلیل رفته و دگرسان شده به کانی‌های رسی،کلسیت، سریسیت و کوارتزهای دانه‌ریز. این پلاژیوکلازها (تیپ 2) دارای حاشیه واکنشی با مذاب بوده، بافت غربالی در امتداد حاشیه نشان می‌دهند. علاوه بر این، دارای انکلوزیون‌هایی از آمفیبول نیز هستند. فنوکریست‌های درشت فلدسپار پتاسیم (>1 سانتی‌متر) نیز از دیگر کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها بوده که عمدتاً به کانی‌های رسی دگرسان شده‌اند. بیوتیت در این سنگ‌ها به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل دیده شده و به بخشی در امتداد حاشیه کلریتی شده‌اند. فنوکریست‌های آمفیبول با چند رنگی شدید (سدیک-کلسیک) به‌صورت بی‌شکل همراه با کلینوپیروکسن (کمتر از 2 درصد حجمی) به‌صورت دانه‌ریز تا دانه‌درشت (1 میلی‌متر) نیز از کانی‌های فرومنیزین این سنگ‌ها هستند. این کانی‌ها دارای زوناسیون بوده، در برخی موارد کلینوپیروکسن دارای ماکل نیز هستند. نفلین نیز در برخی نمونه‌ها به‌صورت بی‌شکل همراه با آلکالی‌فلدسپار دیده می‌شود. آپاتیت، زیرکن و اسفن از کانی‌های فرعی این گدازه‌ها هستند. در برخی موارد رشد پلاژیوکلاز در اطراف فنوکریست‌های درشت فلدسپار پتاسیم به‌صورت بافت راپاکیوی نیز دیده می‌شود. میکرولیت‌های پلاژیوکلاز به‌همراه کلسیت، کانی‌های کدر، کوارتزهای دانه‌ریز و کانی‌های رسی از عمده تشکیل دهندگان خمیره این سنگ‌ها هستند. بافت این سنگ‌ها به‌طور عمده پورفیری با خمیره میکرولیتی تا هیالوپورفیریتیک است.

(ب) آندزی‌بازالت‌ها (یا باناکیت‌ها): فنوکریست‌های پلاژیوکلاز در آندزی‌بازالت‌ها به کانی‌های رسی و سریسیت دگرسان شده، و در برخی موارد حاشیه پلاژیوکلازها حفظ شده است. فنوکریست‌های تحلیل رفته، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار کلینوپیروکسن (شکل 3- A) از دیگر کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها است. بیوتیت در این سنگ‌ها با حاشیه‌های غنی از اکسید آهن (واکنش با مذاب) مشخص می‌شوند. خمیره شیشه‌ای این سنگ‌ها به کانی‌های رسی دگرسان شده است. علاوه بر این، در این خمیره شیشه‌ای فنوکریست‌های تیتانومگنتیت و میکرولیت‌های فلدسپار پتاسیم نیز حضور دارند. بافت این سنگ‌ها عمدتاً هیالوپورفیریتیک است.

(پ) بازالت‌ها (یا آبساروکیت‌ها):فنوکریست‌های کلینوپیروکسن همراه با میکرو فنوکریست‌های پلاژیوکلاز در این بازالت‌ها بافت پورفیری را تشکیل می‌دهند (شکل 3- B). فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با درجات مختلفی سریسیتی و کمتر سوسوریتی شده‌اند. فنوکریست‌های دانه‌ریز بیوتیت که کاملاً سوخته شده‌اند نیز در خمیره این سنگ‌ها به‌همراه میکرولیت‌های دانه‌ریز فلدسپار پتاسیم دیده می‌شوند. آپاتیت از دیگر کانی‌هایی است که به‌صورت انکلوزیون در داخل کلینوپیروکسن حضور دارد. خمیره شیشه‌ای این سنگ‌ها کاملاً به کانی‌های رسی دگرسان شده‌ است. بافت این سنگ‌ها عمدتاً هیالوپورفیری با پورفیرهای کلینوپیروکسن است.

 

زمین‌شناسی و پتروگرافی (گدازه‌های هشتجین و سبلان و مقایسه با ولکانیک‌های لاهرود)

در این بخش خلاصه‌ای از خصوصیات زمین‌شناسی مناطق هشتجین (جنوب‌غرب اردبیل) و سبلان (مجاور محدوده لاهرود) و پتروگرافی گدازه‌های این مناطق آورده شده تا بتوان در بخش ژئوشیمی بین این سه تیپ سری ولکانیکی مقایسه‌ای انجام داد.

(الف) ولکانیک‌های منطقه هشتجین: همانند منطقه لاهرود، سن گدازه‌های منطقه هشتجین نیز در طیفی مابین پالئوسن بالایی تا عمدتاً ائوسن در تغییر است.سنگ‌های آذرین موجود در منطقه هشتجین، شامل واحدهای بازیک-حدواسط آتشفشانی همراه با برش‌ها و توف‌ها هستند. سنگ‌های بازیک منطقه شامل بازالت‌ها، آندزیت‌ها (آندزیت، هورنبلندآندزیت و آندزی‌بازالت) هستند. دلریت‌ها و بازالت‌ها گاهی به‌صورت دایک و یا سیل در داخل برش‌های موجود در منطقه ظاهر شده‌اند. جنس قطعات سنگی موجود در برش‌ها شامل قطعات بازالتی، الیوین بازالتی آندزیتی و داسیتی هستند. بازالت‌های مورد مطالعه با کانی‌های اصلی پیروکسن و پلاژیوکلاز مشخص شده، معمولاً بافت میکرولیتی، پورفیری با خمیره میکرولیتی و یا شیشه‌ای دارند (شکل 3- C). فنوکریست‌های این بازالت‌ها شامل پیروکسن، پلاژیوکلاز والیوین بوده وکانی‌های زمینه شامل پیروکسن وپلاژیوکلاز به اضافه کانی‌های فرعی و کدر هستند. آندزیت‌ها، قسمت اعظم سنگ‌های موجود در منطقه هشتجین را تشکیل می‌دهند. کانی‌های تشکیل‌دهنده آندزیت‌ها شامل پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، پیروکسن و همچنین، کانی‌های ثانویه کلسیت، کلریت و کانی‌های رسی هستند. داسیت‌ها از دیگر واحدهای سنگی هستند که در برخی موارد همراه آندزیت‌ها دیده می‌شوند. بنا به مطالعات رهگشای و همکاران (1385) بر روی بخشی از ولکانیک‌های منطقه هشتجین، ترکیب این گدازه‌ها کالک‌آلکالن (و حتی تا اندکی آلکالن) برآورد شده است.

(ب) ولکانیک‌های پلیوکواترنر منطقه سبلان (سبلان جدید): منطقه سبلان شامل طیفی از گدازه‌های قدیمی به سن میوسن بالایی و گدازه‌های جدید پلیوکواترنری بوده که شامل مجموعه از ولکانیک‌هایی با ترکیب آندزیتی تا داسیتی و حجم زیاد ایگنیمبریت‌ها هستند (Alberti et al., 1980). به‌طور کلی، می‌توان فعالیت سبلان را در دو مرحله خلاصه نمود:

1- در مرحله اول حجم زیادی از ایگنیمبریت و خاکستر آتشفشانی همراه با گدازه‌های آندزیتی و داسیتی فوران نموده است. پس از چندین فاز انفجاری، بخش مرکزی این آتشفشان فرونشست نموده و یک کالداری آتشفشانی را تشکیل داده است؛

2- در مرحله دوم گنبدهای آتشفشانی با ترکیب داسیتی و آندزیتی در محل کالدرای قدیمی شروع به بالا آمدن کرده‌اند. ترکیب گدازه‌های پلیوکواترنری سبلان (سبلان جدید) کالک‌آلکالن غنی از پتاسیم تا شوشونیتی بوده (Innocenti et al., 1982)؛ هر چند نمونه‌های مورد مطالعه توسط Dostal و Zerbi (1978) دارای روند تفریق یافته، هم در عناصر نادر خاکی سبک و هم در عناصر نادر خاکی سنگین هستند (مشابه روند آداکیتی). مطالعات Didon و Gemain (1976) نیز نشان می‌دهد که ترکیب گدازه‌های پلیوکواترنر سبلان دارای ترکیب لاتیتی و غنی از پتاسیم است. نمونه‌های برداشت شده در این مطالعه از گدازه‌های پلیوکواترنری بوده که دارای طیف ترکیبی آندزیت تا داسیت، بدون حفره تا به‌شدت حفره‌دار (اسکوری آندزیت) هستند. این سنگ‌ها آفیریک تا به‌طور ضعیفی فیریک هستند (شکل 3- D).

در نمونه‌های آندزیتی فنوکریست‌های پلاژیوکلاز به‌همراه فنوکریست‌های کلینوپیروکسن در خمیره‌ای متشکل از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن قرار دارند، اما حجم اعظم خمیره سنگ را مواد شیشه‌ای در بر می‌گیرد. نمونه‌های داسیتی عموماً آفیریک بوده، در برخی موارد فنوکریست‌های پلاژیوکلاز (و گاهی فلدسپار پتاسیم) در سنگ دیده می‌شوند. در خمیره شیشه‌ای این سنگ‌ها علاوه بر فاز شیشه، میکرولیت‌های پلاژیوکلاز همراه با میکرولیت‌های کلینوپیروکسن پراکنده شده‌اند.

 

 

ب

 

 

الف

 

 

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی نمونه‌های ولکانیکی مورد مطالعه مناطق لاهرود، سبلان و هشتجین (تمامی تصاویر به جز A در نور XPL). A) همراهی فنوکریست‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در باناکیت‌های منطقه لاهرود، B) فنوکریست‌های کلینوپیروکسن به‌همراه میکروفنوکریست‌های پلاژیوکلاز در آبساروکیت‌های لاهرود، C) فنوکریست‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز به‌صورت تجمعات گلومروپورفیریتیک در خمیره شیشه ای-میکرولیتی در گدازه‌های منطقه هشتجین، D) ولکانیک‌های (اسکوری آندزیت) آفیریک سبلان با حفره‌های خروج گاز

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


ژئوشیمی ولکانیک‌های مورد مطالعه

عناصر اصلی

ولکانیک‌های منطقه لاهرود با مقدار اکسید سیلیس برابر 46 تا 56 درصد وزنی مشخص شده در حالی‌که میزان L.O.I.گدازه‌ها در طیفی بین 5/1 تا 8 درصد وزنی در تغییر است (جدول 1). میزان اکسید آلومینیم و پتاسیم این گدازه‌ها نیز بالا بوده، مقادیری به ترتیب بین 16 تا 18 و 3 تا 6 درصد وزنی را نشان می‌دهند. دیاگرام اکسید منیزیم در مقابل اکسید‌های اصلی و فرعی در شکل 4 نشان داده شده است.

 

 

 
 

شکل 4- نمودار تغییرات اکسید منیزیم در مقابل برخی عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی برای گدازه‌های لاهرود، هشتجین و سبلان

 

ب

 

 

الف

 


کاهش میزان اکسید منیزیم، با کاهش محسوس در اکسید سدیم، اکسید تیتان و میزان نسبت CaO/Al2O3 منطبق است، در حالی‌که اکسید آلومینیم تقریباً ثابت بوده، تغییرات چندانی نشان نمی‌دهد. این امر نشان می‌دهد که ترکیب گدازه‌های مورد مطالعه تقریباً در عناصر اصلی ثابت بوده است؛ هر چند کاهش نسبت CaO/Al2O3 می‌تواند به تغییرات ناشی از تفریق پلاژیوکلاز نسبت داده شود. در دیاگرام مجموع آلکالی‌ها در مقابل اکسید سیلیسیم (محاسبه شده بر اساس مقادیر بی‌آب یا خشک) یا دیاگرام TAS (LeBas et al., 1986) سری‌های ولکانیکی منطقه لاهرود دارای طیف ترکیبی تراکی‌آندزیت تا تراکی‌آندزیت بازالتی و نمونه‌های با گرایش آلکالن دارای ترکیب آبساروکیتی تا شوشونیتی هستند (شکل 5- A).

در مقابل گدازه‌های سبلان دارای ترکیب تراکی‌آندزیت تا تراکی‌داسیت بوده، ولکانیک‌های هشتجین به تراکی‌بازالت تا تراکی‌آندزیت بازالتی گرایش دارد و یک نمونه نیز دارای ترکیب ریوداسیتی است (شکل 5- A). مقادیر اکسید پتاسیم نمونه‌های مورد مطالعه نسبت به اکسید سدیم بالا بوده و بنابراین، خصوصیات شوشونیتی نشان می‌دهند (شکل 5- B). به‌دلیل اینکه برخی نمونه‌های سنگی دارای آلتراسیون بوده، مقادیر L.O.I. بالا نشان می‌دهند، لذا مقادیر اکسید‌های سدیم، پتاسیم و سیلیسیم بر حسب خشک یا بی‌آب محاسبه شده‌اند.

 

عناصر کمیاب و نادر خاکی

تغییرات عناصر فرعی و نادر خاکی در شکل 4 نشان داده شده است. در این شکل همراه با کاهش اکسید منیزیم: 1- بر میزان لانتانیم، نیوبیم و زیرکونیم افزوده شده، در حالی‌که: 2- از میزان وانادیم، ایتربیم و ایتریم کاسته می‌شود. کاهش عناصر اخیر همراه با کاهش عدد منیزیم می‌تواند به تفریق کلینوپیروکسن نسبت داده شود؛ هرچند تغییرات و کاهش محسوس اکسید تیتان و وانادیم همراه با کاهش اکسید منیزیم می‌تواند ناشی از تفریق جزیی تیتانومگنتیت نیز باشد. میزان توریم نمونه‌های سنگی لاهرود بالا بوده و بنابراین، در دیاگرام توریم در مقابل کبالت (Hastie et al., 2007) نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده سری‌های شوشونیتی واقع می‌شوند (شکل 6). در مقابل، نمونه‌های سبلان نیز دارای گرایش شوشونیتی است، در حالی‌که نمونه‌های هشتجین بیشتر گرایش کالک‌آلکالن نشان می‌دهند.

 

شکل 5- ترکیب ولکانیک‌های مورد مطالعه (محدوده‌های لاهرود، سبلان و هشتجین) در: A) دیاگرام مجموع آلکالی‌ها در مقابل اکسید سیلیس (LeBas et al., 1986)، B) دیاگرام اکسید پتاسیم در مقابل اکسید سدیم (Chung et al., 1998) (مقادیر اکسید سیلیسیم، اکسید پتاسیم و اکسید سدیم بر حسب مقادیر خشک و بی‌آب محاسبه شده است)

 

شکل 6- دیاگرام توریم در مقابل کبالت (Hastie et al., 2007) برای نمونه‌های مورد مطالعه منطقه لاهرود، سبلان و هشتجین

 

سنگ‌های ولکانیکی منطقه لاهرود با غنی‌شدگی در در عناصر نادر خاکی سبک مشخص بوده (شکل 7)، با نسبت La (N) /Yb (N) برابر 10 تا 20 مشخص هستند. میزان کل عناصر نادر خاکی، به‌ویژه عناصر نادر خاکی سبک در نمونه‌هایی با ترکیب بازالتی (آبساروکیتی) نسبت به دیگر نمونه‌ها پایین است. نمونه‌های ولکانیکی منطقه سبلان دارای میزان عناصر نادر خاکی سبک مشابه با گدازه‌های لاهرود بوده، اما از عناصر نادر خاکی میانه تا سنگین (از Nd تا Lu) تهی‌شده‌تر هستند. گدازه‌های سبلان نیز دارای یک روند تفریق یافته و دارای غنی‌شدگی در عناصر نادر خاکی سبک و با نسبت La (N) /Yb (N) برابر 19 تا 20 هستند. تهی‌شدگی در عناصر نادر خاکی سنگین در گدازه‌های سبلان نسبت به ولکانیک‌های لاهرود می‌تواند ناشی از درصد حجمی پایین کلینوپیروکسن و آمفیبول در این سنگ‌ها باشد (شکل 7).

در مقابل، سری‌های ولکانیکی منطقه هشتجین دارای تمرکز پایین‌تری از کل عناصر نادر خاکی نسبت به گدازه‌های منطقه لاهرود و سبلان بوده، این گدازه‌ها نیز با غنی‌شدگی در عناصر نادر خاکی سبک و با نسبت La (N) /Yb (N) برابر 5 تا 13 مشخص هستند. روند عناصر نادر خاکی ولکانیک‌های منطقه هشتجین دارای الگویی مشابه و موازی گدازه‌های منطقه لاهرود بوده به نظر می‌رسد که دارای یک ﻣﻨﺸﺄ گوشته بوده است، اما فرآیندهای تفریق و غنی‌شدگی ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای در مورد گدازه‌های لاهرود شدیدتر بوده است.

 

 

شکل 7- دیاگرام عناصر نادر خاکی نرمالیز شده نسبت به کندریت و دیاگرام عناصر کمیاب نرمالیز شده نسبت به گوشته اولیه برای سری‌های ولکانیکی منطقه لاهرود، سبلان و هشتجین

 

در دیاگرام عناصر کمیاب نرمالیز شده نسبت به گوشته اولیه (شکل 7)، گدازه‌های منطقه لاهرود (و همچنین ناحیه سبلان و هشتجین) در روبیدیم، باریم، توریم، پتاسیم، سرب و استرانسیم غنی‌شدگی نشان داده، در مقابل دارای تهی‌شدگی در نیوبیم، تیتان و تانتال هستند. این ویژگی‌های عناصر کمیاب همراه با غنی‌شدگی در عناصر نادر خاکی سبک برای گدازه‌های سبلان و لاهرود نشان‌دهنده گرایش شوشونیتی آنها بوده، در حالی‌که ولکانیک‌های منطقه هشتجین گرایش کالک‌آلکالن غنی از پتاسیم را نشان می‌دهند.

 

پتروژنز و محیط تشکیل سری‌های ولکانیکی مورد مطالعه

1- فرآیند تبلور بخشی: به‌طور کلی، گدازه‌های منطقه لاهرود، سری‌های تفریق یافته‌ای هستند که این امر از میزان اکسید منیزیم پایین آنها (4/1 تا 4/3 درصد وزنی) و همچنین فراوانی فنوکریست‌های موجود در این گدازه‌ها مشخص است. این امر نشان‌دهنده تفریق بلورین این گدازه‌ها در طی صعود ماگما به سطح زمین است. از طرف دیگر، همان‌گونه که از شکل 4 مشخص است، ترکیب گدازه‌های مورد مطالعه نسبت به یکدیگر تقریباً ثابت بوده و نسبت به هم تفریق چندانی متحمل نشده‌اند. تنها می‌توان تفریق جزیی کلینوپیروکسن و تیتانومگنتیت را برای ایجاد تغییرات ژئوشیمیایی این گدازه‌ها نسبت به یکدیگر برشمرد. این امر برای گدازه‌های سبلان نیز صادق بوده، در حالی‌که ولکانیک‌های مورد مطالعه در منطقه هشتجین دارای گدازه‌هایی با ترکیب اولیه با میزان اکسید منیزیم برای 11 درصد وزنی و گدازه‌هایی با ترکیب تفریق یافته و اکسید منیزیم برابر 9/0 درصد وزنی هستند (جدول 1).

2- ﻣﻨﺸﺄ و محیط تشکیل ماگمای ولکانیک‌های مورد مطالعه: به‌طور کلی، نسبت‌های Th/Y در مقابل Nb/Y و Th/Yb در مقابل Nb/Yb می‌توانند اطلاعات جامعی درباره ﻣﻨﺸﺄ ولکانیک‌های مورد مطالعه به‌دست دهند. غنی‌شدگی گوشته‌ای توسط افزوده شدن درصد پایینی از مذابی که در اعماق بالا ایجاد شده، به غنی‌شدگی مذاب در روند درون صفحه‌ای همراه با افزایش توام نسبت‌های Th/Y و Nb/Y و یا Th/Yb و Nb/Yb منجر می‌شود. اما از طرف دیگر، غنی‌شدگی ناشی از سیالات زون فرورانش تنها به افزایش نسبت Th/Y و Th/Yb (به‌همراه کاهش نسبت Nb/Y و Nb/Yb) و یا افزایش نسبت Th/Nb منجر خواهد شد. همان‌گونه که در شکل 8 مشخص است روند غنی‌شدگی ولکانیک‌های مورد مطالعه در جهت و همسو با روند غنی‌شدگی مرتبط با زون فرورانش است. بنابراین، آنچه که در این شکل نیز مشخص است، نقش رسوبات در ﻣﻨﺸﺄ ولکانیک‌های مورد مطالعه است. علاوه بر این، روند ولکانیک‌های مورد مطالعه نیز با یک حالت افزایش در نسبت Th/Y (و یا Th/Yb) در مقابل نسبت Nb/Y (و یا Nb/Yb) مشخص بوده، نشان‌دهندة عملکرد متفاوت تفریق بلورین و یا غنی‌شدگی با درجات متفاوت ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای است. نسبت Nb/Yبرای ولکانیک‌های لاهرود برابر 3/0 تا 1/1 بوده در حالی‌که این نسبت برای گدازه‌های سبلان و هشتجین به ترتیب برابر 2/1 تا 1/2 و 3/0 تا 8/0 در تغییر است. به‌طور کلی، نقش ﻣﻨﺸﺄ استنوسفری؛ یعنی یک ﻣﻨﺸﺄ غنی شده (در مقابل ﻣﻨﺸﺄ لیتوسفری) در پیداش ولکانیک‌ها توسط نسبت Nb/Y>2 مشخص می‌شود (Pearce and Cann, 1973). بنابراین، می‌توان بیان نمود که یک ﻣﻨﺸﺄ لیتوسفری (ورقه فرورانش شده) همراه با مشارکت بخشی یک ﻣﻨﺸﺄ استنوسفری (از طریق مذاب‌هایی که از استنوسفر ﻣﻨﺸﺄ می‌گیرند) باعث پیدایش گدازه‌های نسبتا غنی شده سبلان (در مقابل دیگر گدازه‌های مورد مطالعه) شده‌ است. این امر باعث غنی‌شدگی بخشی و ناچیز HFSE در گدازه‌های سبلان شده است.

 

شکل 8- ولکانیک‌های مورد مطالعه بر روی: A) دیاگرام Th/Y در مقابل Nb/Y (Alici et al., 2002)، B) دیاگرام Th/Yb در مقابل Nb/Yb (Leat et al., 2004) (با اندکی تغییرات).

 

3- ﺗﺄثیر رسوبات + ورقه فرورانش شده در ناحیه ﻣﻨﺸﺄ (Mantle wedge) سری‌های ولکانیکی مورد مطالعه: همان‌گونه که می‌دانیم، رسوبات اقیانوسی (دارای ﻣﻨﺸﺄ پلاژیک و یا ﻣﻨﺸﺄ تخریبی از محیط‌های قاره‌ای اطراف)، همراه با لیتوسفر اقیانوسی (با ترکیب بازالتی+سرپانتینیت‌ها) در ناحیه دراز گودال (Trench) به داخل گوشته فرورانش حاصل کرده، می‌توانند ﺗﺄثیرات قابل ملاحظه‌ای بر روی سیالات و یا مذاب‌های ناشی از ورقه فرورانش شده (دگرگون شده در رخساره آمفیبولیت و یا اکلوژیت) اعمال نمایند.

ﺗﺄثیر این رسوبات بر روی مذاب‌های ناشی شده از لیتوسفر اقیانوسی دگرگون شده در زون فرورانش، و متقابلا ﺗﺄثیر این مذاب‌ها بر روی گوه گوشته‌ای با استفاده از مطالعات ایزوتوپی B، Be  و یا Pb قابل استنباط است. از طرف دیگر، برای پی بردن به نقش رسوبات در ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای بازالت‌های قوس‌های آتشفشانی و یا پی بردن به نقش ذوب‌بخشی گوه گوشته‌ای به تنهایی و یا مشارکت رسوبات فرورانش شده در تشکیل مذاب‌های بازالتی قوس‌های آتشفشانی دیاگرام Th/La در مقابل Sm/La نیز پیشنهاد شده است (Plank, 2005). به‌طور کلی، نسبت Th/La در بازالت‌های اقیانوسی پایین بوده (<2/0)، در حالی‌که در محیط‌های قاره‌ای این نسبت بالا (>25/0) و در بازالت‌های قوس‌های آتشفشانی و رسوبات دریایی این نسبت متغیر است (09/0 تا 34/0). سنگ‌های قوس‌های آتشفشانی روندی خطی را بین ترکیب رسوبات دراز گودال و ترکیب گوشته (تیپ مورب) در دیاگرام Th/La در مقابل Sm/La تشکیل می‌دهند (شکل 9). بنابراین، ماگماهای قوس‌های آتشفشانی میزان بالای نسبت Th/La خود را از رسوبات فرورانش شده به ارث می‌برند (Plank, 2005) و این نسبت در گوه گوشته‌ای و در طی فرورانش به تنهایی (بدون مشارکت رسوبات) نمی‌تواند مقادیر تفریق یافته و بالا نشان دهد.

نسبت Th/La برای گدازه‌های منطقه لاهرود در طیف 15/0 تا 33/0در تغییر بوده، اکثر نمونه‌های مورد مطالعه تمایل به محدوده قوس آتشفشانی Honshu arc را نشان داده، روندی اختلاطی بین دو قطب گوشته و رسوبات نشان می‌دهند. به‌نظر می‌رسد که ترکیب قطب رسوبات برای سری‌های ولکانیکی مورد مطالعه، با ترکیب رسوبات دراز گودال Izu مشابه است. نسبت Th/La برای ولکانیک‌های سبلان و هشتجین نیز به ترتیب برابر 18/0 تا 36/0 و 21/0 تا 33/0 است. بنابراین، همان‌گونه که در شکل 9 مشخص است، اولاً نسبت Th/La در مقدار ثابتی از نسبت Sm/La در حال تغییر بوده، در ثانی نقش رسوبات در ناحیه ﻣﻨﺸﺄ گدازه‌های مورد مطالعه امری بدیهی است. البته، علاوه بر این باید در نظر داشت که نسبت بالای Th/La برای گدازه‌هایی با سیلیس بالا (تفریق‌یافته و اسیدی با SiO2>53%) می‌تواند به تجمع عناصر نادر خاکی در فازهایی مانند آلانیت و یا آپاتیت و حضور آنها نیز در این سنگ‌ها نسبت داده شود (Plank, 2005).

 

 

 

شکل 9- دیاگرام Th/La در مقابل Sm/La برای بازالت‌های قوس‌های آتشفشانی و سری‌های ولکانیکی منطقه مورد مطالعه (با تغییرات از Plank و همکاران،‌ 2007). هر قوس آتشفشانی روندی اختلاطی (Mixing trend) بین یک ترکیب گوشته‌ای (در آرایش MORB در حوضه خاکستری رنگ) و یک ترکیب رسوبی (رسوبات دراز گودال) را تشکیل می‌دهد.

 

 

4- تغییرات در رژیم و درجه ذوب‌بخشی: به‌طور کلی، تغییرات کانی‌شناسی دیرگداز (Residual mineralogy) و درجه ذوب‌بخشی در گوشته مرتبط با فرورانش (Sub-arc mantle) ولکانیک‌های مورد مطالعه را می‌توان توسط فراوانی عناصر نادر خاکی و از همه مهم‌تر نسبت‌های عناصر نادر خاکی این گدازه‌ها مدل‌بندی نمود. در این خصوص فراوانی عنصر به‌شدت ناسازگار La و کمتر ناسازگار Sm در ولکانیک‌های مورد مطالعه می‌تواند ترکیب کلی ناحیه ﻣﻨﺸﺄ آنها را توضیح دهد، زیرا تمرکز این دو عنصر به‌طور متفاوتی توسط ﻣﻨﺸﺄ (پریدوتیت‌های سکانس گوشته‌ای) اسپینل‌دار و/یا گارنت‌دار کنترل نمی‌شود (Aldanmaz et al., 2000). از طرف دیگر، نسبت Sm/Yb ولکانیک‌های مورد مطالعه به ترکیب کانی‌شناسی ناحیه ﻣﻨﺸﺄ این سری‌های ولکانیکی وابسته است، زیرا که Yb به‌شدت در گارنت نسبت به کلینوپیروکسن و یا اسپینل سازگار است.

بنابراین، می‌توان برای پی بردن به تغییرات در رژیم و درجه ذوب‌بخشی ناحیه ﻣﻨﺸﺄ سری‌های ولکانیکی لاهرود، هشتجین و سبلان از دیاگرام‌های La/Sm در مقابل La و یا نسبت‌های Sm/Yb در مقابل Sm و یا نسبت La/Sm استفاده نمود، لیکن چون اغلب واحدهای سنگی مورد مطالعه ترکیب اولیه نداشته، تفریق‌یافته هستند، بهترین دیاگرام نسبت Sm/Yb در مقابل La/Sm است (شکل 10).

 

 

 

 

شکل 10- تغییرات عناصر نادر خاکی در سری‌های ولکانیکی مورد مطالعه بر حسب دیاگرام Sm/Yb در مقابل La/Sm. روند گوشته‌ای (Mantle array) در این شکل (خط ضخیم) توسط ترکیب گوشته تهی شده تیپ مورب (DM) (McKenzie and O'Nions, 1991) و گوشته اولیه (PM) (Sun and McDonough, 1989) مشخص می‌شود. منحنی‌های ذوب‌بخشی برای ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای اسپینل لرزولیت (Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11) و گارنت لرزولیت (Ol60+Opx20+Cpx10+gt10) با ترکیبات گوشته تهی شده تیپ مورب و گوشته اولیه از Aldanmaz و همکاران (2000)، افزون بر این، خطوط و اعداد روی منحنی‌های ذوب نشان‌دهنده درجه ذوب‌بخشی برای یک ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای باشد. علاوه بر این، در این دیاگرام ترکیب N-MORB و E-MORB از Sun و McDonough (1989) نیز آورده شده است.

 

 

به‌طور کلی، ذوب‌بخشی اسپینل لرزولیت ماگمایی با نسبت‌های Sm/Yb مشابه با مقدار این نسبت در ناحیه ﻣﻨﺸﺄ تولید نموده، در حالی‌که میزان نسبت La/Sm و میزان Sm با افزایش میزان ذوب‌بخشی کاهش نشان می‌دهند (Aldanmaz et al., 2000). بنابراین، مذاب‌هایی که از ذوب‌بخشی ﻣﻨﺸﺄ اسپینل لرزولیت حاصل می‌شوند، دارای روند ذوب‌بخشی خواهند بود که این روند از روند گوشته‌ای یا Mantle array (خطی که در شکل 10 از DM و PM عبور می‌نماید) پیروی می‌کند. از طرف دیگر، مذاب‌هایی که از ذوب کم تا متوسط گارنت لزولیت‌ها ایجاد می‌شوند، دارای نسبت‌های Sm/Yb بسیار بالاتر از این نسبت در ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای خود هستند. همان‌گونه که در شکل 10 مشخص است سری‌های ولکانیکی منطقه لاهرود توسط درجه ذوب‌بخشی >1/0 و

علاوه بر یک ﻣﻨﺸﺄ لروزولیت گارنت-اسپینل‌دار که برای ژنز گدازه‌های لاهرود در اینجا پیشنهاد شده، مطالعات تجربی Conceicao و Green (2004)‌ نشان داده است که ذوب‌بخشی یک ﻣﻨﺸﺄ لرزولیتی فلوگوپیت- پارگازیت‌دار نیز می‌تواند عامل ایجاد یک ماگمایی با ترکیب تراکی‌آندزیتی و با گرایش شوشونیتی (مشابه با گدازه‌های لاهرود) باشد.

 

بحث و نتیجه‌گیری

1) منطقه لاهرود بخشی از کمربند ولکانیکی شمال‌غرب ایران (ایالت آتشفشانی آذربایجان) است که در حد فاصل حوضه جنوب دریای خزر (از طرف شرق) و کمربند ماگمایی ارومیه-دختر (از سمت غرب) و خط درز قره داغ- سوان آکرا (از شمال) قرار گرفته است، این منطقه بخشی از کمربند ماگمایی البرز غربی یا تالش است.

2) توالی‌های ائوسن در منطقه لاهرود شامل طیفی از سنگ‌های ولکانیکی با ترکیب آندزیت، آندزی بازالت، تفریت و لاتیت هستند که دایک‌های بازالتی، آندزیتی و تفریتی آنها را قطع می‌کنند. این توالی‌های ائوسن در نقشه لاهرود با عنوان واحدهای Ebr، Eb و Ebp شناخته می‌شوند.

3) در غرب منطقه مورد مطالعه آتشفشان پلیوکواترنر سبلان با گدازه‌هایی با ترکیب آندزیتی و داسیتی قرار گرفته‌اند که توسط Dostal و Zerbi (1978) و Innocenti و همکاران (1982) ترکیب کالک‌آلکالن غنی از پتاسیم تا شوشونیتی برای آنها در نظر گرفته شده است. علاوه بر این، در جنوب‌غرب منطقه لاهرود گدازه‌هایی با سن ائوسن در منطقه هشتجین گزارش شده‌اند که شامل طیفی از ولکانیک‌هایی با ترکیب بازالت، آندزی‌بازالت و داسیت است. برای این ولکانیک‌ها نیز ترکیب کالک‌آلکالن پیشنهاد شده است.

4) ولکانیک‌های منطقه لاهرود دارای طیف ترکیبی از تراکی‌آندزیت تا تراکی‌آندزی بازالت (آبساروکیت تا شوشونیت) بوده، نسبت به گدازه‌های منطقه هشتجین و سبلان دارای مجموع آلکالی‌های بالاتری هستند.

5) میزان کل عناصر نادر خاکی ولکانیک‌های منطقه لاهرود بالا بوده، با غنی‌شدگی در عناصر نادر خاکی سبک مشخص هستند. از طرف دیگر، نسبت به گوشته اولیه این ولکانیک‌ها در HFSE تهی‌شدگی و در LILE غنی‌شدگی بالایی نشان می‌دهند. خصوصیات عناصر نادر خاکی و عناصر کمیاب آنها نشان‌دهنده گرایش شوشونیتی این گدازه‌هاست. علاوه بر این، این خصوصیات ژئوشیمیایی با نشات گرفتن این گدازه‌ها از زون فرورانش سازگاری دارد. روند عناصر نادر خاکی ولکانیک‌های لاهرود تفاوت‌های چشمگیری را با گدازه‌های منطقه هشتجین و سبلان نشان می‌دهد، بنابراین، نشان‌دهنده ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای متفاوت این گدازه‌ها نسبت به یکدیگر است.

6) بالا بودن نسبت‌های Th/Yb و Th/Y و یا Th/Nb در گدازه‌های مورد مطالعه، نشان‌دهندة ﻣﻨﺸﺄ گرفتن ولکانیک‌های مورد نظر از یک زون مرتبط با فرورانش بوده، هر چند نسبت Nb/Y (و یا Nb/Yb) برای گدازه‌های سبلان نسبت به ولکانیک‌های منطقه هشتجین و لاهرود بالاتر بوده، نشان از سهیم بودن درصد پایینی از مذاب استنوسفری در ایجاد ولکانیک‌های مذکور دارد. این مذاب‌های ناشی شده از ﻣﻨﺸﺄ استنوسفری باعث غنی‌شدگی نسبی ﻣﻨﺸﺄ گدازه‌های سبلان در HFSE شده و گوشته‌ای نسبتاً غنی شده (تیپ OIB) را ایجاد نموده است.

7) با توجه به ترکیب شیمیایی گدازه‌های لاهرود، یک ﻣﻨﺸﺄ غنی شده (گارنت به‌عنوان فاز باقی مانده و یا وجود فلوگوپیت) برای ایجاد این گدازه‌ها پیشنهاد شده است، از طرف دیگر، میزان ذوب‌بخشی برای گدازه‌های لاهرود بین 1/0< تا 3> از یک گوشته لرزولیتی اسپینل-گارنت‌دار برآورد شده است. این در حالی است که گدازه‌های سبلان میزان ذوب‌بخشی پایین تری را نشان می‌دهند.

8) با توجه به مطالعات حاضر، غنی‌شدگی از عناصر ناسازگار (نادر خاکی و کمیاب)، درجه تفریق بلورین، میزان مشارکت رسوبات در ﻣﻨﺸﺄ، نوع ﻣﻨﺸﺄ و درجه ذوب‌بخشی برای گدازه‌های لاهرود، سبلان و هشتجین متفاوت است، فرآیند‌های ذکر شده در بالا می‌تواند عامل ایجاد تفاوت‌های ژئوشیمیایی در این گدازه‌ها باشد.

9) مجموعه‌ای از نظریات مختلف برای پیدایش سری‌های ولکانیکی ایالت آذربایجان و زون تالش پیشنهاد شده است که به‌طور خلاصه شامل: 1- طبق نظر Alavi (1996) مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر یک کمپلکس آتشفشانی قوسی (Volcanic arc) بوده که با فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس در اواخر مزوزوییک-سنوزوییک در ارتباط است. در نتیجه این فرورانش، یک حوضه پشت قوس در حد فاصل البرز و ارومیه-دختر به وجود آمده که فرورانش (رو به شمال‌شرق) این پوسته اقیانوسی پشت قوس در زیر بخش غربی-جنوب‌غربی بلوک البرز باعث بسته شدن حوضه پشت قوس، ایجاد ماگماتیسم البرز غربی و برخورد قوس-قاره در اوائل سنوزوییک شده است. بنابراین، وجود و پیدایش گدازه‌های جوان‌تر از پالئوسن-ائوسن در کمربند تالش-البرز غربی را می‌توان به ولکانیسم پس از برخورد (Post-collisional) نسبت داد؛ 2- بنا به نظر Berberian (1983) در اواخر پالئوزوییک-تریاس قطعات قاره‌ای گندوانا، شامل البرز و تالش از گندوانا جدا شده و با بسته شدن اقیانوس پالئوتتیس به بلوک آسیا (اوراسیا) برخورد نموده‌اند. به دنبال فاز کوهزایی برخوردی و حرکات فشارشی تریاس میانی (220 میلیون سال پیش)، شروع یک فاز کششی در البرز غربی-تالش با ولکانیسم کافت اواخر تریاس (Rhaetian) و نهشته شدن تشکیلات شمشک در ناحیه تالش و البرز مشخص است. این فاز کششی همراه با گسترش حوضه اقیانوسی سوان آکرا-قره‌داغ (و شمال لاهرود) همراه بوده که فرروانش این پوسته اقیانوسی به زیر بلوک اوراسیا با پیدایش ولکانیسم کالک‌آلکالن مزوزوییک همراه بوده است. البته، این فرورانش برای پیدایش سری‌های ولکانیکی مزوزوییک صادق بوده، با ولکانیسم سنوزوییک منطقه لاهرود سازگاری ندارد؛ 3- طبق نظر Innocenti و همکاران (1982) کمربند ولکانیکی تالش و البرز غربی توسط فرورانش رو به شمال لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس تشکیل شده است. ایشان عقیده دارند که در نتیجه افزایش سرعت صفحه عربی، حداقل در میوسن میانی، کاهش درخور توجهی در شیب صفحه فرورانش ایجاد شده که تشکیل ولکانیک‌های تالش و البرز غربی به تغییرات در ژئومتری فرورانش نسبت داده می‌شود؛ 4- به‌طور کلی، ولکانیسم شرق ترکیه و ایران (یا زون برخوردی شرق آناتولی) به پرشیب شدن و گسستگی صفحه فرورانش شده (Slab steepening and breakoff) در زیر یک کمپلکس فرورانش-منشور به‌هم افزوده (subduction-accretion complex) در یک رژیم برخوردی نسبت داده شده است (Sengor et al., 2003; Keskin, 2003). با توجه به مطالعات اخیر، این مدل در حقیقت مدل کامل‌تری برای تشکیل ولکانیسم سنوزوییک (به‌خصوص ولکانیسم جوان) شرق ترکیه و شمال‌غرب ایران به‌شمار می‌رود.

 

سپاسگزاری

نویسندگان مقاله بر خود لازم می‌دانند از حمایت‌های مالی دانشگاه محقق اردبیلی سپاسگزاری نمایند. همچنین، از داوران محترم مجله پترولوژی که با پیشنهادهای سازنده خویش به بهتر شدن ساختار علمی مقاله کمک نموده‌اند، تشکر و قدردانی می‌شود.

 

باباخانی، ع. ر. و ناظر، ح. ن. (1370) نقشه 100000/1 منطقه لاهرود. سازمان زمین‌شناسی ایران.

رهگشای، م.، شفایی‌مقدم، ه.، غفاری، ر. و کتابداری، م. ر. (1385) پترولوژی سری‌های مافیک شمال‌شرق هشتجین، جنوب اردبیل، ایران. فصلنامه علوم زمین، سازمان زمین­شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 16: 2-27.

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

Alberti, A. A., Comin-Chiaramonti, P., Sinigoi, S., Trieste, M., Nicoletti, B. and Petrucciani, C. (1980) Neogene and Quaternary volcanism in Eastern Azerbaijan (Iran): some K-Ar age determinations and geodynamic implications. Geologische Rundschau 69: 216-225.

Alberti, A. A., Comin-Chiaramonti, P., Dibattistini, G., Nicoletti, M., Petrucciani, C. and Siniqoi, S. (1976) Geochronology of the eastern Azarbaijan volcanic plateau (north- west Iran). Rendiconti della Societa Italiana di Mineralogia e Petrologia 32: 579-589.

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

Alici, P., Temel, A. and Gourgaud, A. (2002) Pb-Nd-Sr isotope and trace element geochemistry of Quaternary extension-related alkaline volcanism: A case study of Kula region (western Anatolia, Turkey). Journal of Volcanology and Geothermal Research 115: 487-510.

Allen, M. B., Jackson, J. and Walker, R. (2004) Late Cenozoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparison of short-term and long-term deformation rates. Tectonics 23: 1-16.

Allen, M. B., Ghassemi, M. R., Shahrabi, M. and Qorashi, M. (2003a) Accomodation of the late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology 25: 659-672.

Allen, M. B., Vincent, S. J., Alsop, G. I., Ismail-zadeh, A. and Flecker, R. (2003b) Late Cenozoic deformation in the south Caspian region: effects of a rigid basement block within a collision zone. Tectonophysics 366: 223-239.

Allen, M. B., Jones, S., Ismail-Zadeh, A., Simmons, M. D. and Anderson, L. (2002) Onset of subduction as the cause of rapid Pliocene-Quaternary subsidence in the South Caspian Basin. Geology 30: 775–778.

Assereto, R. (1966a) Explanatory notes on the geological map of upper Djadjerud and Lar valleys (central Alburz, Iran). Serics G. publication no. 232. Institute of geology of the University of Milan, Italy.

Assereto, R. (1966b) The Jurassic shemshak formation in central Elburz (Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 1133-1182.

Bailey, E. B., Jones, R. C. B. and Asfia, S. (1948) Notes on the geology of the Elborz Mountains, north-east of Tehran, Iran. Quarterly Journal of the Geological Society of London 104: 1-42.

Berberian, M. (1983) The South Caspian: a compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Science 20: 163-183.

Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: H.K., Gupta and F.M., Delany (Eds.): Zagros, Hindukosh, Himalaya geodynamic evolution. American Geophysical Union, Washington 5-32.

Chung, S. L., Lo, C. H., Lee, T. Y., Zhang, Y., Xie, Y., Li, X., Wang, K. L. and Wang, P. L. (1998) Diachronous uplift of the Tibetan plateau starting from 40 My ago. Nature 394: 769–773.

Comin-Chiaramonti, P., Mosca, R., Sinigoi, S. and Battistini, G. (1978) Miocene volcanism in the Nir district (Eastern Azerbaijan, Iran). Neues Jahrbuch für Mineralogie (Abhandlungen) 133: 23-32.

Conceicao, R. V. and Green, D. H. (2004) Derivation of potassic (shoshonitic) magmas by decompression melting of phlogopite-pargasite lherzolite. Lithos 72: 209-229.

Didon, G. and Gemain, Y. M. (1976) Le Sabalan, volcano Plio-Quaternaire de l'Azerbaijan Oriental (Iran): Etude gelogique et petrographique de l'edifice et de son environment regional. These 3 cycle, Grenoble, France.

Dostal, J. and Zebri, M. (1978) Geochemistry of Savalan volcano (northwestern Iran). Chemical Geology 22: 31-42.

Galoyan, G., Rolland, Y., Sosson, M., Corsini, M., Billo, S., Verati, C. and Melkonyan, R. (2009) Geology, geochemistry and 40Ar/39Ar dating of Sevan ophiolites (Lesser Caucasus, Armenia): Evidence for Jurassic Back-arc opening and hot spot event between the South Armenian Block and Eurasia. Journal of Asian Earth Sciences 34: 135-153.

Gansser, J. and Huber, H. (1962) Geological observations in the central Elburz. Schweiz Mineral Petrograph Mitt 42: 583-630.

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: Development of the Th–Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48: 2341-2357.

Innocenti, F., Manetti, P., Mazzuuoli, R., Pasquare, G. and Villari, L. (1982) Anatolia and north-western Iran. In: Thorpe R.S. (Ed.): Andesites, Wiley 327-349.

Jackson, J. A., Priestley, K., Allen, M. B. and Berberian, M. (2002) Active tectonics of the South Caspian Basin. Geophysical Journal International 148: 214-245.

Kazmin, V. G., Sbotshikov, J. M., Ricou, L., Zoneshain, L. P., Boulin, J. and Knipper, A. L. (1986) Volcanic belts as markers of the Mesozoic-Cenozoic active margin of Eurasia. Tectonophysics 123: 123-152.

Keskin, M. (2003) Magma generation by slab steepening and breakoff beneath a subduction-accretion complex: An alternative model for collision-related volcanism in Eastern Anatolia, Turkey. Geophysical Research Letters 30(24): 8046.

Leat, P. T., Pearce, J. A., Barker, P. F., Millar, I. L., Barry, T. L. and Larter, R. D. (2004) Magma genesis and mantle flow at a subducting slab edge: the South Sandwich arc-basin system. Earth and Planetary Science Letters 227; 17-35.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.

Lescuyer, J. L., Michel, R., Riov, R. and Vivier, G. (1976) Etude geochimique du volcanisme tertiaire de la region de Mianeh (Azerbaijan, Iran). Journal of Alpine Geology 52: 85-98.

Mangino, S. and Priestley, K. (1998) The crustal structure of the southern Caspian region. Geophysical Research Letters 133: 630-648.

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

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic Setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth and Planetary Science Letter 19: 290-300.

Plank, T., Kelley, K. A., Murray, R. W. and Stern, L. Q. (2007) Chemical composition of sediments subducting at the Izu-Bonin trench. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 8: 4.

Plank, T. (2005) Constraints from thorium/lanthanum on sediment recycling at subduction zones and the evolution of the continents. Journal of Petrology 4: 1-24.

Riou, R., Dupuy, C. and Dostal, J. (1981) Geochemistry of coexisting alkaline and calc-alkaline volcanic rocks from northern Azarbaijan (N.W. Iran). Journal of Volcanology and Geothermal Research 11: 253-275.

Schroeder, J. W. (1944) Essai sur la structure de l’Iran. Swiss Geological Society, Eclogae Geologicae Helvetiae 37(1): 37-81.

Sengor, A. M. C., Ozeren, S., Zor, E. and Genc, T. (2003) East Anatolian high plateau as a mantle supported, N-S shortened domal structure. Geophysical Research Letters 30(24): 8045.

Sengor, A. M. C., Altiner, D., Cin, A., Ustaomer, T. and Hsu, K. J. (1988) The Tethyside orogenic collage. In: M. G., Audley-Charles and A., Hallam (Eds.): Gondwana and Tethys. Geological Society and Oxford University Press, Special Publication of the Geological Society 37: 119-181.

Stampfli, G. M., Marcoux, J. and Baud, A. (1991) Tethyan margins in space and time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 87: 373-409.

Stampfli, G. M. (1978) Etude geologique general de l'Elburz oriental au S de Gonbad-e Qabus (Iran, N-E). These de Doc. des Sciences. No. 1868, Universite de Geneva.

Stocklin, J. (1960) Ein Querschnitt durch den ost Elburz. Swiss Geological Society, Eclogae Geologicae Helvetiae 72: 681-694.

Stockin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: A review. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists 52: 1229-1258.

Stocklin, J. (1974a) Northern Iran: Alborz Mountains. Geological Society of London, Special Publication 4: 213-234.

Stocklin, J. (1974b) Possible ancient continental margins in Iran. In: C. A. Burke and C. L. Drak (Eds.): The geology of continental margins. Berlin, West-Germany, Springer-Verlag 873-884.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: A. D., Saunders and M. J., Norry (Eds.): Magmatism in Ocean Basins. eological Society of London, Special Publication 313–345.

Vincent, S. J., M. B. Allen, A. Ismail-zadeh, and Flecker, R. (2002) The Paleogene evolution and sedimentary fill of the South Caspian Basin: Insights from the Talysh of southern Azerbaijan. Geological Society of London meeting on Petroleum Geology of the Caspian Basins, London, UK.

Wensink, H. and Varekamp, J. C. (1980) Paleomagnetism of basalts from Alborz: Iran part of Asia in the Cretaceous. Tectonophysics 68: 113-129

منابع

باباخانی، ع. ر. و ناظر، ح. ن. (1370) نقشه 100000/1 منطقه لاهرود. سازمان زمین‌شناسی ایران.

رهگشای، م.، شفایی‌مقدم، ه.، غفاری، ر. و کتابداری، م. ر. (1385) پترولوژی سری‌های مافیک شمال‌شرق هشتجین، جنوب اردبیل، ایران. فصلنامه علوم زمین، سازمان زمین­شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 16: 2-27.

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

Alberti, A. A., Comin-Chiaramonti, P., Sinigoi, S., Trieste, M., Nicoletti, B. and Petrucciani, C. (1980) Neogene and Quaternary volcanism in Eastern Azerbaijan (Iran): some K-Ar age determinations and geodynamic implications. Geologische Rundschau 69: 216-225.

Alberti, A. A., Comin-Chiaramonti, P., Dibattistini, G., Nicoletti, M., Petrucciani, C. and Siniqoi, S. (1976) Geochronology of the eastern Azarbaijan volcanic plateau (north- west Iran). Rendiconti della Societa Italiana di Mineralogia e Petrologia 32: 579-589.

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

Alici, P., Temel, A. and Gourgaud, A. (2002) Pb-Nd-Sr isotope and trace element geochemistry of Quaternary extension-related alkaline volcanism: A case study of Kula region (western Anatolia, Turkey). Journal of Volcanology and Geothermal Research 115: 487-510.

Allen, M. B., Jackson, J. and Walker, R. (2004) Late Cenozoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparison of short-term and long-term deformation rates. Tectonics 23: 1-16.

Allen, M. B., Ghassemi, M. R., Shahrabi, M. and Qorashi, M. (2003a) Accomodation of the late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology 25: 659-672.

Allen, M. B., Vincent, S. J., Alsop, G. I., Ismail-zadeh, A. and Flecker, R. (2003b) Late Cenozoic deformation in the south Caspian region: effects of a rigid basement block within a collision zone. Tectonophysics 366: 223-239.

Allen, M. B., Jones, S., Ismail-Zadeh, A., Simmons, M. D. and Anderson, L. (2002) Onset of subduction as the cause of rapid Pliocene-Quaternary subsidence in the South Caspian Basin. Geology 30: 775–778.

Assereto, R. (1966a) Explanatory notes on the geological map of upper Djadjerud and Lar valleys (central Alburz, Iran). Serics G. publication no. 232. Institute of geology of the University of Milan, Italy.

Assereto, R. (1966b) The Jurassic shemshak formation in central Elburz (Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 1133-1182.

Bailey, E. B., Jones, R. C. B. and Asfia, S. (1948) Notes on the geology of the Elborz Mountains, north-east of Tehran, Iran. Quarterly Journal of the Geological Society of London 104: 1-42.

Berberian, M. (1983) The South Caspian: a compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Science 20: 163-183.

Berberian, F. and Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: H.K., Gupta and F.M., Delany (Eds.): Zagros, Hindukosh, Himalaya geodynamic evolution. American Geophysical Union, Washington 5-32.

Chung, S. L., Lo, C. H., Lee, T. Y., Zhang, Y., Xie, Y., Li, X., Wang, K. L. and Wang, P. L. (1998) Diachronous uplift of the Tibetan plateau starting from 40 My ago. Nature 394: 769–773.

Comin-Chiaramonti, P., Mosca, R., Sinigoi, S. and Battistini, G. (1978) Miocene volcanism in the Nir district (Eastern Azerbaijan, Iran). Neues Jahrbuch für Mineralogie (Abhandlungen) 133: 23-32.

Conceicao, R. V. and Green, D. H. (2004) Derivation of potassic (shoshonitic) magmas by decompression melting of phlogopite-pargasite lherzolite. Lithos 72: 209-229.

Didon, G. and Gemain, Y. M. (1976) Le Sabalan, volcano Plio-Quaternaire de l'Azerbaijan Oriental (Iran): Etude gelogique et petrographique de l'edifice et de son environment regional. These 3 cycle, Grenoble, France.

Dostal, J. and Zebri, M. (1978) Geochemistry of Savalan volcano (northwestern Iran). Chemical Geology 22: 31-42.

Galoyan, G., Rolland, Y., Sosson, M., Corsini, M., Billo, S., Verati, C. and Melkonyan, R. (2009) Geology, geochemistry and 40Ar/39Ar dating of Sevan ophiolites (Lesser Caucasus, Armenia): Evidence for Jurassic Back-arc opening and hot spot event between the South Armenian Block and Eurasia. Journal of Asian Earth Sciences 34: 135-153.

Gansser, J. and Huber, H. (1962) Geological observations in the central Elburz. Schweiz Mineral Petrograph Mitt 42: 583-630.

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: Development of the Th–Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48: 2341-2357.

Innocenti, F., Manetti, P., Mazzuuoli, R., Pasquare, G. and Villari, L. (1982) Anatolia and north-western Iran. In: Thorpe R.S. (Ed.): Andesites, Wiley 327-349.

Jackson, J. A., Priestley, K., Allen, M. B. and Berberian, M. (2002) Active tectonics of the South Caspian Basin. Geophysical Journal International 148: 214-245.

Kazmin, V. G., Sbotshikov, J. M., Ricou, L., Zoneshain, L. P., Boulin, J. and Knipper, A. L. (1986) Volcanic belts as markers of the Mesozoic-Cenozoic active margin of Eurasia. Tectonophysics 123: 123-152.

Keskin, M. (2003) Magma generation by slab steepening and breakoff beneath a subduction-accretion complex: An alternative model for collision-related volcanism in Eastern Anatolia, Turkey. Geophysical Research Letters 30(24): 8046.

Leat, P. T., Pearce, J. A., Barker, P. F., Millar, I. L., Barry, T. L. and Larter, R. D. (2004) Magma genesis and mantle flow at a subducting slab edge: the South Sandwich arc-basin system. Earth and Planetary Science Letters 227; 17-35.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.

Lescuyer, J. L., Michel, R., Riov, R. and Vivier, G. (1976) Etude geochimique du volcanisme tertiaire de la region de Mianeh (Azerbaijan, Iran). Journal of Alpine Geology 52: 85-98.

Mangino, S. and Priestley, K. (1998) The crustal structure of the southern Caspian region. Geophysical Research Letters 133: 630-648.

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

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic Setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth and Planetary Science Letter 19: 290-300.

Plank, T., Kelley, K. A., Murray, R. W. and Stern, L. Q. (2007) Chemical composition of sediments subducting at the Izu-Bonin trench. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 8: 4.

Plank, T. (2005) Constraints from thorium/lanthanum on sediment recycling at subduction zones and the evolution of the continents. Journal of Petrology 4: 1-24.

Riou, R., Dupuy, C. and Dostal, J. (1981) Geochemistry of coexisting alkaline and calc-alkaline volcanic rocks from northern Azarbaijan (N.W. Iran). Journal of Volcanology and Geothermal Research 11: 253-275.

Schroeder, J. W. (1944) Essai sur la structure de l’Iran. Swiss Geological Society, Eclogae Geologicae Helvetiae 37(1): 37-81.

Sengor, A. M. C., Ozeren, S., Zor, E. and Genc, T. (2003) East Anatolian high plateau as a mantle supported, N-S shortened domal structure. Geophysical Research Letters 30(24): 8045.

Sengor, A. M. C., Altiner, D., Cin, A., Ustaomer, T. and Hsu, K. J. (1988) The Tethyside orogenic collage. In: M. G., Audley-Charles and A., Hallam (Eds.): Gondwana and Tethys. Geological Society and Oxford University Press, Special Publication of the Geological Society 37: 119-181.

Stampfli, G. M., Marcoux, J. and Baud, A. (1991) Tethyan margins in space and time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 87: 373-409.

Stampfli, G. M. (1978) Etude geologique general de l'Elburz oriental au S de Gonbad-e Qabus (Iran, N-E). These de Doc. des Sciences. No. 1868, Universite de Geneva.

Stocklin, J. (1960) Ein Querschnitt durch den ost Elburz. Swiss Geological Society, Eclogae Geologicae Helvetiae 72: 681-694.

Stockin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: A review. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists 52: 1229-1258.

Stocklin, J. (1974a) Northern Iran: Alborz Mountains. Geological Society of London, Special Publication 4: 213-234.

Stocklin, J. (1974b) Possible ancient continental margins in Iran. In: C. A. Burke and C. L. Drak (Eds.): The geology of continental margins. Berlin, West-Germany, Springer-Verlag 873-884.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: A. D., Saunders and M. J., Norry (Eds.): Magmatism in Ocean Basins. eological Society of London, Special Publication 313–345.

Vincent, S. J., M. B. Allen, A. Ismail-zadeh, and Flecker, R. (2002) The Paleogene evolution and sedimentary fill of the South Caspian Basin: Insights from the Talysh of southern Azerbaijan. Geological Society of London meeting on Petroleum Geology of the Caspian Basins, London, UK.

Wensink, H. and Varekamp, J. C. (1980) Paleomagnetism of basalts from Alborz: Iran part of Asia in the Cretaceous. Tectonophysics 68: 113-129