بررسی زمین‌شیمی بازالت‌های جوان آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

بازالت‌های جوان آذربایجان‌شرقی در پهنه البرز باختری- آذربایجان جای گرفته‌اند. تکاپوهای آتشفشانی از پلیوسن تا کواترنری با بیرون‌آمدن گدازه‌ها از سیستم‌های شکستگی و گسل‌ها روی داده است. سنگ‌ها الیوین‌بازالت و تراکی‌بازالت هستند. کانی‌های اصلی آنها الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز در خمیره‌ای شیشه‌ای و یا ریز‌بلور هستند. بافت این سنگ‌ها هیالوپورفیریتیک و هیالومیکرولیتیک پورفیریتیک با درشت‌بلورهای الیوین‌ها است. عناصر کمیاب و خاکی نادر در نمودار‌های عنکبوتی، نسبت بالایی از LREE/HREE را نشان می‌دهند. شیب منفی در نمودار عناصر خاکی نادر نشان‌دهنده سرشت آلکالن آنهاست. در نمودارهای زمین‌ساختی، بازالت‌های منطقه مرند در گستره IAB، اهر، هریس، کلیبر و میانه در گستره OIB و بازالت‌های سهرل در گستره CRB جای گرفته‌اند. نمونه‌های مرند و سهرل از خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای - سست‌کره‌ای، با نرخ ذوب 2 تا 5 درصد، هریس، اهر، کلیبر با همان خاستگاه با نرخ ذوب‌بخشی 1 تا 2 درصد و نمونه منطقه میانه نیز از ذوب‌بخشی 10 تا 20 درصد از گوشته سنگ‌کره‌ای پدیدآمده‌اند و چه‌بسا نشان‌دهنده ژرفای کم گوشته و نرخ ذوب بالای آن است. برپایه نمودار‌های پهنه زمین‌ساختی، نمونه‌ها در گستره کمان‌های پس از برخورد جای گرفته‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemical study of young basalts in East Azerbaijan (Northwest of Iran)

نویسندگان [English]

  • Nasir Amel
  • Mousa Akbarzadehlaleh
چکیده [English]

The young basalts in East Azerbaijan are placed in West Alborz – Azerbaijan zone. Volcanic activities have extended from the Pliocene to the Quaternary by eruption from fracture systems and faults. Rocks under study are olivine-basalt and trachybasalts. The main minerals are olivine, pyroxene, plagioclase set in glassy or microcrystalline matrix and olivine are present as phenocryst. The textures in the studied rocks are mainly hyaloporphyric, hyalomicrolitic and porphyritic. Trace elements and rare earth elements on spider diagrams have high LREE/HREE ratio. Rare earth elements on diagram display negative slope indicating alkaline nature for the basalts under study. As it may be observed, on tectonic diagrams, the Marand basalts are placed on Island Arc basalt (IAB) field, whereas the Ahar, Heris, Kalaibar and Miyaneh basalts are classified as Ocean Island Basalts (OIB) and finally the basalts of Sohrol area are plotted on continental rift Basalt (CRB) field. The Marand and Sohrol basalts were likely originated from lithospheric - astenospheric mantle with 2 to 5 % partial melting whereas, the Ahar, Heris and Kalaibar basalts having same source experienced 1-2% partial melting rate and the Miyaneh basalts possibly produced from lithospheric mantle with 10-20% partial melting rate pointing to shallow depth of mantle and the higher rate of melting. Based on tectonic setting diagrams, all the rocks studied are plotted in post collisional environments.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Olivine basalt
  • Post collision arcs
  • East Azerbaijan
  • Northwest of Iran

بررسی زمین‌شیمی بازالت‌های جوان آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران)

 

نصیر عامل * و موسی اکبرزاده‌لاله

گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

 

چکیده

بازالت‌های جوان آذربایجان‌شرقی در پهنه البرز باختری- آذربایجان جای گرفته‌اند. تکاپوهای آتشفشانی از پلیوسن تا کواترنری با بیرون‌آمدن گدازه‌ها از سیستم‌های شکستگی و گسل‌ها روی داده است. سنگ‌ها الیوین‌بازالت و تراکی‌بازالت هستند. کانی‌های اصلی آنها الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز در خمیره‌ای شیشه‌ای و یا ریز‌بلور هستند. بافت این سنگ‌ها هیالوپورفیریتیک و هیالومیکرولیتیک پورفیریتیک با درشت‌بلورهای الیوین‌ها است. عناصر کمیاب و خاکی نادر در نمودار‌های عنکبوتی، نسبت بالایی از LREE/HREE را نشان می‌دهند. شیب منفی در نمودار عناصر خاکی نادر نشان‌دهنده سرشت آلکالن آنهاست. در نمودارهای زمین‌ساختی، بازالت‌های منطقه مرند در گستره IAB، اهر، هریس، کلیبر و میانه در گستره OIB و بازالت‌های سهرل در گستره CRB جای گرفته‌اند. نمونه‌های مرند و سهرل از خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای - سست‌کره‌ای، با نرخ ذوب 2 تا 5 درصد، هریس، اهر، کلیبر با همان خاستگاه با نرخ ذوب‌بخشی 1 تا 2 درصد و نمونه منطقه میانه نیز از ذوب‌بخشی 10 تا 20 درصد از گوشته سنگ‌کره‌ای پدیدآمده‌اند و چه‌بسا نشان‌دهنده ژرفای کم گوشته و نرخ ذوب بالای آن است. برپایه نمودار‌های پهنه زمین‌ساختی، نمونه‌ها در گستره کمان‌های پس از برخورد جای گرفته‌اند.

واژه‌های کلیدی: الیوین بازالت، کمان‌های پس از برخورد، آذربایجان‌شرقی، شمال‌باختری ایران

 

 

مقدمه

بازالت‌ها سنگ‌های آتشفشانی بازیکِ کمابیش تهی از سیلیس (SiO2 کمتر از 53 درصد وزنی) و غنی از MgO (بیش از 5 درصد وزنی) هستند (Juteau and Maury, 1998). ماگمای سازنده سنگ‌های بازالتی، ماگمایی اولیه و یا با تغییرهای اندک است که در پی ذوب سنگ‌های پریدوتیتی در شرایط گوشته ساخته می‌شود (Spera, 1984). برپایه پژوهش Spera (1984)، بازالت‌های آلکالن پیامد تبلور ماگمایی هستند که بدون جدایش چشمگیر، پرشتاب بالاآمده و به سطح زمین رسیده است؛ ازاین‌رو، از آنها می‌توان دانسته‌های فراوانی درباره ترکیب گوشته خاستگاه برداشت کرد (Hofmann, 1997). این بازالت‌ها در جزایر اقیانوسی و کافت‌های قاره‌ای گزارش شده‌اند (Turner and Hawkesworth, 1995). غنی‌شدگی از TiO2، عناصر آلکالی (Na2O+K2O)، LILE و HFSE و همچنین، نسبت بالای LREE/HREE و نبود آنومالی منفی Eu از ویژگی بازالت‌های آلکالن جزایر اقیانوسی است (Yan and Zhao, 2008). بازالت‌های قاره‌ای در مراحل اولیه باز‌شدگی کافت‌های قاره‌ای به سطح زمین راه می‌یابند. بیشتر این بازالت‌ها متعلق به پهنه کششی هستند و پهنه‌های در حال فرونشست را پر می‌کنند. در پی بالاآمدن پرشتاب ماگماهای پدیدآورنده بازالت‌های آلکالن، ماگما تکه‌هایی از سنگ‌های گوشته‌ای و پوسته‌ای در راه خود را به‌صورت زنولیت و زنوکریست جابجا می‌کند و با خود به سطح زمین می‌رساند (Griffin et al., 1999; McDonough, 1990). آذربایجان‌شرقی در شمال‌باختر ایران از پهنه‌هایی است که سنگ‌های آتشفشانی گسترده‌ای را با سن ائوسن تا کواترنری در خود جای‌داده‌است (Amel et al., 2008). بر پایه شواهد چینه‌ای، گدازه‌های بازالتی آلکالن به سن پلیوسن تا کواترنری از سنگ‌های جوان آتشفشانی در این منطقه هستند که با ساخت منشوری روی سنگ‌های آتشفشانی یا رسوب‌های آبرفتی و آذرآواری جای گرفته‌اند. تکاپو‌های آتشفشانی از میانه دوران سوم تا کواترنری به‌‌گونه متناوب، به‌دنبال تداوم تکاپوهای زمین‌ساختی کششی در منطقه آذربایجان و شمال باختر ایران افزایش یافته است. این پدیده پیامد پدیدآمدن بالاآمدگی‌ها و ضخیم‌شدگی‌های پوسته‌ای در پی برخورد صفحه عربی و اوراسیا بوده است. ولکانیسم پلیو-کواترنری در شمال‌باختری ایران سنگ‌های گوناگون آتشفشانی، شامل پیروکلاست‌ها، گدازه‌های آندزیتی، داسیتی و بازالتی آلکالن، را پدید آورده است. بیرون‌رفتن گدازه‌های بازالتی در پایانی‌ترین و جوان‌ترین تکاپو‌های آتشفشانی کواترنری در پهنه‌های گسترده‌ای از آذربایجان بوده است که در پهنه پس‌از برخوردی صفحه‌ها و منطقه گستردة بالاآمده با سرشت آلکالن روی داده است (Amel, 2007). Kheirkhah و همکاران (2009) خاستگاه تحول ماگمای بازالتی شمال‌باختری آذربایجان‌غربی در منطقه ماکو و پهنه‌های پیرامون آن را بررسی کرده‌اند و خاستگاه ماگمای گوشته‌ای تهی‌شده را برای بازالت‌ها به‌دست آورده‌اند. Ahmadzadeh (2010) به بررسی گدازه‌های آلکالن‌پتاسیک پلیو-کواترنری منطقه مرند پرداخته و برای ماگمای این سنگ‌ها خاستگاه گوشته‌ای در پهنه کمان‌آتشفشانی را پیشنهاد داده است. در این پژوهش، برپایه ویژگی‌های صحرایی و سنگ‌شناختی همسان برای سنگ‌های بازالتی آلکالن جوان که از پهنه‌های گوناگون آذربایجان‌شرقی نمونه‌برداری شده‌اند، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی بازالت‌ها برای شناسایی پهنه زمین‌ساختی و خاستگاه ماگمای بازالتی آنها بررسی شده‌اند.

 

زمین‌شناسی منطقه آذربایجان

منطقه آذربایجان در رده‌بندى ساختمانى- رسوبى در پهنه‌هاى البرز- آذربایجان جای دارد (Nabavi, 1976). نخستین نشانه‌های فرایند آتشفشانى به سن کرتاسه پسین هستند؛ اما تکاپوهایی آتشفشانى مهم و بیشتر زیردریایى در ائوسن روی داده‌اند. در آغاز الیگوسن، در پی تکاپوهای کوهزایى پیرنه، همانند بسیارى از نقاط البرز مرکزى و ایران‌مرکزی، توده‌هاى نفوذى فراوان مانند سینیت بزگوش، کلیبر و اهر درون سنگ‌هاى آتشفشانى ائوسن نفوذ کرده‌ و رویداد چین‌خوردگى‌هایی در رسوب‌های باختر و جنوب‌باخترى آذربایجان را در پی داشته‌اند.

به باور Stöcklin (1974) فازهای اصلی این تکاپوی آتشفشانی در ائوسن- الیگوسن و پلیوسن- کواترنری روی داده و سنگ‌های نفوذی نیز بیشتر در الیگوسن پدید آمده‌اند. در دوره کواترنری، افزون‌بر سازوکارِ بیشتر فرسایشی و گاه رسوبی در ایران، تکاپوی آتشفشانی نیز در این دوره در پهنه‌های بسیاری روی‌ داده است. Innocenti و همکاران (1982) بخش شمالی آذربایجان را از قفقاز و کوه‌های پانتوس در ترکیه و بخش جنوبی آن را از سری‌های ایران‌مرکزی و باختر ایران، تا رشته کوه‌های تاروس در ترکیه، جدا کرده‌اند.

در دوره زمانی ائوسن تا کواترنری، فعالیت‌های آتشفشانی در ایران و به‌ویژه در این پهنه‌ها گسترش بسیاری داشته است. رخنمو‌ن‌های گسترده‌ای از سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب بیشتر بازیک در پهنه‌های گوناگون آذربایجان شناخته شده ‌است که برپایه شواهد چینه‌ای، به سن کواترنری به‌شمار می‌روند. آذربایجان، منطقه‌ای است که کمربندهای آتشفشانی ایران‌مرکزی و البرز در آنجا با کمربندهای آتشفشانی ناحیه دریاچه وان و قفقاز کوچک برخورد کرده و در مجموع گستره فعالیت ماگمایی گسترده‌ای را پدید آورده‌اند (Alberti et al.,1979). پس از بسته‌شدن نئوتتیس در پایان کرتاسه تا آغاز دوران سوم، برخورد صفحه‌های عربی و اوراسیا و ادامه فرایند تکاپوهای زمین‌ساختى فشارشی (به‌دنبال ادامه بازشدگی دریای سرخ در پلیوسن که بالا‌آمدگی‌ها و ضخیم‌شدگی‌های گسترده‌ پوسته‌ای در بخش شمال‌باختری ایران، ترکیه و قفقاز را در پی داشته است)، در این منطقه فعالیت‌های آتشفشانى بزرگی در پلیو- کواترنر روی داده است. در پایانی‌ترین مرحله از فوران‌های جوان آتشفشانی در منطقه آذربایجان و شمال‌باختری ایران که بخشی از پیشانی منطقه برخورد را می‌سازد، فعالیت گسل‌های کهن و پیدایش شکستگی‌ها بیرون‌رفتن مواد آتشفشانی بازالتی را امکان‌پذیر کرده‌اند (Amel et al., 2008). برپایه شواهد صحرایی، گدازه‌های بازالتی فوران‌های آتشفشانی پایانی و جوانی بوده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که در بیشتر مناطق آذربایجان گدازه‌های یادشده روی رسوب‌های آبرفتی کواترنری ریخته‌اند و پخته‌شدن رسوب‌ها و پیدایش پالئوسویل (Paleosoil) با ساختمان منشوری را در پی داشته‌اند. سنگ‌های بازالتی جوانِ بررسی‌شده در پهنه‌های گوناگونی از ناحیه آذربایجان‌شرقی، به‌ویژه، مناطق هریس، سهرل، اهر، مرند، کلیبر و میانه رخنمون دارند (شکل 1). از ویژگی‌های رخنمون‌های گدازه‌های منطقه اهر، جریان‌های فراوان گدازه هستند که پیامد ساختارهای بسیار پراکنده‌ای بوده و هر کدام یک یا چند جریان گدازه را بیرون داده‌اند. این گدازه‌ها روی نهشته‌هایی از کنگلومرا، سیلتستون و مارن قرمز با سن پلیوسن جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی شمال‌باختری ایران و جایگاه مناطق بررسی‌شده در آن، برگرفته از نقشه 500000/1 آذربایجان‌شرقی (Aghanabati, 1996).

 

در برخی پهنه‌ها، مانند سهرل، گدازه‌ها با ساختمان منشوری روی سنگ‌های اپی‌کلاستیک و آبرفتی جای گرفته و سبب پخته‌شدن آنها به‌صورت خاک‌های پالئوسویل شده‌اند. در منطقه مرند گدازه‌ها با ساختمان منشوری روی سنگ‌های شیلی و مارنی الیگومیوسن ریخته‌اند. در منطقه کلیبر گدازه‌های بازالتی با ساختمان منشوری روی گدازه‌های آتشفشانی آندزیتی با سن پالئوسن جای گرفته‌اند. در منطقه میانه و هریس گدازه‌های بازالتی روی سنگ‌های توف و داسیتی با سن احتمالی ائوسن جای دارند (شکل‌های 2- A تا 2- G).

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- A) بازالت‌های منطقه هریس روی سنگ‌های توف و داسیت (دید به‌سوی شمال خاور)؛ B) گدازه‌های بازالتی منطقه اهر با ساخت منشوری روی سنگ‌های مارنی، سیلتی و کنگلومرا (دید به‌سوی شمال‌باختری)؛ C) گدازه‌های بازالتی منطقه کلیبر با ساخت منشوری روی گدازه‌های آندزیتی با سن پلئوسن؛ D) رخنمون‌های بازالتی منطقه میانه در بلندی‌ها روی سنگ‌های توف و داسیت (دید به‌سوی خاور)؛ E) گدازه‌های بازالتی منطقه سهرل با ساخت منشوری روی سنگ‌های اپی‌کلاستیک و آبرفتی (دید به‌سوی شمال)؛ F) گدازه‌های بازالتی منطقه مرند روی سنگ‌های شیلی و مارنی با سن الیگومیوسن (دید به‌سوی جنوب‌خاور)؛ G) پخته‌شدن رسوب‌ها و پیدایش پالئوسویل توسط گدازه‌های بازالتی در منطقه سهرل (دید به‌سوی شمال).

 


 

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی‌‌ سنگ‌شناختی، 50 نمونه سنگی از بازالت‌ها در مناطقِ بررسی‌شده گرد‌آوری شده و مقاطع نازک آنها بررسی شد. پس از بررسی‌های سنگ‌شناختی، 17 نمونه سنگی نادگرسان برگزیده شده و برای به‌دست‌آوردن داد‌های تجزیه شیمیایی با روش تحلیل پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP) به شرکت ALS Chemex کانادا فرستاده شدند (جدول‌ 1).

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی اکسید عناصر اصلی (برپایه wt%) و عناصر فرعی (بر پایه ppm) در بازالت‌های جوان آذربایجان‌شرقی.

Sample No.

Ahar1

Ahar 2

Ahar3

Heris1

Heris2

Kalaibar1

Kalaibar2

Marand1

Marand2

Marand3

Marand4

Marand5

Marand6

Marand7

Marand8

Miyaneh

Sohrol

Rock Type

basalt

trachy basalt

trachy basalt

tephrite

tephrite

basaltic trachy andesite

basaltic trachy andesite

basalt

phonotephrite

basaltic trachy andesite

basaltic trachy andesite

basaltic trachy andesite

basaltic trachy andesite

basaltic trachy andesite

trachy basalt

Basaltic andesite

trachy basalt

SiO2

48.32

47.86

47.50

42.60

44.11

52.38

52.10

48.93

50.52

52.21

50.62

49.77

52.70

51.71

49.25

55.51

47.26

Al2O3

14.61

15.58

15.57

14.30

14.48

16.79

16.61

16.25

13.92

14.36

13.63

13.85

14.12

16.35

17.10

18.33

14.71

Fe2O3

9.64

10.32

10.10

12.21

11.37

8.26

8.35

9.42

7.67

7.26

7.62

7.91

7.17

7.40

11.61

7.15

11.17

CaO

9.28

9.60

9.64

10.50

10.36

8.12

8.40

9.36

8.31

7.76

8.12

8.29

8.01

9.42

7.03

8.10

8.62

MgO

5.56

5.50

5.52

7.20

6.60

3.80

4.23

8.56

5.95

5.80

6.30

5.74

5.60

4.40

4.33

3.18

7.31

Na2O

2.31

4.51

4.28

2.89

4.50

4.62

4.80

3.21

2.91

2.81

2.52

3.44

3.99

3.70

4.50

3.68

3.97

K2O

1.95

1.67

1.75

2.25

1.12

1.98

2.17

1.41

5.72

4.52

5.51

3.56

3.06

2.50

1.74

1.37

1.43

TiO2

2.26

2.25

2.26

2.70

2.69

1.60

1.61

1.22

1.36

1.21

1.32

1.24

1.18

1.40

2.19

0.82

2.12

MnO

0.12

0.12

0.13

0.16

0.14

0.11

0.12

0.15

0.14

0.14

0.31

0.13

0.12

0.11

0.16

0.17

0.16

P2O5

1.41

1.34

1.35

1.50

1.62

0.77

0.95

0.36

1.30

1.10

1.11

1.21

0.93

0.75

0.74

0.33

1.14

L.O.I.

3.73

1.38

1.80

3.10

2.35

1.10

0.96

1.18

1.75

2.42

2.85

4.17

2.66

1.74

1.63

1.46

1.82

Total

99.19

100.13

99.90

99.41

99.34

99.53

100.03

100.05

99.55

99.59

99.91

99.31

99.54

99.48

100.28

100.10

99.71

Ba

762

606

771

769

876

764

788

467

2342

1851

2232

2455

1789

1472

785

813

871

Rb

22.3

12.7

11.6

23.8

11.4

22.2

21.9

24.6

240

118

140

201

83.8

64

53.3

50

23

Sr

2190

1560

2120

1915

2440

1540

1795

568

1045

1180

1115

1170

1135

1220

217

543

1171

Y

16.6

13.6

17.1

21.9

20.6

12.7

13.1

19.7

24.2

24.9

24.2

24.2

23.9

24

7.7

23.2

18.8

Zr

193

131

177

204

191

149

159

128

342

306

363

315

309

225

48

132

171

Nb

37.3

26.1

36.1

41.1

38.8

19.6

23.6

17

47.2

45.5

54.6

48.5

44.8

24.7

6.9

11.4

35.2

Th

6.93

4.76

6.83

5.23

5

5.26

5.9

5.04

29.1

28.6

33.1

30

28

17.75

4.56

6.71

5.12

Pb

9

7

9

8

9

12

10

9

30

32

30

32

31

20

18

44

8

Ga

29

25.2

28.7

20.2

25.1

20.5

20.3

18.1

18.9

19.3

18.5

18.2

18.5

18.9

15.5

18.1

18.3

Zn

159

104

156

170

152

111

126

89

100

106

101

98

99

92

26

288

132

Cu

80

82

111

83

126

51

91

53

100

62

78

100

61

60

<5

19

60

Ni

67

29

31

43

96

<5

<5

98

<5

26

<5

<5

15

15

<5

<5

186

V

226

140

184

277

288

213

207

217

199

174

187

188

165

208

9

161

241

Cr

71

51

72

111

121

52

62

321

122

158

122

120

150

230

10

10

232

Hf

4.9

3.35

4.8

5.3

5.11

4

4.12

3.3

9.2

8.5

9.8

8.8

8.3

5.6

1.9

3.24

4.3

Cs

0.16

0.22

0.25

0.19

0.35

0.24

0.18

0.58

11.9

2.72

12.65

12.1

36.1

1.89

0.27

3.8

3.12

Ta

1.9

1.2

1.7

1.9

1.8

0.9

1.2

0.9

2.4

2.3

2.9

2.3

2.3

1.2

0.5

0.6

1.8

Co

36

25.4

33.9

43

40.1

30.9

27.1

41.2

30.3

28.3

29

30.7

26.2

21.5

0.6

15.5

42

U

1.48

0.89

1.2

1.22

1.07

1.06

1.22

1.62

7.51

7.59

4.49

3.09

3.68

3.31

2.04

2.34

1.21

W

2

2

<1

3

3

<1

5

<1

6

7

8

3

6

3

1

<1

2

La

75.8

53.4

73.8

74.6

79.6

45.2

54.4

24.7

55.9

66.4

61.5

57.9

63.1

67

14.2

28

49.2

Ce

166

116

160

165

179

93

109

47

119.5

133

129.5

121.5

127.5

131.5

27.1

53

105

Pr

21

14.2

19.95

21.1

22.41

10.65

12.5

5.82

14.85

16.05

16.45

14.95

15.15

15.05

3.1

6.2

12.8

Nd

79.2

54.6

75.4

82.9

87.5

40.6

46.5

22.3

59.8

63.7

66.6

60.6

60.3

57.1

10.3

23.3

48.1

Sm

12.2

8.67

12.15

13.6

14.05

6.36

7.27

4.68

11.71

12

12.9

12.05

11.3

10.25

1.87

4.68

8.45

Eu

3.04

2.33

2.91

3.22

3.39

1.83

1.83

1.36

2.58

2.57

2.71

2.56

2.48

2.4

0.43

1.35

2.5

Gd

9.39

7.3

9.54

10.5

10.75

5.45

5.9

4.11

8.92

9.16

9.59

8.9

8.65

7.94

1.66

4.59

6.5

Tb

1.01

0.73

1.06

1.15

1.16

0.63

0.66

0.64

1.14

1.15

1.23

1.15

1.15

1.05

0.23

0.69

0.76

Dy

4.16

3.15

4.26

5.27

4.51

2.91

2.94

3.99

5.41

5.51

5.57

5.38

5.41

5.09

1.26

4.24

4.18

Ho

0.67

0.52

0.7

0.83

0.72

0.51

0.51

0.78

0.9

0.95

0.94

0.93

0.95

0.9

0.26

0.94

0.75

Er

1.88

1.32

1.77

2.33

2.24

1.4

1.37

2.16

2.34

2.47

2.54

2.4

2.23

2.31

0.64

2.68

1.97

Tm

0.22

0.13

0.21

0.27

0.24

0.18

0.18

0.32

0.34

0.34

0.29

0.3

0.31

0.31

0.1

0.42

0.28

Yb

1.29

0.86

1.28

1.6

1.61

1.13

1.03

1.95

1.83

1.97

2

1.93

1.93

2.09

0.8

2.77

1.6

Lu

0.17

0.14

0.17

0.23

0.19

0.17

0.14

0.31

0.29

0.28

0.3

0.29

0.28

0.32

0.12

0.41

0.23

 


 

 

سنگ‌نگاری

نمونه‌های بازالتی بررسی‌شده در مقاطع میکروسکوپی به دو دسته الیوین‌بازالت‌ها و پیروکسن‌بازالت‌ها تقسیم می‌شوند. الیوین‌بازالت‌ها دارای درشت‌بلورهایی از الیوین‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار به اندازه 2/0- 7/1 میلیمتر هستند و در زمینه‌ای از کانی‌های ریزبلور (شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، کانی‌های تیره) و یا شیشه جای دارند. در برخی نمونه‌ها، الیوین به ایدینگسیت و بولنژیت تجزیه شده‌اند. بلورهای درشت پلاژیوکلاز در برخی نمونه‌ها دارای بافت غربالی هستند.

بیشتر سنگ‌ها بافت میکرولیتیک‌پورفیریتیک و هیالومیکرولیتیک‌پورفیریتیک دارند. پیروکسن‌ها و پلاژیوکلازها نیز از دیگر درشت‌بلورها هستند. برخی بلورها دارای ساختار منطقه‌ای هستند و در بیشتر مقاطع نازک، پیروکسن‌های اوژیتی فراوان‌تر از پلاژیوکلازها و الیوین‌ها هستند. نمونه‌های پیروکسن‌بازالت‌ها در منطقه کلیبر جای دارند (شکل 3- A). الیوین‌های درشت در بازالت‌ها بیشتر در مناطق سهرل، میانه و هریس جای دارند (شکل‌های 3- B، 3- D و 3- E). در منطقه اهر، الیوین‌ها ریزبلور هستند (شکل 3- C). نمونه‌های بازالتی مرند تهی از سیلیس هستند و بلورهای درشت شکل‌دار لوسیت در مقاطع دیده می‌شوند (شکل 3- F). نام اختصاری کانی‌ها برپایه Evans و Whitney (2010)است.

 

زمین‌شیمی

بازالت‌های مناطق بررسی‌شده دارای دست‌کم میانگین سیلیس 6/42 درصد وزنی برای منطقه هریس و مقدار بیشینة 51/55 درصد وزنی برای میانه است. میانگین Na2O وK2O در همه نمونه‌ها به‌ترتیب 68/3 و 57/2 درصد وزنی است. برپایه نسبت Na2O در برابر K2O، نمونه‌های بازالتی آلکالن‌سدیک هستند؛ مگر نمونه‌های منطقه مرند که آلکالن پتاسیک هستند. درصد بالای TiO2 در این نمونه‌ها از ویژگی‌های دیگر سنگ‌های بازالتی آلکالن است. به‌باور Juteau و Maury (1998) فراوانی MgO در بازالت ممکن است نشانه آن باشد که بازالت یادشده از خاستگاه گوشته‌ای پدیدآمده یا ماگمایی است که در آن درشت‌بلورهای الیوین به‌دنبال جدایش مکانیکی از مخزنی ماگمایی یا به هنگام جایگیری، در آن انباشته شده‌اند. این بازالت‌ها با MgO برابر 5 تا 8 درصد وزنی از بازالت‌های تهی از MgO یا بازالت‌های تحول یافته هستند و این کاهش پیامد تبلوربخشی الیوین‌هاست.

در نمودار TAS پیشنهادیِ Le Maitre (2002)، نمونه‌های منطقه مرند در گستره‌های تراکی‌آندزیت بازالتی- تراکی‌بازالت و بازالت جای می‌گیرند (شکل 4- A). تنها یکی از نمونه‌های مرند نفلین نورماتیو بالایی (3/3 درصد) دارد و در گستره فنوتفریت جای گرفته ‌است. نمونه‌های اهر و سهرل در گستره تراکی‌بازالت و نمونه‌های هریس در محدود تفریت- بازانیت هستند. دیدن نفلین نورماتیو در نمونه‌های هریس نشان‌دهنده کمبود SiO2 و افزایش عناصر آلکالی است. نمونه‌های منطقه کلیبر در گستره تراکی‌آندزیت بازالتی هستند و نمونه سنگی میانه در گستره آندزیت‌بازالتی جای دارند. همه نمونه‌های بازالتی جوان منطقه آذربایجان‌شرقی سری آلکالن را نشان می‌دهند (شکل‌های 4- B و 5- A)؛ مگر نمونه منطقه میانه که سری ساب‌آلکالن را نشان می‌دهد. نمونه‌های سهرل، اهر و هریس از نمونه‌های تیتانیم بالا هستند (شکل 5- B). درصد بالای TiO2 (بیشتر از 2 درصد وزنی) در این نمونه‌ها می‌تواند به افزایش ژرفای شکستگی بستگی داشته باشد و از ویژگی‌های پهنه‌های کافتی به‌شمار ‌آید.

 

 

 

 

شکل 3- A) تجزیه کامل درشت‌بلور پیروکسن به کانی‌های تیره و کلریت به‌همراه پلاژیوکلازهای منطقه‌بندی‌دار در بازالت کلیبر در نور PPL (Plane Polarized Light)؛ B) فنوکریست‌های شکل‌دار الیوین در بازالت منطقه میانه با بافت میکرولیتیک‌پورفیریک در نور XPL (Cross Polarized Light)؛ C) درشت‌بلورهایی از پیروکسن در بازالت‌های اهر با بافت میکرولیتی‌پورفیریک در نور PPL؛ (D فنوکریست‌های الیوین با کناره‌های ایدینگسیتی‌شده در بازالت منطقه سهرل در نور PPL؛ E) الیوین‌های درشت شکل‌دار ایدینگسیتی‌شده در الیوین بازالت منطقه هریس در نور PPL؛ F) درشت‌بلور لوسیت در بازالت‌های مرند با بافت اینترگرانولار در نور XPL.

 

 

شکل 4- A) نام‌گذاری سنگ‌های ولکانیک آذربایجان‌شرقی در نمودار TAS (Le Maitre et al., 2002)؛ (B نام‌گذاری سنگ‌های ولکانیک آذربایجان‌شرقی Pearce, 1996)) (نمادهای به‌کاررفته در نمودارها یکسان هستند).


 

 

 

شکل 5- A) نمودار K2O در برابر SiO2 برای شناسایی سری آلکالن از ساب‌آلکالن (Middlemost, 1975)؛ B) نمودار MgO در برابر TiO2 که دو منطقه Ti بالا و Ti کم را از هم جدا می‌کند (نمادهای به‌کاررفته در نمودارها یکسان هستند).

 

در نمودار چند عنصری بهنجار شده به گوشته اولیه، بهنجاری مثبت و شاخص از عناصرناسازگار درشت‌یون برای عناصری مانند Rb، Ba، Th، La، Cs و U و ناهنجاری منفی ضعیف از عناصر Lu، Yb و Y برای مناطقی مانند سهرل و هریس دیده می‌شود (شکل 6- A). این ویژگی می‌تواند نشان‌دهنده خاستگاه غنی‌شده گوشته‌ای باشد و یا به دنبال آلایش با مواد پوسته قاره‌ای پدیدآمده ‌باشد. تهی‌شدگی عناصرY و Yb نیز می‌تواند در پی پدیده جدایش یا ذوب‌بخشی در ژرفا و گارنت‌داشتن در فاز به‌جامانده باشد. هم‌راستانبودن و پراکندگی برخی روندها در نمودار می‌تواند به تفاوت ویژگی‌های خاستگاه ماگمایی آنها بستگی داشته باشد. روندهای عناصر در نمونه‌های اهر، هریس، کلیبر و برخی نمونه‌های مرند دارای روند همسانی هستند که می‌تواند نشان‌دهندۀ همانندبودن خاستگاه ماگمایی آنها باشد. بالابودن فراوانی عناصر LREE و LILE نشان‌دهنده گوشته‌ای است که پیشتر به‌دنبال متاسوماتیسم و یا آلایش با مواد پوسته‌ای غنی‌ شده است (Menzies and Wass, 1983)؛ ازاین‌رو، گوشته متاسوماتیسم‌شده می‌تواند خاستگاه ماگمایی این نمونه‌های بازالتی به‌شمار آید. بررسی الگوهای عناصر خاکی نادر در نمونه‌های بررسی‌شده در برابر فراوانی این عناصر در ترکیب کندریت (Thompson, 1982) بهنجار شده‌اند (شکل 6- B). در این نمودار شیب منفی چشمگیری دیده می‌شود که نشان‌دهندۀ غنی‌شدگی از عناصر خاکی نادر سبک (LREE) و تهی‌شدگی از عناصر خاکی نادر سنگین (HREE) برای این سنگ‌هاست. در این نمودار الگوی پراکندگی عناصر، مگر یک نمونه از منطقه مرند و میانه، با هم هم‌راستا و همراه با غنی‌شدگی در LREE است. این غنی‌شدگی چه‌بسا پیامد آلایش، متاسوماتیسم خاستگاه گوشته‌ای و یا فرورانش است.

در نمودار چندعنصری بهنجار شده به ترکیب OIB (Sun and McDonough, 1989)، روند نمونه‌ها در برابر نمودار بهنجار شده گوشته اولیه کمی متفاوت است. سرشت آلکالن بازالت‌های از گوشته و تیغه گوشته‌ای بالای صفحه فرورو ریشه ‌گرفته و با سیال‌های آزادشده از فرورانش پوسته اقیانوسی و ورود آن به تیغه گوشته‌ای متحول شده‌اند. این ویژگی می‌تواند دارای توجیه منطقی باشد. غنی‌شدگی از عناصر Cs، Rb، Pb، Ba و LILE و تهی‌شدگی از عناصر HFSE (Zr، Nb) نشان‌دهنده ماگمای پهنه‌های کمان فرورانش هستند (Wilson, 1989). نمونه‌ها کمابیش دارای روند همانندی بوده و این موضوع می‌تواند به ویژگی‌های همسان خاستگاه ماگمایی آنها بستگی داشته باشد (شکل 6- C)؛ مگر نمونه منطقه میانه که روند متفاوتی نشان می‌دهد. همچنین، در سیال‌های متاسوماتیسم‌کننده و برخاسته از سنگ‌کره اقیانوسیِ فرورو، عناصر Ti، Nb و Ta بسیار کم حل می‌شوند؛ ازاین‌رو، در پوسته اقیانوسی آبگیری‌شده، انباشته می‌شوند (Saunders et al., 1991). در این نمودار از الگوی عناصر کمیاب می‌توان برای شناسایی آلودگی ماگماها با مواد پوسته قاره‌ای بهره برد. آنومالی منفی Ti، Zr، P و Nb و آنومالی مثبت Pb و غنی‌شدگی از LILE مانند Rb، Ba و K و همچنین، Th برای بیشتر نمونه‌ها از ویژگی‌های آلودگی‌های پوسته‌ای بازالت‌های جوان منطقه هستند (Wilson, 1989; Hofman, 1997; Ilnicki, 2010). به باور برخی پژوهشگران دیگر، آنومالی منفی Ta، Nb و Ti می‌تواند به مقدارهای متفاوت آلایش پوسته‌ای نیز بستگی داشته باشد.

 

 

 

شکل6- A) نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب کندریت (Thompson, 1982)؛ C) نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب OIB (Sun and McDonough, 1989) (نمادهای به‌کاررفته در نمودارها یکسان هستند)

 

 

 

 

نسبت La/Sm معیار حساس به آلودگی پوسته‌ای است (Lightfoot and Keays, 2005). این نسبت در بازالت‌های این مناطق در جدول 1 آورده شده‌است. مقدار این نسبت در بازالت‌های OIB نزدیک به 7/3، در E-MORB نزدیک به 4/2، در N-MORB نزدیک به 96/0، در پوسته بالایی نزدیک به 6/6 و در پوسته زیرین 8/2 است. برپایه مقدارهای یادشده و مقدار میانگین 98/5 برای نمونه‌های این مناطق، در بازالت‌های این مناطق چه‌بسا آلودگی پوسته‌ای روی داده است. همچنین، در پی درجه کم ذوب‌بخشی، غنی‌شدگی از عناصر LREE نیز در آنها روی داده است.

 

پهنه زمین‌ساختی

نمودار Agrawal و همکاران (2008) که گستره‌های بازالت پشته‌های میان‌اقیانوسی (MORB)، بازالت‌های جزایرکمانی (IAB)، بازالت‌های درون قاره‌ایی (CRB) و بازالت درون صفحه اقیانوسی غنی‌شده (OIB) را از هم جدا می‌کند (شکل‌های 7- A و 7- B). در این نمودار، نمونه‌های منطقه مرند در گستره بازالت‌های جزایرکمانی و بازالت‌های اهر، سهرل و هریس در CRB هستند.

 

به‌باور Juteau وMaury (1998) ماگمای کمان‌های آتشفشانی برپایه نسبت Ce/Yb در دو دسته غنی‌شده و کمی غنی‌شده جای دارند. اگر نسبت Ce/Yb بیشتر از ۱۵ باشد ماگمای کمان از نوع غنی‌شده و چنانچه کمتر از ۱۵ باشد از نوع کمی ‌غنی‌شده است. افزون‌بر این، در ماگماهای کمی غنی‌شده، این دو عنصر با یکدیگر تغییر می‌کنند؛ اما در ماگماهای کمانی غنی‌شده مقدار این نسبت نشان‌دهنده نسبت این عناصر در محل خاستگاه، میزان ذوب‌بخشی، مشارکت رسوب‌های روی صفحه فرورو در ساخت گدازه و یا میزان برهمکنش گدازه گوشته‌ای و پوسته قاره‌ای است. میانگین این نسبت که در سنگ‌های مناطق بررسی‌شده در جدول 2 آورده شده‌است، نشان‌دهنده همانندی آنها به یک ماگمای کمانی غنی‌شده است.

 

 

 

 

شکل 7- جایگاه نمونه‌ها بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) در: A و (B نمودار Agrawal و همکاران (2008)؛ C و D) نمودار Schandl و Gorton (2002). نمونه‌های مرند در گستره کناره فعال قاره و نمونه‌های دیگر در پهنه آتشفشانی درون‌صفحه‌ای را برای ماگمای اولیه نشان می‌دهد.

 


جدول 2- میانگین نسبت عناصر فرعی در بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران).

La/Sm

La/Ta

La/Nb

Ce/Yb

Ratio

6.1

42.3

2

287.8

Ahar

5.5

41.6

1.9

107.3

Heris

7.3

47.4

2.3

93

Kalaibar

5.3

27.7

1.4

55.8

Marand

5.9

46.6

2.4

19.1

Miyaneh

5.8

25.8

1.3

69

Sohrol

غنی‌شدگی می‌تواند پیامد متاسوماتیسم بسیار در خاستگاه گوشته‌ای و نرخ ذوب‌بخشی کم خاستگاه باشد. نمونه‌های مناطق اهر، هریس و کلیبر در گستره بازالت درون‌صفحه اقیانوسی و نمونه سهرل در گستره بازالت درون‌قاره‌ای هستند. از دیدگاه دارابودن K2O/Na2O<، گدازه‌های بازالتی ویژة پهنه‌های کوهزایی به‌شمار نمی‌آیند (Wilson and Downes, 2006)؛ اما این نسبت (Ce/Yb) در منطقه میانه 13/19 درصد است که غنی‌شدگی کمتر این منطقه را نشان می‌دهد. گفتنی است که به‌علت متفاوت‌بودن مقدار متغیر‌های DF1 و DF2، نمونه‌های کلیبر و میانه در این نمودارها (شکل‌های 7- A و 7- B) دیده نمی‌شود. بر پایه نمودار Schandl و Gorton (2002) نمونه‌های مرند در گستره کناره فعال قاره و نمونه‌های دیگر در پهنه آتشفشانی درون‌صفحه‌ای هستند (شکل‌های 7- C و 7- D). در نمودار Muller و Groves (1997) که کمان‌های قاره‌ای از کمان‌های پس از برخوردی را از هم جدا می‌کند، همه نمونه‌های منطقه در گستره پس از برخورد جای دارند (شکل 8).

 

 

شکل 8- بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) در نمودار شناسایی کمان قاره‌ای از کمان پس برخوردی (Muller and Groves, 1997) (نشانه‌ها همانند شکل 7 هستند).

 

سنگ‌زایی

درجه ذوب‌بخشی پیامد شگرفی بر ترکیب اولین گدازه دارد؛ به‌گونه‌ای‌که هرچه‌ مقدار آن کوچک‌تر باشد، ترکیب ماگما بیشتر آلکالن می‌شود (Jung, 2003). فشار عامل تأثیرگذاری مهم در ارزیابی درجه ذوب‌بخشی است، به‌گونه‌ای‌که با افزایش فشار، درجه ذوب‌بخشی کم می‌شود (Sun and Hanson, 1975; Frey et al., 1978)؛ ازاین‌رو، نخست باید دو عامل مهم و تأثیرگذاری که ترکیب ماگماها را کنترل می‌کنند (ترکیب گوشته و درجه ذوب‌بخشی آن) از دیدگاه عناصر اصلی، فرعی، REE و ایزوتوپی بررسی و تفسیر شوند. به باور Weavar (1991) می‌توان از نسبت‌های عناصر ناسازگار در سیستم‌های بازالتی برای شناسایی منابع پوسته‌ای و گوشته‌ای بهره برد. در نمودار Y/Nb در برابر Zr/Nb که برای بررسی تأثیر پلوم‌های غنی‌شده بر زمین‌شیمی مورب ترسیم شده است (شکل 9- A)، بازالت‌های جوان منطقه آذربایجان‌شرقی در گستره نزدیک به خاستگاهی غنی‌شده OIB-گونه جای می‌گیرند و ویژگی خاستگاه OIB آلکالی‌بازالت‌ها را نشان می‌دهد. نمونه‌های منطقه میانه نیز در گستره T-MORB جای می‌گیرند. همچنین، در شکل 9- B، نمونه منطقه میانه در گستره T-MORB جای دارد و نمونه‌های دیگر در گستره گوشته غنی‌شده جای گرفته‌اند.

در جدول 3 عناصر فرعی در بازالت‌های گوناگون با بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) مقایسه شده است (T-MORB: بازالت‌های انتقالی جزیره گالاپاگوس؛ E-MORB: مورب غنی‌شده، پشته خاوری اقیانوس آرام؛ N-MORB: مورب تهی‌شده پشته میان‌اقیانوس اطلس؛ OIB: بازالت درون‌صفحه اقیانوسی؛ IAB: بازالت جزایرکمانی (داده‌ها برگرفته از Geist و همکاران (1995) هستند)؛ CRB: بازالت طغیانی قاره‌ای گدازه‌های کویناوان (Melson et al., 1967)). در جدول 3، عناصر LILE منطقه مرند، اهر، سهرل و هریس به انواع IAB، همانندی بیشتری دارد.

 

 

شکل 9- جایگاه بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار Zr/Nb در برابر Y/Nb (Wilson, 1989)؛ B) نمودار‌ مثلثیZr/Y و Zr/Nb ، Y/Nb(Fodor and Vetter, 1984) (P=PMORB; N=NMORB; T=TMORB).

 

 

جدول 3- مقایسه عناصر فرعی بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) با بازالت‌های گوناگون.

Yb

La

Eu

Y

Zr

Nb

Sr

Ba

Rb

Elements

1.1

67.7

2.7

15.76

167

33.5

1956.6

712

15.5

Ahar

1.6

77.1

3.3

21.25

197.5

39.5

2177.5

822.5

17.6

Heris

1.0

49.8

1.8

12.9

153

21.6

1667.5

773

22

Kalaibar

1.8

51.4

2.1

21.5

254.3

36.15

956.25

1672.6

115.5

Marand

2.7

28

1.3

23.2

132

11.4

543

813

50

Miyaneh

1.7

49.2

2.5

18.8

171

35.3

1170

871

23

Sohrol

3.4

2.8

1.2

34

85

2.2

94

6.2

0.8

N-MORB

2.9

15.1

2.1

37

190

22

291

86

20

T-MORB

3.2

9

1.6

32

150

9.3

220

40

4

E-MORB

1.6

31.5

2

22

150

40

440

185

13

OIB

1.3

68

2.1

16

138

39

980

2790

187

IAB

3.24

16.1

1.48

-

150

8

184

-

8

CRB

 

تهی­شدگی از HREE در برابر LREE در این بازالت­ها نشان می­دهد که ماگمای سازنده این سنگ­ها پیامد ذوب گوشته بوده است (Frey et al., 1991; McKenzie and O’Nions, 1995).

نبودن تهی‌شدگی از HFSE در این سنگ‌ها نشان‌دهنده تأثیر گوشته سنگ‌کره‌ای بر سنگ خاستگاه پدیدآورنده این بازالت‌هاست (Abdel-Fattah et al., 2004). برپایه Salters و همکاران (2002) و Zeng و همکاران (2010)، مقدار چشمگیر TiO2 (73/1 درصد وزنی) و نسبت بالای Zr/Hf (51/37 درصد وزنی) و نوسان‌های مقدار Cs نشان می‌دهد که سنگ خاستگاه پدیدآورنده بازالت‌های آلکالن منطقه دچار متاسوماتیسم کربناته توسط سیال‌های آزادشده از صفحه اقیانوسی فرورو شده‌ است. بر این پایه می‌توان گفت ولکانیسم جوان منطقه آذربایجان‌شرقی از خاستگاه گوشته‌ای با ویژگی بینابینی گوشته سنگ‌کره‌ای تا سست‌کره‌ای است که دچار متاسوماتیسم بوده ‌است (شکل‌های 10- A و 10- B). غنی‌شدگی در عناصر LREE و تهی‌شدگی در عناصر خاکی نادرِ HREE و شیب منفی منحنی‌های عناصر خاکی نادر، نشان‌دهنده نسبت بالای CO2/H2O در پهنه و خاستگاه الیوین‌بازالت‌هاست.

در نمودار Baker و همکاران (1997) نمونه‌های مناطق مرند و سهرل از خاستگاه گوشته‌ای گارنت‌لرزولیتی و اسپینل‌لرزولیتی با نرخ 2 تا 5 درصد ذوب‌بخشی پدیدآمده‌اند. همچنین، در این نمودار نمونه‌های مناطق هریس، اهر، کلیبر از خاستگاه گوشته‌ای گارنت‌لرزولیتی و اسپینل‌لرزولیتی با نرخ 1 تا 2 درصد ذوب‌بخشی پدیدآمده‌اند. نمونه منطقه میانه از ذوب‌بخشی 10 تا 20 درصد از اسپینل‌لرزولیت پدید آمده ‌است. این نشانه ژرفای کم گوشته خاستگاه و نرخ ذوب بالاست که در پی آن، نمونه منطقه میانه از نوع ساب‌آلکالن شده است (شکل 5- A).

 

شکل 10- جایگاه بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار TiO2 در برابر مجموع آلکالی‌ها بر گرفته از Zeng و همکاران (2010)؛ B) نمودار La/Yb- Yb برگرفته از Baker و همکاران (1997) (نمادهای به‌کاررفته در نمودارها یکسان هستند).

 

از نمودار Rb/Y-Nb/Rb برای شناسایی غنی‌شدگی با سیال‌ها در پهنه فرورانش یا آلودگی پوسته‌ای و غنی‌شدگی در جایگاه درون‌صفحه‌ای می‌توان بهره برد (Temel et al., 1998). روندهای عمودی در این نمودار در پی غنی‌شدگی در پهنه فرورانش یا آلودگی پوسته‌ای و افزایش میزان Rb در نسبت Rb/Y پدید می‌آیند؛ اما در جایگاه غنی‌شدگی درون‌صفحه‌ای، میان Rb و Nb روند مثبت بوده و نسبت Nb/Y برابر با 1 است (Temel et al, 1998). روی این نمودار، نمونه‌های منطقه مرند و میانه روند عمودی داده‌ها را نشان می‌دهند (شکل 11)؛ ازاین‌رو، سنگ‌های منطقه مرند ویژگی‌های غنی‌شدگی با محلول‌های فرورانشی یا آلودگی پوسته‌ای از خود نشان می‌دهند. همچنین، این غنی‌شدگی با محلول‌های فرورانش در نمونه منطقه میانه نیز به‌چشم می‌خورد (شکل‌های 6- C و 8)؛ اما مناطق اهر، هریس، کلیبر و سهرل در جایگاه غنی‌شدگی درون‌صفحه‌ای جای می‌گیرند.

 

 

شکل 11- بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) در نمودار Rb/Y-Nb/Rb. نمونه‌های منطقه مرند دارای روند عمودی در این نمودار هستند. این پدیده  نشان‌دهنده نقش آلودگی پوسته‌ای در پیدایش بازالت‌های جوان منطقه مرند است (Temel et al., 1998).

 

از آنجایی‌که گوشته سنگ‌کره‌ای از عناصر دارای شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb و Ta) در برابر عناصر خاکی نادر سبک (LREE) تهی‌تر است، مقدار بالای Nb/La (~>1) نشان‌دهنده ویژگی خاستگاهی سست‌کره‌ای (مانند: بازالت‌های جزایراقیانوسی یا OIB) است؛ اما نسبت‌های کمتر (~<5/0) خاستگاهی سنگ‌کره‌ای را نشان می‌دهد (Bradshaw and Smith, 1994). جایگاه سنگ‌های بازالتی مناطق مرند و سهرل نشان‌دهنده خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای و سست‌کره‌ای برای این مناطق است؛ اما برای مناطق اهر، کلیبر، هریس و میانه نشان‌دهنده خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای است (شکل 12). همچنین، نسبت 30La/Ta> و 5/1La/Nb> در بازالت‌های جوان منطقه (جدول 1) نیز از ویژگی‌های ماگماهای پدیدآمده از گوشته سنگ‌کره‌ای زیر قاره‌ای است (Fitton et al., 1988).

 

شکل 12- جایگاه بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) در نمودار Nb/La در برابر La/Yb (Bradshaw and Smith, 1994).

 

بحث و نتیجه‌گیری

شواهد زمین‌شیمیایی بازالت‌های آذربایجان‌شرقی (شمال‌باختری ایران) نشان‌دهنده خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای برای نمونه‌های میانه، هریس، اهر و کلیبر و برای مناطق مرند و سهرل خاستگاه گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای - سست‌کره‌ای را نشان می‌دهد (شکل 12). در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه، بازالت‌های اقیانوسی بیشتر آنومالی مثبتِ Nb و Ta و آنومالی منفیِ Pb نشان می‌دهند؛ اما در این نمودارها، نمونه‌های منطقه آذربایجان‌شرقی آنومالی منفی Nb و Ta و آنومالی مثبت Pb دارند (شکل 6). این تفاوت‌ها بی‌شک، نشان‌دهنده رویداد تغییر در خاستگاه و همچنین، هنگام بالاآمدن ماگما به‌سوی سطح زمین است. غنی‌شدگی در Pb، Th و U و الگوی شیب‌دار نمودارهای عناصر خاکی نادر، مقدار بالای Nd/Pb و La/Sm همگی گویای خاستگاهی غنی‌شده برای این بازالت‌هاست. غنی‌شدگی رخ داده در خاستگاه گوشته‌ای می‌تواند پیامد کارکرد سیال‌های برخاسته از پوسته اقیانوسی فرورو نئوتتیس باشد. مقدارهای بالای Rb/Y نشان‌دهنده آلودگی پوسته‌ای در پدیدآمدن بازالت‌های جوان منطقه مرند است (شکل 11). بهترین الگوی زمین‌ساختی ماگمایی برای چگونگی پیدایش سنگ‌های آتشفشانی منطقه مرند الگوی صفحه اقیانوسی فروروی شکسته‌شده (Slab break- off) است. با ذوب مستقیم بازمانده‌های این صفحه در گوشته و بالاآمدن گدازة ساخته‌شده و در پی نفوذ آن، گوشته سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده ذوب شده و ماگماتیسم آلکالن در منطقه روی داده است. سپس در پی سازوکار زمین‌ساختی کششی در منطقه و سیستم‌های پیچیده گسلی، ماگمای بازالتی در منطقه مرند بیرون ریخته ‌است (Ahmadzadeh, 2010). رویداد ذوب‌بخشی در گوشته سنگ‌کره‌ای مناطق اهر، هریس، کلیبر، سهرل و میانه نیز می‌تواند پیامد کاهش فشار درپی نیروهای کششی زمین‌ساختی باشد.

 

 

منابع

Abdel-Fattah, M., Abdel-Rahman, A. M. and Nassar, P. E. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: Petrogenesis of alkali basalts from Northern Lebanon. Geological Magazine 141: 545-63.

Aghanabati, A. (1996) Geological map of Eastern Azerbaijan province. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Agrawal, S., Guevara, M. and Verna, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50(12): 1057-1079.

Ahmadzadeh, G. R. (2010) Petrological studies of volcanic rocks from Northwest of Marand with spatial focus on alkaline rocks. Ph. D. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Alberti, A., Comin-Chiaramonti, P., Battistini, G., Sinigoi, S. and Zerbi, M. (1979) Upper Eocene to early Oligocene shoshonitic volcanism in Eastern Azerbaijan (Iran). Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen 134: 248-264.

Amel, N. (2007) petrology and petrogenesis of Plio-Quaternary magmatic rocks of Azerbaijan- NW Iran. Ph. D. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Amel, N., Moayyed, M., Ameri, A., Vosoghi Abedini, M. and Moazzen, M. (2008) Petrogenesis of Plio-Quaternary basalts in Azerbaijan, NW Iran and comparisons them with similar basalts in the east of Turkey. Iranian journal of Crystallography and Mineralogy 2: 327-340 (in Persian).

Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F. and MacPherson, C. G. (1997) Petrogenesis of Quaternary CFB to MORB, Southern Brazil margin. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 307-321.

Bradshaw, T. K. and Smith, E. L. (1994) Polygenetic Quaternary volcanism at Crater Flat, Nevada. Journal of Volcanology and Geothermal Research 63(4): 182-193.

Fitton, J. G., James, D., Kempton, P. D., Ormerod, D. S. and Leeman, W. P. (1988) The role of lithospheric mantle in the generation of late Cenozoic basic magmas in the western United States, In: Oceanic continental lithosphere: Similarities and differences (Eds. Cox, K. G. and Menzies, M. A.) Special Lithosphere issue 223-352. Journal of Petrology.

Fodor, R. V. and Vetter, S. K. (1984) Rift zone magmatism: Petrology of basaltic rocks transitional from CFB to MORB, Southern Brazil margin. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 307-321.

Frey, F. A., Garcia, M. O., Wise, W. S., Kennedy, A., Gurriet, P. and Albarede, F. (1991) The evolution of Mauna Kea volcano, Hawaii: petrogenesis of tholeiitic and alkalic basalts. Journal of Geophysical Research 96: 14347-14375.

Frey, F. A., Green, D. H. and Roy, S. D. (1978) Integrated models of basalt petrogenesis: a study of quartz tholeiites to olivine melilitites from South Eastern Australia utilizing geochemical and experimental petrological data. Journal of Petrology 19: 463-513.

Geist, D., Howard, K. A. and Larson, P. (1995) The generation of oceanic rhyolites by crystal fractionation: the basalt-rhyoilte association at Volcan Alcedo, Galapagos archipelago. Journal of Petrology 34: 965-982.

Griffin, W. L., O'reilly, S. Y. and Ryan, C. G. (1999) The composition and origin of subcontinental lithospheric mantle. In: Mantle Petrology: Field Observations and High-Pressure Experimentation (Eds. Fei, Y., Berka, C. and Mysen, B.O.) Stony Brook, N. Y.: 13-45. The Geochemical Society, London.

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

Ilnicki, S. (2010) Petrogenesis of continental mafic dykes from the Izere complex Krakonosze-Izra Block (West Sudetes, SW Poland). International Journal of Earth Sciences 99: 745-773.

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

Jung, C. (2003) Geochemische und isotopen-geochemische untersuchungen an tertiaeren vulkaniten der Hocheifelein beitrag zur identifizierung der mantelquellen von Rift-bezogenen volkaniten, Dissertation zur erlangung des doktorgrades Naturwissenschaften fachbreich geowissenschaflen der Philipps. Universitaet Marburg, Deutschland (in Germany).

Juteau, T. and Maury, R. (1998) Géologie de la croute océanique: Petrologie et Dynamique Endogens. Masson, Paris.

Kheirkhah, M., Allen, M. B. and Emami, M. (2009) Quaternary syn-collision magmatism from the Iran/Turkey borderlands. Journal of Volcanology and Geothermal Research 182: 1–12.

Le Maitre, R. W., Streckeisen, A., Zanettin, B., Le Bas, M. J., Bonin, B, Bateman, P., Bellieni, G., Dudek, A., Efremova, S., Keller, J., Lameyre, J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sørensen, H., Woolley, A. R. (2002) A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press.

Lightfoot, P. C. and Keays, R. R. (2005) Sidrophile and chalcophile metal variation in flood basalts from the Siberian Trap Noril'sk region: implications for the origin of the Ni-Cu PGE sulfide ores. Economic Geology 100: 439-462.

McDonough, W. F. (1990) Constraints on the composition of the continental lithospheric mantle. Earth and Planetary Science Letters 101: 1-18.

Mckenzie, D. and O’Nions, R. K. (1995) The source regions of ocean island basalts. Journal of Petrology 36: 133-160.

Melson, W. G., Jaroewitch, E., Bowen, V. T. and Thompson, G. (1967) St. Peter and St. Paul Rocks: A high temperature mantle-derived intrusion. Science 155: 1532-1535.

Menzies, M. A. and Wass, S. Y. (1983) CO2 and LREE-rich mantle below eastern Australia: a REE and isotopic study of alkaline magmas and apatite-rich mantle xenoliths from the southern highlands province, Australia. Earth Planetary Science Letters 65: 287-302.

Middlemost, E. A. K. (1975) The basalt clan. Earth Science Reviews 11: 337-364.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potasic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. Mineral Resource Reviews, Springer Verlag.

Nabavi, M. H. (1976) An introduction to geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Pearce, J. A. (1996) A users guide to basalt discrimination diagrams. Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration. Geological Association of Canada, Short Course Notes 12: 79-113.

Salters, V. J. M., Longhi, J. E. and Bizimis, M. (2002) Near mantle solidus trace element partitioning at pressures up to 3.4 GPa. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 3(7): 1-23.

Saunders, A. D., Norry, M. J. and Tarney, J. (1991) Fluid influence on the element composition of subduction zone magmas. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 35: 371-392

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97: 629-642

Spera, F. J. (1984) Carbon dioxide in petrogenesis III: role of volatiles in the ascent of alkaline magma with special reference to xenolith-bearing mafic lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 217-232.

Stocklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: The geology of continental margins (Eds. Burk, C. A. and Drake, C. L.) Springer, Berlin.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313- 345. Magmatism in the Oceans Basins, Geological Society of London.

Sun, S. S. and Hanson, G. N. (1975) Origin of Ross Island basanitoids and limitations upon the heterogeneity of mantle sources for alkali basalts and nephelinites. Contributions to Mineralogy and Petrology 52(2): 77-106.

Temel, A. and Gondogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high-K calcalkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327-357.

Thompson, R. N. (1982) Magmatism of British tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18: 49-107.

Turner, S. and Hawkesworth, C. (1995) The nature of the sub-continental mantle: constraints from the major element composition of continental flood basalts. Chemical Geology 120: 295-314.

Weavar, B. L. (1991) Trace element evidence for the origin of ocean island basalts. Geology 19: 123-126.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist 95: 185-187.

Willson, M. (1989) Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hymen, London.

Wilson, M. and Downes, H. (2006) Tertiary – Quaternary intraplate magmatism in Europe and its relationship to mantle dynamics. Geological Society of London 32(3): 147-166.

Yan, J. and Zhao J-X. (2008) Cenozoic alkali basalts from Jingpohu, NE China: The role of lithosphere-asthenosphere interaction. Journal of Asian Earth Sciences 33: 106-121.

Zeng, G., Chen, L-H., Xu, X-Sh., Jiang, Sh-Y. and Hofmann, A. W. (2010) Carbonated mantle sources for Cenozoic intra-plate alkaline basalts in Shandong, North China. Chemical Geology 273: 35-45.

Abdel-Fattah, M., Abdel-Rahman, A. M. and Nassar, P. E. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: Petrogenesis of alkali basalts from Northern Lebanon. Geological Magazine 141: 545-63.

Aghanabati, A. (1996) Geological map of Eastern Azerbaijan province. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Agrawal, S., Guevara, M. and Verna, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50(12): 1057-1079.

Ahmadzadeh, G. R. (2010) Petrological studies of volcanic rocks from Northwest of Marand with spatial focus on alkaline rocks. Ph. D. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Alberti, A., Comin-Chiaramonti, P., Battistini, G., Sinigoi, S. and Zerbi, M. (1979) Upper Eocene to early Oligocene shoshonitic volcanism in Eastern Azerbaijan (Iran). Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen 134: 248-264.

Amel, N. (2007) petrology and petrogenesis of Plio-Quaternary magmatic rocks of Azerbaijan- NW Iran. Ph. D. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Amel, N., Moayyed, M., Ameri, A., Vosoghi Abedini, M. and Moazzen, M. (2008) Petrogenesis of Plio-Quaternary basalts in Azerbaijan, NW Iran and comparisons them with similar basalts in the east of Turkey. Iranian journal of Crystallography and Mineralogy 2: 327-340 (in Persian).

Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F. and MacPherson, C. G. (1997) Petrogenesis of Quaternary CFB to MORB, Southern Brazil margin. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 307-321.

Bradshaw, T. K. and Smith, E. L. (1994) Polygenetic Quaternary volcanism at Crater Flat, Nevada. Journal of Volcanology and Geothermal Research 63(4): 182-193.

Fitton, J. G., James, D., Kempton, P. D., Ormerod, D. S. and Leeman, W. P. (1988) The role of lithospheric mantle in the generation of late Cenozoic basic magmas in the western United States, In: Oceanic continental lithosphere: Similarities and differences (Eds. Cox, K. G. and Menzies, M. A.) Special Lithosphere issue 223-352. Journal of Petrology.

Fodor, R. V. and Vetter, S. K. (1984) Rift zone magmatism: Petrology of basaltic rocks transitional from CFB to MORB, Southern Brazil margin. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 307-321.

Frey, F. A., Garcia, M. O., Wise, W. S., Kennedy, A., Gurriet, P. and Albarede, F. (1991) The evolution of Mauna Kea volcano, Hawaii: petrogenesis of tholeiitic and alkalic basalts. Journal of Geophysical Research 96: 14347-14375.

Frey, F. A., Green, D. H. and Roy, S. D. (1978) Integrated models of basalt petrogenesis: a study of quartz tholeiites to olivine melilitites from South Eastern Australia utilizing geochemical and experimental petrological data. Journal of Petrology 19: 463-513.

Geist, D., Howard, K. A. and Larson, P. (1995) The generation of oceanic rhyolites by crystal fractionation: the basalt-rhyoilte association at Volcan Alcedo, Galapagos archipelago. Journal of Petrology 34: 965-982.

Griffin, W. L., O'reilly, S. Y. and Ryan, C. G. (1999) The composition and origin of subcontinental lithospheric mantle. In: Mantle Petrology: Field Observations and High-Pressure Experimentation (Eds. Fei, Y., Berka, C. and Mysen, B.O.) Stony Brook, N. Y.: 13-45. The Geochemical Society, London.

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

Ilnicki, S. (2010) Petrogenesis of continental mafic dykes from the Izere complex Krakonosze-Izra Block (West Sudetes, SW Poland). International Journal of Earth Sciences 99: 745-773.

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

Jung, C. (2003) Geochemische und isotopen-geochemische untersuchungen an tertiaeren vulkaniten der Hocheifelein beitrag zur identifizierung der mantelquellen von Rift-bezogenen volkaniten, Dissertation zur erlangung des doktorgrades Naturwissenschaften fachbreich geowissenschaflen der Philipps. Universitaet Marburg, Deutschland (in Germany).

Juteau, T. and Maury, R. (1998) Géologie de la croute océanique: Petrologie et Dynamique Endogens. Masson, Paris.

Kheirkhah, M., Allen, M. B. and Emami, M. (2009) Quaternary syn-collision magmatism from the Iran/Turkey borderlands. Journal of Volcanology and Geothermal Research 182: 1–12.

Le Maitre, R. W., Streckeisen, A., Zanettin, B., Le Bas, M. J., Bonin, B, Bateman, P., Bellieni, G., Dudek, A., Efremova, S., Keller, J., Lameyre, J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sørensen, H., Woolley, A. R. (2002) A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press.

Lightfoot, P. C. and Keays, R. R. (2005) Sidrophile and chalcophile metal variation in flood basalts from the Siberian Trap Noril'sk region: implications for the origin of the Ni-Cu PGE sulfide ores. Economic Geology 100: 439-462.

McDonough, W. F. (1990) Constraints on the composition of the continental lithospheric mantle. Earth and Planetary Science Letters 101: 1-18.

Mckenzie, D. and O’Nions, R. K. (1995) The source regions of ocean island basalts. Journal of Petrology 36: 133-160.

Melson, W. G., Jaroewitch, E., Bowen, V. T. and Thompson, G. (1967) St. Peter and St. Paul Rocks: A high temperature mantle-derived intrusion. Science 155: 1532-1535.

Menzies, M. A. and Wass, S. Y. (1983) CO2 and LREE-rich mantle below eastern Australia: a REE and isotopic study of alkaline magmas and apatite-rich mantle xenoliths from the southern highlands province, Australia. Earth Planetary Science Letters 65: 287-302.

Middlemost, E. A. K. (1975) The basalt clan. Earth Science Reviews 11: 337-364.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potasic igneous rocks and associated gold-copper mineralization. Mineral Resource Reviews, Springer Verlag.

Nabavi, M. H. (1976) An introduction to geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Pearce, J. A. (1996) A users guide to basalt discrimination diagrams. Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration. Geological Association of Canada, Short Course Notes 12: 79-113.

Salters, V. J. M., Longhi, J. E. and Bizimis, M. (2002) Near mantle solidus trace element partitioning at pressures up to 3.4 GPa. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 3(7): 1-23.

Saunders, A. D., Norry, M. J. and Tarney, J. (1991) Fluid influence on the element composition of subduction zone magmas. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 35: 371-392

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97: 629-642

Spera, F. J. (1984) Carbon dioxide in petrogenesis III: role of volatiles in the ascent of alkaline magma with special reference to xenolith-bearing mafic lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 217-232.

Stocklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran. In: The geology of continental margins (Eds. Burk, C. A. and Drake, C. L.) Springer, Berlin.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313- 345. Magmatism in the Oceans Basins, Geological Society of London.

Sun, S. S. and Hanson, G. N. (1975) Origin of Ross Island basanitoids and limitations upon the heterogeneity of mantle sources for alkali basalts and nephelinites. Contributions to Mineralogy and Petrology 52(2): 77-106.

Temel, A. and Gondogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high-K calcalkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327-357.

Thompson, R. N. (1982) Magmatism of British tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18: 49-107.

Turner, S. and Hawkesworth, C. (1995) The nature of the sub-continental mantle: constraints from the major element composition of continental flood basalts. Chemical Geology 120: 295-314.

Weavar, B. L. (1991) Trace element evidence for the origin of ocean island basalts. Geology 19: 123-126.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist 95: 185-187.

Willson, M. (1989) Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hymen, London.

Wilson, M. and Downes, H. (2006) Tertiary – Quaternary intraplate magmatism in Europe and its relationship to mantle dynamics. Geological Society of London 32(3): 147-166.

Yan, J. and Zhao J-X. (2008) Cenozoic alkali basalts from Jingpohu, NE China: The role of lithosphere-asthenosphere interaction. Journal of Asian Earth Sciences 33: 106-121.

Zeng, G., Chen, L-H., Xu, X-Sh., Jiang, Sh-Y. and Hofmann, A. W. (2010) Carbonated mantle sources for Cenozoic intra-plate alkaline basalts in Shandong, North China. Chemical Geology 273: 35-45.