زمین‌شیمی و سنگ‌زایی منشورهای بازالتی جنوب شهرستان گرمی (استان اردبیل)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

چکیده

مجموعه سنگ‏‌های آتشفشانی مافیک ائوسن جنوب‏‌خاوری شهرستان گرمی بیشتر به‌صورت منشورهای بازالتی دیده می‏‌شوند. این منشورها از سنگ‏‌های مافیکِ آلکالی‌الیوین‌بازالت ساخته شده‌اند و با ستبرای نزدیک به هزار متر در خاور تا ده متر در باختر مغان رخنمون دارند. فنوکریست‌های الیوین، کلینوپیروکسن (اوژیت) و پلاژیوکلاز کانی‏‌شناسی اصلی این بازالت‏‌هاست. بیشتر این سنگ‏‌ها بافت میکرولیتی و میکرولیتی پورفیری دارند. از دیدگاه زمین‌شیمیایی، ماگمای سازندة این سنگ‌ها سرشت آلکالن دارد. نمودار عنکبوتی نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی LREE در برابر HREE و عنصرهای LILE در برابر ترکیب گوشته اولیه و غنی‏‌شدگی خاستگاه گوشته‌ای ماگماست. ماگمای سنگ‏‌های بررسی‏‌شده از بخش گارنت لرزولیتی گوشته، در ژرفایی نزدیک به 100 کیلومتری، خاستگاه گرفته است. به‌نظر می‌رسد این بازالت‌ها در پهنه‌ کششی پشت‌کمانی پدید آمده باشند که پیامد فرورانش خاور دریای سیاه (شاخه شمالی نئوتتیس) به زیر پوسته قاره‏‌ای ارمنستان بوده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and petrogenesis of basaltic prisms from South of Germi city (Ardabil province)

نویسندگان [English]

  • Mohammad Mobashergermi
  • Ahmad jahangiri
Department of Earth Sciences, Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
چکیده [English]

The basaltic prisms assemblages of Poshtsar are located in the south-eastern of Germi city and include of mafic volcanic rocks such as olivine basalt. They are outcropped with about 1000 meters thickness in the eastern part to 10 meters thicknes in the western part of Moghan. The main minerals of these rocks are olivine phenocrysts, clinopyroxene (augite) and plagioclase. The dominant textures of the rocks studied are microlitic and microlitic porphyritic. According to geochemical diagrams, the study rocks were originated from an alkaline magma. Spider diagrams show that the parent magma has been enriched in LREE/HREE ratio and LILE to primordial mantle which indicates enrichment of mantle source of the parent magma The magma of the studied rocks were generated from garnet lherzolite in depth of around 100 Km. It seems these basalts have been formed in Back-arc basin due to subduction of the eastern Black Sea (northern branch of Neo-Tethys) beneath the Armenian microcontinent.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Basalt
  • Garnet-Lehrzolite
  • Back-arc-basin
  • Germi city
  • Iran

بخش شمال‌باختری ایران به پهنه رسوبی و پهنه زمین‌ساختیِ ماگمایی، شامل کمربند البرز باختری و یا رشته کوه‌های تالش، پهنه ماگمایی ارومیه- دختر و پهنه رسوبی جنوب دریای خزر پهنه‏‌بندی شده است (Berberian, 1983). پهنه تالش بخشی از البرز است؛ اما برپایه ویژگی‌های بی‌همتای آن را پهنه‌ای جداگانه دانسته‌اند (Shafaii Moghadam and Shahbazi Shiran, 2011). این پهنه را پهنه‌ای چین‌خورده دانسته‌اند که در برگیرندة سنگ‌های آتشفشانی و رسوب‏‌های آواری از پالئوژن تا توالی‌های رسوبی نئوژن است. بررسی رسوب‏‌های توالی سنی یادشده ویژگی‌های آب‌های کم‌ژرفا را هم نشان می‌دهند (Allen at al., 2003).

اگرچه به باور برخی پژوهشگران پهنه زمین‏‌ساختی منطقه یک الاکوژن بوده است (Mohammadiha at al., 2014)، شکاف‌برداشتن پلاتفرم آذربایجان در پایان کرتاسه، جابجایی منطقه شکافته‌شده از جنوب به شمال و نیز ویژگی‌های آلکالن سنگ‌های آتشفشانی همگی گواهی بر فعالیت‌های پس از برخورد در منطقه هستند (Shahbazi, 2013). به باور Didon (1976)، در خاور کمان ماگمایی ارمنستان، پهنه آلکالن این منطقه پهنه‌ای پشت کمانی است که پیش از رسیدن به مرحله تکامل، باز‏‌شدگی آن پایان یافته است. در الیگوسن بالایی فازی فشارشی، با روند شمال- شمال‌خاوری به جنوب- جنوب‌باختری، در آغاز چین‌خوردگی قفقاز روی داده است. این فاز با فشارآوردن بر پلاتفرم آذربایجان، این بلوک را در راستای شمال- شمال‌خاوری جابجا کرده و آن را با رشته کوه‌های تازه چین‌خوردة البرز همسایه کرده است (Didon, 1976). سنگ‏‌های ماگمایی جنوب شهرستان گرمی بخشی از پهنه آتشفشانی شمال‌باختری ایران (ایالت آتشفشانی آذربایجان) هستند که در میان پهنه جنوب دریای خزر (از سوی خاور) و پهنه ماگمایی ارومیه- دختر (از سوی باختر) و خط درز سوان آکرا– قره داغ (از شمال) جای گرفته‌اند‌ و بخشی از پهنه ماگمایی البرز باختری یا تالش هستند (Shafaii Moghadam and Shahbazi Shiran, 2011). بخش بالاآمده افیولیت ملانژ اللهیارلو، به‌نام اهر - مشگین‌شهر (به سن کرتاسه یا پیش از کرتاسه) در کرانة جنوب‌باختری منطقه و در فاصله 40 کیلومتری بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی جای دارد. از دیدگاه زمین‏‌ساختی، این سنگ‌ها، چه‌بسا با خط درز افیولیت‌های شمال ترکیه (آنکارا– ازمیر) آغاز و با افیولیت سوان- آکرا در ارمنستان ادامه پیدا کرده‌اند و سپس گسل چپ‌گرد شاخه خاوری ارس (که شاید پیش از برخورد صفحه عربی با ایران، حرکت راست‌گرد داشته است) جابجا شده و ادامه آن از کلیبر تا اللهیارلو کشیده شده است (Sudi and Jahangiri, 2010). همانند کمربند ماگمایی ارومیه- دختر، اوج ماگماتیسم در آذربایجان و بخش خاوری آن (پهنه تالش) در زمان ائوسن -الیگومیوسن بوده است (Shafaii Moghadam and Shahbazi Shiran, 2011). در بخش جنوبی پهنه رسوبی مغان، پیش از ائوسن، فرایند آتشفشانی کالک‌آلکالن و پس از ائوسن، فرایند پتاسیک بوده است. بیشتر این فرایندها از راه شکاف‏‌های پدیدآمده در پی نیروهای کششی در منطقه فورانی بوده‌اند (Akbari, 2007). برپایه پیدایش گدازه‌های بالشی، این فرایندهای آتشفشانی در آغاز تا اواسط ائوسن، در پهنه‌های آتشفشانی زیر آب‌های کم‏‌ژرفا روی داده‌اند و سپس در ائوسن پسین، آرام‌آرام از آب بیرو‌ن‌آمده و در خشکی، سنگ‌های آندزیتی و بازالتی را ساخته‌اند که بسیار ستبر بوده و در سطح منطقه پراکنده هستند (Mobashergermi, 2013). گدازه‌های آتشفشانی مافیک ائوسن پسین نشان‏‌دهندة خاستگاه‌گرفتن از یک پهنه مرتبط با فرورانش، با درصد کمی از مذاب سست‌کره‌ای هستند (Shafaii Moghadam and Shahbazi Shiran, 2011). در کل، خاستگاه زمین‌ساختی سنگ بستر تالش شناخته‌شده نیست؛ اما این پهنه در زمان ژوراسیک و پالئوژن تا ائوسن، پهنه‌ای پشت کمانی در ورای کمان کاپان ارمنستان جنوبی بوده است (Mederer at al., 2013).

پهنه‏‌های پشت کمانی، مناطق کششی کوچکی هستند که وابسته به فرورانش سنگ‏‌کره اقیانوسی به زیر سنگ‏‌کره قاره‌ای هستند و در پشت کمان ماگمایی اصلی پهنه‌های فرورانش پدید می‌آیند (Martinez at al., 2007). بازالت‏‌های پشت کمانی در ورای کمان‏‌های آتشفشانی اصلی، در بسیاری از پهنه‌های حاشیه قاره‏‌ای فعال پدید می‌آیند. در پهنه‌های پشت کمانی، گاه کشش‏‌ها تا آن اندازه تداوم و گستردگی دارد که پیدایش پشتة میان اقیانوسی و گسترش بستر اقیانوس را در پی دارند (مانند: دریای ژاپن)؛ اما در بیشتر این پهنه‏‌ها، در همان مراحل کشش‏‌های آغازین به‌صورت پهنه‌های فروافتادة پشت کمانی به‌جای می‏‌مانند. بخش‌های گسترده‌ای از مناطق فروافتادة مرکزی قاره آمریکا در پشت کمان ماگمایی آند، در کانادا، آمریکا، مکزیک، شیلی و نقاط دیگر این قاره، با همین سازوکار پدید آمده‌اند (Ramos and Kay, 2006). در بررسی‏‌های Shafaii Moghadam و Shahbazi Shiran (2011)، الگوی فرایندهای آتشفشانِ پهنه برخوردی خاور آناتولی و پرشیب‏‌شدن و گسستگی صفحه فرورانش (در زیر یک کمپلکس فرورانش- منشور به‌هم‌افزوده هنگام رژیم برخوردی) (Sengor at al., 2003; Keskin, 2003)، الگوی کامل‌تری برای رویداد فرایندهای آتشفشانی سنوزوییک (به‌ویژه فرایندهای آتشفشانی جوان خاور ترکیه و شمال‌باختری ایران) به‌شمار رفته است. ازآنجایی‌که بررسی سنگ‌های مافیک و اولترامافیک در شناسایی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی و پهنه زمین‏‌ساختی بسیار کارآمد است؛ در این پژوهش، برپایه سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و شیمی کانی‌ها در منشورهای الیوین بازالتی جنوب گرمی، به بررسی سنگ‌زایی (پتروژنز) و شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما در پهنه تالش پرداخته شده است.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

از دیدگاه جغرافیایی، بازالت‌های بررسی‏‌شدة جنوب‏‌خاوری شهرستان گرمی در 70 کیلومتری شمال اردبیل برون‌زد دارند. این منطقه در نزدیکی مرز میان ایران و جمهوری آذربایجان است. همچنین، منطقه بررسی‏‌شده در بخش شمال‌خاوری نقشه 1:100000 رضی و در طول‌های جغرافیایی ''93o47 تا ''5o48 خاوری و عرض‌های جغرافیایی ''53o38 تا ''59o38 شمالی است. برپایه پهنه‌بندی‏‌های زمین‌ساختیِ گوناگون، این منطقه در پهنه البرز باختری- آذربایجان (Nabavi, 1976)، در پهنه خزر– تالش (Aghanabati, 2004) و در پهنه تالش (Golonka, 2004) است. یکی از کامل‌ترین توالی‏‌های رسوب‏‌های پاراتتیس (Para-tethys) در دشت مغان دیده می‏‌شود. دشت مغان دنبالة جنوبیِ پهنه تالشِ جمهوری آذربایجان در ایران است (Asadian, 1997). پهنه ائوسن تالش بخشی از پهنه‌های پشت کمانی کرتاسه پسین تا ائوسن در میان دریای سیاه تا دریای خزر است. این پهنه پیامد رژیم زمین‌ساخت کششی و فرورانش پوسته اقیانوسیِ شاخه شمالی نئوتتیس در میان بلوک‌های تورید- آناتولی ارمنستان جنوبی (TASA) به زیر حاشیه‏ة خردقاره ارمنستان جنوبی است (Kazmin and Tikhonova, 2008). در ائوسن میانی تا ائوسن پسین، برخورد قاره با قاره (بلوک عربی و اوراسیا) باعث بازایستادن باز‏‌شدگی و چین‌خوردگی در برخی از این پهنه‌های پشت کمانی (مانند: پهنه دریای سیاه خاوری و پهنه آجارا تریالیتار یا Ajara- tryalitar) شده است (Kazmin and Tikhonova, 2008). ستبرای منشور‏‌های بازالتی پهنه تالش از خاور به‌سوی باختر کاهش می‌یابد. این پدیده نشان می‌دهد که مرکز فوران در خاور و چه‌بسا در کوه‏‌های تالش جمهوری آذربایجان بوده است. این ماگماتیسم در هنگام رویدادهای کششی پوسته و از راه گسل‏‌های نرمال و گسل‏‌های راستالغز این ناحیه (که در ائوسن میانی به بیشترین فراوانی خود رسیده بوده‌اند) روی داده است (Gillet, 1967). منشورهای بازالتی جنوب شهرستان گرمی روی سازند سلیم آغاجی (با میکروفسیلِ شناخته‌شدة گلوبیژیرینا ترکمنیکا (Globigerina Turkmenica)به سن ائوسن زیرین) فوران یافته و با سازند اجاق قشلاق (از جنس قطعات فرسایش‌یافته و گردشدة ائوسن بالایی) فراگرفته شده‌اند (Asadian, 1994)؛ ازاین‌رو، بازالت‏‌های جنوب گرمی در بازة سن نسبی ائوسن زیرین تا ائوسن بالایی پدید آمده‌اند. در میان بازالت‏‌های یادشده، دایک‌های الیوین گابرویی دیده می‌شوند که در فاز پس از فوران بازالتی از محل خروج گدازه‌های پیشین بالا آمده‌اند. بخش جنوبی این دایک‌ها در دوران چهارم با رسوب‏‌های آواری و آبرفت‌ها پوشیده شده است (Babakhani and Khan Nazer, 1991). بخش بزرگی از دایک‌های الیوین گابرویی همانند نقشه (شکل 1) در واحد لاتیتی برون‌زد یافته است.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‏‌شناسی منطقه بررسی‏شدة جنوب شهرستان گرمی (استان اردبیل)،‌برگرفته از نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 رضی (Abbasi, 2006)، نقشه 1:100000 لاهرود (Babakhani and and Khan Nazer, 1991) و نقشه ایران (Haghipour and Aghanabati, 1984)


 

 

تا کنون بررسی سنگ‌شناسی روی سنگ‌های حدواسط منطقه انجام نشده است؛ اما Babakhani و Khan Nazer (1991) برپایه چینه‏‌شناسی، سنگ‌های آتشفشانی تفریتی را به ائوسن زیرین و بیشتر آندزیت‏‌های جنوبی‌تر از بازالت‌ها را به سن کرتاسه دانسته و گزارش کرده‏‌اند. نخستین بررسی‏‌ها روی سنگ‌های آتشفشانی جنوب شهرستان گرمی (Akbari, 2007) نشان داده‌اند که سنگ‏‌های مافیک جنوب شهرستان گرمی از ماگمایی آلکالن جدا شده‌اند. برپایه بررسی‏‌های Mohammadiha و همکاران (2014)، جایگاه ماگماتیسم ریفت میان‌قاره‌ای برای پیدایش گدازه‌های بالشی بازالتی جنوب شهرستان گرمی پیشنهاد شد. بررسی‌های زمین‌شیمی و خاستگاه گابروهای نفوذی (Mobashergermi et al., 2015) نشان‏‌دهندة وابستگی این سنگ‌ها به پهنه‌ای فرورانشی با غنی‏‌شدگی خاستگاه از مؤلفه‌های فرورانش و مشارکت سیال فرورانشی است. همچنین، با آنکه سنِ چینه‏‌شناسی این دو مجموعه یکسان نیست؛‌ اما بررسی‏‌های Mobashergermi (2013) شباهت‌های زمین‌شیمیایی بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی به گابروهای نفوذی را نشان داده است. ازاین‌رو، در این مقاله با بررسی و مقایسه زمین‌شیمیایی بازالت‏‌های جنوب شهرستان گرمی در برابر پهنه‌های مشابه، افزون‌بر بررسی سنگ‌شناسی و خاستگاه آنها، پهنه زمین‌ساختی ماگمای سازندة آنها نیز شناسایی می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

به به‌کارگیری تصویرهای ماهواره‏‌ای و عکس‏‌های هوایی، محدوده گسترش بازالت‏‌های جنوب شهرستان گرمی ارزیابی شد. از میان نمونه‏‌های برداشت‌شده، شمار 75 نمونه سنگی برای بررسی سنگ‏‌نگاری برگزیده شد. برپایه روابط صحرایی و ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری، برای بررسی زمین‌شیمیاییِ عنصرهای اصلی و فرعی، شمار 11 نمونه سنگی که کمترین نشانه‌های دگرسانی را داشتند، برای تجزیه شیمیایی به آزمایشگاه زر آزما تهران فرستاده شدند. برای 11 نمونه بررسی‏‌شده، فراوانی اکسیدهای اصلی با روش XRF (به‌ روش ذوب قلیایی) و فراوانی عنصرهای کمیاب با روش پلاسما جفتیده القایی (ICP-MS) بررسی شد. همچنین، برای بررسی‏‌های دقیق ترکیب کانی‏‌شناسی از تجزیه ریزکاو الکترونی کانی‏‌ها، به مدل CAMECA-SX 100 و دارای اسپکترومتر با گیرنده دیود الکترونی (ساخت شرکت کامیکافرانسه) در مرکز فرآوری مواد معدنی بهره گرفته شد. این دستگاه خودکار است و بر پایه دقت بالای 1% و عملکرد همزمان چند دیتکتور دیودیو پایداری پرتوی الکترونی با پوشش کربن کار می‏‌کند. این آزمایش در ولتاژ 15 کیلو ولت، شدت جریان 20 نانو آمپر و بزرگی طول موج 5/2 میکرومتر انجام شد.

برپایه داده‏‌های به‌دست‌آمده، بررسی‏‌های فشارسنجی و دماسنجی نیز انجام شد. برای بررسی دقیق کانی‏‌شناسی و شیمی کانی، شمار 21 نقطه تجزیه شد: 4 نقطه از الیوین، 7 نقطه از کلینوپیروکسن (جدول 1)، 10 نقطه از پلاژیوکلاز (جدول 2). مخفف‌های به‌کاربرده‌شده برای کانی‏‌ها از Whitney و Evans (2010) است. برای جداکردن آهن دو و سه ظرفیتی از آهن کل، روش زیر (Irvine and Baragar, 1971) به‌کار برده شد:

درصد وزنیِ FeO3 در سنگ = درصد وزنی TiO2 در سنگ + 1.5

FeO=)Fe2O3*(داده‌های آزمایشگاهی-)Fe2O3 ×0.899(

 

ویژگی‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری

بازالت‏‌های جنوب شهرستان گرمی با ساخت‏‌های منشوری از ماگماهای بازیک با درجه‏‌ی پلیمریزاسیون کم پدید آمده‌اند. این دبی به خاصیت کاتیونی و زمین‌شیمی عنصرهای سازندة‏‌ سنگ وابسته است؛ هرچه در سنگ نسبت عنصرهای فلسیک به مافیک کمتر باشد، توان پیدایش دبی منشوری بیشتر می‏‌شود (Gill, 2010). در بخش باختری منطقه، در زیر منشورها، لایه بسیار نازکی از رسوب‏‌های رسی و پالاگونیت‏‌های ثانویه دیده می‏‌شود. پدیده‌های جوی سطح منشورها را به رنگ قهوه‏ای تیره در آورده‌اند و آثار لیمونیت و گوتیت روی بازالت‌ها دیده می‌شوند (شکل 2- A). بازالت‏‌های با دبی انترتابولار در منطقه به فراوانی دیده می‏‌شوند (شکل 2- B). نمونه‏های دستی منشورها سیاه رنگ و بی حفره هستند (شکل 2- C). این منشورها روی سازند سلیم آغاجی، با شیب قاعده SE37˚، جای داشته و با سازند اجاق قشلاقی پوشیده شده‌اند.

 

 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از بازالت‏‌های جنوب‏‌خاوری شهرستان گرمی (استان اردبیل): A) نمایی از منشورهای بازالتی؛ B) نمایی از دبی انترتابولار بازالت‏‌ها؛ C) نمونه‌های دستی منشور بازالتی از نزدیک

 

 

در مقطع‌های نازک بررسی‌شده، کانی‏‌های اصلیِ پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن و کانی فرعیِ الیوین و کانی کمیاب کدر دیده می‌شوند. سریسیت، ایدنگزیت و کلریت ترکیب ثانویه در بازالت‏‌های جنوب گرمی هستند و گهگاه در حفره‌هایِ پرشده با زئولیت و کلسیت دیده می‏‌شوند. بافت بیشتر سنگ‌ها هیالومیکرولیتی پورفیریتیک است و بافت گلومروپورفیریتیک نیز در آنها دیده می‏‌شود. بلورهای پلاژیوکلاز ماکل پلی‌سینتتیک دارند و از میکرولیت‌های زمینه‌ هستند. کلینوپیروکسن دومین کانی فراوان در بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی است. برپایه بیرفرنژانس بنفش- ارغوانی تا قهوه‌ای اوایل مرتبه دوم و زوایای خاموشی 35 درجه‌ای، بیشتر درشت‌بلورهای کلینوپیروکسن‏‌ اوژیت تیتانیم‌دار هستند. برخی کلینوپیروکسن‏‌ها دوقلویی نشان می‏‌دهند. حضور شیشه و میکرولیت زمینه در کنار دانه‌های پورفیری پیروکسن و پلاژیوکلاز بافت هیالومیکرولیتی پورفیری را پدید آورده است (شکل 3- A).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) ازمنشورهای بازالتی شهرستان گرمی (استان اردبیل): A) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن با بافت هیالومیکرولیتی پورفیری؛ B) بافت گلومروپورفیریتیک پدیدآمده از گردهم‌آمدن کلینوپیروکسن و کانی‌های کدر؛‌ C) الیوین ایدنگزیتی‌شده؛ D) کانی کدر شکل‌دار؛ E) سریسیت پدیدآمده از دگرسانی پلاژیوکلاز؛ F) روند اورالیتی‌شدن و پیدایش کلریت در لبه‌ کلینوپیروکسن‏‌ها و پرشدگی کلسیت در قالب بجامانده از پیروکسن (Cpx: کلینوپیروکسن، Pl: پلاژیوکلاز،‌ Ol: الیوین، ‌Cal: کلسیت، Chl؛ کلریت، Ser: سریسیت، برپایة Whitney و Evans، 2010؛ Ed: ایدنگزیت، Opaq: کانی کدر)

 

در این بازالت‌ها، کانی‏‌های فرعی کدر بیشتر به‌همراه کلینوپیروکسن‏‌ها بافت گلومروپورفیریتیک پدید آورده‏اند (شکل 3- B). فنوکریست‌های الیوین شکل‌دار هستند و چه‌بسا در پی تبلور در مرحله‌های آغازین جدایش بلوری (تفریق) ماگمایی پدید آمده‌اند. الیوین‏‌ها تجزیه شده و با ایدنگزیت جانشین شده‌اند (شکل 3- C). کانی‏‌های کدر فنوکریستی و نیمه‌شکل‌دار هستند (شکل 3- D). در پی دگرسانی، برخی کانی‏‌های پلاژیوکلاز با سوسوریت و به مقدار اندک، با سریسیت جانشین شده‌اند (شکل 3- E). در شرایط آب‌دار، در کناره‌های زئولیت‏‌ها، در پی اورالیتی‌شدن برخی کلینوپیروکسن‏‌ها، کلریت ساخته شده‌ است (شکل 3- F).

 

شیمی کانی‌ها

نمونه‏‌های منشور بازالتی پس از سنگ‏‌نگاری دقیق، بلورهای الیوین و پیروکسن (جدول 1) و پلاژیوکلاز (جدول 2) به‌روش تجزیه ریزکاو الکترونیِ بررسی شدند.

 

 

جدول 1- ترکیب شیمیایی و فرمول ساختاری کانی‌های الیوین (برپایه چهار اتم اکسیژن) و کلینوپیروکسن (برپایه شش اتم اکسیژن) در بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل)

Olivine

I

II

III

IV

Clinopyroxene

1Rim

1core

2core

2Rim

3core

3Rim

4 ore

SiO2

38.43

38.71

36.51

37.21

SiO2

52.1

50.46

50.14

50.76

50.11

50.91

50.04

Al2O3

0.21

0.51

0.24

0.12

TiO2

1.04

0.92

1.98

0.6

1.89

0.57

1.19

FeO

26.53

26.53

28.1

28.43

Al2O3

3.07

2.4

4.37

4.36

4.6

3.31

4.54

MnO

0.63

0.64

0.64

0.64

Cr2O3

0.07

0.14

0.08

0.04

0.08

0.06

0.04

MgO

32.33

31.88

32.65

32.12

FeO

5.95

7.11

5.41

7.55

4.22

6.99

6.17

CaO

0.20

0.32

0.31

0.28

Fe2O3

2.54

2.42

3.48

2.1

3.39

2.07

2.69

K2O

0.08

0.08

0.08

0.07

MnO

0.26

0.34

0.33

0.37

0.39

0.5

0.28

Total

98/43

98/98

98/97

98/88

MgO

14.13

14.11

14.94

14.54

14.99

15.51

14.28

Si

1.04

1.04

1.00

1.02

CaO

20.87

20.06

19.41

19.68

20.11

19.9

20.67

Al

0.00

0.02

0.01

0.00

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.08

Fe

0.60

0.60

0.62

0.61

Total

99.75

99.49

99.75

99.71

99.3

99.59

99.68

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

Fe+3

0.09

0.02

0.04

0.01

0.04

0.02

0.004

Mg

1.30

1.28

1.34

1.34

Fe+2

0.34

0.31

0.31

0.3

0.27

0.29

0.27

Ca

0.01

0.01

0.01

0.01

Si

1.96

1.88

2.00

1.87

1.60

2.00

2.02

K

0.003

0.003

0.003

0.003

Al

0.14

0.19

0.13

0.12

0.11

0.11

0.1

Total

2.96

2.97

3.00

2.99

Mn

0.01

0.01

0.01

0.00

0.02

0.01

0.01

Forsterite

67.76

67.76

67.76

67.76

Mg

0.79

0.79

0.71

0.08

0.74

0.77

0.8

Fayalite

31.19

31.19

31.19

31.1

Ca

0.75

0.81

0.77

0.43

0.03

0.76

0.83

 

 

 

 

 

Total

3.94

4.00

3.91

3.79

4.32

3.92

3.95

         

Mg/ (Mg+Fe+2)

0.70

0.72

0.73

0.73

0.75

0.74

0.75

         

Al/ (Al+Fe+3+Cr)

1.78

1.10

1.27

1.04

1.28

1.13

1.01

         

Enstatite

0.40

0.41

0.43

0.42

0.43

0.44

0.42

         

Ferrosillite

0.17

0.16

0.16

0.16

0.14

0.15

0.14

         

Wollastonite

0.42

0.42

0.42

0.41

0.42

0.40

0.43

         

Mole fractions

         

 

         

XSi (T)

0.97

0.94

0.93

0.94

0.93

0.93

0.93

         

XAl (T) (AlIV)

0.02

0.05

0.06

0.05

0.06

0.05

0.06

         

XAl (M1) (AlVI)

0.08

0.07

0.06

0.08

0.07

0.03

0.08

         

XFe3+ (M1)

0.09

0.02

0.04

0.01

0.04

0.01

0.004

         

XFe2+ (M1)

0.29

0.25

0.24

0.24

0.22

0.24

0.22

         

XMg (M1)

0.67

0.65

0.66

0.65

0.68

0.7

0.66

         

XFe+2 (M2)

0.05

0.05

0.06

0.05

0.04

0.05

0.04

         

XMg (M2)

0.11

0.13

0.16

0.15

0.14

0.15

0.13

         

XCa (M2)

0.83

0.80

0.77

0.78

0.80

0.79

0.82

         

Sum Cat.

3.13

3.00

3.01

3.96

3.02

3.00

2.96

         

Name:

augite

augite

augite

augite

augite

augite

augite


جدول 2- ترکیب شیمیایی و فرمول ساختمانی کانی پلاژیوکلاز در بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل) برپایه هشت اتم اکسیژن

Plagioclase

1Core

1Rim

2Core

2Rim

3Rim

3Madian

3Core

3Core

3Madian

3Rim

SiO2

54.81

54.2

54.58

54.29

54.82

54.59

54.78

54.78

54.62

54.78

TiO2

0.22

0.14

0.16

0.29

0.14

0.24

0.28

0.20

0.16

0.12

Al2O3

25.81

26.56

26.42

26.62

26.48

26.68

26.47

26.48

26.56

26.8

FeO

0.83

0.53

0.81

0.79

0.73

0.79

0.88

0.84

0.75

0.68

MgO

0.52

0.21

0.62

0.68

0.37

0.62

0.58

0.56

0.22

0.19

CaO

12.09

12.01

12.13

11.12

11.45

11.48

11.72

11.69

11.51

11.41

Na2O

4.30

4.83

4.42

4.38

4.67

4.42

4.32

4.28

4.41

4.49

K2O

0.82

0.80

0.81

0.84

0.72

0.68

0.58

0.62

0.84

0.92

Total

99.4

99.28

99.95

99.01

99.38

99.5

99.61

99.45

99.07

99.39

Si

2.51

2.49

2.49

2.49

2.50

2.49

2.50

2.50

2.50

2.50

Al

1.39

1.44

1.42

1.44

1.43

1.43

1.42

1.42

1.43

1.44

Ti

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

Fe

0.03

0.02

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

Mg

0.04

0.01

0.04

0.05

0.03

0.04

0.04

0.04

0.02

0.01

Ca

0.59

0.59

0.59

0.59

0.56

0.56

0.57

0.57

0.57

0.56

Na

0.38

0.43

0.39

0.39

0.41

0.39

0.38

0.38

0.39

0.4

K

0.05

0.05

0.05

0.05

0.04

0.04

0.03

0.04

0.05

0.05

Total

5.00

5.02

5.02

5.00

5.01

5.00

4.99

4.99

4.99

5.00

Orthose

4.68

4.39

4.57

4.99

4.13

3.99

3.41

3.66

4.88

5.31

Albite

37.33

40.27

37.92

39.54

40.71

39.42

38.65

38.39

38.95

39.38

Anorthite

57.99

55.34

57.51

55.47

55.16

56.59

57.94

57.95

56.17

55.31

 

 

در نمودار Cornelis (1985)، نمونه‏‌های بررسی‏‌شدة الیوین در گستره هیالوسیدریت جای می‏‌گیرند (شکل 4-A). برپایه داده‌های جدول 1، مقدار SiO2 الیوین‏‌ها 51/36 تا 71/38 درصد وزنی است. مقدار FeO (آهن دو ظرفیتی) از 43/26 تا 1/27 درصد وزنی است و مقدار MgO برابر 88/31 تا 65/32 است. مقدار Al2O3 برپایه درصد وزنی نیز از 12/0 تا 51/0 است.

بررسی ترکیب شیمیایی پیروکسن‏‌ها (جدول 1) در نمودار رده‌بندی Wo-En-Fs نشان می‏‌دهد که کلینوپیروکسن‏‌ها در گسترة اوژیت جای می‌گیرند (شکل 4- B). در این سنگ‏‌های بازالتی، ترکیب کلینوپیروکسن نزدیک به En40 تا En44.2 و Fs14.3 تا Fs17.5 و Wo40.5 تا Wo43.7 است. عدد منیزیم (Mg#) نزدیک به 5/69 تا 2/76 درصد (در نمونه Core4) است. ازآنجایی‌که کلینوپیروکسن‌های با عدد منیزیم کمتر از 86% پیامد جدایش بلوری ماگما هستند (Lebas, 1962)، پیدایش همه نمونه‌های کلینوپیروکسن وابسته به جدایش بلوری از ماگمای مافیک دانسته می‌شود.

توزیع Al و Si (شکل 4-C) نشان‏‌دهندة آلکالن‏‌بودن نمونه‏‌های کلینوپیروکسن است. نمونه‏‌های بالای خط اشباع نمودار، کلینوپیروکسن‏‌هایی هستند که موقعیت چهاروجهی ساختار آنها با کاتیون‏‌های Si و Al در ترکیب کلینوپیروکسن پر شده است. در این نمونه‌ها، ازآنجایی‌که مقدار Si برای پرکردن موقعیت چهاروجهی سیستم کانی کلینوپیروکسن کافی نیست؛ مقداری کاتیون‌های Al نیز در جایگاه چهاروجهی جایگزین شده است.

 

 

 

شکل 4- داده‌های شیمیایی کانی‌های سازندة بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل) در: A) نمودار رده‌بندی الیوین‌ها (Cornelis, 1985)؛ B) ‏نمودار رده‌بندی کلینوپیروکسن‌ها Deer at al., 1992)) برپایه مقدار انستاتیت (En)، ولاستونیت (Wo) و فروسیلیت (Fs)؛ C) نمودار نسبت Si به Al کل (Zhu and Ogasawara, 2001) که میزان جانشینی آلومینیم تترائدری به‌جای سیلسیم در کلینوپیروکسن را نشان می‏‌دهد؛ D) نمودار میزان جانشینی Ti وAlIV به‌جای Si در جایگاه تترائدریِ کلینوپیروکسن‏‌ها (Zhu and Ogasawara, 2001)؛ E) نمودار Al2O3 در برابر TiO2 برای شناسایی سرشت ماگمایی برپایه شیمی کلینوپیروکسن (Le Bas, 1962)؛ F) نمودار رده‌‏‌بندی پلاژیوکلاز‏‌ها (Deer at al., 1992)؛ G) نمودار مقدار An در نیم‌رخ عرضی فنوکریست پلاژیوکلاز


 

 

ازآنجایی‌که عنصر Ti در کلینوپیروکسن‏‌ها نامتحرک‏‌ بوده (Rollinson, 1993) و نمونه‏‌های کلینوپیروکسن برگزیده سالم‏ هستند، بررسی کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار AlIV در برابر Ti نشان می‏‌دهد که 4 نمونة هسته کلینوپیروکسن‏‌ها مقدار Ti بالاتری نسبت به AlIV دارند و ازاین‌رو، در بالای خط T 3AlIV= جای گرفته‌اند (شکل 4-D). نمونه‌های حاشیه کلینوپیروکسن‏‌ها که در زیر خط AlIV =5T هستند، کم‏‌بودن مقدار Ti در حاشیه این نمونه‏‌ها و جدایش بلوری را نشان می‌دهند. در نمودار Al2O3 در برابر SiO2، نمونه‏‌های کلینوپیروکسن در محدوده بازالت‏‌های آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 4-E). کلینوپیروکسن‏‌هایی که در هستة از AlVI سرشار هستند در فشار بالاتری (نسبت به نمونه‌های با حاشیه سرشار از AlIV) پدید آمده‌اند (Liu at al., 2000). در بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی، درصد آنورتیت در هسته پلاژیوکلازها از An55.16تا An57.9 متغیر بوده و ترکیب کانی‏‌شناسی پلاژیوکلازها لابرادوریت است (شکل 4-F، جدول 2). مقدار CaO از 12/11 تا 13/12، Na2O از 28/4 تا 83/4 و میزان آلومینیم آن نیز از 81/25 تا 80/26 درصد وزنی است. مقدار آنورتیت 95/57 تا 16/55، آلبیت 71/40 تا 33/37 و ارتوکلاز 31/5 تا 41/3 درصد مولی است. تجزیه ریزکاو الکترونی در راستای عرضی پلاژیوکلازها نشان می‌دهد که هسته فنوکریست ترکیب یکنواختی از مقدار آنورتیت نزدیک به 57% دارد؛ اما در کناره‌های کانی، مقدار Ca (در آنورتیت) آرام‌آرام کاهش و Na (در آلبیت) افزایش می‌یابد (شکل 4-G). اگر در پی نبود نوسان در مقدار آب ماگما، پلاژیوکلاز بافت غربالی یا حاشیه غبارآلود یا تحلیل‌رفته نشان‌ دهد، چنین نیمرخی نشان‏‌دهندة تبلور و جدایش بلوری ماگمایی است (Tsuchiyama, 1985). ویژگی‌های میکروسکوپی نشان‌دهندة نبود بافت غربالی یا حاشیه غبارآلود یا تحلیل‌رفته در پلاژیوکلازها هستند و ترکیب شیمی این کانی‌ها در راستای قطر فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، تبلور نرمال کانی را نشان می‏‌دهد.

برای بررسی ژرفا و فشارِ تبلور کلینوپیروکسن، نمودار AlIV در برابر AlVI به‌کار برده شد. به باور Helz (1973)، توزیع آلومینیم در جایگاه‌های چهاروجهی و هشت‌وجهی کلینوپیروکسن‏‌ها معیار خوبی برای برآورد مقدار آب ماگما و میزان فشار در پهنه پیدایش سنگ‏‌های آذرین است. این نمودار (شکل 5-A) فشار نزدیک به 5 کیلوبار برای نمونه‏‌ها را نشان می‌‌دهد. جایگاه کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار Cr+2Ti+AlIV در برابر Na+AlIV نشان‏‌دهندة پیدایش کلینوپیروکسن‏‌ها در فوگاسیته اکسیژن کم (زیر خط Fe+3=0) برای همه نمونه‌های تجزیه‌شده است (شکل 5- B). به باور پژوهشگران، هر چه فاصله‌ نقاط از خط Fe3+=0 بالاتر باشد نشان‏‌دهندة فوگاسیته بیشتر اکسیژن در پهنه پیدایش کلینوپیروکسن خواهد بود.

برای شناسایی محیط پیدایش کلینوپیروکسن‏‌ها، نمودار پارامتر F1 و F2 (شکل 5-C) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدوده‏‌ بازالت‏‌های آلکالن درون قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند.

 

 

 

شکل 5- داده‌های شیمیایی کانی‌های سازندة بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل) در: A) نمودار توزیع آلومینیم چهاروجهی (تترائدری) و هشت‌وجهی (اکتائدری) در کلینوپیروکسن‏‌ها (Coltorti at al., 2007)؛ B) نمودار تغییرات AlVI+2Ti+Cr  در برابر Na+AlIV (Marcelot at al., 1983)؛ C) نمودار F1 در برابر F2 (Nisbet and Pearce, 1989) برای شناسایی محیط پیدایش کلینوپیروکسن‌ها (WPA: Within plate Alkaline Basalts; WPT: Within plate tholeitic basalts; OFB: Ocean- Floor Basalts; VAB: Volcanic Arc Basalts)

 

 

برای دماسنجی پیدایش کلینوپیروکسن‏‌ها، فرمول پیشنهادیِ Nimis و Taylor (2000) برای داده‌های هسته‏‌‌ بلورها) به‌کار برده شد:

T (Kº( =[23166+39.28 (P kbar)]: [13.25+15.35Ti+4.5Fe–1.55 (Al+Cr-Na-K)+ (LnaCpxen)2]±25ºC

برپایه کاربرد این دماسنجی، دمای پیدایش کلینوپیروکسن‏‌ها 15/1223 تا 14/1272 کلوین و برابر با 950 - 998 (± 25) درجه سانتیگراد به‌دست آمده.

زمین‌شیمی

داده‌های زمین‌شیمایی به‌دست‌آمده در جدول 3 آورده شده‌اند. همه‏‌ نمونه‏‌های سنگ کل (جدول 3) Na2O و K2O بالایی دارند و در نورم کوارتز نورماتیو نداشته؛ اما الیوین و نفلین نورماتیو دارند. برپایه نمودار چهاروجهی بازالت‏‌ها، این ویژگی‌ها نشان‏‌دهندة آلکالن‏‌بودن این سنگ‌ها هستند (Yoder and Tilley, 1962).

 

جدول 3- داده‌های تجزیه شیمیایی اکسیدهای اصلی (به روش XRF؛ برپایه درصد وزنی) و عنصرهای فرعی (به روش ICP؛ برپایه ppm) و مقدار کانی‏‌های نورماتیو (برپایه روش C.I.P.W.) برای بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل)

Sample No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

SiO2

49.77

50.43

50.41

49.8

50.37

48.89

50.37

48.12

50.11

50.13

49.11

Al2O3

15.61

16.15

16.23

16.66

16.25

16.51

16.42

16.41

17.11

16.61

16.11

CaO

8.41

8.16

8.13

7.86

7.78

8.51

8.47

8.69

8.62

8.61

8.31

FeOT

9.13

9.11

8.83

9.21

9.23

9.11

8.11

9.25

8.21

8.56

9.33

MgO

7.58

5.91

6.31

6.33

6.12

6.91

6.83

6.81

6.43

6.69

7.39

Na2O

3.57

3.77

3.88

3.67

3.82

3.76

3.82

3.76

3.77

3.61

3.97

K2O

2.56

2.77

2.83

2.77

2.79

2.81

2.79

2.81

2.72

2.77

2.52

TiO2

1.01

1.03

1.07

0.98

1.09

1.01

1.02

1.05

1.04

0.99

1.02

MnO

0.17

0.17

0.16

0.16

0.16

0.16

0.17

0.16

0.16

0.16

0.15

P2O5

0.46

0.41

0.31

0.47

0.4

0.42

0.24

0.41

0.32

0.26

0.38

SO3

0.02

0.04

0.04

0.05

0.02

0.04

0.04

0.04

0.03

0.02

0.02

BaO

0.06

0.08

0.05

0.07

0.08

0.08

0.07

0.07

0.06

0.05

0.04

LOI

1.41

1.51

1.61

1.62

1.66

1.62

1.36

1.51

1.24

1.31

1.41

Total

99.76

99.55

99.86

99.65

99.77

99.83

99.71

99.09

99.82

99.77

99.76

Ag

0.25

0.26

0.23

0.24

0.25

0.25

0.25

0.25

0.24

0.23

0.25

As

2

2

2

1.5

2.5

2.5

2

2

1

2

1.5

Ba

530

575

580

558

575

525

525

525

525

525

505

Be

520

572

582

558

572

572

536

570

548

582

512

Bi

0.38

0.38

0.38

0.38

0.38

0.38

0.38

0.38

0.38

0.38

0.36

Cd

0.1

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

Ce

52

54

56

54

52

54

51

53

58

56

55

Co

27

26

24

27

26

26

26

26

25

24

25

Cr

193

129

130

169

129

170

171

145

138

141

170

Cs

1.6

1.6

1.4

1.2

1.4

1.4

1.4

1.2

1.4

1.4

1.4

Cu

82

71

74

89

71

80

74

75

78

71

88

Dy

4

3.4

3.2

3

3.6

3.6

3

3

3

3.4

3.2

Er

2.4

2.8

2.6

2.8

2.6

2.6

2.4

2.6

2.6

2.6

2.6

Eu

1.46

1.48

1.28

2.12

1.62

2.14

1.42

1.42

1.42

1.62

1.86

Ga

14

13

13

14

14

14.5

14.5

13

14.5

13.5

14

Gd

8

8

6

7

8

7

8

8

7

7

6

Hf

3.6

3.8

3.8

3.6

3.8

3.8

3.6

3.2

3.6

3.2

3.6

Ho

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.8

0.8

La

18

18

20

19

18

19

18

18

18

17

18

Li

13

14

13

14

13

14

13

13

14

13

14

Lu

0.22

0.27

0.25

0.23

0.21

0.22

0.23

0.24

0.25

0.24

0.28

Mo

0.99

1.05

1.2

0.92

1.17

1.11

0.99

0.99

1.01

1.12

1.2

Nb

18

17

18

18

18

19

17

17

18

18

19

Nd

9

10

10

9

10

10

9

10

11

11

9

Ni

75

68

60

73

65

71

69

72

70

61

60

Pb

4.5

4.6

4.5

5

4

4

4

3

4

4

4

Pr

7.5

7.5

6.5

6.5

7.5

8

7.5

6.5

7

7

8

Rb

49

47

48

49

49

49

48

49

48

48

49

S

160

88

99

135

95

120

119

99

131

125

50

Sb

1.02

1.03

0.9

0.9

0.98

0.98

0.9

0.82

1.02

1.02

0.8

Sc

21.1

20.1

19.6

20.6

20.8

20.9

20.5

20.4

20.1

20.3

18

Sr

111

112

111

112

111

114

112

112

110

113

115

Sm

4

4

4

3

3

3

4

3

3

4

3

Ta

1

0.91

0.9

0.9

0.89

1

0.9

0.9

0.9

1

0.8

Tb

0.6

0.5

0.5

0.6

0.6

0.6

0.5

0.6

0.6

0.5

0.6

Th

7

6

7

7

7

6

7

6

7

6

7

Tm

0.2

0.2

0.25

0.2

0.2

0.24

0.2

0.2

0.25

0.24

0.26

U

1.6

1.5

1.5

1.5

1.6

1.5

1.5

1.5

1.5

1.4

1.5

V

186

186

176

181

182

182

186

186

172

172

168

Y

18

20

20

19

20

19

18

18

19

19

19

Yb

1.8

1.6

1.4

1.4

1.4

1.6

1.6

1.4

1.4

1.4

1.6

Zn

73

74

69

77

73

74

74

77

74

70

78

Zr

124

128

124

124

118

120

120

120

124

122

120


جدول 3- ادامه.

Sample No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

YbN

10.59

9.41

8.24

8.24

8.24

9.41

9.41

8.24

8.24

8.24

9.41

ZrN

32.04

33.07

32.04

32.04

30.49

31.01

31.01

31.01

32.04

31.52

31.01

Zr/Nb

6.89

7.53

6.89

6.89

6.56

6.32

7.06

7.06

6.89

6.78

6.32

LaN/SmN

2.91

2.91

3.23

4.09

3.87

4.09

2.91

3.87

3.87

2.74

3.87

Ce/Pb

11.56

11.74

12.44

10.8

13

13.5

12.75

17.67

14.5

14

13.75

Nb/U

11.25

11.33

12

12

11.25

12.67

11.33

11.33

12

12.86

12.67

La/Nb

1

1.06

1.11

1.06

1

1

1.06

1.06

1

0.94

0.95

Rb/Zr

0.4

0.37

0.39

0.4

0.42

0.41

0.4

0.41

0.39

0.39

0.41

La N/YbN

12.41

13.96

17.73

16.84

15.95

14.74

13.96

15.95

15.95

15.07

13.96

Th/Yb

3.89

3.75

5

5

5

3.75

4.38

4.29

5

4.29

4.38

Sm/Yb

2.22

2.5

2.86

2.14

2.14

1.88

2.5

2.14

2.14

2.86

1.88

La/Yb

10

11.25

14.29

13.57

12.86

11.88

11.25

12.86

12.86

12.14

11.25

Zr/Nb

6.89

7.53

6.89

6.89

6.56

6.32

7.06

7.06

6.89

6.78

6.32

Th/U

4.38

4

4.67

4.67

4.38

4

4.67

4

4.67

4.29

4.67

Ti/Sc

798.46

854.78

910.62

793.54

874.13

806.1

829.96

858.56

863.08

813.49

945.23

Dy N/YbN

1.49

1.42

1.53

1.43

1.72

1.51

1.25

1.43

1.43

1.63

1.34

Tb N/YbN

1.52

1.42

1.62

1.95

1.95

1.7

1.42

1.95

1.95

1.62

1.7

Ba/Ce

10.19

10.65

10.36

10.33

11.06

9.72

10.29

9.91

9.05

9.38

9.18

La/Ta

18

19.78

22.22

21.11

20.22

19

20

20

20

17

22.5

La/Nb

1

1.06

1.11

1.06

1

1

1.06

1.06

1

0.94

0.95

Norm (CIPW):

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Or

17.39

17.95

17.53

16.99

17.79

17.91

17.52

17.91

19.99

16.96

19.99

Ab

26.91

26.95

27.92

26.92

27.99

25.69

23.89

25.98

26.76

29.15

25.31

An

15.99

16.83

16.92

16.91

15.66

15.96

11.59

15.89

17.91

20.94

22.72

Ne

8.21

7.35

7.64

7.74

7.27

8.24

14.55

8.34

7.16

5.84

2.2

Di

16.61

15.77

15.82

15.84

15.18

16.31

19.74

17.34

15.82

11.88

10.99

Ol

8.39

7.99

6.97

5.99

6.98

6.89

5.59

6.59

6.64

7.84

10.31

Hm

3.21

3.62

3.21

3.91

3.62

3.94

3.74

3.59

3.42

3.42

3.62

Tn

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

1.6

Ap

1.09

1.88

0.99

0.97

1.13

0.97

1.4

0.99

1.09

1.91

0.98

Py

0.28

0.29

0.27

0.31

0.29

0.32

0.31

0.21

0.27

0.27

0.26

Sum

98.08

98.63

97.27

97.58

98.01

98.23

98.33

99.15

99.06

98.21

97.98

*Or=Orthoclase, Ab=Albite, An=Anorthite, Ne=Nepheline, Di=Diopside, Ol=Olivine, Hm=Hematite, Tn=Titanite, Ap=Apatite, Py=Pyrite

 

 

بحث

در نمودار سیلیس در برابر کل عنصرهای آلکالن یا TAS (Cox at al., 1979) (شکل 6- A)، نمودار رده‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی برپایه SiO2-Zr/TiO2، نمودار رده‏‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی برپایه نسبت‌های Zr/TiO2 در برابر Nb/Y (شکل‌های 6- B و 6- C)، همه نمونه‌ها در بخش آلکالی‌بازالت جای گرفته‌اند (Winchester and Floyd 1997). در داده‌های نورماتیو به‌دست‌آمده نیز نفلین نورماتیو ساخته شده است (جدول 3).

برای شناسایی سری ماگمایی با نمودار تغییرات P2O5 در برابر Zr (شکل 7- A) و نمودار تغییرات SiO2 در برابر Na2O+K2O (شکل 7- B) همه نمونه‏‌ها در گسترة سری آلکالن جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 6- داده‌های شیمیایی بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل) در: A) نمودار TAS (Cox at al., 1979)؛ B) نمودار رده‏‌بندی SiO2-Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1997)؛ C) نمودار سنگ‌های آذرین بیرونی برپایه Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1997)

 

 

شکل 7– داده‌های شیمیایی بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل) در: A) نمودار تغییرات Zr در برابر P2O5 (Winchester and Floyd, 1997)؛ B) نمودار سیلیس در برابر مجموع عنصرهای آلکالن (Irvine and Baragar, 1971)


 

 

برای بررسی فراوانی عنصرهای کمیاب در نمونه‌های بررسی‏‌شده از نمودار عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشتة اولیه و همچنین، مقایسه نمونه‌ها با پهنه‌های مورب عادی، مورب غنی‌شده و جزایر اقیانوسی در نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب گوشتة اولیه Sun و Mcdonough (1989) به‌کار برده شد (شکل 8). عنصرهای HFS و عنصرهای همانندِ این دسته، پهنه پایداری بالایی در گوشته دارند. افتادگی ملایم Nb و Ti در نمودار و (کمبود مقدار Ta تا کمتر از 1) نشان‏‌دهندة وابستگی سنگ‏‌های منطقه به پهنه‌ فرورانشی هستند (Wilson and Downes, 2006). افتادگی Sr نشان‏‌دهندة به‌جای‌ماندن پلاژیوکلاز در ترم‏‌های نخستین جدایش بلوری است (Sun and MacDonough, 1989).

 

 

شکل 8- نمودار بهنجارشده سنگ‌های بازالتی جنوب شهرستان گرمی (استان اردبیل) در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) و مقایسه نمونه‌ها با نمونه‌های بهنجارشده سنگ‌های پشت کمان الیگوسن ترود و ساغند ایران مرکزی (Verdel, 2009)، ریفت برنز هول ایالت یوتا امریکا (Verdel, 2009) و مقایسه با پهنه‌های نرمال مورب و مورب غنی‌شده و بازالت‌های جزایر کمانی (Sun and McDonough, 1989)

جدایش بلوری بالای عنصرهای نادر خاکی سنگین با نسبت 6/1 (DyN/YbN>) نشان‌دهندة گارنت‌داربودن خاستگاه سنگ‌هاست (Haase at al., 2004). میانگین این نسبت در بازالت‌های منطقه نزدیک به 47/1 است، این نکته نشان‏‌دهندة ذوب گارنت در خاستگاه در پی کاهش فشار است (Lucassen at al., 2007) و همچنین، الگوی کمابیش هموار HREE در همه نمونه‏‌ها، نشان‌دهندة ذوب‌بخشی گارنت در خاستگاه است (Morata at al., 2005).

الگوهای موازی بهنجارشده عنصرهای کمیاب سنگ‌های منطقه در نمودار عنکبوتی نیز، خاستگاه یکسان و رابطه جدایش آنها را نشان می‌دهد؛ اما ناهنجاری‌های مثبت اندک در عنصرهای Pb و Cs با نفوذ سیال‌های پوسته‌ای به درون ماگما، هضم مواد پوسته‏‌ای با ماگمای سازنده یا متاسوماتیسم ماگمای سازنده پدید می‌آیند (Macdonald and Hawkesworth, 2000). این ویژگی‌ها همراه با غنی‏‌شدگی آشکاری از عنصرهای K، Rb و Ba در برابر ترکیب گوشته اولیه و پیدایش بافت گلومروپورفیریتیک (ویژگی مهم سنگ‌های ماگمای فورانی تحول‏‌یافته در آشیانه ماگمایی)، متاسوماتیسم زمین‌شیمیایی در پوسته‏‌ زیرین را نشان می‌دهند (Wayer at al., 2003). غنی‏‌شدگی از LILE همراه با بالا‏‌بودن Ba و Pb از ویژگی‌هایی هستند که گویای دخالت پوسته فرورونده رو در تحول و پیدایش ماگمای پهنه‌های پشت کمان ماگمایی هستند (Kamber at al., 2012; Verdel, 2009). نسبت Zr/Nb در سنگ‏‌های پوسته نزدیک به 22 تا 25 است؛ اما در خاستگاه گوشته‏‌ای این نسبت کمتر از ppm11 است (Ntaflos et al., 2007). میانگین این نسبت در سنگ‏‌های منطقه 9/6 است؛ پس این سنگ‏‌ها از گوشته خاستگاه گرفته‏‌اند. میانگین نسبت LaN/SmN در سنگ‏‌های بازالتی منطقه جنوب شهرستان گرمی نزدیک به 4/13 است؛ اما این میانگین در سنگ‏‌های پوسته‌ای تا 49/3 می‌رسد (Srivastava and Singh, 2004). برپایه این نسبت و سرشت آلکالن نمونه‌ها و نسبت بالای HREE/LREE در نمونه‌ها، ماگمای سازنده سنگ‌های منطقه از ذوب‌بخشی درجه کمِ خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‌شده برخاسته است. میانگین ZrN بالاتر از 3 برای سنگ‏‌های مافیک وابسته به پهنه‌های فرورانش در نشان‏‌دهندة متاسوماتیسم یا آلایش پوسته‏‌ای است (Harangi and Lenkey, 2007). این میانگین در سنگ‏‌های منطقه 42/3 است. همچنین، در سنگ‏‌های مافیک وابسته به MORB و OIB، میانگین نسبت‏‌های Ce/Pb و Nb/U نزدیک به 47 و 25 است (Harangi and Lenkey, 2007)؛ اما در سنگ‏‌های منطقه میانگین نسبت Ce/Pb برابر 25/13 و میانگین نسبت Nb/U برابر 88/11 است که این مقدار بسیار کمتر از میانگین پیشنهادشده برای ماگمای اولیه گوشته‌ای مافیک‌های اقیانوسی و OIB است (Harangi and Lenkey, 2007) و احتمال متاسوماتیسم ماگمای بازالت‌های منطقه جنوب شهرستان گرمی را نشان می‌دهد. ماگمای برخاسته از گوشته سست‌کره‌ایِ مورب دارای نسبت La/Nb<1 و نمونه‏‌های پدیدآمده از گوشته غنی‌شده دارای نسبت La/Nb>1 هستند (Aldanmaz at al., 2000). میانگین این نسبت در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده برابر 03/1 بوده و نشان‏‌دهندة اندکی غنی‏‌شدگی در خاستگاه گوشته‌ای است. از سوی دیگر، نسبت 12/0Rb/Zr> نشان‏‌دهنده خاستگاه گوشته متاسوماتیسم‌شده‌ای با سیال‌های فرورو است (Harangi and Lenkey, 2007). میانگین این نسبت در نمونه‌های بررسی‏‌شده نزدیک به 4/0 به‌دست آمده و گویای خاستگاه گوشته متاسوماتیسم‌شدة سنگ‏‌های بررسی‏‌شده است. در مقایسه دو نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه برای نمونه‌های بازالت‏‌های منطقه و بازالت‏‌های پشت کمانی مناطق ایران مرکزی (Verdel, 2009)، دو نمودار تفاوت چندانی در فراوانی عنصرهای کمیاب نداشته و روند مشابهی دارند. در بررسی زمین‌شیمیایی نمونه‌های بررسی‏‌شده در برابر بازالت‌های جزایر اقیانوسی (Sun and McDonough, 1989) نیز از دیدگاه مقدار SiO2 و FeO* و همچنین، نسبت LaN/YbN شباهت‌هایی دیده می‌شود (میانگین عنصرها و نسبت‌های یادشده به‌ترتیب، برای نمونه‌های بازالتی جزایر کمانی دارای مقدارهای 8% تا 15 درصد وزنی، 44% تا 53 درصد وزنی و 3/9 تا 3/14). این مقدارها در نمونه‌های بازالتی منطقه جنوب شهرستان گرمی دارای مقدارهای 11/8 تا 33/9 درصد وزنی، 12/48 تا 43/50 درصد وزنی و 18/7 تا 25/10 هستند. به باور Haghnazar و همکاران (2012)، همانندبودن الگوی عنصرهای REE به بازالت‌های OIB نشانة برخاستن ماگماها از گوشته‌ای غنی‌شده است. از سوی دیگر میانگین MgO و نسبت‌های Th/U، Ti/Sc، Zr/Nb، La/Yb، Sm/Yb و Th/Yb در سنگ‏‌های بازالتی جزایر کمانی، به‌ترتیب برابر کمتر از 7 درصد وزنی، 5/1 تا 98/1، 8/7 تا 3/9، 28 تا 32، >5، نزدیک به 440 و 9/3 هستند (Gill, 1984). این میانگین‏‌ها در سنگ‏‌های بازالتی منطقه برابر 91/5 تا 58/7 درصد وزنی، 75/3 تا 5، 88/1 تا 86/2، 10 تا 29/14، 32/6 تا 5/7 و میانگین 81/849 و 40/4 هستند. مقدار نسبت Ba/Ce در بازالت‏‌های گوشته اولیه نزدیک به 9/3، مورب عادی 1/1، جزایر کمانی 5/1 تا 5/4 و در نمونه‌های بررسی‏‌شده برابر 05/9 تا 06/11 بوده و پیامد غنی‏‌شدگی خاستگاه گوشته‌ای هنگام فرورانش است.

افزون‌بر بررسی‌های زمین‌شیمیایی یادشده، بررسی نهایی نیازمند داده‌های ایزوتوپی است. برای بالابردن دقت کار، داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب در نمودار عنکبوتی با داده‌های پهنه‌های دیگر مقایسه شد‌ه‌اند. در کل، روند نمودار بهنجارشده بازالت‌های جزایر اقیانوسی، مورب غنی‌شده، مورب تهی‌شده، پهنه پشت کمان ایران مرکزی و نمونه‌های بررسی‏‌شده (ترکیب گوشته اولیه از Sun و McDonough، 1989) نشان‏‌دهندة همانندیِ روند زمین‌شیمیایی بازالت‌های منطقه به پهنه پشت کمان است. برپایه پژوهش‌های Prave و همکاران (1999) و داده‌های Verdel (2009)، بازالت‌های برونز هولِ (Browns Hole) ایالت یوتای امریکا در پهنه میان‌قاره‌ای (rifting) پدید آمده‌اند. بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی در مقایسه با بازالت‌های برونز هول در نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه دارای افتادگی Nb هستند و برخلاف بازالت‌های منطقه برونز هول (پهنه ریفتی)، وابستگی زمین‌شیمیایی به محیط فرورانشی نشان می‌دهند (Gill, 1984). همچنین، به باور Furman (2007) نسبت 2/2>TbN/YbN نشان‏‌دهندة نبود وابستگی ماگما با پهنه‌های ریفتی است. میانگین این مقدار در نمونه‌ها نزدیک به 2 است و نشان‏‌دهندة نبود وابستگی سنگ‌های بازالتی جنوب گرمی با پهنه‌های ریفتی است.

در شناسایی پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی برپایه داده‌های زمین‌شیمیایی، نمودار -Zr Zr/Y به‌خوبی بازالت‏‌های جزایر کمانی، MORB و بازالت‏‌های درون صفحه‌ای را از هم جدا می‌کند و اگر مختصات و محل‏‌های تلاقی دارای مقیاس لگاریتمی باشند، نتایج بهتری برای جداکردن نمونه‌ها خواهد داشت (Pearce and Norry, 1979).

در چنین نموداری همه داده‌ها در پهنه پیدایش بازالت‏‌های درون‌صفحه‌ قاره‌ای (کمان و ریفت قاره‌ای) جای می‌گیرند (شکل 9-A). در نمودار شناسلیی پهنه زمین‏‌ساختی بازالت‌ها برپایه نمودار Shervais, 1982))، میدان‏‌های گوناگون بازالتی برپایه نسبت Ti در برابر V شناسایی می‌شوند. نسبت Ti/V که Shervais (1982) آن را بررسی کرده است، برای سنگ‌های آتشفشانی IAB بیشتر از 20، برای بازالت‌های مورب و طغیانی ~ 20 تا 50 و به‌طور عمومی برای آلکالن‏‌های BABB کمتر از 50 است. میانگین این نسبت برای سنگ‌های منطقه نزدیک به 36 است و نمونه‏‌های سنگ کل در این نمودار در منطقۀ همپوشانی بازالت‏‌های پشته میان‌اقیانوسی و پشت کمان جای می‌گیرند (شکل 9- B). در شناسایی دقیق‌تر پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة منشورهای بازالتی جنوب گرمی، ماگماهای درون‌صفحه‌ای، غنی‌شدگی از عنصر ایتریم (Y) ندارند (Rollinson, 1993). برپایه پژوهش‌های Floyd و همکاران (1991)، در کمان‌های توله‏‌ایتی عموماً نسبت La/Nb بیشتر از 5 تا عموماً 10 است؛ اما برپایه پژوهش Baker (1984)، این نسبت در توله‏‌ایت و آلکالی‌بازالت‌های Lesser Antilles از 1 تا 5 است که احتمالاً نشان‌دهندة بالغ‏‌شدن کمان و نفوذ منابع گوشته درون صفحه است (Brown at al., 1984). در نمودار Y در برابر La/Nb، نمونه‌ها در محدوده پهنه پشت کمان هستند (شکل 9-C). همچنین، در نمودار MgO در برابر Ni (شکل 9-D)، نمونه‌ها در محدوده پشت کمان ماگمایی جای می‌گیرند.

 

 

 

شکل 9- شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل) در: A) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ B) نمودار Ti/1000 در برابر V (Shervais, 1982)؛ C) نمودار Y در برابر La/Nb (Floyd at al., 1991)؛ D) نمودار MgO در برابر Ni (Juteau and Maury, 1999)

 

 

برای به‌دست‌آوردن درجه ذوب‌بخشی و ترکیب کانی‏‌شناسیِ خاستگاه ماگماهای آلکالن، نمودار تغییرات نسبت‌های عنصرهای کمیاب La/Yb در برابر Sm/Yb به‌کاربرده شد (شکل 10-A). در این نمودار درجه ذوب‌بخشی و همچنین، دو محل خاستگاه متفاوت گارنت پریدوتیت و اسپینل پریدوتیت از یکدیگر شناخته می‌شود. برپایه این نمودار، ماگمای آلکالی الیوین‌بازالت جنوب شهرستان گرمی، از ذوب نزدیک به 12 تا 14 درصدیِ خاستگاهی گارنت پریدوتیتی پدید آمده است (شکل 10-A). نمودار تغییرات Ce/Yb در برابر Ce (Ellam and Cox, 1991) برای بررسی ژرفای رخداد ذوب‌بخشی ناحیه خاستگاه به‌کار برده شد. این نمودار نشان‏‌دهندة ذوب‌بخشی در ژرفای نزدیک به 94 تا 102 کیلومتری است (شکل 10-B). برپایه بررسی‌های Ishizaka و Carlson (1983) که ژرفای پیدایش ماگمای OIB را بالاتر از 200 تا 100 کیلومتر دانسته‌اند و نیز Wilson و Downes (2006) که ذوب 5/0% تا 5% در ژرفای بیش از 400 کیلومتری را برای پیدایش ماگمای OIB پیشنهاد کرده‌اند. همچنین، برپایه یافته‌های به‌دست‌آمده که در بخش زمین‌شیمی به آنها پرداخته شد، هیچ‌گونه وابستگی میان سنگ‌های بازالتی منطقه با ماگماهای OIB دیده نمی‌شود.

 

 

 

شکل 10- بازالت‌های منشوری شهرستان گرمی (استان اردبیل) در: A) نمودار نسبت‏‌های عنصرهای La/Yb در برابر Sm/Yb (Johnson at al., 1990)؛ B) نمودار تغییرات Ce در برابر Ce/Yb (Ellam and Cox, 1991)

 

 

نتیجه‌گیری

نتایج تحلیل و بررسی سنگ‌های بازالتی جنوب شهرستان گرمی و توجه به پیشینه بررسی‏‌های انجام‌شده نشان می‌دهند که این منطقه بخشی از سرزمین آتشفشانی تالش در جنوب قفقاز کوچک است. این منطقه به‌واسطه کشش پس از پایان فرورانش، در ائوسن فعالیت گسترده آتشفشانی آلکالن داشته است. این پهنه پیامد فرورانش شاخه شمال‌خاوری نئوتتیس (بخش شمالی پوسته اقیانوسی دریای سیاه) به زیر حاشیه ارمنستان جنوبی است. منطقه بررسی‏‌شده در پهنه پشت کمان ماگماییِ کمان آتشفشانی ارمنستانِ جنوبی جای دارد. برپایه بررسی‏‌های روابط صحرایی و جایگاه آن و نیز با توجه به سن لایه‌های رسوبی، سن بازالت‌های بررسی‏‌شده ائوسن زیرین تا پیش از ائوسن بالایی است. در بررسی میکروسکوپی، این بازالت‏‌ها دارای کانی‏‌های مودال اصلی پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن، به‌همراه مقداری الیوین در زمینه‌ای از میکرولیت و شیشه هستند. رده‏‌بندی مودال و نورماتیو نشان‏‌دهندة آلکالی‌الیوین‌بازالت‏‌بودن بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی است. بررسی شیمی کانی‌ها نشان‏‌دهندة هسته سرشار از کلسیم با ترکیب An57 برای پلاژیوکلاز و هسته سرشار از منیزیم با Mg# متوسط 76% برای کلینوپیروکسن، همراه با الیوین هیالوسیدریتی است. ترکیب شیمیایی این نشان‏‌دهندة پیدایش و جدایش‌ آنها از ماگمای اولیه و آلکالن است. افزایش مقدار سدیم در کناره‌های کانی‏‌های پلاژیوکلاز نشان‏‌دهندة جدایش ماگمایی در محیط تکامل کانی‏‌های پلاژیوکلاز است. نمودارهای شناسایی سری کلینوپیروکسن (برپایه نسبت آلومینیم در ترکیب کانی در برابر سیلسیم) نشان‏‌ می‌دهند که ماگمای سازنده سری آلکالن داشته است. برپایه نمودار شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما (برپایه مقدار کروم و تیتانیم در برابر کلسیم)، ماگما در پهنه پشت کمان پدید آمده است. این یافته‌ها با بررسی‌های انجام‌شده روی شیمی سنگ کل همخوانی دارد. بررسی دمافشارسنجی برپایه شیمی کانی کلینوپیروکسن نشان‏‌دهندة تبلور این کانی در دمای مطلق 950 تا 998 درجه سانتیگراد و فشار نزدیک به 5 تا 6 کیلوبار، در فشار فوگاسیته اکسیژن کم (کاهش فشار هنگام بالاآمدن در راستای گسل‌های ژرف در پوسته قاره‏‌ای ائوسن زیرین) است. روندهای زمین‌شیمیایی با افتادگی ملایم Nb و Ti، مقدارهای کمتر از ppm1 عنصر Ta و بررسی نسبت‌های Ti/V، La/Nb، Zr/Y نشان‏‌دهندة وابستگی این سنگ‌ها به پهنه‏‌های فرورانشی هستند. همچنین، بررسی‏‌های زمین‌شیمیایی نشان‏‌دهندة سرشت آلکالن ماگما، خاستگاه گوشته‌ای و ذوب اندک گارنت خاستگاه و متاسوماتیسم گوشته با پوسته فرورونده، حمل رسوب‏‌های به گوشته هنگام فرورانش و بالا‏‌بودن عنصرهای Pb، Cs، نسبت Rb/Zr، La/Nb، Ce/Pb و Nb/U هستند. همچنین، بررسی نسبت‏‌های Rb/Zr، Th/U، Ti/Sc، Zr/Nb، La/Yb، Sm/Yb و ZrN، به‌همراه نسبت‌های یادشده در بالاو مقایسه سنگ‌ها در نمودارهای چند عنصری نشان می‌دهند که بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی به پهنه‌های اقیانوسی و جزایر اقیانوسی وابستگی ندارند. بازالت‌های جنوب شهرستان گرمی از ذوب‌بخشی نزدیک به 12 تا 14 درصدی یک خاستگاه گارنت لرزولیتی غنی‌شده، پدید آمد‌ه‌اند. ماگمای بازالتی بررسی‏‌شده از ژرفایی نزدیک به 100 کیلومتری خاستگاه گرفته است. بررسی انجام‌شده گویای همخوانیِ پیدایش آن در پهنه پشت کمان است. نمودارهای چندعنصری این سنگ‌ها همانند الگوی پیشنهادی برای بازالت‏‌های پشت کمان ایران مرکزی هستند و تفاوت‌های شناخته‌شده‌ای با بازالت‌های مورب عادی و غنی‌شده و جزایر اقیانوسی نشان می‌دهند.

 

Abbasi, S. A. (2006) Explanatory text of Razi. Geological Quadrangle Map 1:100000, No. 5669, Geology Survey of Iran, Tehran.

Aghanabati, S. A. (2004) Geological of Iran. Geological Survey of Iran Publication, Tehran (in Persian).

Akbari, Z. (2007) Petrology Igneous rocks of South West Germi. MSc thesis, University of shahid Beheshti, Tehran, Iran (in Persian).

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102(1-2): 67–95.

Allen, M. B., Vincent, S. J., Alsop, G. I., Ismail-zadeh, A. and Flecker, R. (2003) Late Cenozoic deformation in the south Caspian region: effects of a rigid basement block within a collision zone. Tectonophysics 366(3-4): 223-239.

Asadian, A., (1994) Geological Quadrangle Moghan Map and repot 1:250000, No. 1. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Asadian, A. (1997) Explanatory text of Germi. Geological Quadrangle Map 1:100000, No. 5668, Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Babakhani, A. R. and khan Nazer, H. (1991) Explanatory text of Lahrud. Geological Quadrangle Map 1:100000, No. 5567, Geological Survey of Iran Iran, Tehran.

Baker, P. E. (1984) Geochemical evolution of St. Kilts and Montserrat, Lesser Antilles. Journalof the Geological Society 141(3): 401-410.

Berberian, M. (1983) The South Caspian: a compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Science 20(2): 163-183.

Brown, G. C., Thorpe, R. S. and Webb, P. C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of Geological Society of London 141: 413-426.

Coltorti, M., Bonadiman, C., Faccini, B., Grégoire, M. O., Reilly, S. Y. and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos 99(1-2): 68-84.

Cornelis, K. and Cornelius, S. H. (1985) Manual of mineralogy. 2nd edition, John Wiley and Sons, London.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurts, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin Publication, London.

Deer, W. A., Howie, R. A., Zussman, J. (1992) An Introduction to the rock-forming minerals. Blackwell Publishing Publication, London.

Didon, J. (1976) geological and petrographic study regional with attitudes environment Sabalan volkan plioquaternair in Azerbajan (Iran). Ph.D. thesis, University of Grenoi, Grenoi, France (in French).

Ellam, R. M. and Cox, K. G. (1991) An interpretation of Karoo picrate basalts in terms of interaction between asthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth and Planetary Science Letters 105(1-3): 330-342.

Floyd, P. A., Kelling, G., Gokcen, S. L. and Gokcen, N. (1991) Geochemistry and tectonic environment of basaltic rocks from the misis ophiolitic Melange (South Turkey). Chemical Geology 89(3-4): 263-280.

Furman, T. (2007) Geochemistry of East African rift basalts: An overview. Journal of African Earth Scienses 48: 147-160.

Gill, B. J. (1984) Sr-Pb-Nd isotopic evidence that both MORB and OIB sources contribute to oceanic island arc magmas in Fiji. Earth and Planetary Science Letters 68(3): 443-458.

Gill, R. (2010) Igneous Rocks and Processes: Basalts and related rocks. In: Eruptive processes and volcanic forms, (Eds. Gill, R.) 40-86. Wiley and Blackwell, London.

Gillet, S. (1967) region moghan (Azerbaijan Iranian) deperrs Lamacrofauna perktikats. In: Proceeding of the tectonics (Ed. Gillet, S.) Kapusta, Athens.

Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics 381: 235– 273.

Haghipour, A. and Aghanabati, A. (1984) Explanatory text of Iran. Geological Map of Iran 1:2500,000, Geological Survey of Iran, Tehran.

Haghnazar, S. and Malakotian, S. (2012) Mantle source characteristics of the Quaternary Alkali olivine basalts in Qorveh-Takab area. Journal of Petrology 6(2): 17-30 (in Persian).

Harangi, S. and Lenkey, L. (2007) Genesis of the Neogene to Quaternary volcanism in the Carpathian–Pannonian region: role of subduction, extension, and mantle plume. In: Cenozoic Volcanism in the Mediterranean Area: Geological Society of American (Eds. Beccaluva, L., Bianchini, G. and Wilson, M.) Special publications 418: 67–92. Geological Society, London.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH2O= 5 kb as a function of oxygen fugacity. Journal of Petrolology 14(2): 249-302.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8 (5): 523-548.

Ishizaka, K. and Carlson. R. W. (1983) Nd-Sr systematics of the Setouchi volcanic rocks, southwest Japan: a clue to the origin of orogenic andesite. Earth and Planetary Science Letters 64(3): 327-30

Johnson, K. T. M., Dick, H. J. B. and Shimizu, N. (1990) Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites. Journal of Geophysical Research 95(3): 2661-2678.

Juteau, T. and Maury, R. (1999) The Oceanic Crust, from accretion to mantle recycling. Springer Praxis Publishing, Chichester, UK.

Kamber, E. (2012) Back arc basing in the coatmalia zone in Africa. Journal of Geophysical 92(2): 34-62.

Kazmin, V. G., Tikhonova, N. F. (2008) Cretaceous-Paleogene Back arc Basin in the Iran Afghanestan-Pamirs Segment of the Eurasian Active Margin. Earth Sciences 24: 118 120.

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.

Lebas, N. J. (1962) The role of aluminous in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 88(4): 260-267.

Liu, T. C., Chen, B. R. and Chen, C. H. (2000) Melting experiment of a Wannienta basalt in the Kuanyinshan area (northern Taiwan). Journal of Asian Earth Sciences 18(5): 519-531.

Lucassen, F., Franz, G., Romer, R. L., Schultz, F., Dulski, P., Wemmer, K. (2007) Pre-Cenozoic intra-plate magmatism along the Central Andes (17–34°S): Composition of the mantle at an active margin. Lithos 99: 312–338

Macdonald. R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2000) The lesser Antilles volcanic chain: a study of arc magmatism. Earth Science Reviews 49(1-4): 17-26.

Marcelot, G., Maury, R. C. and Lefevre, C. (1983) Mineralogy of Erromango lava New Hebrides, Evidence of an early stage of fractionation in island arc basalts. Lithos 16(2): 135–151.

Martinez, F., Okino, K., Ohara, Y. and Goffredi, S. H. (2007) Back arc Basin. Oceanography 20(1): 11-12.

Mederer, J., Moritz, R., Ulianov, A. and Chiaradia, M. (2013) Middle Jurassic to Cenozoic volution of arc magmatism during Neotethys subduction and arc-continent ollision in the Kapan Zone, southern Armenia. Lithos 177(1): 61–78.

Mobashergermi, M. (2013) Petrological, petrographical and geochemical studies of basaltic rocks in south Germi (Ardabil province). MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Mobashergermi, M., Akbari, Z. and Jamshedi, M. (2015) Geochemistry, Petrogeneses and Origin Magmatic Evolution in the Olivine Gabbro Dikes of SW Germi city. Journal of Petrology 6(20): 65-86 (in Persian).

Mohammadiha, H., Mostafazadeh, M., Gholami, N. (2014) An investigation on the zocene Pushtasar basaltic lava in relation to Moghan Aulacogene. Arabian Journal of Geoscience 8(1): 2879-2883.

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, M. (2005) The bandurrias gabrro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18(2):147-162.

Nabavi, M. H. (1976) Introduction to Geology of Iran, Geological Survey of Iran Publication, Tehran (in Persian).

Nimis, P. and Taylor, W. (2000) Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Contributions to Mineralogy and Petrology 139(5): 51-554.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1989) Clinopyroxene composition of mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149-160.

Ntaflos, T., Bjerg, E. A., Labudia, C. H. and Kurat, G. (2007) Depleted lithosphere from the mantle wedge beneath Tres Lagos, southern Patagonia Argentina. Lithos 94 (1-4): 46-65.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69(1): 33-47.

Prave, A. R. (1999) Two diamictites, two cap carbonates, two δ13C excursions, two rifts: the Neoproterozoic Kingston Peak Formation, Death Valley, California. Geology 27(4): 339-342.

Ramos, V. A. and Kay, S. M. (2006) Overview of the tectonic evolution of the southern Central Andes of Mendoza and Neuquén (35°-39°S latitude). Geological Society of America Special Papers 407(85): 1-17.

Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, and Interpretation. John Wiley & Sons Publication, New York, US.

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): 4-8.

Shafaii Moghadam, M. H. and Shahbazi Shiran, S. H. (2011) Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks from the northern part of the Lahrud region (Ardabil): An example of shoshonitic occurrence in northwestern Iran. Journal of Petrology 1(4): 16-31 (in Persian).

Shahbazi, S. H. (2013) Petrogenesis of Quaternary Shoshonitic Volcanism in NE Iran (Ardabil): Implication for Postcollisional Magmatism. Journal of Geological Research 12(11): 11-23.

Shervais, J. W. (1982) Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letters 59(1): 101-118.

Srivastava, R. K. and Singh, R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dikes from the Indian craton: Evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences 23(3): 373-389.

Sudi, M. and Jahangiri, A. (2010) Petrography and tectonic setting from ophiolite complex of Allah Yarlu. Proceeding of the 29th Symposium Geoscience Conference, Tehran, Iran.

Sun, S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society London 42: 313-345.

Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt system diopside-albite-anorthite, and origin of dusty plagioclase in andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology 89(1): 1-16.

Verdel, C. (2009) Cenozoic geology of Iran: An intergrated study of extentional tectonics and related volcanism. PhD thesis, California Institute of Technologyn Pasadena, Pasadena, USA.

Wayer, S., Munker, C. and Mezger, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: implications for the differentiation history of the crust-mantle system. Earth and Planetary Science Letters 205(3-4): 309-324.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming mineral. American Mineralogist95:185–187.

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

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical geology 20: 325-343.

Yoder, H. S. and Tilley, C. E. (1962) Origin of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock systems. Journal of Petrology 3(3): 342-532.

Zhu, Y. and Ogasawara, Y. (2001) Clinopyroxene phenocryst from the Kokchetav shoshonitic volcanic rocks: Implications for the multi-stage magma processes. Journal of Waseda University 9: 170-173.