سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و خاستگاه زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های آلکالن در منطقه جلال‏‌آباد زرند (استان کرمان): نشانه‌هایی از کافت‏‌زایی پالئوتتیس در ایران مرکزی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشکده زمین‌شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران

2 دانشکده زمین‌شناسی، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران

چکیده

منطقه جلال‏‌آباد در شمال‏‌باختری شهر زرند در استان کرمان جای دارد. این منطقه بخشی از جنوب‌خاوری بلوک پشت‏‌بادام است و با دارا‏‌بودن کانسار مهم آهن، از بخش‏‌های مهم در کمربند سنگ ‏‌آهن ایران مرکزی به‌شمار می‏‌رود. در سراسر این منطقه، توده‏‌های آذرین درونی فراوان مافیک، با ترکیب دیوریت-گابرو و هم‌ارز‌های بیرونی آنها، شامل دایک‏‌های بازالتی، درون سنگ‌های آتشفشانی-رسوبیِ سری‏‌های ریزو تزریق شده‌اند و رویداد دگرگونی همبری در این سنگ‌ها را در پی داشته‌اند. برپایه بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی و از دیدگاه ترکیبی، این سنگ‌ها دربردارندة سه دسته سنگیِ گابرو، دیوریت و بازالت هستند. بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نشان‏ می‌دهند ماگمای سازنده سنگ‏‌های بررسی‏‌شده آلکالن سدیک بوده است. برپایه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی (مانند: غنی‏‌شدگی از عنصرهای بزرگ‏‌یون و عنصرهای ‏‌خاکی نادر سبک، همراه با تهی‏‌شدگی در عنصرهای خاکی نادر سنگین)، این سنگ‌ها در نمودارهای بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته نرمال و بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی، همانند مجموعه بازالت‏‌های آلکالن پهنه‌های درون‌صفحه‏‌ای یا OIB‏‌ های امروزی و بازالت‏‌های آلکالن هاوایی هستند. کاربرد نمودارهای گوناگون برای شناسایی خاستگاه زمین‌ساختی نشان‏‌دهندة پیدایش این سنگ‌ها در پی خیزش و ذوب‏‌بخشی پلوم گوشته‏‌ای در محدوده گارنت لرزولیت و در پهنه کافت درون‌صفحه‏‌ای، هنگام بازشدگی پالئوتتیس در اردوویسین تا سیلورین است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrology, geochemistry and tectonic setting of alkaline mafic rocks in the Jalal Abad area in the NW of Zarand (Kerman Province): Evidence for Paleo-Tethys rifting in the Central Iran

نویسندگان [English]

  • Yusef Vesali 1
  • Darush Esmaeili 1
  • Fatemeh Sepidbar 1
  • Maryam Sheibi 2
  • Shojaaldin Niroomand 1
1 School of Geology, Faculty of science, University of Tehran, Tehran, Iran
2 Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran
چکیده [English]

The Jalal Abad region lies within the southern sector of Posht Badam block near to Jalal Abad, Najaf Abad iron deposits. In this region, several mafic intrusions and associated dyke and sills were intruded within the volcano-sedimentary unit of Rizu series and magnetite veins producing a narrow contact metamorphic aureole and overlain by Desu Series dolomites. These intrusion massives include irregular coarse- grained gabbro- diorites stocks and several NW-SE-trending basaltic dykes and sills. Petrographical and geochemical studies on the Jalal Abad mafic units reveal that they are alkaline in nature and based on the tectonic discrimination diagrams are grouped in alkaline basalts field of the intra-continental rift setting. They display LREE enrichment and HREE depletion, and significant enrichment in LILE in comparison to HFSE and HREE. Compositionally, they resemble modern OIB and the Hawaiian alkaline basalts. Magmas of these OIB-type and alkaline rock associations formed from partial melting of garnet- lherzolite facieses in the plume source, during the rift-drift and seafloor spreading evolution of the Proto-Tethys oceanic lithosphere during the Ordovician through Silurian periods.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Gabbro
  • diorite
  • oceanic island basalt
  • rift
  • Jalal Abad
  • Zarand
  • Central Iran

بخش‏‌های مرکزی ایران دارای فرگشت زمین‏‌شناسی بسیار پیچیده‏‌ای است؛ به‌گونه‌ای‌که برپایه ویژگی‌های چینه‌شناسی، زمین‌ساختی و زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های آذرین و دگرگونی، در ایران مرکزی، چندین بلوک پوسته‏‌ای با تفاوت‏‌های آشکار در فرگشت زمین‏‌ساختی شناخته شده‌‌اند (Stӧcklin, 1968; Takin, 1972; Berberian and King, 1981; Aghanabati, 2004). از پیچیده‏‌ترین بخش‏‌های این منطقه، بلوکی کمانی‌شکل میان بلوک‏‌های یزد در باختر و بلوک طبس در خاور است که دربردارندة کهن‏‌ترین سنگ‏‌های پوسته ایران و میزبان مهم‌ترین کانسارهای آهن، سرب و روی و اورانیم است و به آن بلوک پشت‏‌بادام گفته می‏‌شود (Aghanabati, 2004). بررسی‌های بسیاری از پژوهشگران نشان می‌دهند بخش‌‏‌های گوناگون این بلوک هنگام رویدادهای گوناگون زمین‏‌ساختی دچار کشش و فرایندهای کافتش مرتبط با پالئوتتیس در پالئوزوییک زیرین شده‌اند (Berberian and King, 1981; Samani, 1988; Balaghi et al., 2010). ماگماتیسم کششی پالئوزوییک زیرین در ایران مرکزی از مباحث مهم در زمین‌شناسی ایران است که تا کنون بررسی جامع و کاملی در ارتباط با علت‌ها و سازوکار رویداد آن و وابستگی آن با گسترش پوسته اقیانوسی پالئوتتیس انجام نشده است. در جنوب‏‌خاوری بلوک پشت‏‌بادام، در منطقه جلال‏‌آبادِ شهر زرند، رخنمون‏‌های گسترده‏‌ای از سنگ‏‌های ماگمایی با ویژگی‏‌های کافتی و جایگاه چینه‌شناسی پالئوزوییک زیرین دیده می‌شوند که در کنار کانسارهای مهم آهن (مانند: کانسارهای آهن جلال‏‌آباد، نجف‏‌آباد و کلاه‏‌کافر) جای گرفته‏‌اند. بررسی‌های Ale-Taha-Kuhbanani (1994) روی سنگ‏‌‌های آذرین منطقه نشان‌دهندة سرشت آلکالن آنها و پیدایش آنها در پهنه زمین‏‌ساختیِ کافت‌های درون‏‌قاره‏ای هستند. سنگ‏‌های آتشفشانی آلکالن در پهنه‏‌های زمین‎ساختی گوناگون، از پهنه‌های قاره‏‌ای تا اقیانوسی و درون‌صفحه‏‌ای تا حاشیه قاره (مگر پشته‏‌های میان‌اقیانوسی) یافت می‎شوند (Zhao et al., 1995). این سنگ‎ها معمولاً در پهنه‏‌های کششی، در نقاط داغ درون‌صفحه‌‏‌ای (مانند: جزیره‌های اقیانوسی)، در گام‌های نخستین کافت‏‌زایی درون‎قاره‏‌ای و در بخش‎های درون‌قاره‎ای پهنه‎های فرورانش حاشیه قاره یافت می‎شوند (Wilson, 1989). این نوع ماگماتیسم در هر قاره‏‌ای بیشتر با کشش فعال سنگ‌کره‌ای در پهنه‏‌‌ کافت‌های قاره‏‌ای (مانند: کافت‏‌‌های بایکال، خاور آفریقا و ریوگراند) و همچنین، بخش‌های فراتر از گستره قاره‏‌ها (باختر ایالات متحده، خاور چین، جنوب‌خاوری آسیا و جنوب‌خاوری استرالیا) همراه هستند (Sen, 2014). حضور سنگ‎های آتشفشانی که بیشترشان ترکیب آلکالن دارند، از ویژگی‎های پالئوزوییک‏‌ زیرین و به‌ویژه اردوویسین تا دونین ایران است. رخنمون‏‌های آنها در شمال شاهرود، بازالت‎های سلطان‌میدان (Derakhshi and Ghasemi, 2015)، رباط قره‏‌بیل، جاجرم و اسفراین (Fathi, 1999)، کوه‎های شتری (Ruttner et al., 1968)، شیرگشت (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، سُه کاشان (Ayati et al., 2010)، ترود (Houshmand-Zadeh et al., 1978)، جام (Alavi Naini, 1972)، جنوب بجنورد (Fathi, 1999)، جهق (Tabatabaimanesh et al., 2009)، جنوب بهاباد (Balaghi et al., 2010)، شمال شاهرود (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، پل‏‌خاوند (Torabi and Hashemi, 2010) و منطقه جلال‌آباد زرند در جنوب بلوک پشت‏‌بادام دیده می‌شوند. با اینکه سنگ‏‌های آلکالن پالئوزوییک زیرین در منطقه جلال‏‌آباد زرند گستردگی دارند، این مجموعه‏‌ها از دیدگاه سنگ‏‌شناسی بررسی‏ نشده‌‌اند و درباره سرشت ماگماتیسم، سنگ‏‌زایی و خاستگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‌‌ها نادانسته‏‌ها بسیار هستند. ازاین‌رو، بررسی دقیق سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی این سنگ‏‌ها که بخشی از رخنمون‏‌های ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین ایران هستند، گام ارزشمندی برای روشن‏‌تر‏‌شدن فرایندهای ماگماتیسم گوناگون در پالئوزوییک زیرین این بلوک و نیز درک بهتر رفتار آنها هنگام بازشدگی پالئوتتیس است. در همین راستا، در این پژوهش تلاش شده است برای نخستین‌بار، این سنگ‌ها برپایه داده‌های زمین‏‌شیمیایی و از دیدگاه‏ سنگ‌شناسی، زمین‏‌شیمیایی و خاستگاه زمین‌ساختی به تفصیل بررسی شوند.

 

جایگاه زمین‏‌شناسی

منطقه جلال‏‌آباد در گسترة عرض‏‌‌های جغرافیایی شمالی ''18'01o31 تا ''31'00o31 و طول‌‌های جغرافیایی خاوری ''42'25o56 تا ''00'25o56 و در شمال‏‌باختری استان کرمان جای دارد. برپایه پهنه‏‌بندی ایالت‌های زمین‌شناسی و ساختاری ایران، این منطقه بخشی از پهنه ایران مرکزی است که در بلوک پشت‏‌بادام جای گرفته است (شکل 1- a). در منطقه جلال‏‌آباد، نهشته‏‌های مربوط به پرکامبرین، پالئوزوییک، مزوزوییک و ترشیری دیده می‌شوند (شکل 1- b). کهن‏‌ترین سنگ‌های منطقه مربوط به سری مراد است. برپایه نقشه 1:100000 داوران، سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی، کربناتی، آواریِ سری ریزو مهم‌ترین سنگ‌‌های سازندة منطقه هستند که با دگرشیبی زاویه‏‌دار روی سری مراد جای گرفته‏‌اند. بخش زیرین این سری، به‌نام ماسه‌سنگ زیرین، دربردارندة لایه‏‌های از ماسه‌سنگ‏‌های خاکستری، خاکستری مایل به سبز و صورتی، به‌همراه میان‌لایه‏‌هایی از شیل‏‌های ماسه‏‌ای با سیلتستون و عدسی‏‌های دولومیتی با ستبرای 1000 متر است که در روی زمین رخنمون ندارد (Gotlov and Esev, 1976). بخش بالایی این سری، از مجموعه گوناگونی از سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی (مانند: سیلتستون، ماسه‌سنگ و توف‏‌های ماسه‏‌ای گوناگون با افق مگنتیتی، آهک‌های دولومیتی، توف‌های با ترکیب نیمه‏‌اسیدی، توفیت، توده‏‌های آذرین درونی و افق‏‌های نازک و عدسی‌مانندی از آهک‏‌های توفی و کنگلومراهای کربناته، سیلیسی) ساخته شده و به‌گونه هم‌شیب روی ماسه‏‌سنگ‌های زیرین جای گرفته‌ است (شکل 1) (Gotlov and Esev, 1976). رخساره‏‌های آواری، کربناته و آتشفشانی نشان‏‌دهندة تغییر زمین‌ساختی ناگهانی پهنه رسوبی هستند؛ به‌گونه‌ای‌که رخساره سیلتستون و ماسه‏‌ای ناگهانی جای خود را به رخساره آهک‏‌های دولومیتی و در پایان به‌گونه جانبی و محوری به رخساره ولکانوژن می‌دهد. مجموعه بزرگی از سنگ‌های آذرین در جنوب و جنوب‏‌باختری کانسار جلال‌آباد دیده می‌شود. برپایه ترکیب شیمیایی، این سنگ‏‌ها به دو گروه اسیدی و بازیک رده‌بندی می‌شوند. سنگ‌های اسیدی دربردارندة ریولیت، کوارتزپورفیری، ایگنمبریت، داسیت و توف‏‌های ریولیتی هستند و بخش بزرگی از سنگ‏‌های آذرین منطقه را در برمی‌گیرند. توده‏‌های گابرویی و دیوریتی، همراه با دایک و سیل‏‌های بازیک، از دیگر سنگ‌های آذرین در این منطقه هستند. این سنگ‌ها درون سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی ریزو و دولومیت‏‌‌های سری دزو تزریق شده‏‌اند (شکل‌های 2- A تا 2- D).

دایک و سیل‏‌ها روند NW-SE دارند و درازای آنها متغییر است و بزرگی برخی از آنها تا 1000 متر می‏‌رسد. این توده‌ها همه سنگ‌های کانسار را قطع می‏‌کنند. در پی تزریق این واحدها، رویداد دگرگونی همبری در سنگ‌های آذرین فلسیک کهن‌تر (مانند: ریولیت‏‌های و کوارتزپورفیری‏‌ها) و همچنین، دولومیت‏‌های بخش‌ بالایی کانسار روی داده است (شکل‌های 2- A و 2- B). برپایه داده‏‌های حفاری، این دایک‏‌ها در افق‏‌های زیرین کانسار، لایه‏‌های آهن‏‌دار را قطع کرده و سیستم‏‌‌های گرمابی در پیرامون دایک‏‌ها را گسترش داده‏‌اند.

 

 

 

شکل 1- a) جایگاه کانسار جلال‌آباد (زرند، کرمان) در بلوک پشت‌بادام؛ b) نقشه زمین‏‌شناسی منطقه جلال‏‌آباد برگرفته از نقشه 1:100000 داوران (Vahdati, 1995)

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از منطقه جلال‌آباد (زرند، کرمان). A) نمایی از تزریق دایک‏‌های مافیک درون سنگ‌‌های آتشفشانی فلسیک سری ریزو و پیدایش هاله دگرگونی همبری در آنها؛ B) نمایی از تزریق دایک بازالتی درون دولومیت‏‌های سری ریزو؛ C) پچ دیوریتی درون سنگ‏‌های فلسیک سری ریزو؛ D) نمایی از گابروها

 

 

در برخی بخش‌‏‌ها، به‌ویژه در مسیر رودشور، مالاکیت و آزوریت در این دایک‏‌ها گسترش یافته‌اند. این پدیده نشان‏‌دهندة وابستگی زایشی میان کانی‌زایی مس با این دایک‏‌هاست. توده‏‌های آذرین درونی از لایه‌های آتشفشانی- رسوبی سری ریزو می‌گذرند و از آنها جوان‌تر هستند. گابروها و دیوریت‏‌ها توده‌های آذرین درونی کم ژرفا و کوچکی به‌بزرگیِ 200 در 300 متر هستند. این توده‏‌های آذرین درونی از سنگ‏‌های وابسته به سری ریزو می‌گذرند و بیشتر به‌صورت پچ درون آنها دیده می‏‌شوند (شکل 2- C). در بخش‌ جنوبی معدن، گابروها با ریخت تپه‏‌ای دیده می‏‌شوند (شکل 2- D).

روش انجام پژوهش

پس از انجام بازدید‏‌های صحرایی و نمونه‏‌برداری سطحی از توده‏‌های آذرین درونی و دایک‏‌های همراه، با به‌کارگیری مغزه‏‌های حفاری، نمونه‌برداری زیرسطحی نیز انجام شد. شمار 100 نمونه سنگی برای بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری برگزیده و از آنها مقطع نازک ساخته شد. برپایه سنگ‏‌شناسی گوناگون در این منطقه، نمونه‌هایی از همه سنگ‌های سالم کانسار تجزیه زمین‏‌شیمیایی شدند. روش XRF برای عنصرهای اصلی در مرکز تحقیقات و فراوری مواد معدنی ایران (کرج) به‌کار برده شد. برای عنصرهای فرعی (برخی عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی نادر) نیز در شرکت SGS کانادا روش تجزیه 49 عنصری انحلال 4 اسیدی برپایه کاربرد دو روش‏‌ِ ICP-AES و ICP-MS به‌کار برده شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- فراوانی عنصرهای اصلی (برپایه درصد‏‌وزنی) و کمیاب (برپایه ppm) برای گابرو- دیوریت و دایک‏‌های جلال‏‌آباد (زرند، کرمان)

Sample No.

JA-62

ZRD-28

JRM-6

ZRD-31

ZRD-33

ZRD-32

ZRD-81

ZRD-80

ZRD-8

ZRD-10

JPM-13

JPM-7

ZRD-42

ZRD-41

Rock Type

basalt

basalt

basalt

basalt

basalt

basalt

Diorite

Diorite

diorite

diorite

gabbro

gabbro

gabbro

gabbro

SiO2

50.35

49.85

46.37

52.91

50.58

45.85

47.08

47.90

46.66

47.26

42.01

40.27

41.32

40.96

Al2O‏‌3

18.25

16.87

16.32

16.67

17.29

16.90

1549.00

18.37

18.44

17.15

14.28

11.58

12.97

11.63

Fe2O3

11.88

13.21

13.88

10.95

12.25

12.95

14.15

12.39

14.34

14.29

17.12

18.90

18.06

18.08

CaO

4.43

4.64

3.58

4.06

3.76

5.48

8.08

5.87

5.40

6.21

7.68

9.50

8.40

9.12

MgO

2.92

2.82

6.01

1.17

4.37

5.39

3.94

3.44

4.10

2.95

6.65

6.52

7.25

6.53

Na2O

2.80

2.43

2.20

2.10

1.95

3.60

1.89

2.31

2.70

2.92

1.65

1.23

1.41

1.37

K2O

1.80

2.27

1.82

4.59

1.75

1.54

1.14

1.33

1.38

1.43

1.51

1.34

1.16

1.47

TiO2

2.30

2.53

3.21

1.27

2.36

2.72

3.57

3.58

2.84

3.11

5.68

6.45

6.48

6.56

MnO

 -

0.26

-

-

0.21

-

-

0.02

0.24

-

-

-

0.22

-

P2O5

1.33

1.30

0.68

0.58

0.67

1.88

0.71

0.72

0.71

0.99

0.73

0.59

0.70

0.62

LOI

3.96

3.70

5.57

4.74

4.82

3.72

3.79

3.89

3.20

3.53

2.70

4.64

2.03

4.85

Total

100.02

99.88

99.75

99.18

100.01

100.03

99.84

99.92

100.01

100.00

100.01

101.02

100.00

101.16

Li

25.5

35.8

62.5

27.7

32.5

40

61.3

59.2

 134

 124

44.7

48.6

57.7

52.4

Sc

 8.5

 9.7

 10.1

 5.3

 9.7

10

 13.0

 10.3

 10.4

 11.1

 19.9

 21.8

 23.8

 22.9

V

 130

 139

 203

0

 200

144

 268

 287

 220

 224

 435

 483

 531

 500

Co

 25.7

 37.0

 42.3

 7.1

 42.1

52.1

 38.2

 39.9

 42.0

 42.1

 64.6

 75.1

 80.6

 77.8

Cr

19.1

37

170

16.1

79.4

27

127

82.7

41.4

40.7

178

242

227

230

Ni

 13.1

 14.0

 107

 3.2

 41.0

13

 77.0

 59.2

 36.6

 34.2

 106

 140

 138

 138

Ga

 23.3

 24.9

 23.6

 28.8

 27.1

22

 25.5

 25.9

 22.5

 23.2

 24.3

 23.6

 26.7

 23.8

Rb

 39.9

 43.1

 46.7

 80.2

 67.7

44.4

 29.2

 34.1

 55.4

 49.3

 27.2

 104

 27.2

 105

Sr

 470

 537

 675

 432

 287

461

 942

 730

 770

 960

 649

 390

 668

 392

Y

 31.5

 36.0

 22.3

 19.3

 21.3

35.7

 29.2

 24.3

 22.5

 27.4

 41.3

 35.2

 41.7

 37.7

Zr

 90.1

 102

 141

 147

 84.8

90

 169

 111

 137

 162

 262

 210

 267

 218

Nb

 65.0

 76.6

 67.1

 99.7

 64.2

60

 63.7

 56.3

 57.0

 64.4

 58.4

 48.7

 53.1

 49.1

Cs

 0.45

 0.38

 1.08

 5.98

 0.67

0.5

 0.67

 0.27

 0.87

 1.01

 0.45

 8.63

 0.64

 9.17

Ba

 797.8

 1258.4

 678.8

 736.4

 1304.0

977

 1240

 676.6

 597.2

 596.2

 628.2

 326.8

 507.8

 330.6

La

 51.0

 62.1

 52.8

 45.5

 39.6

46.9

 59.1

 48.0

 55.8

 60.1

 54.8

 43.1

 48.3

 44.3

Ce

 120

 132

 110

 92.2

 83.4

86.3

 120

 94.9

 114

 124

 136

 110

 118

 116

Pr

 13.1

 15.6

 11.9

 9.94

 9.02

12.2

 12.8

 10.8

 12.4

 13.1

 16.8

 13.8

 14.9

 14.3

Nd

 51.7

 61.5

 46.4

 36.5

 35.7

48.2

 49.7

 43.2

 46.0

 47.8

 74.0

 60.4

 65.1

 62.5

Sm

 11.7

 13.2

 9.65

 7.94

 7.98

10

 10.1

 8.91

 8.95

 9.95

 16.2

 13.8

 15.3

 14.2

Eu

 4.70

 4.77

 3.67

 2.48

 3.13

3.12

 3.99

 3.37

 3.35

 3.80

 5.84

 4.73

 5.36

 5.10

Gd

 13.2

 13.6

 10.5

 7.56

 8.19

8.95

 11.1

 9.65

 8.90

 9.97

 17.3

 14.7

 15.8

 15.6

Tb

 1.60

 1.75

 1.24

 1.06

 1.05

1.24

 1.32

 1.21

 1.21

 1.24

 2.05

 1.80

 1.85

 1.88

Dy

 9.02

 10.3

 6.27

 5.57

 5.44

7.18

 7.42

 6.50

 6.63

 6.85

 11.1

 9.77

 10.3

 9.72

Ho

 1.51

 1.73

 1.06

 0.92

 0.99

1.23

 1.43

 1.07

 1.01

 1.20

 1.85

 1.66

 1.78

 1.70

Er

 3.55

 4.01

 2.41

 2.28

 2.13

3.56

 3.51

 2.49

 2.63

 3.24

 4.46

 4.12

 4.16

 3.96

Yb

 1.9

 2.0

 1.6

 1.4

 1.3

2.6

 1.9

 1.6

 1.8

 1.9

 2.7

 2.5

 2.6

 2.5

Lu

 0.22

 0.22

 0.16

 0.18

 0.12

0.4

 0.24

 0.17

 0.21

 0.25

 0.33

 0.34

 0.31

 0.31

Hf

 3.82

 4.11

 4.84

 3.59

 2.84

8

 5.87

 3.93

 4.45

 5.22

 9.39

 7.59

 9.30

 7.60

Ta

 4.21

 5.08

 4.09

 5.19

 3.66

3.1

 4.74

 3.78

 3.58

 3.75

 4.14

 3.33

 3.75

 3.22

Pb

 6

 7

 7

 4

 8

35

 6

 6

 17

 12

 26

 6

 18

 6

Th

 4.4

 5.5

 4.0

 4.0

 2.6

5.7

 5.9

 4.3

 4.4

 4.8

 2.7

 2.6

 3.0

 2.5

U

 0.8

 1.0

 1.4

 0.4

 0.7

1.29

 1.3

 0.8

 1.0

 1.0

 1.0

 0.7

 0.9

 0.7

 


 


سنگ‏‌نگاری

بررسی‌های سنگ‏‌نگاری سنگ‌های مافیک منطقه جلال‏‌آباد نشان می‌دهند این سنگ‌ها دربردارندة سه دستة سنگیِ بازالت، گابرو و دیوریت هستند (شکل‌های 3- A تا 3- C). گابروها مهم‌ترین توده‏‌های آذرین درونی در این منطقه هستند. ویژگی اصلی گابروها، بلورهای آمفیبول قهوه‏‌ای هستند که تا 40 تا 50 درصد حجم کانی‏‌های مافیک سنگ را در برمی‌گیرند. اندازه آمفیبول‏‌ها 1/0 تا 5 میلیمتر است. کانی‏‌های دیگر گابروها (مانند: فنوکریست‌های ترمولیت، کلینوپیروکسن و الیوین) در زمینه‏‌ای دانه‏‌ریز هستند و این کانی‏‌ها با کانی‏‌های فرعی و ثانویه (مانند: آپاتیت، کلریت، کربنات و کانی‌های کدر) همراهی می‏‌شوند.

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از کانی‌شناسی سنگ‌های آذرین جلال‏‌آباد (زرند، کرمان). A) گابرو؛ B) دیوریت‏‌؛ C) بلورهای پلاژیوکلاز همراه با اپیدوت و کلریت در دایک‏‌های بازالتی (نام اختصاری کانی‏‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده است)

 


دیوریت‏‌ها بیشتر از پلاژیوکلاز، پیروکسن و بیوتیت ساخته شده‏‌اند. بلورهای پلاژیوکلاز عموماً در مرکز سوسوریتی شده‏‌اند. بافت این سنگ‏‌های دیوریتی، گرانولار و اینترگرانولار است (شکل 3- B). کانی‌های فرعی دیوریت‏‌ها بیشتر دربردارندة کوارتز، بیوتیت و آپاتیت هستند و نزدیک به 20 درصدحجمی سنگ را در برمی‌گیرند. کانی فرعی آپاتیت‏‌ درون هورنبلند و پلاژیوکلازها دیده می‌شود. کانی‏‌های کدر و اکسیدهای آهن نیز در متن سنگ پراکنده هستند. کانی‏‌های ثانویة سریسیت، کلریت، اپیدوت، بیوتیت، کوارتز و کلسیت در دیوریت‏‌ها دیده می‌شوند. بافت دیوریت، گرانولار و اینترگرانولار است. در این بافت فضای میان تیغه‌های پلاژیوکلاز با یک یا چندین کانی پیروکسن (± الیوین و کانی‏‌های کدر) پر شده است. همچنین، بافت پویی‏‌کیلیتیک نیز در برخی نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل 3- A).

در بازالت‏‌ها، پلاژیوکلاز کانی اصلی بوده و نزدیک به 65- 70 درصد حجم سنگ را در برمی‌گیرد. این کانی بیشتر با شکل‌های بلوری میله‏‌ای، مستطیلی شکل‏‌دار و نیمه‏‌شکل‌دار، با ماکل پلی‏‌سینتتیک و آلبیتی دیده می‏‌شود. بیشتر این کانی‏‌ها دچار دگرسانی سوسوریتی و سرسیتی شده‏‌اند. کانی‌های پیروکسن همراه با کانی‏‌های کدر، آپاتیت و بیوتیت نیز در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌‏‌شوند. کلسیت، اپیدوت، کلریت و ... از کانی‏‌هایی ثانویه‌ای هستند که در پی دگرسانی این سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند. بافت این سنگ‏‌ها گرانولار و اینترسرتال است (شکل 3- C).

زمین‏‌شیمی

برای بررسی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین منطقه جلال‏‌آباد، داده‏‌های عنصرهای اصلی و کمیاب به‌کار برده شدند. سنگ‌های جلال‏‌آباد دارای بازة ترکیبی SiO2 از 32/41 تا 91/52 درصدوزنی هستند. همچنین، در این سنگ‌ها، مقدارهای بالای TiO2(27/1 تا 48/6 درصدوزنی)، MgO متوسط تا بالا (17/1 تا 25/7 درصدوزنی) همراه با تغییر بسیار در مقدار Cr (1/19 تا 242 ppm) و Ni (1/13 تا 140 ppm) و فراوانی برخی عنصرهای ناسازگار دیده می‌شوند (جدول 1). ازآنجایی‌که ترکیب شیمیایی و سنگ‏‌شناسی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده همسانی دارد، برای نامگذاری این سنگ‌های برپایه داده‌های زمین‏‌شیمیایی، نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2  به‌کار برده شد. در این نمودار نمونه‏‌های سنگی آذرین آتشفشانی و درونی در گسترة بازالت‏‌های آلکالن جای می‌گیرند (شکل 4- A).

 

 

 

شکل 4- ویژگی زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های مافیک کانسار جلال‏‌آباد (زرند، کرمان) در: A) نمودار Zr/TiO2 در برابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار R1 در برابر R2 (De la Roche et al., 1980)؛ C) نمودار Zr/P2O5*104 در برابر Nb/Y (Floyd and Winchester, 1975)؛ D) نمودار SiO2 در برابر K2O/Na2O (نمادهای به‌کاررفته در همه نمودارها یکسان هستند: دایره آبی: گابرو؛ مثلث سبز: دیوریت؛ مربع سرخ: بازالت‏‌)


 

 

افزون‌بر این، در نمودار R1 در برابر R2 که برای رده‏‌بندی توده‏‌های نفوذی به‌کار برده می‌شود، سنگ‌های آذرین بررسی‏‌شده در گسترة گابرو و دیوریت جای می‌گیرند (شکل 4- B). نمودار Zr/P2O5*104در برابر Nb/Y برای شناسایی سری ماگمایی نمونه‏‌های سنگی جلال‏‌آباد به‌کار برده شد. برپایه این نمودار نمونه‏‌های بررسی‏‌شده دارای گرایش آلکالن هستند (شکل 4- C). سری‏‌های آلکالن برپایه نسبت K2O/Na2O سه گروهِ سدیک، پتاسیک و التراپتاسیک دارند. نمونه‏‌های آلکالن منطقه جلال‏‌آباد نیز گرایش سدیک از خود نشان می‏‌دهند (شکل 4- D). در نمودار چند‏‌عنصری بهنجارشده در برابر ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه، نمونه‏‌های منطقه جلال‏‌آباد الگو و روند کاهشی نسبی با غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE و LREE در برابر HREE را آشکار می‏‌سازند (شکل 5- A). عنصرهای HFSE (مانند: Th، U و Zr) همراه با K و Sr، آنومالی منفی و عنصرهای Ba، Nb، La و Pb، غنی‏‌شدگی مثبت دارند. الگوهای بهنجارشده در برابر بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسیِ Sun و McDonough (1989) برای سنگ‌های مافیک منطقه جلال‏‌آباد روندی افقی و همانند بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی نشان می‌دهند (شکل 5- B). در این نمودار، عنصرهای Ti، Zr، Sr، K و U در برابر ترکیب OIB، تهی‏‌شدگی و عنصرهای Ba، Nb و Pb غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند.

 

 

 

شکل 5- الگوی چند‏‌عنصری ترکیب سنگ‌های آذرین جلال‌آباد (زرند، کرمان) در: A) نمودار بهنجار‏‌شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی یا OIB (Sun and McDonough, 1989) (نمادها همانند شکل 4 هستند)

 

 

در کل، وابستگی نزدیکی میان ترکیب شیمیایی سنگ‏‌ها و خاستگاه زمین‏‌ساختی آنهاست. ازاین‌رو، از داده‌های به‌دست‌آمده در بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی برای شناسایی خاستگاه زمین‏‌ساختی سنگ‌های آذرین منطقه جلال‏‌آباد بهره گرفته شد. در نمودار سه‌تایی Th-Zr/117-Nb/16 که برپایه عنصرهای HFSE پیشنهاد شده است، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در گسترة WPA یا بازالت‏‌های آلکالن درون‏‌صفحه‏‌ای جای می‏‌گیرند. در نمودار سه‌تایی Y/15-La/10-Nb/8 در گسترة بازالت‏‌های قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند. افزون‌بر این، نمودار دوتایی DF1 در برابر DF2، برپایه نسبت‏‌‌های عنصرهای TiO2، V، Nb، Y و Zr است. اینها باارزش‏‌ترین عنصرها در شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های الترابازیک- بازیک هستند. در این نمودار، نمونه‌های بررسی‏‌شده در گسترة بازالت‏‌‌های میان‌صفحه‏‌ای و بازالت جزیره‌های اقیانوسی جای می‏‌گیرند.

 

 

 

شکل 6- جایگاه نمونه‏‌های جلال‏‌آباد (زرند، کرمان) در: A)نمودار شناسایی پهنه زمین‌ساختی Th-Hf/3-Ta (Wood, 1980)؛ B) نمودار سه‌تایی Y/15-La/10-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989) برای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی؛ C) نمودار شناسایی خاستگاه زمین‌ساختی پیشنهادیِ Agrawal و همکاران (2008) (IAT: توله‌ایت‏‌های جزیره‌های کمانی؛ VAT: توله‌ایت‏‌های کمان قاره‏‌ای؛ WPA: سنگ‏‌‌های آلکالن میان‌صفحه ای؛ IAB: بازالت‌های جزیره‌های کمانی؛ CRB: بازالت‏‌های کافت قاره‏‌ای) (نمادها همانند شکل 4 هستند)

 

 

بحث و بررسی

سنگ‏‌های مافیک منطقه جلال‏‌آباد دربردارندة دایک و سیل‏‌های بازالتی و توده‏‌های آذرین دیوریتی و گابرویی هستند. این سنگ‏‌ها سرشت آلکالن با گرایش سدیک دارند. سنگ‏‌های آتشفشانی آلکالن در پهنه‏‌های زمین‎ساختی گوناگونی (از پهنه‌های قاره‏‌ای تا اقیانوسی و درون‌صفحه‏‌ای تا حاشیه قاره، مگر پشته‏‌های میان اقیانوسی) یافت می‎شوند (Zhao et al., 1995). این سنگ‎ها معمولاً در پهنه‌های کششی، در نقاط داغ درون‌صفحه‏‌ای (مانند: جزیره‌های اقیانوسی)، در مرحله‌های نخستین کافت‏‌زایی درون‎قاره‏‌ای و در بخش‎های درون قاره‎ای پهنه‎های فرورانش حاشیه قاره یافت می‎شوند (Wilson, 1989). این نوع ماگماتیسم در هر قاره‏‌ای بیشتر با کشش فعال سنگ‌کره‌ای در جایگاه کافت‏‌های قاره‏‌ای (مانند: کافت‏‌های بایکال، خاور آفریقا و ریوگراند) و همچنین، بخش‌های دورتر از گستره قاره‏‌ها (باختر ایالات متحده، خاور چین، جنوب‌خاوری آسیا و جنوب‌خاوری استرالیا) همراه هستند (Sen, 2014). بررسی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‌های مافیک جلال‏‌آباد (مانند: روند الگوهای به‏‌هنجارشده در برابر گوشته اولیه و بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی همراه با نسبت‏‌های عنصری) نشان‏‌دهندة همانندی آنها با بازالت‏‌های میان‏‌اقیانوسی است. معمولاً بازالت‏‌های میان‌اقیانوسی الگوهای عنصری ویژه‌ای دارند که برای شناسایی آنها از بازالت‏‌های پهنه‌های زمین‌ساختی دیگر به‌کار برده می‌شوند. دارا‏‌بودن روند کاهشی در نمودار چند‏‌عنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه، همراه با نبود آنومالی منفی عنصرهای Nb، P و Ti، نشان‌دهندة ویژگی‌های آشکار ماگماتیسم آلکالن درون‌صفحه‌ایِ قاره‏‌ای است و نبود آلایش ماگما با پوسته قاره‏‌ای را نشان می‌دهد. الگوی هم‌روند در نمودار چندعنصری بهنجار شده در برابر ترکیب OIB، همراه با نسبت نزدیک به یک در این نمودار، همانندی نمونه‏‌های جلال‏‌آباد با بازالت‏‌های آلکالن میان‏‌صفحه‏‌ای را نشان می‌دهد. این پدیده نشان‌دهندة خاستگاهی گوشته‏‌ای همانند OIB و جایگاه درون‌صفحه‏‌ای برای آنهاست. برای شناسایی خاستگاه ماگمای مادر سنگ‌های مافیک منطقه جلال‏‌آباد،، نمودارهای گوناگون سنگ‏‌زادی به‌کار برده شدند. نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb سنگ‏‌هایی با خاستگاه گوشته تهی‏‌شده (MORB) و گوشته غنی‏‌شده (OIB) را از هم جدا می‏‌کند. در این نمودار، همه نمونه‏‌ها در گسترة بازالت‏‌های میان‌اقیانوسی (OIB) جای می‏‌گیرند (شکل 7- A). این نکته خاستگاه غنی‏‌شدة نوع OIB برای سنگ‌زایی سنگ‏‌های این منطقه را نشان می‏‌دهد. به باور Fitton (2007)، بازالت‏‌های آلکالن و انتقالی درون‌صفحه‌های قاره‏‌ای که ترکیبی همانند بازالت‏‌های OIB دارند، خاستگاه مبهم در برابر OIB‏‌های واقعی دارند. در کل، گمان می‌رود در پهنه‌‏‌‏‌‏‌های میان‌قاره‏‌ای، زایش آلکالی‌بازالت‏‌ها همانند زایش بازالت‌های OIB‏‌ وابسته به فرایند‏‌های پلوم گوشته‏‌ای و یا ذوب مواد سست‌کره‌ای بالازده باشد (McKenzie and O’Nions, 1991). در حقیقت، اجتماع‌های سنگیِ همانندِ بازالت‌های OIB‏‌ در پهنه‌های نزدیک به فرایند‏‌های پلوم‏‌های گوشته‏‌ای (مانند: خاور گرینلند (Thirlwall et al., 1994)، ایسلند (Fitton et al., 1997) و جنوب‌باختری پشته هند (Le Roex et al., 1983)) و یا پهنه‌های بدون دخالت پلوم (مانند: میدلند والی اسکاتلند (Gill, 2010)) یافت می‏‌شوند.

Fitton و همکاران (1997) پارامتر ΔNb={1.47+log(Nb/Y)-1.92log(Zr/Y) را برای شناسایی خاستگاه آلکالی‌بازالت‏‌های وابسته به پلوم و ناوابسته به پلوم پیشنهاد داده‌اند. بر پایه آن، مقدارهای 0 ΔNb> نشان‏‌دهنده خاستگاه پلوم است؛ اما سنگ‌های با مقدارهای ∆Nb

درجه ذوب‏‌بخشی خاستگاه گوشته‏‌ای برپایه نسبت‏‌های فراوانی عنصرهای کمیاب گوناگون ارزیابی می‌شود (Zhou et al., 2008). از آنجایی‌که هر دو عنصر La و Sm، در پی تغییر کانی‏‌شناسی خاستگاه (مانند: گارنت و یا اسپینل)، دگرگون نمی‌شوند، پس دربارة ترکیب کلی خاستگاه ماگماهای مافیک اطلاعاتی را آشکار می‌کنند. از سوی دیگر، برپایه سازگار‏‌بودن Yb در گارنت در برابر Sm در ناحیه خاستگاه، این عنصرها در شناخت کانی‏‌شناسی خاستگاه کارآمد هستند (Shaw, 1970). برای ارزیابی ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و خاستگاه سنگ‌های مافیک کانسار جلال‌آباد، نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb به‌کار برده شد. در این نمودار، خاستگاه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از گوشته‌ای است که ساختار آن‌ از گارنت+ اسپینل لرزولیت و گارنت لرزولیت بوده است (شکل 7- B).

 

 

 

 

شکل 7- نمونه‌های مافیک منطقه جلال‏‌آباد (زرند، کرمان) در: A) نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb (Leat et al., 2004)؛ B) نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb (Shaw, 1970) (نمادها همانند شکل 4 هستند)

 

 

نمونه‏‌های گابرویی از ذوب‏‌بخشی 10 درصدیِ گوشته‌ای گارنت لرزولیتی و نمونه‏‌های بازالتی و دیوریتی از ذوب‏‌بخشی 10 درصدیِ گوشته‌ای اسپینل+ گارنت لرزولیتی خاستگاه گرفته‏‌اند (شکل 7- B). به باور Dong و همکاران (2010)، ترکیب گوشته و درجه ذوب‏‌بخشی آن، کنترل‌کننده اصلی زمین‏‌شیمیایی ماگماهای مافیک و به‌ویژه مقدار عنصرهای REE‏‌ آن هستند. بررسی رفتار زمین‏‌شیمیایی عنصرهای خاکی نادر در نمونه‏‌های مافیک جلال‌آباد نشان‏‌دهنده خاستگاهِ گارنت لرزولیتی برای آنهاست. درجة جدایش بلوری و غنی‏‌شدگی عنصرهای نـادر سـنگین با نسبت DyN/YbN نشان داده می‌شوند. غنی‏‌شدگی در MREE (برای نمونه: Dy و Yb) تنهای هنگامی‌ روی می‌دهد که گارنت فاز بجامانـده در خاستگاه باشد؛ زیرا Ybدر برابر Dy به‏‌صـورت ترجیحـی پذیرفتـه مـی‏‌شـود (Peters et al., 2008). جدایش بلوریِ بـــالای عنصرهای خاکی نادر ســـنگین و نسبت DyN/YbN>1/6 نشـانة گارنـت‌داربودن ناحیـه خاستگاه هستند (Haase et al., 2004). این نسبت در نمونه‏‌های مافیک بررسی‏‌شده 49/2 تا 30/3 (میانگین: 64/2) است. این نکته نشان‏‌دهندة نقش مهم گارنت در خاستگاه این سنگ‌هاست. افزون‌بر این، به باور Spath و همکاران (2001)، مقدارهای Tb N/YbN در جنوب کافت کنیا 7/2 تا 6/5 است که نشان از خاستگاه گوشته‏‌ای با رخساره گارنت لرزولیت دارد؛ ‌اما برای کافت خاور آفریقا این مقدار 2/2 تا 8/2 است که نشان‌دهندة جدانشدن آنها از خاستگاهی گارنت لرزولیتی است. این مقدار در نمونه‏‌های مافیک جلال‌آباد برابر 14/3 تا 09/4 (میانگین: 55/3) بوده و نشان‏‌دهندة یک خاستگاه گوشته‏‌ای با رخساره گارنت لرزولیت برای این سنگ‌هاست. پس زایش سنگ‌های مافیک آلکالن منطقه جلال‌آباد به خاستگاه گوشته‏‌ای وابسته به پلوم وابسته دانسته می‌شود. از دیدگاه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، این سنگ‌های آلکالن بسیار همانند OIB‏‌ها بوده و خاستگاه ماگمای مادر آنها از یک خاستگاه ژرف‏‌تر (گوشته زیرین و یا پهنه انتقالی) است که به‌صورت پلوم بالا آمده و در رخساره گارنت لرزولیت ذوب شده است تا این سنگ‏‌ها را بسازد. بسیاری از پژوهشگران، پلوم گوشته‏‌ای را مهم‌ترین سازوکارِ به‌پیش‌برندة زمین‌ساخت کششی پالئوزوییک دانسته‌اند که بازشدگی پالئوتتیس در مرکز و خاور آسیا را در پی داشته است (Dai et al., 2011; Guo et al., 2004; Xiao et al., 2008). افزون‌بر این، بررسی‌های Saccani و همکاران (2013) روی مجموعه میشو در شمال‌باختری تبریز نشان می‏‌دهند فراخاست پلومی گوشته‏‌ای در دونین پسین-کربونیفر پیشین سازوکار مهمی برای کافت‌زایی قاره‏‌ای بوده و بازشدگی پالئوتتیس در شمال‏‌باختری ایران را در پی داشته است. داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی در کنار نشانه‌های فراوان دیگر نشان‏‌دهندة فراخاست و جایگیری پلوم گوشته‏‌ای و رویداد فرایند کافت‌زایی و تبدیل آن به کافت اقیانوسی هنگام پالئوزوییک زیرین در این منطقه هستند. یکی از این نشانه‌ها، ناپیوستگی در بخش زیرین رسوب‌های کربونیفر ایران مرکزی درکوه‏‌های شتری در ناحیه طبس است که به‌صورت کنگلومرایی با ستبرای 30 متر در بخش زیرین سازند سردر که با دگرشیبی روی سازند شیستو جای گرفته و نشان‏‌دهندة بالازدگی و آماس پوسته‏‌ای در پی پیدایش پلوم گوشته‏‌ای پیش از پیدایش شکاف اقیانوسی است (Stampfli, 1978). رویداد سنگ‏‌های آلکالن کششی با سن اردووسین، سیلورین و کربونیفر و رویداد افیولیت‏‌های پشت‏‌بادام و بیاضه) نیز از نشانه‌های دیگر است.

 

الگوی زمین‌ساختی

سنگ‏‌های مافیک منطقه جلال‏‌آباد به شکل دایک‏‌های بازالتی و همچنین، توده‏‌های آذرین درونی کوچک در سراسر این منطقه و بلوک پشت‏‌بادام پراکنده هستند. این سنگ‏‌ها سرشت آلکالن دارند و در نمودارهای گوناگون شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی، در پهنه کافت میان‏‌قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند. برپایه جایگاه چینه‏‌شناسی این سنگ‌ها وابسته به ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین هستند و بیشتر در سنگ‌های سری ریزو تزریق شده‌اند و به‌صورت آذرین‏‌پی در زیر رسوب‌های پرمین جای گرفته‏‌اند. ویژگی‌های زمین‏‌شناسی فراوان (مانند: تکه‌ها و بجامانده‌های اقیانوسی در شمال ایران (مشهد، فریمان و دره انجیر) و ایران مرکزی (جندق و انارک)، همراه با توالی ماگمایی ستبری از سازندهای سلطان‌میدان نشان می‏‌دهند سنگ‌کرة قاره‏‌ای ایران‏‌زمین هنگام دوران پالئوروییک زیرین در پی فرایند کافت‏‌زایی دچار شکستگی شده و از هم جدا شده است و پهنه‏‌های اقیانوسی در بخش‏‌هایی از فلات ایران (مانند: افیولیت‌های مشهد، تالش در شمال و افیولیت‌های بیاضه و جندق در ایران مرکزی) پدیده آمده‌اند. این تکه‌ها و بجامانده‌های اقیانوسی که بیشتر در پهنه‌های شمالی ایران (و به‌ویژه مشهد، فریمان و دره‏‌انجیر) و ایران مرکزی (جندق و انارک) برونزد دارند از سنگ‌کرة اقیانوسی پالئوتتیس به‌جای مانده‌اند (Shafaii Moghadam et al., 2015). اصلی‏‌ترین و مهم‌ترین مرحله زایش افیولیت‏‌های پالئوتتیسی در پالئوزوییک زیرین تا میانی در پی پدیده کافت‌زایی و جدایش رو به شمال تکه‌های قاره‏‌ای حاشیه شمالی گندوانا روی داده است (Shafaii Moghadam et al., 2015). ویژگی‌های گوناگون زمین‏‌شناسی نشان می‏‌دهند این مرحله از کشش پوسته‏‌ای پس از هم‌افزایی بلوک‏‌های پرکامبرینی و پیدایش ابرقاره گندوانا و به‌دنبال آن، پیدایش کمان ماگمایی و بازشدگی پشت کمان آغاز شده است. ابرقاره گندوانا از برخورد و گردهمایی 7 تا 8 قاره نئوپروتروزوییکی (بلوک کادومینی) به بزرگیِ استرالیا و در پی دو مرحله (دوره نخست: 650 تا 600 میلیون سال پیش و دوره دوم: 570 تا 520 میلیون سال پیش) پدید آمده است (Collins and Pisarevsky, 2005; Ustaömer et al.2009; Shafaii Moghadamet et al., 2013). پس از این مرحله، در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر مرز شمالی گندوانا، کمان ماگمایی نوع آندی در راستای کرانه استرالیا- قطب جنوب، آمریکای جنوبی، همچنین، مرز شمالی هند، بلوک ایران مرکزی و پلاتفرم تورید- آناتولی پدید آمده است (Shafaii Moghadam et al., 2013; Ramazani and Tucker, 2003). فرورانش درازمدت سنگ‌کرة اقیانوسی پروتوتتیس و همچنین، پشته میان‌اقیانوسی، کافت‌زایی و جدایش پشت‏‌کمانی نواری درازی از بلوک‏‌های قاره‏‌ای شمال گندوانا به‌نام ابرسرزمین هون یا هوان را در پی داشته است (Stampfli and Borel, 2002). ابرسرزمین هون به‌صورت نوار درازی دربردارندة شمار بسیاری از سرزمین‏‌های گندوانایی بهم‌پیوسته (از سرزمین آرموریکا تا تبت) بوده و به‌صورت توده‌ای از بخش‌های شمالی کراتون گندوانا در اردوویسین پیشین جدا شد‌ه است (Stampfli and Borel, 2002). سپس پیدایش و گسترش این پهنه پشت‏‌کمانی، آن را به ناوه اقیانوسی پالئوتتیس تبدیل کرده است (Torsvik and Cocks, 2009). ویژگی‌های زمین‏‌شناختی در بخش‌ ایرانی این ابرسرزمین نشان می‏‌دهند بازشدگی پالئوتتیس پیش از اردویسین روی داده است (Stampfli., 1978). بررسی‌های Fathi (19998) در ناحیه شاهرود، رباط قره‏‌بیل و جنوب بجنورد نشان می‏‌دهند مرحله نخست پدیده کافت‌زایی در کامبرین پایانی- اردوویسین زیرین، مرحله دوم در اردوویسین میانی به‌صورت جریان بازالتی و مرحله سوم در اردوویسین بالایی-سیلورین و به‌صورت روانه‏‌های بازالتی و گدازه‏‌های بالشی روی داده است. سنگ‎های آتشفشانی، با ترکیب بیشتر آلکالن، از ویژگی‎های پالئوزوییک ‏‌زیرین و به‌ویژه اردوویسین تا دونین ایران است. رخنمون‏‌ این سنگ‌ها در شمال شاهرود بازالت‎های سلطان‌میدان (Derakhshi and Ghasemi, 2015)، رباط قره‏‌بیل، جاجرم و اسفراین (Fathi, 1999)، کوه‎های شتری (Ruttner et al., 1968)، شیرگشت (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، سُه کاشان (Ayati et al., 2010)، ترود (Houshmand-Zadeh et al., 1978)، جام (Alavi Naini, 1972)، جنوب بجنورد (Fathi, 1999)، جهق (Tabatabaimanesh et al., 2009)، جنوب بهاباد (Balaghi et al., 2010)، شمال شاهرود (Derakhshi and Ghasemi, 2014)، پل‏‌خاوند (Torabi and Hashemi, 2010) و منطقه زرند در جنوب بلوک پشت‏‌بادام دیده می‌شود. منطقه زرند و به‌ویژه منطقه جلال‏‌آباد دربردارنده توالی گسترده‏‌ای از سنگ‏‌های پالئوزوییک زیرین است. بررسی‌های Lasemi (1999) نشان می‏‌دهند این منطقه از پالئوزوییک زیرین تا زمان تریاس پهنه کافتی عقیم (اولاکوژن) بوده که از شمال به پالئوتتیس مرتبط بوده است. برپایه گستردگی سنگ‌های آذرین اسیدی و مافیک در منطقه، الگوهای ماگماتیسم بایومدال و پدیده ماگمایی مرتبط با کافت‌زایی برای پیدایش ماگمایی منطقه پیشنهاد شده است (Ale-Taha-Kuhbanani, 1994; Khosrowanjam, 1998; Karimi, 2003; Kianian, 2006).

بررسی روابط صحرایی نشان‏‌دهندة جوان‌تر‏‌بودن ماگماتیسم مافیک در برابر ماگماتیسم اسیدیِ این منطقه است؛ به‌گونه‌ای‌که تزریق دایک‏‌ها و توده‏‌های آذرین درونی درون سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی، با رویداد دگرگونی همبری و دگرسانی موضعی در این سنگ‌ها همراه بوده است. داده‌های سن‏‌سنجی Hamdi و Zhiwen (1993) برای سنگ‌های فلسیک این منطقه، سن 32±558 میلیون سال پیش را نشان می‏‌دهند. بر پایه این سن، این سنگ‌ها با سنگ‌ آتشفشانی رسوبی کامبرین (CVSU) که در سراسر پهنه زمین‌ساختی کاشمر- کرمان پراکنده هستند، هم‌ارز هستند (Ramazani and Tucker, 2003). بررسی‌های Vesali و Esmaeily (2016) روی سنگ‌های آذرین کانسار جلال‏‌آباد نشان می‏‌دهند ماگماتیسم مرتبط سنگ‌ آتشفشانی- رسوبی کامبرین سنگ‏‌شناسی گوناگونی دارد و دربردارندة بازالت، ریولیت، کوارتزپورفیری، تراکیت، داسیت، ریوداسیت و گرانودیوریت است. همچنین، بخشی از ماگماتیسم کمان کادومین در منطقه به‌شمار می‌رود. در برابر ماگماتیسم بازیک که به‌صورت توده‏‌های گابرویی، دیوریتی و دسته دایک‏‌ها و سیل‏‌های بازیک در منطقه جلال‏‌آباد دیده می‏‌شود، رویدادی جوان‌تر در پی ماگماتیسم کششی در سراسر پهنه ایران مرکزی روی داده است که از اردوویسین آغاز و تا دونین و پرمین ادامه داشته است. Ale-Taha-Kuhbanani (1994) در قاعده سازندهای پرمین نیز دایک‏‌ها را گزارش کرده است. افزون‌بر این، رویداد دگرگونی همبری در برخورد دایک‏‌های بازیک با ریولیت‏‌ها و همچنین، تزریق این دایک‏‌ها درون دولومیت‏‌های دزو و انکلاوهای دولومیتی در دایک‏‌ها نشان‌دهندة جوان‌تر‏‌بودن این ماگماتیسم و نبود وابستگی آنها با ماگماتیسم اسیدی منطقه است؛ در صورتی‌که ماگماتیسم اسیدی با دگرشیبی آذرین‏‌پی با دولومیت‏‌های سری ریزو پوشانده شده است. در پایان، برپایه داده‌های به‌دست‌آمده،‌ رویدادهای زمین‌ساختی و ژئودینامیکی منطقه زرند از پرکامبرین پسین تا سیلورین، سه مرحله دارند (شکل 8).

 

 

 

شکل 8- الگوی ژئودینامیکی برای تحولات زمین‌ساختیِ ماگما و زمین‌ساختی منطقه جلال‏‌آباد (زرند، کرمان) از پروتروزوییک پسین تا دونین

 

 

برپایه ویژگـی‌هـای صـحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، در پروتروزوییک پسین- کامبرین پیشین، به‌دنبال همگرایی و فرورانش پوسته اقیانوسی پروتوتتیس، فرایند‏‌های نوع کمان ماگمایی نوع آندی، به‌نام کمانی کادومین (ادیاکارین- کامبرین)، در راستای حاشیه پروتوتتیس در ابرقاره گندوانا از کناره‌های عربی تا کناره‌های هیمالیایی شبه‏‌قاره هند روی داده‌اند (شکل 8). سنگ‌های این کمان به‌گونة گستره در سراسر ایران مرکزی و به‌ویژه ناحیه زرند و جلال‏‌آباد دیده می‌شوند (Ramezani and Tucker, 2003). در کامبرین زیرین تا بالایی، تداوم پدیده فرورانش و ماگماتیسم کمان، حاکمیت پدیده کشش و کافت‌زایی در پهنه پشت‏‌کمان آتشفشانی و پیدایش پهنه پشت‏‌کمانی از نوع پهنه‏‌های پشت‏‌کمانی سیالیک در کامبرین زیرین را در پی داشته است (Ramazani and Tucker, 2003). این پهنه‏‌های پشت‌کمانی با رسوب‌های آذراواری و نهشته‏‌های تبخیری انباشته شدند. پدیده کافت‌زایی در منطقه ایران مرکزی در راستای گسل‏‌های اصلی منطقه (مانند: گسل کوهبنان و پشت‏‌بادام) روی داده و فرونشست پرشتاب و پیدایش توالی ستبری از رسوب‌های پالئوزوییک در کوه‌های شتری و کوهبنان را به دنبال داشته است. فرونشینی شدید از ویژگی‌های بلوک طبس و پشت‌بادام، به‌ویژه در محدوده کوه‌های شتری و شیرگشت است؛ به‌گونه‌ای‌که ردیـف‌هـای پالئوزوییک آن 2تا 3 هزار متر ستبرا دارند (Aghanabati, 2004). تداوم تدریجی کشش از کامبرین بالایی و اردوویسین زیرین، خیزش و جایگیری پلوم گوشته‏‌ای و رویداد ماگماتیسم آلکالن با سرشت کافتی را در پی داشته است و دیوریت، گابروها و بازالت‏‌های آلکالن منطقه جلال‏‌آباد در این مرحله جایگیری کرده‏‌اند (شکل 8).

 

نتیجه‏‌گیری

منطقه جلال‏‌آباد در شمال‌باختری زرند در بخش جنوب‏‌خاوری بلوک پشت‌بادام دربردارنده سنگ‌های ماگمایی مافیک فراوانی است که به سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی سری ریزو تزریق شده‌اند. این سنگ‌ها به‌شکل توده‏‌های آذرین درونی کوچک دیوریتی گابرویی کوچک و دایک و سیل‏‌های بازیک با بزرگی گوناگون برونزد دارند. بررسی‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری این سنگ‌ها نشان می‏‌دهند آنها گابرو، دیوریت و دیابازی هستند. بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نشان‏‌دهندة این هستند که سرشت ماگمای سازندة سنگ‏‌های مافیک منطقه بررسی‏‌شده آلکالن بوده است. برپایه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی در نمودارهای بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته نرمال و بازالت‏‌های میان‌صفحه‏‌ای (مانند: غنی‏‌شدگی در عنصرهای بزرگ یون و عنصرهای خاکی نادر سبک همراه با تهی‏‌شدگی در عنصرهای خاکی نادر سنگین) این سنگ‌های همانند سنگ‌های OIB‏‌ امروزی و بازالت‏‌های آلکالن هاوایی هستند. این نکته نشان‌دهندة خاستگاه نوع OIB و پهنه زمین‌ساختی درون‌صفحه‏‌ای برای این سنگ‌هاست. کاربرد نمودارهای گوناگون شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی نشان‏ می‌دهند این سنگ‌ها در پهنه کافتی درون‌صفحه‏‌ای پدید آمده‌اند که در پی ذوب‏‌بخشی پلوم گوشته‏‌ای در محدوده گارنت لرزولیت و هنگام بازشدگی پالئوتتیس هنگام اردوویسین تا سیلورین روی داده است. فاز کششی سنگ‌کره‌ای پالئوزوییک زیرین در فلات ایران زایش مذاب‏‌های آلکالی در بلوک ایران مرکزی و منطقه جلال‏‌آباد را به‌دنبال داشته است.

 

سپاس‌گزاری

هزینه این طرح پژوهشی از سوی طرح حمایت از پایان‏‌نامه تحصیلات تکمیلی سازمان توسعه و نوسازی معادن و صنایع معدنی ایران فراهم شده است. ازاین‌رو، بر خود می‏‌دانیم از تلاش‌های این سازمان و به‌ویژه مسئول بخش تحقیق و توسعه این سازمان، جناب آقای سیاسی‏‌راد بسیار سپاس‌گزاری می‌کنیم. از مدیریت محترم معدن سنگ آهن جلال‌آباد و بخش تحقیق و توسعه این معدن، جناب آقای تقی‏‌زاده برای همکاری در انجام نمونه‌برداری و فراهم‌آوردن امکان اقامت و کمک در کارهای صحرایی سپاس‌گزاری می‏‌شود.

 

 

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

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

Alavi Naini, M. (1972) Etude geologique de la region de Djam. Report number 23.Geological survey of Iran, Tehran, Iran.

Ale-Taha-Kuhbanani, B. (1994) Petrological and geochemical investigations on volcanic rocks in east of Zarand, Kerman. M.Sc. Thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Ayati, F., Khalili, M., Noghreiyan, M. and Mackizadeh, M. A. (2011) Silurian magmatism in the abyaneh-She area (Kashan-Central Iran). Journal of Science, University of Tehran 4: 21-31.

Balaghi, Z. Sadegheian, M. and Ghasemi, H. (2010) Petrogenesis of the lower Paleozoic igneous rocks, south of Bahabad (Bafq, Central Iran): Implication for Rifting. Iranian Journal of Petrology 1(4): 45-64 (in Persian).

Berberian, M. and King, G. C. P. (1983) towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 5: 101-117.

Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. Blackwell Publishing, Malden, MA, USA.

Cabanis, B. and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10–Y/15–Nb/8: un outil pour la discrimination des series volcaniques et lamise en evidence des processus demelange et/ou de contamination crustale. Compte Rendus de l'Academie des Sciences, Seris II 309: 2023–2029.

Collins, A. S. and Pisarevsky, S. A. (2005) Amalgamating eastern Gondwana: the evolution of the circum-Indian orogens. Earth-Science Reviews 71: 229–270.

Dai, J., Wang, C., Hébert, R., Li, Y., Zhong, H., Guillaume, R., Bezard, R. and Wei, Y. (2011) Late Devonian OIB alkaline gabbro in the Yarlung Zangbo Suture Zone: Remnants of the Paleo-Tethys? Gondwana Research 19: 232–243.

De la Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1990) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagrams and major elements analysis– its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29: 183-210.

Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2014) Ordovician-Devonian magmatism in the north of Shahrood: implication for long lived rifting of Paleotethys in eastern Alborz. Iranian Journal of Petrology 5(18): 105-122 (in Persian).

Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2015) Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geoscience 8(2): 849–866.

Dong, Y., Xiao, L., Zhou, H, Du J., Zhang, N., Xiang, H., Wang, C., Zhao, Z. and Huang, H. (2010) Volcanism of the Nanpu Sag in the Bohai Bay Basin, Eastern China: Geochemistry, petrogenesis, and implications for tectonic setting. Journal of Asian Earth Sciences 39: 173–191.

Fathi, T. (1999) the petrology and geochemistry of lower Paleozoic volcanic roks in the North east of Iran (Shahrood, Robate gharabil, South Boujnord succession). M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Fitton, J. G. (2007) The OIB Paradox. Geological Society of America, Special Paper 430: 387-412.

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

Floyd, P. A. and Winchester, J. A. (1975) Magma - type and tectonic setting discrimination using immobile elements. Earth and Planetary Sciences Letters 27: 211-218.

Gill, R. (2010) igneous rock and processes: a practical guide, 1st edition, Wiley-Blackwell, London, UK.

Gotlov, V. I. and Esev, Y. M. (1976) Report on the result of preliminary survey of the Zarand iron ore deposit. National Iranian steal company interior report, TECNOEXPORT, USSR.

Guo, F., Fan, W. M., Wang, Y. J. and Li, C. W. (2004) Upper Paleozoic basalts in the southernYangtze block: geochemical and Sr–Nd isotopic evidence for asthenosphere–lithosphere interaction and opening of the Paleo-Tethyan Ocean. International Geology Review 46: 332–346.

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

Hamdi, B. and Zhiwen, J. (1993) Paleozoic fossils from the Morad and Rizu seies in Central Iran. Geoscience 1(4): 26-35 (In Persian).

Houshmand-Zadeh, A., Alavi Naini, M. and Haghipour, A. (1978) the evolution of geologic phenomenon in Toroud area (from Precambrian to present day). Report number H5, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Karimi, S. B. (2003) study of geochemistry and economic geology of Jalal Abad iron deposit, Zarand (Kerman province). M.Sc. thesis, University of Kharazmi, Tehran, Iran (in Persian).

Khosrowanjam, M. (1998) the genesis of Jalal Abad iron ore deposit. M.Sc. thesis, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran (in Persian).

Kianian, M. (2006) Geochemistry of the Major, Minor and Rare Earth Elements and the Origin of the Jalal-Abad IronOre, Zarand. Ph.D. Thesis, Islamic Azad University, North Tehran Branch, Tehran, Iran (in Persian).

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

Lasemi, Y. (1999) Depositional environments of the Ordovician rocks of Iran (syn-rift sequence) and formation of the Paleotethys passive margin. Proceedings of the 17th annual meeting of the Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Le Roex, A. P., Dick, H. J. B., Erlank, A. J., Reid, A. M., Frey, F. A. and Hart, S. R. (1983) Geochemistry, mineralogy and petrogenesis of lavas erupted along the Southwest Indian Ridge between the Bouvet Triple Junction and 11 degrees East. Journal of Petrology 24: 267–318.

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

McKenzie, D. P. and O’Nions R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentration. Journal of Petrology 32: 1021– 1091.

Peters, T. J., Menzies, M., Thitlwall, M. and Kyle, P. K. (2008) Zuni- Bandera volcanism, Rio Grande, USA,Melt formation in garnet-and spinel-facies mantle straddling the asthenosphere –lithosphere boundary. Lithos 102: 295-315.

Ramazani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, Central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622-665.

Ruttner, A, Nabavi, M. H. and Alavi Naini, M. (1968) Geology of the Ozbak-kuh mountains (Tabas area, East Iran) report number 5. Geological Survey Iran, Tehran, Iran.

Saccani, E., Azimzadeh, Z. Dilek, Y. and Jahangiri, A. (2013) Geochronology and petrology of early Carboniferous Misho mafic complex (NW Iran) and implication for the melt evolution of Paleo-Tethys rifting Western Cimmeria. Lithos 162–163: 264–278.

Samani, B. A. (1988) Metallogeny of the Precambrian in Iran, Precambrian Research 39:.85-106.

Sen, G. (2014) Petrology: principle and practice. Springer-Verlag Berlin Heidelberg.

Shafaii Moghadam, H., Khademi, M., Hu, Z., Stern, R. J., Santos, J. F. and Wu, Y., (2013) Cadomian (Ediacaran–Cambrian) arc magmatism in the ChahJam–Biarjmand metamorphic complex (Iran): Magmatism along the northern active margin of Gondwana. Gondwana Research 27: 439–452.

Shafaii Moghadam, H., Li, X. H., Ling, X. X., Stern, R. J., Zakikheder, M., Chiaradia, M., Ghorbani, G. Arai, S. and Tamura, A. (2015) Devonian to Permian evolution of the Paleo-Tethys Ocean: New evidence from U–Pb zircon dating and Sr–Nd–Pb isotopes of the Darrehanjir–Mashhad ophiolites, NE Iran. Gondwana Research 28: 781–799.

Shaw, D. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34: 231.

Spath, A., Le Roex, A. P. and Opiyo Akech, N. (2001) Plume -lithosphere intraction and the origin of continental rift-related alkali volcanism-the Chyulu Hills volcanic province, southern Kenya. Journal of Petrology 42: 765-787.

Stampfli, G. (1978). Etude geologique generale de l’Elbourz oriental au S de Gonbad-e-Qabus, Iran N-E. Ph.D. thesis, Universite de Geneve, Geneve, Swisserland.

Stampfli, G. M. and Borel, G. D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters 196: 17–33.

Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran; a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229-1258.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of ocenic basalte: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in ocean basins (Eds., Saunders A. D. and Norry, M. J.) Special publication 42: 313-345. Geological Society of London, UK.

Tabatabaimanesh, M., Mirlohi, A. and Torabi, G. (2009) Gochemistry and tectonic setting of Early Paleozoic volcanic rocks in Jahagh Valley (South of Kashan). Journal of Science Kharazmi University 8(3): 241-254.

Takin, M. (1972) Iranian geology and continental drift in the Middle East. Nature 235: 147-150.

Thirlwall, M., Upton, B. G. J. and Jenkins, C. (1994) Interaction between continental lithosphere and the Iceland plume-Sr–Nd–Pb isotope geochemistry of tertiary basalts, NE Greenland. Journal of Petrology 35: 839-879.

Torabi, G. and Hashemi, F. (2010) Petrology of Devonian basalts from Pol-e-Khavand area (SE of Anarak, NE of Isfahan). Petrology 1(3): 29-46.

Torsvik, T. H. and Cocks, R. M. (2009) The Lower Palaeozoic palaeogeographical evolution of the northeastern and eastern peri-Gondwanan margin from Turkey to New Zealand. In: Early Palaeozoic Peri-Gondwana Terranes: New Insights from Tectonics and Biogeography (Ed. Basset, M. G.) special publications 325: 3-21. Geological Society, London, UK.

Ustaömer, P. A., Ustaömer, T., Collins, A. S. and Robertson, A. H. F. (2009) Cadomian (Ediacaran– Cambrian) arc magmatism in the Bitlis Massif, SE Turkey: magmatism along the developing northern margin of Gondwana. Tectonophysics 473: 99–112.

Vahdati, D. F. (1995) Explanatory text of Davaran. Geological Quadrangle Map 1:100000, No. 7251, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Vesali, Y. and Esmaeily, D. (2016) Cadomian (Ediacaran–Cambrian) arc magmatism in the Jalal Abad iron district, NW Zarand, Central Iran. Proceeding of the 8th international Siberian Early Career GeoScientists Conference, Novosibirsk, Russia.

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

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

Winter, J. (2014) Principles of igneous and metamorphic petrology. 2nd edition, Pearson Education Limited, Edinburgh Gate, Harlow, UK.

Wood, D. A. (1980) the application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the british Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Scinece Letters 50: 11-30.

Xiao, L., He, Q., Pirajno, F., Ni, P., Du, J. and Wei, Q. (2008) Possible correlation between a mantle plume and the evolution of Paleo-Tethys Jinshajiang Ocean: evidence from a volcanic rifted margin in the Xiaru-Tuoding area, Yunnan, SW China. Lithos 100:112–126.

Zhao, J. X., Shiraishi, K., Ellis, D. J. and Sheraton, J. W. (1995) Geochemical and isotopic studies of syenites from the Yamato mountains, east Antarctica: implications for the origin of syenite magmas. Geochimica et Cosmohimica Acta 59: 1363-1382.

Zhou, M. F., Arndt N. T., Malpas, J., Wang C. Y. and Kennedy A. K. (2008) Two magma series and associated ore deposit types in the Permian Emeishan Large Igneous Province, SW China. Lithos 103: 352–368.