مطالعه پترولوژیکی و ایزوتوپی سنگ‌های بازالت‌های برزند و مقایسه آن با سنگ‌های بازالت‌های پشتاسر در جنوب شهرستان گرمی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری پترولوژی، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، خرم آباد،ایران.

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران.

3 گروه زمین شناسی، دانشگاه پیام نور، ایران.

4 گروه زمین شناسی،دانشکده علوم، دانشگاه محقق اردبیلی، اردبیل، ایران

5 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه کپ تاون،کپ تاون، افریقای جنوبی.

چکیده

بازالت‌های برزند (ادامه بازالت‌های کوسملین در ایران) با روند موازی نسبت به بازالت‌های پشتاسر از لحاظ استراتیگرافی سن قدیمی‌تری دارند. این بازالت‌ها با ساخت منشوری بیشتر دارای ترکیب موژه-آریت بوده و بافت هیالومیکرولیتی پورفیریتیک و گلومروپورفیریتیک نشان می‌دهند. کانی‌های اصلی آن پلاژیوکلازهای غنی از کلسیم و کلینوپیروکسن‌های دیوپسیدی و مقادیری کانی‌های اپک به همراه میکرولیت‌های سانیدین، آمفیبول پارگازیتی، بیوتیت و لویسیت می‌باشند. لویسیت‌ها عموماً به آنالسیم تبدیل شده‌اند. ماگمای مولد این سنگ‌ها دارای سرشت پتاسیک و شوشونیتی است. در نمودارهای چند عنصری، فروافتادگی‌های عناصر Ti, Ta و Nb و غنی‌شدگی شاخص عناصر LILE و LREE وابستگی ماگمای مولد این سنگ‌ها را با محیط‌های وابسته به فرورانش نشان می‌دهد. بر اساس نسبت‌های ایزوتوپی رادیوژنیک، گوشته منشأ سنگ‌های بازالتی برزند در حدود 8/0 تا 9/0 میلیارد سال پیش از یک گوشته بارور اولیه جدا شده است. بر اساس نسبت‌های 87Sr/86Sr اولیه 0004/0±70499/0 و 143Nd/144Nd اولیه 0004/0±5127/0 سن 7/1±39 تا 5/1±41 میلیون سال برای نمونه‌ها تخمین زده شده است. شواهد ژئوشیمیایی نشانگر ذوب بخشی حدود 5 درصدی اسپینل گارنت لرزولیت فلوگوپیت دار برای منشأ سنگ‌های بازالتی برزند و بیش از 5% برای بازالت‌های پشتاسر است که از غنی شدگی منشأ طی متاسوماتیسم فرورانشی و رسوبات توربیدیتی تأثیر پذیرفته است. بازالت‌های منطقه برزند دارای ویژگی‌های مشترک با بازالت‌های جوان‌تر پشتاسر بوده و نشانگر تشکیل در محیط کمان عادی بعد از برخورد هستند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrological and isotopic study of basaltic rocks of Barzand area and comparison with Poshtasar originat basalts in South of Germi

نویسندگان [English]

  • Mohammad Mobashergermi 1
  • Reza Zarei Sahamieh 2
  • Mehraj Aghazadeh 3
  • Ahmad Ahamadi Khalaji 2
  • gholamreza ahmadzadeh 4
  • Peter Le Roux 5
1 PhD Student of Petrology, Department of Geology, Faculty of science, Lorestan University, Khoramabad, Iran.
2 Department of Geology, Faculty of science, Lorestan University, Khoramabad, Iran.
3 Department of geology, Payame Noor university, Iran.
4 Department of Geology, mohaghegh Ardabili University, Ardabil, Iran
5 Department of Geological Sciences, University of Cape Town, Cape Town, South Africa.
چکیده [English]

basaltic rocks in Barzand area (Continue to Kousmalyn basaltic rocks in Iran) show parallel trend with Poshtasar basalt and they have older age according to stratigraphy in comparison with Poshtasar basalts. These basalts whit prismatic structure mostly have mugearitic composition and show hyalomicroporphyritic and glomeroporphyritic textures. The main minerals are Ca-rich plagioclase and diopsidic clinopyroxenes. Leucites generally have been altered to analcime. The parent magma of these rocks has a potassic and shoshonitic nature. In multi- element diagrams Ta, Ti and Nb show depletion and LILE, LREE have enrichment that suggests their primary magma have been originated from a subduction related mantle source. According to radiogenic isotopic ratios, mantle source of Barzand basaltic rocks have been drived from a fertilized mantle source during 0.8 to 0.9 billion years ago. According to initial 87Sr/86Sr (0.70499 ± 0.0004) and initial 143Nd/144Nd ratios (0.5127 ± 0.0004) estimated an age for studied rocks varies between 39±1.7 to 41±1.5 million years ago. Geochemical evidence show the Barzand basaltic rocks primary magma originate from 5% partial melting of a phlogopite-beaing spinel garnet lherzolite mantle while the Poshtasar basaltic rocks from more than 5% -10% partial melting of a phlogopite-beaing spinel garnet lherzolite mantle. These rocks are related to a subduction zone mantle source that metasomatized by subduction related agents that mainly originated from turbditic sediments.The Barzand basaltic rocks Has geochemical characteristics common features with younger Poshtasar basaltic rocks and they have been erupted in a Post collisional arcs tectonic setting.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Basalt
  • Mantle metasomatism
  • Post-collisional arcs
  • Talesh zone
  • Germi city
  • Barzand

از دیدگاه ساختاری، شمال‏‌باختری ایران همانند پهنة قفقاز جنوبی است و در پشت‌کمان ماگمایی ارمنستان تا پهنة ماگمایی ارومیه- دختر جای دارد (Rolland et al., 2009). پهنة جنوبی قفقاز تا البرز باختری در نزدیکی پهنة ماگمایی ارسباران در سنوزوییک، فعالیت آتشفشانی پشت‌کمان ماگمایی داشته است (Robertson, 2002; Golonka, 2004; Masson et al., 2006; Aghazadeh et al., 2010, 2011, 2015; Castro et al., 2013) (شکل 1- A). بیشتر سنگ‌های آتشفشانی- نفوذی سنوزوییک شمال‏‌باختری ایران گدازه‌های آندزیتی تا بازالتی آلکالن، شوشونیتی و التراپتاسیک هستند (Babakhani et al., 1990; Ahmadzadeh et al., 2010; Aghazadeh et al., 2010, 2011). بررسی‌ها نشان می‌دهند سنگ‌های آتشفشانی شوشونیتی، افزون‌بر شمال‏‌باختری ایران  (Alberti et al., 1980: Aghazadeh et al., 2011; Pang et al., 2013)، در سنوزوییک البرز مرکزی (Ahmadi and Ghorbani et al., 2011)، ولکانیسم پتاسیک ائوسن خاور ایران مرکزی (Torabi, 2011; Pang et al., 2012; Saadat et al., 2014) و پهنة ماگمایی ائوسن ارومیه- دختر (Moradian, 2008) رخنمون دارند.

پس در ایران، مجموعة آتشفشانی شوشونیتی به دوران سنوزوییک مربوط بوده و عموماً در کمربند آتشفشانی ائوسن فعالیت داشته‏‌ است. نمونه‌هایی از آتشفشان‌های شوشونیتی ائوسن ایران عبارتند از (Aftabi and Atapour, 2000):

1) شمال‏‌باختری ایران و آذربایجان: سنگ‌های آتشفشانی میانه، سرای، سهند، سبلان، تکاب- قروه؛

2) منطقه البرز: طالقان- الموت، دماوند؛

3) ارومیه- ‌دختر: منطقه: قم- آران، ساوه، نطنز، نایین، شهر بابک، بردسیر؛

4) بخش‌های خاوری.

بررسی‌های Aftabi و Atapour (2000) نشان می‌دهند سنگ‌های شوشونیتی ایران عموماً کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز± الیوین با کانی‌های فرعی بیوتیت، سانیدین، آنالسیم، لویسیت، مگنتیت و آپاتیت دارند و به‌نوعی در ارتباط با خاستگاه غالب فلوگوپیت‌دار مربوط به فرورانش‌اند. دربارة پیدایش سنگ‌های آتشفشانی ائوسن و الیگوسن در شمال‏‌باختری ایران و ارسباران، Aghazadeh و همکاران (2011) به بررسی ذوب پوستة فرورو و غنی‌شدگی خاستگاه و Ahmadzadeh و همکاران (2010) به بررسی شکستن پوستة فرورو و غنی‌شدگی خاستگاه پرداخته‌اند. به‌باور بسیاری از پژوهشگران، سنگ‌های با ترکیب‌های گوناگونِ تراکیت، آندزیت، بازالت، نفلین سینیت، ریولیت، تراکیت و ... با سن‏‌های کرتاسه تا کواترنر در بخش‌های گوناگون آذربایجان دیده می‌شوند. همة این سنگ‌ها ویژگی غنی‌شدگی فرورانشی گوشته را با درجة متاسوماتیسم و ذوب نامتعادل گوشته‏‌ای 5 تا 10 درصد نشان می‌دهند  (Dabiri et al., 2011; Lechmann et al., 2018).

سنگ‌های آتشفشانی جنوب شهرستان گرمی روند شمال‏‌باختری- جنوب‌خاوری دارند. لایه‌های بازالتی وسیعی از مجموعه گدازه‌های ائوسن زیرین تا ائوسن پسین در پهنة کورا ارس تا جنوب گرمی رخنمون دارند (Babakhani et al., 1990). دو واحد بازالتی پشتاسر (Eb) و واحد بازالتی برزند (Etef) مهم‌ترین نوار‏‌های بازالتی در منطقه جنوب و جنوب‌باختری شهرستان گرمی هستند که به‌ترتیب در آن‌سوی مرزهای ایران (در کشور آذربایجان) به نام‌های پشتاسر و کوسملین (Kosmalyan) نامیده می‏‌شوند. این دو واحد به‌صورت موازی با فاصله نزدیک‌به 20 کیلومتر از یکدیگر در راستای شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری کشیده شده‏‌اند (شکل 1- B).


 

 

 

 

شکل 1- A) نمایش پهنة تالش و سنگ‌های آتشفشانی ائوسن ترکیه، گرجستان، ارمنستان، آذربایجان و ایران (برگرفته از: Nalivkin 1976; Allen and Armstrong 2008; Agard et al., 2011)؛ B) نمایش سنگ‌های آتشفشانی برزند در نقشة زمین‌شناسی برگرفته از چهارگوش لاهرود با مقیاس 1:100000 (Babakhani and Khan Nazer, 1991) با تصحیح صحرایی؛ C) بخشی از نقشة ساختاری ساده‌شدة ایران و بخش‌های مجاور با محل زمین‌درز پهنة تتیس از (Ramezani and Tucker, 2003) با اصلاح از Vernant و همکاران (2004)


 

 

 

واحد بازالتی Eb (بازالت‏‌های پشتاسر) با ترکیب بیشتر الیوین‌بازالتی در جنوب شهرستان گرمی را Mobashergermi و Jahangir (2017) بررسی کرده‌اند و از دیدگاه چینه‌شناسی آن را میان سازندهای سلیم آغاجی و اجاق قشلاق دانسته‏‌اند. ادامة بازالت‏‌های پشتاسر در کشور آذربایجان روی سازند نیسلین (Neslin) و زیر سازند آرکاوان (Arkevan) جای دارد (Vincent et al., 2005) و در همة امتداد رخنمون صحرایی، سن چینه‌شناسی ائوسن بالایی را نشان می‏‌دهد. برپایة سن‌سنجی Boon Van der و همکاران (2015) به روش 40Ar–39Ar، بازالت‏‌های پشتاسر در فرای مرزهای ایران 9/33 تا 7/37 میلیون سال سن دارند؛ اما بازالت‏‌های برزند (واحد بازالتی Etef) تا کنون در ایران بررسی نشده‌اند. برپایة پژوهش‏‌های Vincent و همکاران (2005) به روش 40Ar–39Ar، ادامة بازالت‏‌های برزند در کشور آذربایجان (بازالت‏‌های کوسملین که در این نوشتار بخش ایرانی آن بازالت‏‌های برزند نامیده شده‌‌ است) با میانگین 7/40 میلیون سال سن در زیر سازند نیسلین جای گرفته است. به‌باور Jafarzadeh و همکاران (2014)، سازند نیسلین هم‌ارز با بخش‏‌های بالایی سازند قره‌آغاج تا سازند شکرلو (در ایران) به سن چینه‌شناسی ائوسن زیرین است و درستی سن‌سنجی Vincent و همکاران (2005) را نشان می‌دهد.

 ازاین‌رو، در این پژوهش، افزون‌بر بررسی شیمی سنگ و کانی‏‌های بازالت‏‌های برزند (واحد Etef)، خاستگاه و سنگ‌زایی آنها برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی بررسی خواهد شد. همچنین، با به‌کارگیری داده‌های پیشین بازالت‏‌های پشتاسر، به بررسی پیدایش و پهنة زمین‏‌ساختی این دو نوار بازالتی پرداخته می‌شود.

زمین‌شناسی صحرایی

بازالت‏‌های منطقة برزند که در نقشة چهار گوش لاهرود به‌نام واحد تفریتی Etep خوانده شده‌اند، روند شمال‏‌باختری– جنوب‌خاوری دارند و در 25 کیلومتری جنوب و جنوب‌باختری شهر گرمی، میان طول‌های جغرافیایی خاوری ´39º47 تا ´58º47 و عرض‌های جغرافیایی شمالی ´50º38 تا ´59°38 رخنمون دارند (شکل 1- B). برپایة بررسی‏‌های زمین‌شناسی ساختمانی Nabavi (1976)، منطقة جنوب گرمی در پهنة البرز- آذربایجان جای دارد. بسیاری از پژوهشگران این منطقه را بخشی از پهنة تالش دانسته‌اند (Nalivkin 1976; Vincent et al., 2005; Allen and Armstrong, 2008; Agard et al., 2011; Van der boon et al., 2015). در شکل 1- C، جایگاه آن در بخشی از نقشة ساختاری ساده‌شدة ایران و بخش‌های مجاور نشان داده شده است. برپایة نقشة زمین‌شناسی، کهن‌ترین سنگ‌های منطقه به مجموعه آمیزة افیولیتی اللهیارلو به سن کرتاسه مربوط هستند که با لایه‌های آهک پلاژیک و تناوبی از لایه‏‌های نازک ماسه‏‌سنگ و آهک پوشیده شده‌اند. لایة آهک و ماسه‏‌سنگ با دگرشیبی زاویه‌دار روی آمیزة افیولیتی اللهیارلو جای گرفته‌اند (Babakhani and Khan Nazer, 1991). نخستین رویداد آتشفشانی در منطقه، فوران گدازه‌های آندزیتی کرتاسه بالایی است که روی واحد آهک و ماسه‏‌سنگ جای گرفته است. فعالیت‌های آتشفشانی در منطقه با فوران آندزیت از کرتاسه تا سنگ‏‌های نفوذی و آتشفشانی مافیک ترشیری را Babakhani و Khan Nazer (1991) گزارش کرده‏‌اند. زیرین‌ترین گروه سنگی دوران سوم در منطقة بررسی‏‌شده، نهشته‌های نازک‌لایة فیلیش (P- Ef)پالئوسن تا ائوسن هستند. این واحد فیلیشی دربردارندة تناوبی از ماسه‌سنگ توفی، آهک ماسه‌ای و شیل با بیشتر از 5000 متر ستبراست، اما نشانه‌هایی از سنگواره در آن دیده نمی‌شود و با ناپیوستگی هم‌شیب روی نهشته‌های کرتاسه بالایی جای گرفته است. روی این واحد، رسوب‏‌های واحد EC با تناوب ضخیم‌لایه از کنگلومرا و ماسه‌سنگ توفی ائوسن به‌صورت دگرشیب دیده می‌شوند. درون این لایه رسوبی توده‌های آندزیتی اتولیت‌دار نیز رخنمون دارند که بررسی آنها در خارج از این نوشته بررسی خواهد شد. در پی جریان واحد آتشفشانی Etef(نوار بازالتی برزند) هنگام فوران روی رسوب‏‌های ماسه‏‌سنگ و کنگلومرای زیرین (واحد EC)، پپریت در آنها پدید آمده است (شکل 2- A). برپایة گزارش نقشة زمین‌شناسی، واحد بازالتی برزند سرشت آلکالن زیراشباع از سیلیس است و روی لایة کنگلومرا و برش و توف و ماسه‏‌سنگ توفی قاعده ائوسن جای گرفته‏‌اند (Babakhani and Khan Nazer, 1991) (شکل 2- B). لایة بازالتی بررسی‏‌شده از روستای دمیرچی دره‌سی در جنوب‏‌خاوری تا قره‌آغاج در شمال‌خاوری با محوری به درازای نزدیک‌به 50 کیلومتر کشیده شده است و در روستای ماراللو با بیشترین ستبرا، نزدیک‌به 300 متر رخنمون دارد. این واحد بازالتی شیب بیشتر از 35 درجه در راستای شمال‌خاوری دارد و در رخنمون‏‌ها بیشتر ساخت منشوری نشان می‌دهد. واحد بازالتی برزند در بخش بالایی با پیشروی لایه‏‌های شیل، ماسه و سیلت، مارن و کنگلومرای ائوسن بالایی (واحدEf) پوشیده شده است. بخش زیرین لایة شیل و ماسه و کنگلومرای واحدEf، تکه‌هایی آتشفشانی از گدازه‌های بازالتی زیرین نیز دارد. به‌باور Asadian (1994)، ممبرهای بالایی واحد شیل و ماسه و کنگلومرای Ef، میکروفسیل شاخص گلوبیژیرینا ترکمنیکا  (Globigerina Turkmenica)به‌سن ائوسن بالایی دارد و روی آن را واحد بازالتی دیگری به‌نام Eb یا واحد بازالتی پشتاسر پوشانده است.

برپایة بررسی‏‌های Mobashergermi (2013) و Mobashergermi و Jahangiri (2017)، بازالت‏‌های پشتاسر (واحدEb) با محور فوران طویل تا آن‌سوی مرزهای ایران در شمال‏‌باختری بازالت‌های برزند (واحدEtef)، همانند دیگر واحدهای آتشفشانی منطقه در راستای شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری جای گرفته‌اند. بخش زیرین بازالت‏‌های پشتاسر روی گدازه‌های بالشی با ستبرای بیشتر از 50 متر جای دارد. در بسیاری از بخش‌ها، همبری گدازه‌های بالشی بازالتی پشتاسر با منشورهای بازالتی بالایی، میان‌لایه‌هایی از شیل و ماسة دگرگون‌شده و گهگاه به‌صورت بی‌واسطه دیده می‌شوند (Mobashergermi, 2013). برپایة پژوهش‏‌های Mobashergermi و Jahangiri (2017)، منشورهای بازالتی پشتاسر بیشتر از 1000 متر ستبرا دارند و از دیدگاه کانی‌شناسی، مقدار فراوانی الیوین هیالوسیدریتی با مرزهای ایدنگزیتی‌شده، کلینوپیروکسن اوژیت، تیتانواوژیت تا دیوپسید، پلاژیوکلاز‏‌های فنوکریست تا میکرولیتی با ترکیب لابرادوریت دارند؛ اما کانی‌های آبدار و لویسیت ندارند. ترکیب بازالت‌های پشتاسر با ساخت منشوری، از دیدگاه مودال، آلکالی‌الیوین‌بازالتی است؛ اما بخش گدازه‌های بالشی بازالت‌های پشتاسر آمیگوییدال فراوان و کانی‌های ثانویه کلریت، کلسیت و سرسیت دارند (Mobashergermi, 2013).


 

 

 

 

شکل 2- A) پپریت‏‌های پدیدآمده در پی جریان گدازه روی رسوب‏‌های سرد لایه ماسه‏‌سنگ توفی و کنگلومرای قاعده ائوسن در نزدیکی روستای قاسم‌کندی؛ B) نمایی از لایة توف، ماسه‏‌سنگ و کنگلومرای قاعده ائوسن در بخش زیرین منشورهای بازالتی برزند در نزدیکی روستای ماراللو

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‏‌های صحرایی، نمونه برداری و ساخت مقطع، نمونه‌هایی که کمترین دگرسانی و هوازدگی را داشتند برای انجام بررسی‌های شیمیایی برگزیده شدند.

تجزیة شیمیایی کانی‌ها در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران، با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل CAMECA- SX 100 با دقت بالای 1% روی 4 مقطع صیقلی انجام شد. تجزیة کانی‌های مورد نظر در شرایط ولتاژ Kev 15، فشار Torr 7- 10× 4، آمپراژ nA 20 و بزرگی طول‌موج 5/2 میکرومتر انجام شد. فرایند کالیبره‌شدن دستگاه نیز برپایة Al/Crn، Si/Wo، Ca/Wo، Na/Ab، K/Or، Mn/MnSiO3، Fe/Hm، Mg/Per و Ti/Rt انجام ‌گرفته است. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند.

برای تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی در ترکیب سنگ‌کل، نمونه‌های با کمترین دگرسانی با همراهی شرکت زمین ریزکاوان به آزمایشگاه Ms Analytical کانادا فرستاده شدند. برای تجزیة شیمیایی و اندازه‌گیری اکسیدهای اصلی سنگ کل، روش آمیختن 5 گرم پودر 180 مش نمونه‏‌ها با لیتیم‌بورات در دمای 1000 درجة سانتیگراد و سپس انحلال در اسیدنیتریک به‌کار برده شد. سپس در محیط پلاسمای ICP-OES با درجة حرارت 6000 درجه سانتیگراد تجزیه انجام شد و غلظت اکسیدها اصلی به‌صورت کمی گزارش شد. در این روش، دقت سنجش کمی برای ارزیابی اکسیدهای اصلیِ Cr2O3، Fe2O3، P2O5، Na2O، MnO، MgO، K2O، SiO2، SrO، Al2O3، BaO و CaO از 01/0% تا 100% است. همچنین، عنصرهایی مانند Rb، Sr، Y، Zr، Nb، Hf، Ta، Th و U و عنصرهای خاکی کمیاب (REE) پس از انجام فرایند آماده‌سازی مشابه با به‌کارگیری روش پرتوسنجی جرمی در دستگاه ICP-MS مجهز به پرتوسنج حرارتی سری X-I و خطای بیشینة 10 ppm اندازه‌گیری شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌ 3 آورده شده‌اند.

همچنین، 4 نمونه تجزیة ایزوتوپی رادیوژنتیک به روش 87Sr/86Sr و 146Nd/144Nd در دانشگاه کیپ‌تاون کشور آفریقای جنوبی انجام شد. برای به‌دست‌آوردن نسبت‌های ایزوتوپی 50 میلی‌گرم از پودر سنگ کل در ترکیب اسید HF/HNO3 با نسبت 4:1 به مدت 48 ساعت در دمای 140 درجه سانتیگراد حل شد. سپس محلول هنگام کروماتوگرافی دو مرحله‏‌ای در لوله‌های تبادل یونی با مایع غیرفعال (رزین) نخست عنصرهای خاکی کمیاب و سپس مقدار عنصرهای Rb، Sr، Nd و Sm تغلیظ شدند (Pin et al., 1994; Pin and Zalduegui, 1997; Mikova and Denkova, 2007). سپس محلول به‌دست‌آمده در یک پرتوسنج جرمی Nu Instruments NuPlasma HR مجهز به یک مایع غیرفعال (DSN- 100) تزریق شد. این دستگاه همة نمونه‏‌ها را با استاندارد NIST SRM987 در ستون‌های یونیزاسیون 1 و 2 ظرفیتی و با دقت بیشتر از 710255/0 با MC-ICP-MS، کوادروپل و اسپکتومتر جرمی چندگانه تفکیک می‌کند. در هنگام تفکیک برای جلوگیری و اصلاح اثر تداخل، عنصر Rb از سیگنال 85Rb و نسبت 85Rb/87Rb طبیعی به‌کار برده شد؛ اما جدایش جرمی دستگاه با به‌کارگیری قانون نمایش نسبت 87Sr/86Sr از مقدار 1194/0 انجام ‌شد. مقدارهای ایزوتوپ Nd برای تجزیه و تحلیل برپایة استاندارد JNdi-1 و برپایة مقدار 512115/0 بهنجار شدند (Tanaka et al., 2000). در هنگام تجزیة ایزوتوپی Nd، برای اصلاح اثر تداخل ایزوتوپی Sm و Ce، سیگنال‌های ایزوتوپی 147Sm و 140Ce طبیعی و فراوانی عنصرهای Sm و Ce به کار برده شدند. جدایش نسبت ایزوتوپی برپایة قانون نمایش نسبت 146Nd/144Nd از 7219/0 انجام شد. جزییات بیشتر در منبع Harris و همکاران (2015) آمده است. مقدار εNd نسبت به مقدار CHUR با مقدار 5126388/0 گزارش شده است و خطاهای داخلی به‌صورت 2S.e در جدول 4 نشان داده شده است. در این روش نرم‌افزار Isoplot برای رسم ایزوکرون به‌کار برده شد و از داده‌های سن‌سنجی به‌دست‌آمده برای تصحیح سنی بهره گرفته شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌ 4 آورده شده‌اند.


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار در بازالت‌های برزند و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 8 اتم اکسیژن، به‌همراه سازنده‌های پایانی آنها

Mineral Type

Plagioclase

Sanidine

Point No.

10

12

11

7

 5

KF2.m

KF3.m

KF9.m

SiO2

52.62

53.42

55.48

50.89

55.75

63.21

63.26

63.37

Al2O3

28.42

28.82

29.50

30.68

25.97

17.13

17.13

17.11

TiO2

0.68

0.01

0.04

0.02

0.00

0.11

0.09

0.09

FeO

1.42

0.75

0.57

0.42

0.18

0.68

0.48

0.59

MnO

0.05

0.03

0.00

0.00

0.04

0.05

0.00

0.00

MgO

0.52

0.12

0.13

0.01

0.00

0.43

0.41

0.41

CaO

12.33

11.85

10.65

12.72

10.44

2.10

1.92

1.81

Na2O

2.96

2.91

3.48

3.97

5.68

0.74

0.71

0.69

K2O

0.06

0.48

0.18

0.09

0.06

14.81

14.88

14.71

Total

99.06

98.39

100.03

98.80

98.12

99.26

98.88

98.78

Si

2.41

2.45

2.48

2.34

2.56

2.97

2.97

2.98

Al

1.54

1.56

1.56

1.66

1.41

0.95

0.95

0.95

Ti

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe

0.05

0.03

0.02

0.02

0.01

0.03

0.02

0.02

Mg

0.04

0.01

0.01

0.00

0.00

0.03

0.03

0.03

Ca

0.61

0.58

0.51

0.63

0.51

0.11

0.10

0.09

Na

0.26

0.26

0.30

0.35

0.51

0.07

0.06

0.06

K

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.89

0.89

0.88

Total

4.93

4.92

4.89

5.01

4.99

5.03

5.03

5.02

Orthoclase

0.40

3.20

1.20

0.50

0.30

83.68

84.68

85.13

Albite

30.00

30.00

37.00

36.00

49.00

6.36

6.14

6.07

Anorthite

69.40

67.00

62.10

63.60

50.20

9.97

9.18

8.80

 

جدول 2- داده‌های ریزکاو الکترونی برای کلینوپیروکسن و آمفیبول در بازالت‌های برزند و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده به‌ترتیب برپایة 6 و 23 اتم اکسیژن

Mineral Type

Clinopyroxene

Mineral Type

Amphibole

Point No.

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Point No.

8/1.

9.1.

3/1.

4/1.

2/2.

SiO2

50.20

50.31

50.46

50.12

50.50

50.31

50.09

50.14

SiO2

42.23

42.41

42.52

42.95

43.54

TiO2

0.72

0.65

0.62

0.69

0.67

0.74

0.61

0.57

TiO2

1.98

1.93

1.89

1.75

1.59

Al2O3

3.14

3.16

3.85

5.46

3.09

5.22

4.99

5.09

Al2O3

13.58

13.76

14.00

14.44

14.77

Cr2O3

0.00

0.00

0.38

0.10

0.10

0.10

0.01

0.01

FeO

11.85

11.35

11.11

10.90

10.75

FeO

8.57

8.21

6.09

7.98

8.42

8.88

7.76

7.94

MnO

0.35

0.34

0.25

0.24

0.22

MnO

0.34

0.33

0.23

0.24

0.40

0.32

0.28

0.24

MgO

9.81

9.65

9.42

9.32

9.27

MgO

14.17

14.10

15.80

13.36

14.04

13.32

14.09

13.99

CaO

9.72

9.54

9.49

9.48

9.03

CaO

22.48

21.80

22.66

22.03

20.73

21.02

21.80

21.24

Na2O

1.12

1.17

1.18

1.21

1.29

Na2O

0.60

0.62

0.54

0.52

0.63

0.51

0.62

0.61

K2O

5.48

5.61

5.80

5.96

5.98

K2O

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Total

96.12

95.76

95.66

96.25

96.44

Total

100.22

99.18

100.64

100.50

98.58

100.42

100.25

99.84

Si

6.42

6.45

6.47

6.48

6.53

Si

1.86

1.88

1.84

1.85

1.90

1.86

1.84

1.85

Al IV

1.58

1.55

1.53

1.52

1.47

AlIV

0.14

0.12

0.16

0.15

0.10

0.14

0.16

0.15

Site T

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

SiteT

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

Al VI

0.85

0.92

0.98

1.05

1.14

AlVI

0.00

0.01

0.00

0.08

0.03

0.09

0.06

0.08

Ti

0.23

0.22

0.22

0.20

0.18

Fe3+

0.16

0.12

0.16

0.07

0.07

0.04

0.11

0.08

Fe2+

1.51

1.44

1.41

1.38

1.35

Cr

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.05

0.04

0.03

0.03

0.03

Ti

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

Mg

2.22

2.19

2.14

2.10

2.07

Fe2+

0.11

0.14

0.03

0.18

0.19

0.23

0.13

0.16

Ca

0.14

0.19

0.22

0.24

0.23

Mg

0.72

0.71

0.79

0.65

0.68

0.61

0.69

0.66

Site C

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

Site M1

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

Ca

1.44

1.37

1.33

1.29

1.22

Mg

0.06

0.07

0.07

0.09

0.11

0.12

0.09

0.11

Na

0.33

0.35

0.35

0.35

0.38

Ca

0.89

0.87

0.88

0.87

0.83

0.83

0.86

0.84

K

0.23

0.28

0.32

0.36

0.40

Na

0.04

0.05

0.04

0.04

0.05

0.04

0.04

0.04

Site B

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

K

0.83

0.81

0.81

0.79

0.74

Site M2

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

Site A

2.83

2.81

2.81

2.79

2.74

J

0.09

0.09

0.08

0.07

0.09

0.07

0.09

0.09

Sum cation

17.80

17.80

17.80

17.80

17.70

Q

1.78

1.79

1.77

1.78

1.81

1.80

1.76

1.77

Mg#

0.60

0.60

0.60

0.60

0.61

AlVI/AlIV

0.02

0.12

0.01

0.55

0.33

0.64

0.38

0.51

Fe#

0.40

0.40

0.40

0.40

0.39


جدول 3- داده‌های اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و کمیاب (برپایة ppm) و ترکیب نورم C.I.P.W. برای همة نمونه‏‌ها برپایة تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (داده‌های بازالت‏‌های پشتاسر از Mobashergermi و Jahangiri (2017) هستند)

Area

Barzand basalt

 

 

 

 

 

 

 

 

Sample No.

M- 3- 002

M- 2- 5

M- 3- 006

M- 4- 06

M- 4- 11

Ak 3

Ak 5

T6

T4

T5

SiO2

47.12

50.05

49.76

49.95

50.02

50.22

50.31

50.51

51.05

49.45

TiO2

0.78

0.86

0.76

0.71

0.72

0.7

0.89

0.91

0.71

0.94

Al2O3

15.95

15.95

16.67

15.75

16.01

15.77

15.8

15.77

15.53

15.78

Fe2O3

2.22

2.39

2.26

2.21

2.22

2.2

2.44

2.45

2.23

2.48

FeO

7.41

6.36

6.68

6.94

6.9

6.91

7.25

6.11

6.74

7.65

MgO

4.53

3.52

3.81

4.05

4.14

3.89

3.71

3.74

4.11

4.11

MnO

0.46

0.51

0.32

0.68

0.35

0.28

0.34

0.29

0.28

0.44

CaO

10.94

10.02

8.32

9.83

9.31

8.4

9.02

9.04

8.96

9.42

Na2O

2.59

3.33

3.61

2.36

2.97

3.77

3.3

3.55

3.3

3.25

K2O

4.69

3.95

4.69

4.83

4.79

4.67

3.96

4.11

4.99

3.59

P2O5

0.51

0.59

0.59

0.53

0.52

0.54

0.53

0.58

0.39

0.57

LOI

2.85

2.49

2.71

2.21

2.09

2.68

2.48

2.99

1.89

2.39

Total

100.05

100.02

100.18

100.05

100.04

100.03

100.03

100.05

100.18

100.07

Cr

88

43

40

21

11

43

35

39

929

104

Ga

19

16.4

17

18.4

16.4

16.7

15.3

15.1

15.9

12.1

Rb

75.3

102.9

88.8

100.6

101

107.6

109.5

109.9

116.5

101.2

Sr

1528

1659

980

1462

1040

1615

2235

2453

1503

793

Y

26

23.5

24.1

28.1

25.9

23.4

24.3

22.7

23.5

17.1

Zr

118

121

128

157

154

119

150

142

147

152

Nb

13

13

11

17

16

14

15

15

15

13

Cs

2.18

3.32

3.62

1.41

1.3

3

2.67

1.83

0.76

3.01

Ba

855

998

941

1072

1240

1318

1147

1290

1183

1184

La

37

42.1

40

45.9

44.9

46.1

44.4

45.9

46.3

42.3

Ce

61.4

77.7

70.4

93.5

87.4

85.4

82.3

85.3

85.7

72.5

Pr

7.98

8.97

6.81

11

10.38

9.79

9.55

9.94

9.7

6.43

Nd

31.1

34.2

24.1

43

39.9

37.4

35.5

37.6

37.5

27

Sm

9.9

6.97

6.2

8.88

8.37

7.75

7.18

7.59

7.77

5.84

Eu

2.1

1.89

1.7

2.37

2.2

2.08

1.95

2.05

2.09

1.68

Gd

6.9

6.32

5.1

7.95

7.24

6.75

6.45

6.75

6.67

6.9

Tb

0.81

0.85

0.63

1.08

1.08

0.88

0.9

0.93

0.93

0.66

Dy

5.99

4.57

4.84

5.69

5.57

4.74

4.57

4.67

4.76

3.64

Ho

1

0.82

0.9

1.11

1.02

0.86

0.82

0.88

0.86

0.64

Er

2.25

2.3

1.93

3.07

2.77

2.57

2.35

2.6

2.6

1.73

Tm

0

0.32

0

0.43

0.39

0.35

0.33

0.34

0.37

0.25

Yb

2.6

2.21

2.22

2.73

2.5

2.28

2.16

2.24

2.37

2.26

Lu

0.5

0.32

0.4

0.4

0.39

0.34

0.32

0.33

0.35

0.25

Ta

0.7

0.7

0.6

0.9

0.9

0.8

0.7

0.7

0.7

0.8

Th

10.1

12.26

11.8

12

11.79

11.48

12.95

13.09

12.87

12.13

U

2.2

2.69

3.2

2.19

2.27

3.16

2.95

3.16

2.16

1.86

Hf

2.9

3.7

3.9

4.7

4.8

3.7

3.9

4.2

4.1

3.8

K2O/Na2O

2

1.2

1.3

2

1.6

1.2

1.2

1.2

1.5

1.1

Eu/Eu*

0.78

0.88

0.93

0.87

0.87

0.88

0.88

0.88

0.89

0.81

Plagioclase

24.08

34.39

26.48

17.21

28.96

27.63

32.74

30.39

31.08

32.84

Orthoclase

10.46

24.35

28.54

40.39

29.31

28.72

24.05

25.12

30.61

21.87

Nepheline

13.99

6.83

11.3

6.42

7.59

9.98

7.07

8.73

6.51

7.52

Diopside

34.7

21.28

19.02

20.4

18.53

18.31

21.85

23.53

15.16

22.29

Olivine

14

10.13

11.77

12.02

12.94

12.68

11.3

9.26

13.97

12.5

Ilmenite

1.44

1.71

1.48

1.39

1.42

1.39

1.75

1.79

1.41

1.84

Apatite

1.34

1.32

1.41

1.27

1.25

1.3

1.25

1.2

1.27

1.16


جدول 3- ادامه

Area

Peshtasar Basalts

 

 

 

 

 

 

 

 

Sample No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

SiO2

49.77

50.43

50.41

49.8

50.37

48.89

50.37

48.12

50.11

50.13

Al2O3

15.61

16.15

16.23

16.66

16.25

16.51

16.42

16.41

17.11

16.61

CaO

8.41

8.16

8.13

7.86

7.78

8.51

8.47

8.69

8.62

8.61

FeO

9.13

9.11

8.83

9.21

9.23

9.11

8.11

9.25

8.21

8.56

MgO

7.58

5.91

6.31

6.33

6.12

6.91

6.83

6.81

6.43

6.69

Na2O

3.57

3.77

3.88

3.67

3.82

3.76

3.82

3.76

3.77

3.61

K2O

2.56

2.77

2.83

2.77

2.79

2.81

2.79

2.81

2.72

2.77

TiO2

1.01

1.03

1.07

0.98

1.09

1.01

1.02

1.05

1.04

0.99

MnO

0.17

0.17

0.16

0.16

0.16

0.16

0.17

0.16

0.16

0.16

P2O5

0.46

0.41

0.31

0.47

0.4

0.42

0.24

0.41

0.32

0.26

SO3

0.02

0.04

0.04

0.05

0.02

0.04

0.04

0.04

0.03

0.02

BaO

0.06

0.08

0.05

0.07

0.08

0.08

0.07

0.07

0.06

0.05

LOI

1.41

1.51

1.61

1.62

1.66

1.62

1.36

1.51

1.24

1.31

Total

99.76

99.55

99.86

99.65

99.77

99.83

99.71

99.09

99.82

99.77

Ba

530

575

580

558

575

525

525

525

525

525

Ce

52

54

56

54

52

54

51

53

58

56

Co

27

26

24

27

26

26

26

26

25

24

Cr

193

129

130

169

129

170

171

145

138

141

Cs

1.6

1.6

1.4

1.2

1.4

1.4

1.4

1.2

1.4

1.4

Dy

4

3.4

3.2

3

3.6

3.6

3

3

3

3.4

Er

2.4

2.8

2.6

2.8

2.6

2.6

2.4

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

Ga

14

13

13

14

14

14.5

14.5

13

14.5

13.5

Gd

8

8

6

7

8

7

8

8

7

7

Hf

3.3

3.5

3.5

3.3

3.5

3.5

3.3

2.9

3.3

2.9

Ho

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.6

0.8

La

10.6

10.6

12.6

11.6

10.6

11.6

10.6

10.6

10.6

9.6

Lu

0.22

0.27

0.25

0.23

0.21

0.22

0.23

0.24

0.25

0.24

Nb

18

17

18

18

18

19

17

17

18

18

Nd

9

10

10

9

10

10

9

10

11

11

Ni

75

68

60

73

65

71

69

72

70

61

Pb

4.5

4.6

4.5

5

4

4

4

3

4

4

Pr

7.5

7.5

6.5

6.5

7.5

8

7.5

6.5

7

7

Rb

49

47

48

49

49

49

48

49

48

48

Sr

111

112

111

112

111

114

112

112

110

113

Sm

4.55

4.52

4.52

4.51

3.99

4.42

4.41

3.94

4.04

4.44

Ta

1

0.91

0.9

0.9

0.89

1

0.9

0.9

0.9

1

Tb

0.6

0.5

0.5

0.6

0.6

0.6

0.5

0.6

0.6

0.5

Th

7

6

7

7

7

6

7

6

7

6

Tm

0.2

0.2

0.25

0.2

0.2

0.24

0.2

0.2

0.25

0.24

U

1.6

1.5

1.5

1.5

1.6

1.5

1.5

1.5

1.5

1.4

V

186

186

176

181

182

182

186

186

172

172

Y

18

20

20

19

20

19

18

18

19

19

Yb

2.3

2.1

1.9

1.9

1.9

2.1

2.1

1.9

1.9

1.9

Zr

124

128

124

124

118

120

120

120

124

122

Orthoclase

17.39

17.95

17.53

16.99

17.79

17.91

17.52

17.91

19.99

16.96

Albite

26.91

26.95

27.92

26.92

27.99

25.69

23.89

25.98

26.76

29.15

Anorthite

15.99

16.83

16.92

16.91

15.66

15.96

11.59

15.89

17.91

20.94

Nephiline

8.21

7.35

7.64

7.74

7.27

8.24

14.55

8.34

7.16

5.84

Diopside

16.61

15.77

15.82

15.84

15.18

16.31

19.74

17.34

15.82

11.88

Olivine

8.39

7.99

6.97

5.99

6.98

6.89

5.59

6.59

6.64

7.84

Apatite

1.09

1.88

0.99

0.97

1.13

0.97

1.4

0.99

1.09

1.91


 

 

جدول 4- داده‌های تجزیة ایزوتوپی عنصرهای رادیوژنیک Rb-Sr و Sm-Nd در سنگ‌های بازالتی برزند برپایة سن میانگین 40 میلیون سال پیش (برپایة شکل‌های 5- C و 5- D)

Sample

M-3-002

M- 2- 5

M- 3- 006

M- 4- 06

Rock type

Basalt

Basalt

Basalt

Basalt

Age

40

40

40

40

SiO2

47.12

50.05

49.76

49.95

Rb (ppm)

75.3

102.9

88.8

100.6

Sr (ppm)

1528

1659

980

1462

Sr/Rb

20.3

16.12

11.04

14.53

87Rb/86Sr

0.14170

0.17940

0.28190

0.32150

87Sr/86Sr

0.70503

0.70501

0.70501

0.70496

2s.e.

±0.000012

±0.000010

±0.000012

±0.000012

λt Sr

0.00057

0.00057

0.00057

0.00057

(87Sr/86Sr)i

0.70490

0.70490

0.70490

0.70480

Sr

5.468837

5.105673

6.147862

4.6592

Nd

31.1

34.2

24.1

43

Sm

9.9

6.97

6.2

8.8

147Sm/144Nd

0.12473

0.12269

0.12176

0.12265

λt Nd

0.00026

0.00026

0.00026

0.00026

143Nd/144Nd

0.51265

0.51265

0.51266

0.51265

2s.e.

±0.00002

±0.00002

±0.00002

±0.00001

 (143Nd/144 Nd)i

0.51260

0.51260

0.51260

0.51270

Nd

-0.33900

-0.41300

-0.23300

-0.23900

ƒSm/Nd

-0.36586

-0.37627

-0.38100

-0.33803

TDM (Ga)

0.90718

0.89313

0.86882

0.80048

 

سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی کانی‌ها

سنگ‌های آتشفشانی برزند در رخنمون‌های صحرایی رنگ خاکستری تیره تا سیاه دارند و از دیدگاه ویژگی‌های میکروسکوپی، بافت اصلی پورفیری تا هیالوپورفیری نشان می‌دهند. در برخی نمونه‌ها نیز بافت گلومروپورفیریتیک به‌صورت فرعی دیده می‌شود. برپایة بررسی‏‌های کانی‌شناسی، مقطع‌های بررسی‏‌شد نزدیک‌به 50 درصدحجمی پلاژیوکلاز، 15 تا 20 درصدحجمی کلینوپیروکسن و 5 درصدحجمی کانی‌های کدر دارند. خمیرة این سنگ‌ها بیشتر از ریزبلورهای کانی‌های آبدار میکا، آمفیبول، آلکالی‌فلدسپار و در موارد نادر با آنالسیم تحلیل‌رفته و گردشده، همراه با مقداری شیشه ساخته شده‌اند و ترکیب مودال بازالتی دارند. بیشتر پلاژیوکلازها سالم و شکل‌دار هستند و ماکل پلی‌سینتتیک دارند و اندازة پلاژیوکلازها نزدیک‌به 1- 5/0 میلیمتر است. بلورهای درشت پیروکسن فنوکریست‏‌های مهم سنگ‌ با فراوانی 20- 30 درصدحجمی هستند. این کانی‏‌ها با بزرگی 6- 4 میلیمتر به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا ‌شکل‌دار و بیشترشان سالم در سنگ‌ها دیده می‌شوند. زاویة خاموشی مایل در پیروکسن نزدیک‌به 43 درجه است. برخی فنوکریست‌های کلینوپیروکسن در زمینه‌ای از شیشه و میکرولیت‌ها، بافت هیالومیکرولیتیک پورفیری (شکل 3- A) و با تجمع بلورهای کلینوپیروکسن و کانی کدر، بافت گلومروپورفیریتیک را پدید آورده‌اند (شکل 3- B). گاه کانی‌های کدر به‌صورت پویی‏‌کیلیتیک درون کلینوپیروکسن‌ها جای گرفته‌اند. این پدیده نشان‏‌دهندة تبلور کانی‌های کدر پیش از پیروکسن‌ها است (شکل 3- C). همچنین، بافت غربالی به‌صورت فراگیر در بیشتر کلینوپیروکسن‌ها دیده می‌شود. در بازالت‏‌های برزند، نمونه‏‌های سطوح بالایی واحد ماگمایی عموماً بافت هیالوپورفیریک با خمیرة شیشه دارند؛ اما نمونه‏‌های سطوح زیرین بیشتر خمیرة میکروکریستالین با ریزبلورهای گردشدة آنالسیم با حاشیه‌های تحلیل‌یافته دارند (شکل 3- D). این آنالسیم‌ها از جانشینی لویسیت‌ها پدید آمده‌اند که به‌صورت ثانویه در بسیاری از سنگ‌های آذرین آلکالن گزارش شده است (Barrer, 1982; Coombs et al., 1959). برپایة سنگ‌نگاری بازالت‏‌های برزند (Mobashergermi and Jahangiri, 2017)، بازالت‌های پشتاسر کانی آلکالن (مانند: لویسیت و میکرولیت‌های آلکالی‌فلدسپار، کانی‌های آمفیبول، بیوتیت و کانی‌های لویسیت) ندارند. کلینوپیروکسن‏‌های بازالت‌های پشتاسر نیز عموماً ترکیب اوژیت تا تیتانواوژیت دارند و دیوپسید در بخش‌های گدازه‌های بالشی به‌ندرت دیده می‏‌شود  (Mobashergermi, 2013).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از بازالت‌های برزند: A) بافت هیالومیکروپورفیری ساخته‌شده از فنوکریست‌های کلینوپیروکسن در زمینه‌ای از شیشه و میکرولیت‌های آلکالی‌فلدسپار و آمفیبول (XPL)؛ B) بافت گلومروپورفیریتیک (XPL)؛ C) کلینوپیروکسن‌های با میانبار‏‌هایی از کانی‌های کدر (XPL)؛ D) ریزبلورهای گردشدة آنالسیم با حاشیه‌های کاملاً تحلیل‌یافته در خمیرة بازالت‌های برزند (PPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند) (Anl: آنالسیم؛ Plg: پلاژیوکلاز؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Af: آلکالی‌فلدسپار؛ Opaq: کانی کدر؛ Bt: بیوتیت؛ Lu: لویسیت؛ Am: آمفیبول)

 

 

فلدسپار: در پلاژیوکلازهای درون بازالت‌های برزند، میزان آنورتیت 2/50 تا 4/69 درصدمولی است (جدول 1؛ شکل 4- A) و ترکیب لابرادوریت دارند. در آلکالی‌فلدسپارهای زمینه نیز میزان SiO2برابربا 21/63 تا 37/63، CaO برابربا 81/1 تا 1/2 و Na2O برابربا 69/0 تا 74/0 درصدوزنی است و ترکیب سانیدین (Or83.68- Or85.13؛ جدول 1؛ شکل 4- A) نشان می‌دهند.

 

 

 

شکل 4- رده‌بندی شیمیایی کانی‌ها در بازالت‌های برزند. A) نمودار رده‌بندی فلدسپار‏‌ها (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار دوتاییِ J=(2Na) دربرابر (Ca+Mg+Fe) Q= (Morimoto, 1988) (1988)؛ C) نمودار رده‌بندی کلینوپیروکسن‌ها از (Deer et al., 1992)؛ D) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997) (بازة ترکیبیِ نمونه‌های بازالت‏‌ پشتاسر با محدوده خاکستری نمایش داده شده است)

 

 

پیروکسن: برپایة داده‌های جدول 2، در ترکیب شیمی پیروکسن‏‌های بازالت‌های برزند، SiO2 برابربا 09/50 تا 50/50، CaO برابربا 03/20 تا 66/22 و Na2O برابربا 52/0 تا 63/0 درصدوزنی است. در نمودار J دربرابر Q، مقدار Q برابربا 76/1 تا 81/1 و مقدار J برابربا 07/0 تا 9/0 است و نمونه‌ها در محدودة پیروکسن‌های Fe و Mg و Ca دار جای می‌گیرند (شکل 4- B). برپایة درصدمولی Fs از 5 تا 15 درصدمولی، En از 40 تا 47 درصدمولی و Wo از 45 تا 49 درصدمولی، ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها در شکل 4- C، در گسترة اوژیت تا دیوپسید جای می‏‌گیرد.

 

آمفیبول: در بلورهای آمفیبول میکرولیتی بازالت‌های برزند، مقدار SiO2برابربا 23/42 تا 43/53، MgO برابربا 27/9 تا 81/9 و K2O برابربا 48/5 تا 98/5 درصدوزنی است (جدول 2). عدد منیزیم در نمونه‏‌های آمفیبول برابربا 6/0 تا 61/0 و شمار کاتیون Si در واحد فرمولی برابربا 23/42 تا 54/43 است و همة نمونه‌ها ترکیب پارگازیت دارند (شکل 4- D).

 

بررسی‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی سنگ کل

داده‌های تجزیه شیمیایی شمار 10 نمونه سنگ کل، به‌صورت درصد اکسیدهای عنصرهای اصلی، مقدار عنصرهای کمیاب و مقدار به‌دست‌آمدة نورم در جدول 3 آورده شده‌اند. در نورماتیو همة نمونه‌ها، مقدار الیوین برابربا 26/9 تا 14 و نفلین برابربا 42/6 تا 99/13 درصدمولی است. این نکته نشان‏‌ می‌دهد همة نمونه‏‌های بازالتی برزند از سیلیس زیراشباع هستند. برپایة داده‌های جدول 3، در نمونه‌های بررسی‏‌شده، بازة SiO2برابربا 12/47 تا 05/51 و K2O برابربا 59/3 تا 99/4 درصدوزنی و نسبت K2O/Na2O نزدیک‌به 1/1 تا 0/2 است. اکسید منیزیم نیز نزدیک‌به 71/3 تا 53/4 درصدوزنی است و نمونه‏‌ها ویژگی مافیک و پتاسیک دارند. ازآنجایی‌که بازالت‏‌های برزند در مودال خود ریزبلورهایی از آنالسیم، آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت و آمفیبول دارند، سرشت آنها آلکالن است. برپایة پژوهش Mobashergermi و Jahangiri (2017)، بازالت‏‌های پشتاسر عموماً در ترکیب سنگ کل خود 2 ≥ 1 درصدوزنی و LOI > 5/1 درصدوزنی دارند؛ اما در بازالت‌های برزند، میزان 2 > 1 درصدوزنی و با داشتن کانی‌های آبدار، مقدار LOI > 2 درصدوزنی دارند.

 

نام‌گذاری شیمیایی و شناسایی سری ماگمایی

نمونه‏‌های بازالتی منطقة برزند در نمودار قلیایی کل- سیلیس (TAS) با SiO2 برابربا 12/47 تا 05/51 درصدوزنی و K2O+Na2O برابربا 84/6 تا 44/8 درصدوزنی در محدودة آلکالن با ترکیب موژه‌آریت جای گرفته‌اند. در شکل 5- A، محدوده ترکیبی نمونه‏‌های بازالتی پشتاسر نیز برپایة داده‏‌های Mobashergermi و Jahangiri (2017) نشان داده شده است. در نمودار شناسایی سری ماگمایی، این بازالت‌ها با مقدار نسبت K2O/Na2O از 0/1 تا 0/2 و مقدار نسبت K2O/Na2O از 49/0 تا 91/0، سرشت شوشونیتی دارند. از دیدگاه شیمیایی، دربرابر با بازالت‏‌های برزند، بررسی‌های Mobashergermi و Jahangiri (2017) نشان می‌دهند منشورهای بازالتی پشتاسر (واحد Eb) ترکیب آلکالی بازالت معمولی تا هاواییت با نسبت میانگین K2O/Na2O < 2/1  و سرشت شوشونیتی دارند (شکل 5- B).

 

دادههای ایزوتوپی

برای سن‌سنجی و بررسی خاستگاه سنگ‌های بازالتی برزند، داده‌های ایزوتوپ رادیوژنیک Rb-Sr و Sm-Nd به‌دست‌آمده برای چهار نمونه از سطوح گوناگون در جدول 4 آورده شده‌اند.

نمودار ایزوکرون برپایة نسبت ایزوتوپی 87Rb/86Sr و 87Sr/86Sr نشان‏‌دهندة 87Sr/86Sr اولیه برابربا 0004/0±7051/0 و سن برابربا 7/1±39 (شکل 5- C) است. همچنین، برپایة داده‌های ایزوتوپی 147Sm/144Nd و 143Nd/144Nd در نمودار ایزو کرون، نسبت 143Nd/144Nd اولیه برابربا 0004/0± 5127/0 و سن برابربا 5/1±41 میلیون سال پیش (شکل 5- D) است. برپایة داده‌های سن‌سنجی، بازالت‌های برزند با سن نزدیک‌به 39 تا 41 میلیون سال پیش در بازة زمانی بارتونین (Bartonian) (ائوسن میانی) پدید آمده‏‌ است. اگرچه هر دو واحد از دیدگاه چینه‌شناسی در ائوسن فوران داشته‌اند، بررسی‏‌های سن‌سنجی Van der Boon و همکاران (2015) به روش 40Ar–39Ar، نشان‏‌دهندة سن 9/33 تا 7/37 میلیون سال پیش و منطبق بر اشکوبپریابونین (Priabonian) (ائوسن بالایی) برای ادامه فرامرزی ایران بازالت‌های پشتاسر هستند و جوان‌تربودن بازالت‏‌های پشتاسر را نشان می‌دهند.

 

 

شکل 5- سنگ‏‌های بازالت‏‌های برزند در: A) نمودار TAS (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار K2O/Na2O (Middlemost, 1975) (در شکل‌های A و B نمونه‏‌های بازالتی پشتاسر در محدوده خاکستری جای می‏‌گیرند)؛ C) نمودار ایزو کرون برپایة داده‌های نسبت ایزوتوپی 87Rb/86Sr دربرابر 87Sr/86Sr (که مقدار اولیه نسبت 87Sr/86Sr برابربا 7051/0 و سن برابربا 7/1±39 میلیون سال پیش را نشان می‌دهند)؛ D) نسبت ایزوتوپی 147Sm/144Nd دربرابر 143Nd/144Nd (که نشان‏‌دهندة مقدار اولیه نسبت 143Nd/144Nd برابربا 5127/0 و سن برابربا 5/1±41 میلیون سال پیش برای بازالت‌های برزند است)

 

 

الگوی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب

نمودار بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1979) (شکل 6- A) نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی عنصرهای کمیاب سبک LREE دربرابر عنصرهای گروه HREE در نمونه‌های بازالتی برزند است. همچنین، LILE نیز دربرابر HFSE غنی‌شدگی آشکاری دارند. بالابودن نسبت LILE/HFSE و LREE/HREE چه‌بسا پیامد فرایند فرورانش و متاسوماتیسم گوشته باشد (Zanetti et al., 1999).

 

 

شکل 6- سنگ‏‌های بازالت‏‌های برزند در: A) نمودار الگوی بهنجارشده به ترکیب کندریت Nakamura, 1974)) و نمایش الگوی بازالت‌های پشتاسر با داده‌های Mobashergermi و Jahangiri (2017)؛ B) نموار الگوی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) و مقایسه آن با داده‌های E-MORB از Sun و McDonough (1989)، منشورهای بازالتی جنوب گرمی (پشتاسر) از Mobashergermi و Jahangiri (2017) (که به رنگ خاکستری نشان داده شده‌اند) و ادامة بازالت‌های پشتاسر در کشور آذربایجان از Van der boon و همکاران (2015) (که به‌صورت خط چین توخالی نشان داده شده‌اند)؛ C) نمودار الگوی بهنجارشده به ترکیب مورب تهی‌شده Sun and McDonough, 1989)) و مقایسه آن با داده‌های بازالت پشتاسر در بخش ایرانی از Mobashergermi و Jahangiri (2017)، پشتاسر در بخش آذری از Vander boon و همکاران (2015)، بازالت‌های کوسملین در بخش آذری (ادامة بازالت‏‌های برزند) از Vincent و همکاران (2005) و الگوی کمان‏‌های ماگمایی و ماگماتیسم پشت کمان متکامل ژاپن از Pouclet و همکاران (1994)

 

 

نسبت La/Yb در نمونه‌ها از 2/14 تا 6/20 و LaN/YbN بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1979) نزدیک‌به 10 تا 14 برابر است و برپایة Cabanis و Lecolle (1989)، این مقدارها نشان‏‌دهندة به‌جای‌ماندن گارنت در تفاله ذوب است. مقدارهای نسبت Eu/Eu* < 1 نشان‏‌دهندة جدایش بلورین پلاژیوکلاز در روند تحولی است که این نسبت در نمونه‌های بررسی‏‌شده از 78/0 تا 93/0 است. در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (شکل 6- B) افتادگی Ti، Nb و Ta دیده می‌شود که با محیط‌های وابسته به فرورانش (Gill, 1984) همخوانی دارد. مقدارهای Ta از 6/0 تا 9/0، Nb از 11 تا 17 ppm و غنی‌شدگی از استرانسیم تا 100 برابر میانگین ترکیب گوشتة اولیه (شکل 6- B) از ویژگی‌های ماگماتیسم پهنه‌های فرورانشی هستند (Wilson and Downes, 2006). به‌باور Morrison (1980) و Jiang و همکاران (2002)، غنی‌شدگی بالا از عنصرهای Sr، Ba و Rb چه‌بسا شاخص ارتباط با ماگمای شوشونیتی باشد. ناهنجاری‌های مثبت Cs دربرابر ترکیب گوشتة اولیه در نمونه‌های بررسی‏‌شده چه‌بسا پیامد نفوذ سیال‌های پوسته‌ای به درون ماگما و یا متاسوماتیسم خاستگاه بوده باشند. این پدیده را MacDonald و Hawakesworth (2001) بررسی‌کرده‌اند. سنگ‌های بررسی‏‌شده با گرایش به شوشونیت (شکل‌های 4- A و 4- B)، غنی‌شدگی از عنصرهای Sr، Ba، Rb و Th و تهی‌شدگی از عنصرهای Nb، Ta و Ti (شکل 6- B) سازوکار زمین‌شیمیایی مرتبط با فرایندهای فرورانش را نشان می‌دهند که Green (2006) آن را بررسی کرده است. برای مقایسه ترکیب واحد بازالتی برزند با منشورهای بازالتی پشتاسر در ایران با داده‌های Mobashergermi و Jahangiri (2017) و ادامة بازالت‌های پشتاسر در کشور آذربایجان از Vander boon و همکاران (2015) و همچنین، ادامة بازالت‌های برزند در کشور آذربایجان (کوسملین) از (Vincent et al., 2005)، ترکیب این سنگ‌ها در شکل 6- C دربرابر ترکیب مورب تهی‌شده نشان داده شده است. این مقایسه نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی هر دو پهنة بازالتی است. برپایة الگوهای پیشنهادیِ Pouclet و همکاران (1994) برای ماگمای کمان و پهنة پشت‌کمان ژاپن، افزون‌بر تفاوت الگوی نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده با ماگمای پهنة پشت‌کمان، شباهت با الگوی کمان ماگمایی آنها نشان‏‌دهندة نبود بلوغ پهنة پشت‌کمان آنهاست.

غنی‌شدگی در همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده (شکل 6- C) چه‌بسا تحت‌ﺗﺄثیر مؤلفه‌های فرورانش با میزان اندک تغییرات تعامل و ترکیب گوشته در طول زمان و مطابق با الگوی Taylor و Martinez (2003) ‏‌در محیط غنی‌شده و کششی پشت‌کمان باشد.

 

بحث

سرشت زمین‌شیمیاییخاستگاه

به‌باور Sun و McDonough (1989)، در گوشتة غنی‌شده، چه‌بسا مقدار ~Y 22 و Zr ~ 73 ppm نشان‏‌دهندة گوشتة غنی‌شده باشد. میانگین فراوانی این عنصرها در بازالت‌های برزند به‌ترتیب از 1/17 تا 1/28 و از 118 تا 157 ppm است و گوشتة غنی‌شده را نشان می‌دهد. همچنین، نمونه‌های بازالتی پشتاسر با مقدار Y برابربا 18 تا 20 و Zr برابربا 118 تا 128 ppm نشان‏‌دهندة خاستگاه غنی‌شده هستند (شکل 7- A). همچنین، غنی‌شدگی عنصرهای Ba، Rb، U، Th و Sr نیز با تحرک بالای این عنصرها تحت‌تأثیر سیال در پهنه‌های فرو رانشی مرتبط است (Peng et al., 2007; He et al., 2007). نمودار Nb/Y دربرابر Rb/Y (شکل 7- B) نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی خاستگاه بازالت‌های بررسی‏‌شده تحت‌تأثیر فرورانش است. مقدار نسبت Ba/Ce در بازالت‌های گوشتة اولیه نزدیک‌به 9/3، در مورب عادی نزدیک‌به 1/1، در جزیره‏‌های کمانی نزدیک‌به 5/1 تا 5/4 (Sun and McDonough., 1989) است. این مقدار در نمونه‌های بازالتی برزند نزدیک‌به 12 تا 16 و در بازالت‌های پشتاسر نزدیک‌به 5/9 تا 6/11 و نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی خاستگاه گوشته‌ای است. همچنین، نسبت بالای <Rb/Zr 12/0 نیز نشان‏‌دهندة یک خاستگاه گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده است (Beate et al., 2001). این نسبت در بازالت‌های برزند از 6/0 تا 9/0 و در بازالت‌های پشتاسر 37/0 تا 42/0 است.

 

 

شکل 7- شیمی نمونه‌های بازالتی برزند. A) نمودار تغییرات Zr دربرابر Y (Sun and McDonough, 1989) (محدودة خاکستری ترکیب بازالت‌های پشتاسر را نشان می‌دهد)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر Rb/Y (Temel et al., 1998)

 

 

سرشت ایزوتوپی خاستگاه

مقدار εNd در نمونه‌های بازالتی برزند دربرابر CHUR از 413/0- تا 233/0 است. برپایة مدل گوشتة تهی‌شده (TDM)، نسبت ایزوتوپی Nd در نمونه‌های بررسی‏‌شده نشان‏‌دهندة جدایش گوشتة خاستگاه در نزدیک‌به 8/0 تا 9/0 میلیارد سال پیش از یک گوشتة بارور اولیه است (جدول 4).

برای بررسی احتمال آلایش در هنگام بالاآمدن و هضم بخش‌های پوسته‌ای، نمودارهای درصد SiO2 دربرابر εNd و i(87Sr/86Sr) پیشنهادیِ DePaolo (1988) (شکل‌های 8- A و 8- B) به‌کار برده شدند. ازآنجایی‌که در این نمودارها با افزایش درصد SiO2 تغییر چندانی در نسبت‌های ایزوتوپی دیده نمی‌شود، فرایند آمیختگی و یا هضم بخش‌های پوسته‌ای در این سنگ‌ها نقش چندانی نداشته است و ماگمای مادر بیشتر دچار تحول خاستگاه گوشته‌ای در یک سامانه بسته بوده است (Leeman and Hawkesworth, 1986; DePaolo, 1988).

به‌باور Liu و Liu (2014)، غنی‌شدگی از LILE عموماً از خاستگاه گوشتة متاسوماتیسم‌شده در پهنة فرورانشی به ارث می‌رسد. برای شناسایی فرایند مؤثر در غنی‌شدگی LILE در ماگمای بازالت‌های برزند نمودار 87Sr/86Sr دربرابر Ba/La (شکل 8- C) به‌کار شده است. به‌باور Davidson (1987)، سنگ‌های آتشفشانی با مقدار نسبت Ba/La از 23 تا 29 گویای غنی‌شدگی فرورانشی است. در نمونه سنگ‌های بازالتی برزند، نسبت ایزوتوپی اولیه که 87Sr/86Sr از 70480/0 تا 70490/0 است و نسبت ایزوتوپی 143Nd/144Nd که از 5126/0 تا 5127/0 است، نشان‏‌دهندة نقش پوستة‌ فرورو در تکامل خاستگاه ماگمای آنهاست. در نمودار نسبت i(87Sr/86Sr) دربرابر i(43Nd/144Nd) (شکل 8- D) نمونه‌های سنگ‌های بازالتی منطقه در آرایه گوشته‌ای جای می‌گیرند. در این نمودار، گرایش این سنگ‌ها به قطب EMII نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی ایزوتوپی در خاستگاه در پی آلایش پوسته‌ای است. مقدار منفی εNd در نمونه‌های بازالتی برزند (جدول 4) و جای‌گرفتن آنها در بخش آرایة گوشته‌ای (شکل 8- E) نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی خاستگاه با مواد پوسته‏‌ای است  (Zhang et al., 2006; Mao et al., 2014) همچنین، جایگیری نمونه‌ها در ربع چهارم نشان‏‌دهندة تأثیر مؤلفه‌های فرورانشی در غنی‌شدگی خاستگاه است (Cole and Basu, 1995). عامل جدایش ایزوتوپی (ƒ(Sm/Nd)) با مقدارهای برابربا 38810/0- تا 33803/0- نیز نشان‌دهندة غنی‌شدگی خاستگاه هستند.

 

 

 

شکل 8- شیمی سنگ‌های بازالتی برزند. A، B) نمودار تغییرات درصد SiO2 دربرابر i(87Sr/86Sr) و εNd (DePaolo, 1988)؛ C) نمودار 87Sr/86Sr دربرابر Ba/La (Davidson, 1987) (SZE: پهنة فرورانش؛ AFC: آغشتگی پوسته‌ای؛ F: تأثیر جدایش بلورین)؛ D) نمودار نسبت ایزوتوپی i(87Sr/86Sr) دربرابر نسبت ایزوتوپی i(143Nd/144Nd) در بازالت‏‌های برزند بر مبنای مقادیر اولیه در 40 میلیون سال پیش و مقایسه با سازنده‌های پایانی گوشته (E-MORB I، E-MORB II،DM، HIMU) (Zindler and Hart, 1986)؛ پوستة قاره‌ای (UCC، LCC) (Jahan et al., 1999)؛ رسوب‏‌های فرورانشی (Lee et al., 2008))؛ E) نمودار نسبت 87Sr/86Sr)i) دربرابر εNd (Zindler, 1986)


 

 

به‌باور Stolz و همکاران (1996)، نسبت Nb/Ta >1 نشان‏‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای تحت‌تأثیر سیال‌های فرورانشی است. میانگین این نسبت در سنگ‌های منطقه برابربا 19 است و تأثیر سیال‌های فرورانشی در متاسوماتیسم گوشته سنگ‌های بررسی‏‌شده را نشان می‌دهد. برپایة بررسی‌های Woodhead و همکاران (2001)، در کندریت‏‌ها مقدار نسبت Hf/Sm~69/0 است. همچنین، نسبت Hf/Sm در ماسه‌های رسوبی، توربیدایت و ماسه‌های جورشده به‌علت فراوانی کانی زیرکن، بیشتر از 5/1 برابر کندریت‏‌هاست (Prelevic´ et al., 2012)؛ ازاین‌رو، در هنگام فرورانش مقدار Hf و Zr گوشته را افزایش می‌دهد (McDonough, 1990). عامل دیگر متاسوماتیسم در خاستگاه گوشته‌ای، رسوب‏‌های کربناتی دریایی با زیرکن اندک و نسبت Hf/Sm کمتر از مقدار شناخته‌شده برای کندریت هستند (Ben Othman et al., 1989)؛ اما نسبت Zr/Hf > 32 در گوشتة متاسوماتیسم‌شده شاخص شناخت نوع غنی‌شدگی با کربنات‌های دریایی است (Ionov et al., 1993). در شکل 9- A، بازالت‏‌های منطقة برزند با نسبت Hf/Sm از 34/0 تا 63/0 و نسبت Zr/Hf از 32 تا 41 غنی‌شدگی خاستگاه با رسوب‏‌های پلاژیک و کربناته را نشان می‌دهند؛ اما بازالت‌های جوان‌تر پشتاسر با نسبت‌های Hf/Sm از 65/0 تا 88/0 و نسبت Zr/Hf از 34 تا 42، غنی‌شدگی خاستگاه با رسوب‏‌های پلاژیک و کربناته کمتری نسبت به بازالت‏‌های منطقة برزند دارند. این پدیده چه‌بسا پیامد کاهش حجم سیال و رسوب‏‌های فرورو به خاستگاه در طی زمان یا تخلیه بخشی باشد (Stolz et al., 1966).

عنصرهای Th، Zr، Hf، Nb و Ta در سیال‌های ماگمایی نامتحرک هستند. ازاین‌رو، غنی‌شدگی این عنصرها در گوة گوشته‏‌ای نشانة آمیختگی مذاب‌های پدیدآمده از پوستة فرورو با ماگمای اصلی است (Plank and Langmuir, 1998). پس خاستگاه گوشته‏‌ای که دچار مذاب پدیدآمده از پوستة فرورو شده باشد، نسبت‌های کم Th/Zr، Rb/Y، Ba/Nb و Ba/Th نشان می‌دهد (Hawkesworth et al., 1997). مقدار نسبت Nb/Yb > 4 (Pearce et al., 1982) و Zr>74 (Sun and McDonough, 1989) نشان‏‌دهندة وابستگی بازالت‏‌ها به خاستگاه غنی‌شده هستند. مقدار Nb/Yb در نمونه‌های بازالتی برزند از 03/6 تا 8/138 و در بازالت‌های پشتاسر از 83/7 تا 47/9 (میانگین: 95/8) است. این مقدارها نشان‏‌دهندة خاستگاه غنی‌شدة هر دو پهنة بازالتی بررسی‏‌شده هستند. ازاین‌رو، در نمونه‌های بازالتی، سهم فرورانش در غنی‌شدگی ماگما از عنصرهای La، Th و Nd با نمودارهای Nd/Yb، La/Ba و Th/Yb دربرابر Nb/Yb از (Pearce et al., 1982) بررسی می‌شود. نمودارها میزان نقش عوامل فرورانش را با خطوط موازی با روند گوشته‌ای نشان می‌دهند. بررسی نمودارها نشان می‌دهد در بازالت‌های برزند، Th از 80 تا 90%، La نزدیک‌به 75% و Nd بیشتر از 50 درصد هنگام فرورانش نسبت به گوشته غنی‏‌تر شده‏‌اند؛ اما بازالت‌های پشتاسر، غنی‌شدگی Th کمتر از 90%، La نزدیک‌به 50 تا 75% و Nd از 25 تا 50% نسبت به گوشته غنی‏‌تر نشان می‌دهند (شکل‌های 9- B، 9- C و 9- D). بررسی ایزوتوپی و زمین‌شیمیایی خاستگاه و نیز شکل‌های 9- A، 9- B، 9-C و 9- D نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی بیشتر خاستگاه برای بازالت‌های برزند نسبت به بازالت‌های پشتاسر است.


 

 

 

شکل 9- جایگاه نمونه‌های بازالتی برزند در: A) نمودار Zr/Hf دربرابر Hf/Sm Lui et al., 2014)) (نسبت عنصرهای کمیاب توربیدیت‌ها از McLennan و همکاران (1990)، رسوب‏‌های پلاژیک و کربناتی Ben Othman و همکاران (1989) و سنگ‌های شوشونیتی لهاسا از Lui و همکاران (2014) هستند)؛ B، C و D) نمودارهای Nb/Yb در برابر نسبت‌های La/Yb، Th/Yb و Nd/Y (Pearce, 1982) که درصد تأثیر فرورانش بر غنی‌شدگی عنصرهای Nd، La و Th را نسبت به گوشته نشان می‌دهند (در این نمودارها، داده‌های بازالت‌های پشتاسر از Mobashergermi و Jahangiri (2017) با محدودة خاکستری نشان داده شده‌اند)

 

 

از دیدگاه تجربی، ماگماهای شوشونیتی پیامد ذوب گوشته با غنی‌شدگی از سیال و مذاب‌های پوستة فرورو هستند (Jiang et al., 2005) که ذوب آب‏‌دار گوشته همراه با مقداری فلوگوپیت و پارگازیت در آن دخالت داشته‌اند (Conceicao and Green, 2004). در سنگ‌های پدیدآمده‌از ذوب‏‌بخشی یک خاستگاه آمفیبول‌دار نسبت <Ba/Rb 45 و نسبت >Rb/Sr 06/0 دارند؛ اما در خاستگاه فلوگوپیت‌دار نسبت >Ba/Rb 20 و <Rb/Sr 1/0 است (Furman and Graham, 1999). نمونه‌های بازالتی برزند با نسبت کم Ba/Rb از 4/7 تا 4/14 و نسبت Rb/Sr از 04/0 تا 12/0 (میانگین: 08/0) شاید در پی ذوب خاستگاه فلوگوپیت‌دار پدید آمده‌اند و این نکته با سرشت شوشونیتی نمونه‏‌ها همخوانی دارد. همچنین، در این نمودار، بازالت‏‌های پشتاسر با مقدار نسبت Ba/Rb برابربا 31/10 تا 23/12 و نسبت Rb/Sr برابربا 42 /0 تا 44/0 (میانگین: 08/0)، روندی همانند بازالت‏‌های برزند و خاستگاهی فلوگوپیت‌دار نشان می‌‌دهند. در شکل 10- A، روند مشابه خاستگاه فلوگوپیت‌دارِ دو پهنة آتشفشانی نشان داده شده است. در این نمودار‏‌، نسبت‌های Ba/Rb و Rb/Sr از فلوگوپیت و آمفیبول‌های بخش ژرف گوشته‌ای بررسی‏‌ شده‌اند (Furman and Graham, 1999). همچنین، ترکیب گوشته اولیه یا PM از Sun و McDonough (1989) است.

بررسی نمونه‌های بررسی‏‌شده در نمودار نسبت La/Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 10- B) نشان‏‌دهندة ذوب کمتر از 5% خاستگاه غنی‌شدة اسپینل‌گارنت‌لرزولیت در خاستگاه ماگمای بازالت‌های برزند است؛ اما برپایة بررسی‏‌های Mobashergermi و Jahangiri (2017)، منشورهای بازالتی پشتاسر از ذوب‏‌بخشی بیشتر از 5% تا نزدیک‌به 10% خاستگاه گارنت لرزولیتی غنی‌شده در ژرفای کمتر از 100 کیلومتر خاستگاه گرفته‌اند که مؤید باور Lechmann و همکاران (2018) مبنی بر سیستم گوشته‌ای ناهمگن در فاصلة دور از هم سیستم آتشفشانی یادشده دربارة ماگماتیسم منطقه آذربایجان و به طبع آن واحد‏‌های آتشفشانی جنوب گرمی است.

 

 

 

شکل 10- جایگاه نمونه‌های بازالتی برزند در: A) نمودار نسبت Ba/Rb دربرابر نسبت Rb/Sr (Furman and Graham, 1999) (روند موافق با منبع گوشته‌ای فلوگوپیت‌دار برای بازالت‌های پشتاسر در نمودار داخلی شکل نشان داده شده است)؛ B) خاستگاه ماگمایی بازالت‌های برزند برپایة نمودار کانی‌شناسی خاستگاه و درجة ذوب‏‌بخشی (Aldanmaz et al., 2000) (محدودة خاکستری نشان‏‌دهندة ذوب‏‌بخشی بیشتر از 5% برای بازالت‌های پشتاسر است)

 

 

پهنة زمین‌ساختی

برپایة سرشت شوشونیتی نمونه‌های بازالتی برزند برپایة شکل 5- B و داده‌های جدول 3، مقدار نسبت Zr/TiO2 (برابربا 141 تا 221) دربرابر نسبت Ce/P2O5 (برابربا 119 تا 220) در نمونه‌های بازالتی برزند و نسبت Zr/TiO2(برابربا108 تا 127) دربرابر Ce/P2O5 (برابربا 113 تا 215) در نمونه‌های بازالتی پشتاسر نشان‌دهندة جایگاه زمین‌ساختی کمان‌های پس از برخورد هستند (شکل 11- A). همچنین، فوران آتشفشان‌های بررسی‏‌شده هنگام پیشرفت فرورانش در مرحله پس از برخورد را نشان می‌دهند. چنین الگویی با پهنة زمین‌ساختی مولاس‌دار متناسب با پهنه‌های کششی در جهان که به ثبات نرسیده‌اند همخوانی دارد.

الگوی عنصرها در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب N-MORB (شکل 6 –C) برای دو پهنة بررسی‏‌شده در جنوب شهرستان گرمی و ادامة فرامرزی آنها بسیار همانندِ آتشفشان‌های کمانی بررسی‌شده در بیشتر بخش‌های جهان (مانند: Handley و همکاران، 2007) است. ماگمای مرتبط با فرورانش عموماً نشانه‌های روشنی از ناهنجاری‌های منفی Ti، Nb و Ta دارد (Baier et al., 2008). اگرچه پهنه‌های پشت‌کمان ویژگی مشترکی با پهنة فرورانش را نشان می‌دهند (Pearce et al., 1984) و افتادگی Nb، Ta و Ti و عنصرهای کمیاب سنگین، به‌همراه با غنی‌شدگی در Th و عنصرهای بزرگ‌یون (LILE) و Sr در آنها نیز دیده می‏‌شوند، این ویژگی‌ها در توله‌ایت‌های قاره‌ای (Dostal and Dupuy, 1984; Duncan, 1987) و سنگ‌های التراپتاسیک نیز دیده شده‌اند (Jacques et al., 1984). دادهای دو پهنة بازالتی جنوب شهرستان گرمی در نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Nb مقایسه شده‌اند. در این نمودار، داده‏‌های Pouclet و همکاران (1994) برای قابلیت تمایز بازالت‌های پهنه‌های پشت‌کمان متکامل (BABBs)، بازالت‌ جزیره‏‌های اقیانوسی (Oceanic island basalts) و بازالت‌های کمانی (Arc basalts) دریای ژاپن نیز آورده شده‌اند. این نمودار نشان می‏‌دهد همة نمونه‌های دو پهنة آتشفشانی بررسی‏‌شده در نبود محدوده محیط وابسته محیط کششی، در بخش وابسته به کمان نسبت به الگوی کمانی ژاپن جای می‌گیرند (شکل 11- B) و این ویژگی آنها با ویژگی پتاسیک و پسابرخوردی همخوانی کاملی ندارد. سنگ‌های آتشفشانی شوشونیتی پس از برخورد گاه از شکستن پوستة فرورو هنگام یک دورة مرتبط هستند (Dilek et al., 2010; Verdel et al., 2011). چنین پدیده‌هایی در سناریوی دیرین‌زمین‏‌ساختی پیشنهادیِ Agard و همکاران (2011) برای شمال‏‌باختری ایران در الیگوسن تا کواترنری پیشنهاد شده است. Ahmadzadeh و همکاران (2010) این پدیده را با سن پلیوکواترنری در بخش‌هایی از مرند (باختر منطقة بررسی‌شده) بررسی کرده‌اند. برای بررسی اینکه آیا در کمان‌های ائوسن جنوب گرمی در پهنة تالش نیز عامل شکستن پوستة فرورو دخیل بوده است و آیا کمان‌ها آداکیتی هستند یا نرمال، نمودار مقدار Yb دربرابر La/Yb به‌کار برده شد (شکل 11- C). این نمودار نشان می‌دهد سنگ‌های بررسی‏‌شده در گسترة کمان عادی و یا آداکیتی جای نمی‏‌گیرند. این گروه از کمان‌های پس از برخوردیِ ائوسن از البرز تا بخش‌هایی از جنوب قفقاز و ارمنستان جنوبی را Moritz و همکاران (2015) نیز گزارش کرده‌اند. از کشش پهنة البرز تا ارمنستان جنوبی پیش از ائوسن و نیز فاز فشارشی پس از ائوسن قفقاز کوچک و البرز تا تالش با دگرریختی گسترده به شکل چین و کوتاه‌شدگی و بازایستادن ماگماتیسم در منابع بسیاری یاد شده است (Brunet et al., 2003; Vincent et al., 2005; Sosson et al., 2010). پس نظریه‌ها و همزمانی این فازهای ماگماتیسم با مولاس برپایة پیشنهاد Jafarzadeh و همکاران (2014)، وجود پهنة کششی پسابرخوردی در منطقه و فرای کمان‌های ارومیه- دختر محتمل است.

 

 

 

شکل 11- جایگاه سنگ‌های آتشفشانی برزند و پشتاسر در: A) نمودار در نمودار پیشنهادیِ Muller و Groves (1997)؛ B) نمودار نسبت Nb/Yb دربرابر نسبت Th/Yb (ترکیب ماگمای کمان و پشت کمان ژاپن از Pouclet و همکاران (1994) برای مقایسه آورده شده است)؛ C) نمودار نسبت Yb دربرابر نسبت La/Yb (دایره‏‌: نمونه‌های بازالتی برزند؛ مربع: بازالت‌های پشتاسر برپایة داده‌های Mobashergermi و Jahangiri (2017))

 

 

نتیجه‌گیری

سنگ‌های آتشفشانی بازالتی (واحدEtef) در برزند با سن میانگین 40 میلیون سال پیش و ترکیب غالب موژه‌آریت در شمال باختر ایران رخنمون دارند. نمونه‌های بررسی‏‌شده در بررسی‌های میکروسکوپی، بافت عمومی گلومروپورفیریتیک و هیالومیکرولیتی دارند. سنگ‏‌های بازالتی برزند، کانی‌های لابرادوریت، کلینوپیروکسن دیوپسید و کانی‌های فرعی مگنتیت، بیوتیت، سانیدین و پارگازیت دارند. ماگمای سازندة این سنگ‌ها ویژگی شوشونیتی پتاسیم بالا دارد. پیدایش نفلین در نورماتیو گویای زیر‌اشباع‌بودن از سیلیس است. همچنین، مقدارEu/Eu* کمتر 1 چه‌بسا نشان‏‌دهندة جدایش بلورین پلاژیوکلاز در هنگام تحول ماگماست. روند تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه نشانة غنی‌شدگی HREE/LREE و تهی‌شدگی از عنصرهای Ti، Nb و Ta است و تأثیر پوستة اقیانوسی فرورو و رسوب‏‌های همراه آن در غنی‌شدگی خاستگاه و اثر ذوب رسوب‏‌های پلاژیک در متاسوماتیسم گوشته‌ای را نشان می‌دهد. ماگمای مجموعه سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده از خاستگاه پهنة اسپینل گارنت لرزولیت با درجه ذوب‏‌بخشی نامتعادل نزدیک‌به 5 درصد پدید آمده است. ویژگی‌های ایزوتوپی نیز نشان‏‌دهندة جدایش گوشته خاستگاه بازالت‏‌های برزند نزدیک‌به 8/0 تا 9/0 میلیارد سال پیش از یک گوشتة بارور اولیه هستند. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و نسبت‌های 87Sr/86Sr اولیه برابربا 0004/0±70499/0 و 143Nd/144Nd اولیه برابربا 0004/0±5127/0 نشانة تأثیر مواد پوسته‌ای در غنی‌شدگی خاستگاه هنگام فرورانش هستند. مجموعة آتشفشانی بررسی‏‌شده به‌همراه بازالت‌های هم‌جوار آنها، افزون‌بر داشتن ویژگی‌های مشابه، در پهنة زمین‏‌ساختی کششی پس از برخورد در میان رسوب‌های مولاس پدید آمده‌ است.

 

سپاس‌گزاری

نگارنده از همکاری دکتر Peter Le Roux در انجام آنالیز ایزوتوپی و همچنین، از پیشنهادهای ارزشمند داوران سپاس‌گزاری می‏‌کند.

 

 

Aftabi, A. and Atapour, H. (2000) Regional aspects of shoshonitic volcanism in Iran. Episode 23(2): 119- 125.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction- dominated process. Geological Magazine 148: 692–725.

Aghazadeh, M., Castro, A., Omrani, N. R., Emami, M. H., Moinevaziri, H. and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)- monzonite- granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences 38: 199- 219.

Aghazadeh, M., Emami, M. H., Moin Vaziri, H., Rashidnezhad Omran, N., Castro, A. (2011) Post- Collisional Shoshonitic, C- type Adakitic and Lamprophyric Plutonism in the Khankandi Pluton, Arasbaran (NW Iran). Geosiences 20(80): 167- 172 (in Persian).

Aghazadeh, M., Prelević, D., Badrzadeh, Z., Braschi, E., Bogaard, P. V. D. and Conticelli, S. (2015) Geochemistry, Sr–Nd–Pb isotopes and geochronology of amphibole- a mica- bearing lamprophyres in northwestern Iran: Implications for mantle wedge heterogeneity in a palaeo- subduction zone. Lithos 216(217): 352–369.

Ahmadi, A. R. and Ghorbani, M. R. (2011) The origin and tectonomagmatic setting of Teleghan Tertiary volcanic rocks. Iranian Journal of Geology 4: 74- 96.

Ahmadzadeh, G., Jahangiri, A., Lentz, B. D. and Mojtahedi, M. (2010) Petrogenesis of Plio- Quaternary post- collisional ultrapotassic volcanism in NW of Marand, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences 39: 37–50.

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

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

Allen, M. B. and Armstrong, H. A. (2008) Arabia–Eurasia collision and the forcing of mid- Cenozoic global cooling. Palaeogeography, Palaeoclimatology. Palaeoecology 265: 52–58.

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

Babakhani, A. R., Lesquyer, J. L. and Rico, R. (1990) Geological map of Ahar Quadrangle 1:250000, No. 388, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Babakhani, A. R. and Khan Nazer, H. (1991) Geological Quadrangle Map and repot 1:100000, No.5567, Geological Survey of Iran, Lahrud, Iran (in Persian)

Baier, J., Aude´tat, A. and Keppler, H. (2008) The origin of the negative niobium–tantalum anomaly in subduction zone magmas. Earth and Planetary Science Letters 267: 290–300.

Barrer, R. M. (1982) Hidrothermal chemistry of zeolite. Academic press, London, UK.

Beate, B., Monzier, M., Spikings, R., Cotton, J., Silva, J., Bourdon, E. and Eissen, J. P. (2001) Mio- Pliocene adakite generation related to flat subduction in southern Ecuador: the Quimsacocha volcanic center. Earth and Planetary Science Letters 192: 561- 570.

Ben Othman, D., White, W. M. and Patchett, J. (1989) The geochemistry of marine sediments, island arc magma genesis, and crust–mantle recycling. Earth and Planetary Science Letters 94: 1–21.

Brunet, M. F., Korotaev, M. V., Ershov, A. V. and Nikishin, A. M. (2003) The South Caspian Basin: a review of its evolution from subsidence modeling. Sedimentary Geology 156: 119–148.

Brunet, M. F., Wilmsen, M. and Granath, J. W. (2009) South Caspian to Central Iran Basins. The Geological Society, London, Special Publications 312: 57–78.

Cabanis, B. and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10- Y/15- Nb/8: un outil pour la discrimination des series volcaniques et la mise en evidence des processus de melange et/ou de contamination crustale. Acadmiedes Sciences Comptes Rendus 2(309): 2023-2029.

Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene- Oligocene post- collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran: An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos 180-181: 109-127.

Cole, R. B. and Basu, A. R. (1995) Nd- Sr isotopic geochemistry and tectonics of ridge subduction and middle Cenozoic volcanism in western California. GSA Bulletin 107:167-179.

Conceicao, R. V. and Green, D. H. (2004) Derivation of potassic (shoshonitice) magmas by decompression melting of phlogopite+pargasite, lherzolite. Lithos 79: 209-229.

Coombs, D. S., Ellis, A. D., Fyfe, W. S. and Taylor, A. M. (1959) The zeolite facies, with comments on the interpretation of hydrothermal synthesis. Geochimica et Cosmochimica Acta 17: 33-107.

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

Dabiri, R., Hashem Emami, M., Mollaei, H., Chen, B., Vosogi- Abedini, M., Rashidnejad- Omran, N. A. and Ghaffari, M. (2011) Quaternary post- collision alkaline volcanism NW of Ahar (NW Iran): Geochemical constraints of fractional crystallization process. Geologica Carpathica 62(6): 547- 562.

Davidson, J. P. (1987) Crustal contamination versus subduction zone enrichment: Examples from the Lesser Antilles and implications for mantle source compositions of island arc volcanic rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta 51: 2185–2198.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the rock- forming minerals. Longman, UK.

DePaolo, D. J. (1988) Neodymium Isotope Geochemistry: An Introduction. Springer- Verlag, New York, 126- 347.

Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S. (2010) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri- Arabian region: collision- induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geological Review 52: 536–578.

Dostal, J. and Dupuy, C. (1984) Geochemistry of the North Mountain basalts (Nova Scotia, Canada). Chemical Geology 45: 245- 261.

Duncan, A. R. (1987) The Karoo igneous province- a problem area for inferring tectonic setting from basalt geochemistry. Journal of Volcanology and Geothermal Research 32: 13- 34.

Furman, T. and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the east African rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Lithos 48: 237-262.

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: 443- 458.

Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from the Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87: 23- 49.

Handley, H. K., Macpherson, C. G., Davidson, J. P., Berlo, K. and Lowry, D. (2007) Constraining fluid and sediment contributions to subduction- related magmatism in Indonesia: Ijen volcanic complex. Journal of Petrology 48: 1155–1183.

Harris, C., le Roux, P., Cochrane, R., Martin, L., Duncan, A. R., Marsh, J. S., le Roex, A. P. and Class, C. (2015) The oxygen isotope composition of Karoo and Etendeka picrites: High δ18O mantle or crustal contamination? Contributions to Mineralogy and Petrology 170: 1- 24.

He, Y., Zhao, G., Sun, M. and Wilde, S. A. (2007) Geochemistry, isotope systematics and petrogenesis of the volcanic rocks in the Zongtiao mountain: An alternative interpretation for the evolution of the southern margin of the North China craton. Lithos 102: 158- 178.

Ionov, D. A., Griffin, W. L. and O’Reilly, S. Y. (1997) Volatile- bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle. Chemical Geology 141: 153–184.

Jafarzadeh, M., Moussavi Harami, R., Friis, H., Amini, A., Mahboubi, A. and Lenaz, D. (2014) Provenance of the Oligocene–Miocene Zivah Formation, NW Iran, assessed using heavy mineral assemblage and detrital clinopyroxene and detrital apatite analyses. Journal of African Earth Sciences 89: 56–71.

Jahan, B. M., Wu, F. Y., Lo, C. H. and Tsai, C. H. (1999) Crust- mantle interaction induced by deep subduction of the continental crust: geochemical and Sr–Nd isotopic evidence from post- collisional mafic–ultramafic intrusions of the northern Dabie complex. Central China. Chemical Geology 157: 119–146.

Jiang, Y. H., Jiang, S. Y., Ling, H. F., Zhou, X. R., Rui, X. J. and Yang, W. Z. (2002) Petrology and geochemistry of shoshonitic plutons from the western Kunlun orogenic belt, China: implications for granitoid geneses. Lithos 63: 165– 187.

Jiang, Y. H., Ling, H. F., Jiang, S. Y., Fan, H. H., Shen, W. Z. and Pei, N. (2005) Petrogenesis of Late Jurassic peraluminous volcanic complex and its high- Mg potassic quenched enclaves at Xiangshan, southeast China. Journal of Petrology 46: 1121–1154.

Leake, B. E., Wolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of Amphiboles, Report of the subcommittee on Amphiboles of the international Mineralogical Association commission on new minerals and mineral names. European Journal of Mineralogy 9: 623- 651.

Lechmann, A., Burg, J. P., Ulmer, P., Guillong, M. and Faridi, M. (2018) Metasomatized mantle as the source of Mid- Miocene- Quaternary volcanism in NW- Iranian Azerbaijan. Geochronological and Geochemical Evidence 304 (307): 311- 328.

Lee, M. J., Lee, J. I., Choe, W. H. and Park, C. H. (2008) Trace element and isotopic evidence for temporal changes of the mantle sources in the South Shetland Islands, Antarctica. Geochemical Journal 42: 207–219.

Leeman, W. P. and Hawkesworth, C. J. (1986) Open magma systems: Trace element and isotopic constraints, Journal of Geophysical Research 91: 5901–5912.

Liu, X. and Liu, W. (2014) Source characteristics and tectonic setting of the Early and Middle Devonian volcanic rocks in the north Junggar, northwest China: Insights from Nd–Sr isotopes and geochemistry. Lithos 184–187: 27–41.

MacDonald, R., Hawakesworth, C. J. and Heath, E. (2001) The lesser Antilles volcanic chain: a study of arc magmatism. Earth Science Reviews 49(4): 17- 26.

Mao, Q., Xiao, W., Fang, T., Windley, B. F., Sun, M., Ao, S., Zhang, J. and Huang, X. (2014) Geochronology, geochemistry and petrogenesis of Early Permian alkaline magmatism in the Eastern Tianshan: Implications for tectonics of the Southern Altaids. Lithos 190–191: 37–51.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79: 1–24.

Masson, F., Djamour, Y., Van Gorp, S., Chéry, J., Tavakoli, F., Nankali, H. and Vernant, P. (2006) Extension in NW Iran driven by the motion of the south Caspian basin. Earth and Planetary Science Letters 252: 180- 188.

McDonough, W. F. (1990) Constraints on the composition of the continental lithospheric mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 101, 1– 18. Ionov D. A., Dupuy C., O’Reilly S. Y., Kopylova M. G. and Genshaft, Y. S. (1993) Carbonated peridotite xenoliths from Spitsbergen: implications for trace element signature of mantle carbonate metasomatism. Earth and Planetary Science Letters 119: 283–297.

McLennan, S., Taylor, S., McCulloch, M. and Maynard, J. (1990) Geochemical and Nd–Sr isotopic composition of deep- sea turbidites: crustal evolution and plate tectonic associations. Geochimica et Cosmochimica Acta 54: 2015–2050.

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

Mikova, J. and Denkova, P. (2007) Modified chromatographic separation scheme for Sr and Nd isotope analysis in geological silicate samples. Journal of Geosciences 52: 221–226.

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

Mobashergermi, M., Akbari, Z. and Jamshedi Badr, M. (2015) Geochemistry, petrogenesis and magmatic evolution in the olivine gabbro dikes of south of Germi city. Journal of Petrology 6(24): 65- 86 (in Persian).

Mobashergermi, M. and Jahangiri, A. (2017) Geochemistry and petrogenesis of basaltic prisms from South of Germi city (Ardabil province). Iranian Journal of Petrology 8(31): 165-188 (in Persian).

Moradian, A. (2008) A contribution to the genesis of analcite after leucite in potassic volcanic rocks of the Nadik area, Kerman, Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 19: 31- 48.

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Akoi, K. I. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine 52: 535- 55.

Morrison, G. W. (1980) Characteristics and tectonic selling of the shoshonite rock association. Lithos 13: 97- 108.

Muller, D. and Groves D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold- copper mineralization. Section Updated, Springer- Verlag, 238- 242.

Nabavi, M. H. (1976) Introduction to geology of Iran. Published by Geological survey of Iran (in Persian).

Nakamura, N. (1979) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757- 775.

Nalivkin, D. (1976) Geological Map of Caucasus, Scale 1:500,000. Ministry of Geology, Moscow, USSR.

Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Lin, Y. C., Lee, H. Y., Lo, C. H. and Khatib, M. M. (2013) Iranian ultrapotassic volcanism at ~11 Ma signifies the initiation of postcollisional magmatism in the Arabia- Eurasia collision zone. Terra Nova 25: 405– 413.

Pang, K. N., Sun- Lin Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2012) Eocene–Oligocene post- collisional magmatism in the Lut- Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Chemical Geology 306(307): 40–53.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Orogenic andesite s and related rocks (Ed. Thorpe, R. S.) John, Wiley and Sons, Chichester, U.K.

Pearce, J. A., Lippard, S. J. and Roberts. S. (1984) Characteristics and tectonic significance of supra- subduction zone ophiolites. Geological Society London Special Publications 16: 77- 94.

Peng, T., Wang Y., Zhao G., Fan W. and Peng B. (2007) Arc- like volcanic rocks from the southern Lancangjiang zone, SW China: Geochronological and geochemical constraints on their petrogenesis and tectonic implication. Lithos 102: 358- 373.

Pin, C., Briot, D., Bassin, C. and Poitrasson, F. (1994) Concominant separation of strontium and samarium–neodymium for isotopic analysis in silicate samples, based on specific extraction chromatography. Analytica Chimica Acta 298: 209–217.

Pin, C. and Zalduegui, J. F. S. (1997) Sequential separation of light rare- earth elements, thorium and uranium by miniaturized extraction chromatography: application to isotopic analyses of silicate rocks. Analytica Chimica Acta 339: 79–89.

Plank, T. and Langmuir, C. H. (1998) The chemical composition of sub ducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology 145(3): 325- 394.

Pouclet, A., Lee, J.- S., Vidal, P., Cousens, B. and Bellon, H. (1994) Cretaceous to Cenozoic volcanism in South Korea and in the Sea of Japan: magmatic constraints on the opening of the back- arc basin. In: Volcanism Associated with Extension at Consuming Plate Margins (Ed. Smellie, J. L.) Special Publications, 81: 169–191. Geological Society, London, UK.

Prelevic´, D., Akal, C., Foley, S. F., Romer, R. L., Stracke, A. and Van Den Bogaard, P. (2012) Ultrapotassic mafic rocks as geochemical proxies for post- collisional dynamics of orogenic lithospheric mantle: the case of Southwestern Anatolia. TurkishJournal of Petrology 53: 1019–1055.

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

Robertson, A. H. F. (2002) Overview of genesis and emplacement of Mesozoic ophiolites in the Eastern Mediterranean Tethyan region. Lithos 65: 1–67.

Rolland, Y., Galoyan, G., Bosch, D., Sosson, M., Corsini, M., Fornari, M. and Ve´rati, C. (2009) Jurassic Back- arc and hot- spot related series in the Armenian ophiolites – implications for the obduction process. Lithos 112: 163–187.

Saadat, S, Stern, C. R. and Moradian, A. (2014) Petrochemistry of ultrapotassic tephrites and associated cognate plutonic xenoliths with carbonatite affinities from the late Quaternary Qa’le Hasan Ali maars, central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 89: 108–122.

Sosson, M., Rolland, Y., Müller, C., Danelian, T., Melkonyan, R., Kekelia, S., Adamia, S., Babzadeh, V., Kangarli, T., Avagyan, A., Galoyan, G. and Mosar, J. (2010) Subductions, obduction and collision in the Lesser Caucasus (Armenia, Azerbaijan, Georgia), new insights. In: Sedimentary basin tectonics from the Black Sea and Caucasus to the Arabian platform (Eds. Sosson, M., Kaymakci, N., Stephenson, R.A., Bergerat, F. and Starostenko, V.) Special publication, 340: 329–352. Geological Society London, UK.

Stolz, A. J., Jochum, K. P., Spettel, B. and Hofmann, A. W. (1996) Fluid and melt related enrichment in the sub arc mantle: evidence from Nb/Ta variations in island arc basalts. Geology 24: 587–590.

Sun, S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Cations or mantle composition and processes. In: magmatism in the oceans basins (Eds. Sanunders, A. D. and Norry, M. J.) special publication, 42: 313- 345. Geological society of London, UK.

Tanaka, T., Togashi, S., Kamioka, H., Amakawa, H., Kagami, H., Hamamoto, T., Yuhara, M., Orihashi, Y., Yoneda, S., Shimizu, H., Kunimaru, T., Takahashi, K., Yanagi, T., Nakano, T., Fujimak, I. H., Shinjo, R., Asahara, Y., Tanimizu, M. and Dragusanu, C. (2000) JNdi- 1: a neodymium isotopic reference in consistency with LaJolla neodymium. Chemical Geology 168: 279–281.

Taylor, B. and Fernando Martinez, F. (2003) Back-arc basin basalt systematics. Earthand Planetary Science Letters 210: 481- 497.

Temel, A., Gündogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high- K calc- alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of volcanology and Geothermal Research 85: 327–354.

Torabi, G. (2011) Middle Eocene volcanic shoshonites from western margin of Central- east Iranian microcontinent (CEIM), a mark of previously subducted CEIM- confining oceanic crust. Journal Petrology 19: 675- 689.

Van der Boon, A., Kuiper, K. F., Villa, G., Renema, W., Meijers, M. J. M., Langereis, G., Aliyeva, E. and Krijgsman, W. (2015) Onset of Maikop sedimentation and cessation of Eocene arc volcanism in the Talysh Mountains, Azerbaijan. Geological Society, London, Special Publications 428: 145- 169.

Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30, TC3008. Doi: 10.1029/2010TC002809.

Vernant, P. H., Nilforoushan, F., Chery, J., Bayer, R., Djamour, Y., Masson, F., Nankali, H., Ritz, J., Sedighi, M. and Tavakoli, F. (2004) Deciphering oblique shortening of central Alborz in Iran using geodetic data. Earth and Planetary Science Letters 223: 177–185.

Vincent, S. J., Allen, M. B., Ismail- Zadeh, A. D., Flecker, R., Foland, K. A. and Simmons, M. D. (2005) Insights from the Talysh of Azerbaijan into the Paleogene evolution of the South Caspian region. Geological Society of America Bulletin, 117: 1513–1533.

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

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

Woodhead, J. D., Hergt, J. M., Davidson, J. P. and Eggins, S. M. (2001) Hafnium isotope evidence for ‘conservative’ element mobility during subduction zone processes. Earth and Planetary Science Letters 192: 331–346.

Zanetti, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G. and Vannuci, R. (1999) The Finero phlogopite- peridotite massif: an example of subduction- related metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 107- 122.

Zhang, H., Zhang, L., Harris, N., Jin, L. and Honglin, Y. (2006) U–Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan- Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: constraints on petrogenesis and tectonic evolution of the basement. Contributions to Mineralogy and Petrology 152: 75- 88.

Zindler, A. and Hart, S. (1986) Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14: 493- 571.