ژئوشیمی و پتروژنز سنگ های بازالتی ژوراسیک زیرین متاع، جنوب شرق کرمان، رهیافتی بر تکامل زون سنندج سیرجان جنوبی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

علوم پایه

چکیده

توالی آتشفشانی-رسوبی ژوراسیک زیرین در منتهی الیه زون سنندج-سیرجان جنوبی در شمال روستای متاع (جنوب‎غرب جیرفت) باروند شمال‌غرب-جنوب‌شرق شامل سنگ‌آهک‌توفی، توف‌آهکی، آهک به انضمام سنگ‌های آذرآواری فلسیک و سنگ‌های آتشفشانی بازالتی است که در این نوشتار ویژگی‌های ژئوشیمیایی و پتروژنز سنگ‎های بازالتی این توالی مورد مطالعه قرار گرفته است. بافت سنگ‌های بازالتی عمدتاً میکروپورفیریتیک با پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن به عنوان کانی‌های اصلی که در زمینه اینترگرانولار تا اینترسرتال از بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آپاتیت، کانی های کدر و شیشه کلریتی شده می‌باشد. براساس نتایج پتروگرافی و داده‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های بازالتی منطقه ماهیت تولئیتی دارند. این بازالت‎ها تولئیت‎های تهی‎شده از عناصر نادر خاکی سبک می‎باشند که الگوی عناصر نادر خاکی مشابه با مورب نرمال نشان می‌دهند، بااینحال با غنی‌شدگی از عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ نسبت به عناصر با میدان مقاومت بالا و آنومالی منفی Nb و Ta مشخص می‎شوند که ویژگی‌های عناصر کمیاب ماگماتیسم پهنه فرورانش می‌باشند. برپایه نسبت‌های عناصر کمیاب، سنگ‎های بازالتی متاع از ذوب بخشی منشأ گوشته لیتوسفری تهی‌شده که تحت‌تأثیر مولفه‌های پهنه فرورانشی غنی شده‌اند، به وجود آمده‌اند، ضمن اینکه این بازالت‌ها طی صعود متحمل تبلور تفریقی نیز شده‌اند. براساس ویژگی‌های صحرایی و ژئوشیمیایی، سنگ‌های بازالتی متاع در مراحل ابتدایی بازشدگی حوضه پشت‌کمان کمان ماگمایی سنندج-سیرجان در زمان ژوراسیک زیرین تشکیل شده‌اند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and Petrogenesis of Mata Lower Jurassic basaltic rocks, Southeast Kerman, Implication to Southern Sanandaj-Sirjan zone evolution

نویسنده [English]

  • Zahra Badrzadeh
آذربایجان شرقی- دانشگاه پیام نور
چکیده [English]

Lower Jurassic volcanic-sedimentary sequence in the southern end of the Sanandaj-Sirjan zone, north of Mata village (southwest Jiroft), composed of tuffaceous limestone, calcareous tuff, limestone, including felsic volcaniclastic and basaltic volcanic rocks with northwest-southeast trend; which here geochemical characteristics and petrogenesis of the basaltic rocks of this sequence have been studied. Basalts texture is dominantly microporphyritic with clinopyroxene and plagioclase as the main minerals set in an intergranular to intersertal of plagioclase, clinopyroxene, apatite, opaque minerals and chlorite originally glassy matrix. On the basis of petrographic and geochemical data, basaltic rocks have tholeiitic affinity. These basalts are Light REE-depleted tholeiites similar to REE pattern of the N-MORB, However they are characterized by the enrichment of LILE over HFSE and negative Nb–Ta anomalies which are subduction zone trace element signatures. Based on trace element ratios, Mata basaltic rocks were derived from partial melting of a depleted lithospheric mantle source which enriched by subduction zone components. Meanwhile they fractionated on upwelling. Based on field and geochemical data, Mata basalts are interpreted to have formed in an initial back-arc basin behind the Sanandaj-Sirjan magmatic arc at Lower Jurassic time.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Basalt
  • Geochemistry
  • Petrogenesis
  • Tectonic setting
  • Kerman
  • Sanandaj-Sirjan zone

سنگ‌های آتشفشانی، به‌ویژه سنگ‌های بازالتی، افزون‌بر اینکه در شناخت نوع گوشته و فرایندهای مؤثر بر آن به‌کار برده می‌شوند، بی‌گمان در شناسایی جایگاه زمین‎ساختی نیز نقش مؤثری بازی می‎کنند (Rogers and Van Staal, 2003). سنگ‎های آتشفشانی با ترکیب بازالتی در روستای متاع در کرانة جنوبی پهنة سنندج- سیرجان جنوبی و در جنوب‎باختری شهرستان جیرفت رخنمون دارند (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- A) نقشة ساختاری باختر ایران و جایگاه منطقة متاع (نمادِ ستاره) در پهنة سنندج- سیرجان (Mohajjel et al., 2003)؛ B) نقشة زمین‌شناسی منطقة متاع و گسترش توالی آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک (برگرفته از: Aghazadeh و Barati (2010)، با تغییرات)

 


افزون‌بر بررسی‌های زمین‌شناسی و تهیه نقشه (Babakhani, 1992; Shahraki, 2003)، Badrzadeh و همکاران (2011) سنگ‌های بازالتی سرگز در بخش شمالی منطقه، Ahmadipour و Rostamizadeh (2012) تودة گرانیتوییدی سرگز و Badrzadeh و Aghazadeh (2014) توده‎های نفوذی منطقة متاع را بررسی کرده‌اند؛ اما تا کنون بررسی‌های جامعی روی سنگ‌های بازالتی در منطقة متاع انجام نشده است. سنگ‌های بازالتی متاع با روند عمومی شمال‎باختری- جنوب‎خاوری، به توالی آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک متعلق هستند (Babakhani, 1992). این توالی روی مجموعه سنگ‌های دگرگونی پالئوزوییک به‌صورت ناپیوسته جای گرفته است و با سنگ‌آهک کالپیونلادار به سن ژوراسیک بالایی- نئوکومین پوشیده می‌شود. ازاین‌رو، برپایة رابطة سنی و بررسی‌های زمین‌شناسی، سن آنها ژوراسیک زیرین دانسته شده است (Shahraki, 2003). در این نوشتار ویژگی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگ‌های بازالتی این سکانس با هدف شناسایی پیدایش و جایگاه زمین‌ساختی کهن آنها بررسی شده است. بی‌گمان فهم جایگاه زمین‌ساختی این سنگ‌ها گامی مهم در فهم تکامل زمین‎ساختی پهنة سنندج- سیرجان جنوبی بازی می‌کند.

 

زمین‌شناسی

پهنة سنندج- سیرجان (شکل 1) با روند شمال‎باختری- جنوب‎خاوری بخشی از کوهزاد زاگرس در باختر ایران است (Mohajjel and Fergusson 2000). این پهنه با پی‌سنگ نئوپروتروزوییک تا ائوآرکئن در لبة شمالی گندوانا جای دارد (Nutman et al., 2014) و با بازشدن اقیانوس تتیس جوان در زمان پرمین تا تریاس (Mohajjel et al., 2003)، به‌عنوان بخشی از خردقاره سیمرین از گندوانا جدا شده است. سنگ‌های رخنمون‌یافتة این پهنه، سنگ‌های رسوبی و آتشفشانی دگرگون‌شده و سنگ‌های جوان‌تر آن دگرگون‌نشده هستند که توده‌های نفوذی فراوان مافیک تا فلسیک در آنها نفوذ کرده‌اند (Nutman et al., 2014).

مجموعه سنگ‌های دگرگون‌شده تا رخسارة شیست‌سبز تا آغاز رخسارة آمفیبولیت با سن نسبی‌ پالئوزوییک از کهن‌ترین گروه‌های سنگی رخنمون‌یافته در منطقة متاع هستند (Babakhani, 1992). این مجموعه دربرگیرندة فیلیت، ماسه‌سنگ دگرگون‌شده، میکاشیست، آمفیبول‌شیست، کوارتزیت و آهک‌های کریستالین و مرمری‌شده است که در خاور و جنوب منطقة متاع رخنمون دارند. آغاز دوران مزوزوییک در منطقه با نهشته‌شدن مجموعه سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبیِ منتسب به ژوراسیک زیرین و با ریخت‌شناسی کمابیش مرتفع شناخته می‏‌شود. این توالی میان دو ناپیوستگی است. ناپیوستگی نخست مربوط به دگرشیبی میان مجموعه سنگ‌های دگرگون‌شده پالئوزوییک و قاعده سکانس آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک و ناپیوستگی دوم مربوط به ته‌نشست سنگ‌آهک کالپیونلادار به سن ژوراسیک بالایی- نئوکومین (Shahraki, 2003) روی این سکانس است. در شکل 2 ستون چینه‌شناسی سکانس آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک آورده شده است.

واحدهای سنگ‌چینه‌ای اصلی که در منطقة متاع گسترش دارند شامل 5 واحد است (شکل‌های 1و 2) که از قدیم به جدید عبارتند از:

واحد 1: ردیفی از سنگ‌های آذرآواری فلسیک (شامل توفیت و کریستال‌لیتیک‌توف‌فلسیک)، سنگ‌آهک‌توفی، توف‌آهکی و سنگ‌آهک است (شکل‌های 1 و3) که به‌صورت ناپیوسته روی مجموعه‌های دگرگونی پالئوزوییک ته‌نشست شده‌اند. واحدهای آذرآواری این واحد بسیار دانه‌ریز تا متوسط‌دانه هستند و ترکیب اسیدی دارند. استوک‌ها و دایک‌های با ترکیب گابرودیوریتی تا کوارتزدیوریتی در این واحد نفوذ کرده‌اند (شکل 1) و رخداد دگرگونی همبری ضعیف در سنگ‏‌های پیرامون را در پی داشته‌اند. در پی نفوذ توده‌ها و نیز رفتار زمین‌ساختی، شیب و امتداد لایه‌های این واحد تغییرات چشمگیری نشان می‌دهند.


 

 

 

شکل 2- ستون چینه‌شناسی نمادین از توالی آتشفشانی- رسوبی ژوراسیک زیرین در منطقة متاع

 

 

واحد2: به‌سوی بالای سکانس، سنگ‌‌های رسوبی کم‌کم حذف شده‌اند و توالی شامل تناوبی از سنگ‏‌های آذرآواری اسیدی و میان‌لایه‌هایی از سنگ‌های آتشفشانی بازیک است (شکل 2). در بخش بالایی این واحد بر حجم سنگ‌های بازالتی افزوده می‌شود.



 

شکل 3- تصویرهای صحرایی از رخنمون گروه‌های سنگی گوناگون توالی آتشفشانی- رسوبی مزوزوییک در منطقة متاع. A) ردیف توف‎های آهکی و آهک‎های توفی در قاعده توالی (دید رو به شمال)؛ B) تناوب توف اسیدی و گدازه بازیک در زیر گدازه‌های بالشی بازالتی (دید رو به شمال‎خاوری)؛ C) نمایی از گسترش بازالت‌های بالشی منطقه (دید رو به جنوب)؛ D) نمایی نزدیک از بالش‌های بازالتی که فضای میان بالش‌ها با چرت و سیلیس پر شده است؛ E) واحد توف اسیدی روی گدازه‌های بالشی بازالتی (دید رو به خاور)؛ F) گسترش چشمگیر رسوب‌های نوع فلیش (واحد 5) روی نهشته‌های بازالتی و آذرآواری (دید رو به جنوب)


 

 

واحد 3: سنگ‌های آذرآواری واحد 2 کم‌کم حذف شده‌اند و سکانس با ته‌نشست سنگ‎های بازالتی با ساخت بالشی شناخته می‌شود (شکل 3‌). ضخامت این واحد به 5/1 تا 2 کیلومتر می‌رسد. از دیدگاه ریخت‌شناسی، بازالت‌های بالشی بخش‌های مرتفع سکانس را می‌سازند و به رنگ سیاه تا سبز تیره هستند. قطر بالش‌های بازالتی از 20 سانتیمتر تا 1 متر است. بازالت‌ها حفره‌های پرشده از کلریت و گاه کربنات با قطر کمتر از 2 میلیمتر دارند.

واحد 4: بازالت‌های بالشی به‌ترتیب با واحد توف فلسیک به رنگ سبز روشن تا خاکستری پوشیده شده‌اند.

واحد 5: روی واحد توف اسیدی، کنگلومرای پلی‌ژنتیک به‌گونة هم‌شیب جای گرفته‌ است. روی آن را واحد فلیش با ردیف ضخیمی از رسوب‌های ماسه‌سنگی، ماسه‌سنگ آهکی، سیلتستون، شیل و کمی میان‌لایه‌های آهکی پوشانده است. رسوب‌های نوع فلیش به‌ترتیب با آهک‌های کالپیونلادار به سن ژوراسیک بالایی- نئوکومین (Shahraki, 2003) به‌صورت ناپیوسته و دگرشیب پوشیده شده‌اند (شکل 2). دایک‌های فراوان تأخیری با حاشیه زودسردشده و با ترکیب بیشتر دیابازی و کوارتزدیوریتی درون مجموعة سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی و نیز رسوب‌های نوع فلیش هجوم آورده‌اند. این دایک‌ها پایانی‌ترین رویداد ماگماتیسم در منطقة متاع هستند.

برپایة بررسی‌های زمین‏‌شناسی و روابط سنگ‌چینه‌ای سن بازالت‎های بالشی ژوراسیک زیرین دانسته شده است (Shahraki, 2003).

برپایة بررسی‌های صحرایی و سنگ‌شناسی از ویژگی‌های مهم این توالی سنگی، ولکانیسم دوگانه (bimodal) آن است که با حضور سنگ‎های آتشفشانی با ترکیب اسیدی و بازیک و نبود سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب حد واسط شناخته می‎شود. رخداد سنگ‏‌های آهکی و آهک‌توفی در قاعده مجموعه آذرین- رسوبی ژوراسیک زیرین، تناوب سنگ‏‌های آذرآواری و آتشفشانی اسیدی و بازیک و ته‌نشست بازالت‌های با ساخت بالشی نشان‌دهندة پیدایش این مجموعه در یک پهنة زیردریایی است.

 

روش انجام پژوهش

نمونه‌برداری از بخش‌های گوناگون رخنمون سنگ‌های بازالتی منطقه و از بخش‌های با کمترین دگرسانی انجام شد. از میان نمونه‎های برداشت‌شده، شمار 147 مقطع نازک تهیه شد. همچنین، نقشة زمین‌شناسی منطقه برپایة بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی رسم شد. برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی و سنگ‌زایی، شمار 13 نمونه از نمونه‌های بازالتی برای تجزیة شیمیایی فرستاده شدند. تجزیة شیمیایی نمونه‌ها برای عنصرهای اصلی به روش XRF و به روش پیشنهادیِ Goto و Tatsumi (1996) و عنصرهای کمیاب به روش ICP–MS و به روش پیشنهادیِ Chen و همکاران (2010) در دانشگاه گوانجو کشور چین انجام گرفت (جدول 1). خطای تجزیه در روش XRF در مقایسه با استانداردهای GSR-1، GSR-3 و RSR-2 کمتر از 5% است و دقت آنالیز عنصرهای کمیاب نزدیک‌به 5% برپایة آنالیز استانداردهای BHVO-2، GSR-1، AGV-1 و W-2 برآورد شده است.


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی نمونه‌های بازالتی منطقة متاع (جنوب‌خاوری کرمان) (عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی برپایة ppm)

Sample No.

GB-1

GB-2

GB-3

GB-4

GB-5

GB-6

GB-7

GB-8

GB-9

GB-10

GB-11

GB-12

GB-13

SiO2

49.11

49.11

49.20

49.07

49.68

48.87

50.12

50.47

51.08

51.20

51.58

51.86

50.79

TiO2

0.81

0.85

0.85

0.86

0.88

0.97

0.99

1.25

1.35

1.39

1.43

1.50

1.80

Al2O3

16.21

17.04

16.93

16.32

16.10

16.51

15.07

14.80

15.30

14.13

14.34

13.97

12.79

Fe2O3

10.60

10.15

9.49

10.29

10.20

11.65

10.93

12.29

12.62

12.92

13.15

13.62

13.58

MnO

0.19

0.16

0.16

0.19

0.16

0.19

0.31

0.18

0.26

0.17

0.18

0.23

0.27

MgO

8.29

8.08

8.19

8.55

8.11

7.57

8.90

6.84

5.99

6.68

6.32

5.89

4.59

CaO

11.73

12.48

13.07

12.16

12.67

12.02

9.51

11.66

9.65

9.40

9.01

8.68

12.20

Na2O

2.82

1.90

1.93

2.29

2.04

2.11

3.64

2.33

3.24

3.93

3.65

3.99

3.74

K2O

0.17

0.17

0.11

0.20

0.06

0.06

0.45

0.06

0.40

0.04

0.22

0.11

0.06

P2O5

0.06

0.06

0.07

0.07

0.09

0.06

0.07

0.10

0.11

0.12

0.13

0.13

0.17

LOI

2.86

2.73

2.29

3.03

2.18

1.80

3.00

1.39

2.45

2.80

2.58

2.60

3.94

Co

42.0

39.0

38.0

40.0

39.5

42.0

42.9

41.5

41.9

40.4

38.0

41.2

41.2

Cr

270.0

290.0

311.0

260.0

258.1

190.0

267.0

126.0

54.0

59.2

46.6

57.7

44.8

Ni

110.0

80.0

87.9

100.0

102.3

80.0

84.5

61.1

44.1

43.5

40.0

40.9

39.1

Sc

39.0

40.0

36.4

39.0

38.9

43.0

42.1

39.8

39.1

39.0

37.5

40.6

37.4

V

273.0

277.0

250.0

272.0

257.1

311.0

293.0

328.0

352.0

362.0

358.0

405.0

421.0

Cu

140.0

140.0

120.0

130.0

134.2

150.0

134.0

129.0

142.0

122.0

105.0

117.0

122.0

Pb

4.00

4.00

0.87

4.00

1.53

4.00

6.00

0.94

1.73

1.45

1.95

1.44

1.08

Zn

70

70

70

70

78

80

170

108

100

95

101

109

112

Rb

3.00

2.00

1.83

3.00

1.18

1.90

7.12

0.72

10.90

0.63

6.05

1.58

1.03

Ta

0.08

0.09

0.12

0.09

0.07

0.09

0.10

0.13

0.12

0.16

0.20

0.17

0.19

Ba

37.0

44.0

22.3

67.0

18.6

28.0

55.7

22.9

76.3

14.6

31.8

29.7

17.1

Sr

224.0

127.0

122.0

165.0

196.0

122.0

147.0

115.0

241.0

52.5

167.0

87.0

87.8

Ga

14.0

15.0

16.3

14.0

14.0

15.0

15.8

18.5

18.7

19.3

18.2

18.6

15.9

Nb

1.00

0.99

0.93

0.98

1.00

0.94

1.06

1.54

1.38

1.99

2.32

2.30

2.14

Hf

1.20

1.20

1.41

1.20

1.39

1.50

1.54

2.24

2.28

2.42

2.60

2.60

3.38

Zr

40.0

43.0

42.9

42.0

56.3

48.0

47.6

70.1

70.9

76.4

77.6

80.0

99.9

Y

20.0

22.0

21.1

21.0

22.2

23.0

22.5

30.8

31.6

30.2

30.8

31.6

42.3

Th

0.30

0.30

0.31

0.30

0.18

0.20

0.33

0.41

0.38

0.53

0.75

0.57

0.44

U

0.08

0.08

0.09

0.09

0.06

0.08

0.07

0.11

0.10

0.16

0.17

0.15

0.17

La

2.10

2.20

1.91

2.20

2.00

2.20

1.91

2.88

3.03

3.47

3.93

3.75

4.15

Ce

5.90

6.30

5.30

6.30

4.97

6.40

5.40

8.35

8.52

9.51

10.40

9.89

11.80

Pr

0.97

1.06

0.90

1.02

0.96

1.06

0.95

1.42

1.47

1.64

1.72

1.67

2.13

Nd

4.90

5.50

5.06

5.50

4.78

5.70

5.19

7.92

7.93

8.75

9.56

9.36

11.10

Sm

2.00

2.00

1.85

1.90

1.88

2.20

1.93

2.76

2.81

2.89

3.16

3.10

3.98

Eu

0.79

0.81

0.69

0.80

0.74

0.82

0.76

1.07

1.14

1.10

1.23

1.20

1.40

Gd

2.60

2.90

2.83

2.80

2.40

3.00

3.00

4.20

4.34

4.47

4.61

4.72

6.02

Tb

0.50

0.60

0.50

0.50

0.52

0.60

0.55

0.79

0.76

0.77

0.79

0.84

1.08

Dy

3.40

3.60

3.53

3.40

3.56

3.80

3.66

5.30

5.26

5.01

5.64

5.40

7.00

Ho

0.70

0.80

0.78

0.70

0.75

0.80

0.81

1.12

1.15

1.05

1.19

1.19

1.54

Er

2.10

2.20

2.38

2.10

2.35

2.30

2.43

3.41

3.35

3.17

3.56

3.58

4.78

Tm

0.30

0.33

0.33

0.30

0.33

0.35

0.35

0.50

0.48

0.47

0.49

0.51

0.70

Yb

1.90

2.20

2.17

2.00

2.15

2.30

2.26

3.33

3.16

2.91

3.37

3.34

4.40

Lu

0.31

0.35

0.34

0.33

0.33

0.36

0.35

0.52

0.51

0.46

0.54

0.55

0.73

Mg#

61

61

63

62

61

56

62

52

48

51

49

46

40

Eu/Eu*

1.06

1.03

0.92

1.06

1.06

0.98

0.97

0.96

1.00

0.94

0.99

0.96

0.87

 

 

سنگ‌نگاری

سنگ‌های بازالتی بررسی‏‌شده بافت میکروپورفیریتیک با میکروفنوکریست‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز دارند (شکل‌های 4- A تا 4- D) و در زمینة اینترگرانولار تا اینترسرتال با پلاژیوکلاز± کلینوپیروکسن و کانی‌های فرعی (مانند: کانی‌های کدر، آپاتیت و شیشة کلریتی‌شده) جای گرفته‌اند. اندازة میکروفنوکریست‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز به 3 میلیمتر می‌رسد. در بخش پایینی واحد بازالتی و در بخش‌های مرکزی بالش‌ها، اندازة بلورهای کلینوپیروکسن بزرگ‌تر است. بافت‌ ساب‌افیتیک در این سنگ‌ها معمول است (شکل 4- A). رخداد بافت ساب‌افیتیک شاید نشان‌دهندة تبلور همزمان و یوتکتیک دو کانی پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن است (Vernon, 2004).


 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از بازالت‎های بالشی منطقة متاع. A) بافت ساب‌افیتیک تا افیتیک فنوکریست‎های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن؛ B) میکروفنوکریست‌ پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینة اینترگرانولار با پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن؛ C) میکروفنوکریست‌های کلینوپیروکسن با منطقه‏بندی ساعت‎شنی؛ D) میکروفنوکریست پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینه اینترگرانولار تا اینترسرتال؛ E،F) بافت‎های اکسیولیتیک (دانه‏محور) و پرمانند کلینوپیروکسن در زمینه به‌دنبال انجماد پرشتاب گدازه و زمینة شیشه‌ای کلریتی‌شده (همة تصویرها در نور XPL گرفته شده‌اند؛ مگر تصویر E که در نور PPL گرفته شده است)

 

 

بخش‌های حاشیه‌ای بالش‌های بازالتی نشان‌دهندة سردشدگی سریع گدازه بازالتی دما بالا هستند. پلاژیوکلازهای با بافت واریولیتی و دم‎پرستویی و کلینوپیروکسن‌های اکسیولیتیک (دانه‌محور) و پرمانند در زمینه از بافت‌های نشان‌دهندة این پدیده به‌شمار می‌روند (شکل‌های 4- E و 4- F)؛ اما بخش‌های درونی بالش‌های بازالتی دانه‌درشت‌تر و معمولاً تمام‌بلورین هستند. دگرسانی این سنگ‌ها با جایگزینی بخشی تا کامل کانی‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن با کانی‌های ثانویه آلبیت، اپیدوت و کلریت همراه بوده است. شیشة زمینة سنگ با کلریت جایگزین شده و حفره‌ها با کانی‌های کلسیت و کلریت پر شده‌اند.

 

زمین‌شیمی

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و نسبت‌های Nb/Y و Zr/TiO2، سنگ‌های بالشی مافیک منطقه ترکیب بازالتی تا آندزیت‌بازالتی دارند (شکل 5- A). برپایة نسبت‌ کم Nb/Y (ppm 4/0 تا 08/0) و نسبت عنصرهای کمیاب (شکل 5- B) این سنگ‌ها ویژگی ساب‌آلکالن دارند و سرشت توله‌ایتی نشان می‌دهند (MacLean and Barrett, 1993).

میزان SiO2 سنگ‌های بازالتی بررسی‏‌شده برابربا 87/48- 86/51 درصدوزنی، MgO برابربا 59/4- 9/8 درصدوزنی، FeO برابربا 62/13- 49/9 درصدوزنی، Al2O3 برابربا 79/12- 04/17 درصدوزنی و مقدار TiO2 برابربا 81/0- 8/1 درصدوزنی است (جدول 1). این بازالت‌ها مقدارهای کم Co برابربا 38- 9/42 بخش در میلیون، Ni برابربا 1/39- 110 بخش در میلیون و #Mg برابربا 40- 63 نشان می‎دهند (جدول 1).

 

 

 

شکل 5- سنگ‌های آتشفشانی بازیک منطقة متاع در: A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار شناسایی سرشت سنگ‌های آتشفشانی (MacLean and Barrett, 1993)

 

 

در نمودار‌های عنصرهای اصلی دربرابر MgO (شکل 6)، با کاهش MgO مقدار CaO و Al2O3 نخست روند افزایشی و سپس روند کاهشی دیده می‌شود. این پدیده شاید نشان‌دهندة اینست که در آغاز، این عنصرها در شبکه کانی‌های سنگ‌ساز وارد نشده‌اند؛ اما با پیشرفت فرایند جدایش بلورین، به شبکه کانی‌های سنگ‌ساز (مانند: کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز) افزوده شده‎اند. دربرابر آنها، اکسیدهای آهن و تیتانیم در آغاز با کاهش MgO، روند کاهشی و سپس روند افزایشی دارند. این پدیده شاید پیامد شرکت عنصرهای آهن و تیتانیم در شبکه اکسیدهای آهن و تیتانیم در مراحل نخستین و نبود مشارکت این عنصرها در شبکه کانی‎های یادشده در مرحله بعدی است. برپایة بررسی‌های Walker و همکاران (1979)، افزایش TiO2 با کاهش MgO پیامد تبلوربخشی پلاژیوکلاز± الیوین± کلینوپیروکسن دانسته شده است. هماهنگی مثبت میان Y و Zr نیز نشان‌دهندة تأثیر فرایند جدایش بلورین، به‌ویژه کلینوپیروکسن، در نمونه‌های بررسی‏‌شده است (Pearce and Norry, 1979).

 

 

شکل 6- نمودار‌های تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر MgO برای بازالت‌های منطقة متاع

 

 

این سنگ‎ها از عنصرهای LILE با شعاع یونی بزرگ (مانند: Th و Ba) نسبت به عنصرهای نامتحرک با میدان مقاومت بالا (HFSE) غنی‌شده هستند و از عنصرهای Ta و Nb آنومالی منفی نشان می‌دهند (شکل 7- A). فراوانی Nb و Ta از مقدار این عنصرها در ترکیب N-MORB کمتر است.

 

 

 

شکل 7- سنگ‎های بازالتی منطقة متاع در: A) الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1983) برای N-MORB؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای کندریت (داده‌های پهنة لائو: Hawkins and Allan, 1994; Tian et al., 2011)  

 

 

الگوی بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (شکل 7- B) نشان می‌دهد بازالت‏های بررسی‏‌شده الگوی تهی‏شده از LREE دربرابر HREE (LaN/YbN: 61/0- 86/0) دارند و الگوی REE آنها همانند N-MORB است. نسبت‌های GdN/YbN و SmN/YbN در این بازالت‌ها به‌ترتیب 92/0-27/1 و 92/0-17/1 هستند. مقدارهای نزدیک به یک برای این نسبت‌ها گویای الگوی هموار برای HREE است. بازالت‌های بررسی‏‌شده با آنومالی کمابیش ضعیف تا نبود آنومالی Eu شناخته می‎شوند (Eu/Eu*: 87/0- 06/1).

سنگ‌زایی

همان‌گونه‌که در بخش زمین‌شیمی گفته شد، بازالت‏های بررسی‏‌شده ویژگی ساب‎آلکالن و سرشت توله‌ایتی نشان می‎دهند. نسبت کاتیونی Mg# (100*Mg/Mg+Fe2+) و عنصرهای سازگار نیکل و کبالت در نمونه‌های بررسی‏‌شده نشان‌دهندة اینست که آنها از ماگمای اولیة پدیدآمده از گوشته (#Mg بالای 7/0، مقدار Ni بیش از 400- 500 بخش در میلیون و Cr بالای 1000 بخش در میلیون و مقدار SiO2 کمتر از 50 درصدوزنی) متبلور نشده‌اند؛ بلکه از ماگمایی تحول‌یافته متبلور شده‌اند (Rollinson, 1993). غنی‌شدگی از LILE پیامد تحرک این عنصرها هنگام فرایند آب‌زدایی صفحة فرورونده است (Pearce and Peate, 1995)، با وجود این، غنی‌شدگی و تهی‌شدگی که در برخی عنصرهای LILE دیده می‌شود (شکل 7) چه‌بسا پیامد دگرسانی است (Polat et al , 2012).

نسبت‌های عنصری عنصرهای ناسازگار (مانند: Zr، Nb، Y و REE) شاخص‌های حساس برای ویژگی‌های ناحیه خاستگاه هستند (Staudigel et al., 1996) و این عنصرها کمتر دچار فرایندهای ذوب‌بخشی و تبلور‌بخشی می‌شوند. ازاین‌رو، برای ارزیابی ویژگی‌های ناحیه خاستگاه سنگ‌های بازالتی منطقه از نمودار‌های نسبت‌های عنصرهای کمیاب ناسازگارِ پیشنهادیِ Pearce (1983) و Pearce و Peate (1995) بهره گرفته شد (شکل 8).

 

 

 

شکل 8- نمودار‌های نسبت‌ عنصرهای کمیاب برای بازالت‌های منطقة متاع (روند آرایة گوشته‌ای از: Pearce، 1983)

 

 

عنصرهای Zr و Y در این نمونه‌ها از آرایة گوشته‌ای پیروی می‌کنند. مقدار این عنصرها نزدیک به مقدارهای N-MORB هستند و دور از محدوده OIB جای می‌گیرند. این نکته نشان می‌دهد مؤلفه‌های فرورانشی در تمرکز عنصرهای Zr وYb نقشی نداشته‌اند. مقدار LREE و MREE (عنصرهای La و Sm) نیز از آرایة گوشته‌ای پیروی می‌کنند (شکل‌های 8- C و 8- D). با وجود این، عنصرهای با میدان مقاومت کم یا LILE (مانند: Th و U) کمی بالاتر از آرایة گوشته‌ای جای می‌گیرند و نسبت‎های Th/Yb و U/Yb بالاتری دارند که نشان‌دهندة تأثیر مؤلفه‎های مرتبط با فرورانش است. افزایش نسبت Ba/Th در مقدارهای کمابیش ثابت Th/Nb و افزایش نسبت Ba/Nb در مقدارهای کمابیش ثابت LaN/SmN و دور از مقادیر مربوط به رسوب‌های فرورانده‌شده جهانی (Plank and Langmuir, 1998) (شکل 9) و مقدار Nb/U نمونه‌ها میان خاستگاه N-MORB و IAB (شکل 10) نشان می‌دهند که مؤلفه‌های فرورانش روی بازالت‌های مورد مطالعه کاملاً متأثر از ذوب رسوبات فرورانده شده نبوده و سیالات آبدار آزاد شده از پوسته اقیانوسی فرورونده نسبت به رسوبات نقش موثرتری داشته‌اند. ". نسبت کم Th/Ce (کمتر از 07/0) در نمونه‌ها نیز نشان‌دهندة نقش ناچیز رسوب‌های فرورونده در پیدایش این سنگ‌هاست (Hawkesworth et al., 1993).

 

 

 

شکل 9- ترکیب سنگ‌های بازالتی متاع در: A) نمودار Ba/Nb دربرابر LaN/SmN؛ B) نمودار Th/Nb دربرابر Ba/Th (Tian et al., 2011)

 

 

 

شکل 10- ترکیب سنگ‌های بازالتی متاع در نمودار Nb دربرابر Nb/U (داده‌های گوشته اولیه (primitive mantle) و بازالت پشتة میان‌اقیانوسی نرمال (N-MORB): Sun and McDonough (1989)؛ بازالت جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و بازالت جزیره‌های کمانی (IAB): Niu and O΄Hara (2003)؛ پوستة قاره‌ای بالایی یا UCC: Taylor and McLennan (1985)؛ پوستة قاره‌ای کل یا BCC: Rudnick and Fountain (1995))

ویژگی‌های زمین‌شیمیایی بازالت‌ها (مانند: الگوی REE همانندِ N-MORB، نسبت عنصرهای کمیاب همانندِ N-MORB؛ شکل 11) نشان‌دهندة سرشت کمابیش تهی‌شده خاستگاه گوشته‌ای آنهاست. الگوی هموار HREE و نسبت‌های LREE/HREE و MREE/HREE بازالت‌ها نشان می‌دهند گارنت در خاستگاه بازالت‌ها فاز دیرگداز نبوده است (Green, 2006). گارنت ضریب توزیع بالایی برای Yb دربرابر Sm دارد. از‌این‌رو، ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای گارنت‌لرزولیت در نمودار Sm/Yb دربرابر Sm روندهای ذوب با شیب بالا پدید می‌آورد. دربرابر آن، ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته اسپینل‌لرزولیت نسبت Sm/Yb را تغییر نمی‌دهد؛ اما چه‌بسا نسبت La/Sm و مقدار Sm مذاب‌ها را کاهش می‌دهد. ازاین‌رو، مذاب‎های بخشی با خاستگاه اسپینل‌لرزولیت روندهای ذوب نیمه‎موازی یا کمابیش همخوان با آرایة گوشته‌ای تعریف‌شده با ترکیب‌های خاستگاه تهی‌شده تا غنی‌شده پدید می‌آورند (شکل 12- A). نسبت عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌های بازالتی (شکل‌های 12- A و 12- B) نشان می‌دهد نمونه‌های مربوط به بازالت‌های متاع روی خط ذوب مربوط به اسپینل‌لرزولیت واقع می‌شوند و از ذوب‌بخشی 10 تا 20 درصدی (شکل 12- B) خاستگاه گوشته سنگ‏‌کره‌ای اسپینل‌لرزولیتی تهی‌شده در ژرفای کمتر از 70 کیلومتر پدید آمده‌اند.

 

 

شکل 11- ترکیب سنگ‌های بازالتی متاع در نمودار Zr/Y دربرابر Nb/Y (داده‌های بازالت پشتة میان‌اقیانوسی نرمال یا N-MORB: Sun and McDonough (1989)؛ پوستة قاره‌ای بالایی یا UCC: Taylor and McLennan (1985)؛ پوستة قاره‌ای کل یا BCC: Rudnick and Fountain (1995)؛ رسوب‌های فرورانده‌شدة جهانی یا GLOSS: Plank and Langmuir (1998))

 

 

شکل 12- ترکیب بازالت‌های متاع در: A) نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (Zhao and Zhou, 2007)؛ B) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (Furnes et al., 1987)

 


جایگاه زمین‌ساختی

ترکیب بازالت‌های فوران‌یافته در پهنة‌های پشت‌کمان همانند بازالت‌های پدیدآمده از ذوب گوشته بالایی تهی‌شده در پشته‌های میان‌اقیانوسی و نیز بازالت‌های پدیدآمده از واکنش متقابل سنگ‏‌کرة فرورانده‌شده با گوة گوشته‌ای در پهنه‌های فرورانش است (Saunders and Tarney, 1984). بازالت‌هایِ همانندِ MORB در پهنة‌های پشت‌کمان بالغ و به‌ندرت در مرحله‌های نخستین پیدایش پهنة پشت‎کمان می‎توانند رخ دهند؛ اما ولکانیسمِ همانند پهنه‌های کمانی در هر زمان از تاریخچه پیدایش پهنة پشت‎کمان یافت می‌شود (Keller et al., 1992).

الگوی عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب (شکل 7) برای سنگ‌های بازالتی بررسی‏‌شده نشان می‎دهد این سنگ‌ها ویژگی‌های زمین‌شیمیایی همانندِ بازالت‌های پشتة میان‎ا‎قیانوسی (N-MORB) و نیز الگوی همانندِ پهنه‌های کمانی دارند. در نمودار Zr-Nb-Y (شکل 13)، بازالت‌های بررسی‏‌شده در محدوده بازالت‌های N-MORB و بازالت‌های کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند.

برپایة اینکه بازالت‌های با ویژگی‌هایِ همانندِ جایگاه MORB و VAB در پهنه‌های زمین‌ساختی بالای پهنة فرورانش (مانند: پهنة پیش‌کمان (Reagan et al., 2010) و نیز پهنة پشت‌کمان (Saunders and Tarney, 1984)) یافت می‌شوند، برای شناخت پهنة زمین‌ساختی پیش‌‌کمان از پشت‌کمان از نسبت La/Nb و مقدار Y نمونه‌های بررسی‏‌شده بهره گرفته شد. برپایة مقدار میانگین نسبت La/Nb (63/1- 34/2) و مقدار بالای Y (ppm 20-42)، این بازالت‌ها ویژگی‌های همانند بازالت‌های پشت‌کمان را نشان می‌دهند (شکل 14- A). در نمودار Ti دربرابر V (Shervais, 1982) نیز بازالت‌های متاع در محدودة بازالت‌های پهنة پشت‌کمان جای گرفته‌اند (شکل 14- B).

 

 

 

شکل 13- ترکیب سنگ‌های بازالتی متاع در نمودار سه‌تایی Zr-Nb-Y (Meschede, 1986)

 

 

شکل 14- ترکیب سنگ‌های بازالتی متاع در: A) نمودار Y دربرابر La/Nb (Floyd et al., 1991)؛ B) نمودار Ti دربرابر V (Shervais, 1982) (VAB: بازالت‌های کمان آتشفشانی؛ E-MORB، T-MORB، N-MORB: بازالت‌های پشتة میان‌اقیانوسی غنی‌شده، انتقالی و تهی‌شده؛ FAB: بازالت‌های پیش‌کمان؛ BABB: بازالت‌های پهنة پشت‌کمان)


 

 

نسبت‌ عنصرهای کمیاب سنگ‌های بازالتی بررسی‏‌شده در مقایسه با نسبت این عنصرها در پشتة میان‌اقیانوسی، کمان و پهنه‌های پشت‌کمان (مانند: پهنة لائو) نشان می‎دهد این بازالت‎ها ویژگی‎هایی همانند بازالت‎های پهنة‌های پشت‌کمان جهان دارند (شکل 15). الگوی REE برای بازالت‌های بررسی‏‌شده نیز همانند الگوی REE برای بازالت‌های پهنة پشت‌کمان لائو است (شکل 7). گفتنی است که پهنة لائو در 500کیلومتری شمال نیوزلند (جنوب‎باختری اقیانوس آرام)، یک سیستم پشت‌کمانیِ فعال مربوط به کمان تونگاست که در پی زمین‌ساخت کششی در پشت‌کمان تونگا روی داده است و در نزدیک‌به 6 میلیون سال پیش باز شده است (Tian et al., 2011).

ازآنجایی‌که بازالت‌های با سرشت توله‌ایتی بیشتر در مرحله‌های نخستینِ گسترش پهنة پشت‌کمان یافت می‌شوند (Natland and Tarney, 1981)، بازالت‎های متاع شاید در مرحله‌های نخستین بازشدگی پهنة پشت‌کمان پدید آمده باشند.

 

نتیجه‌گیری

برپایة بررسی‌های صحرایی، زمین‌شناسی و زمین‌شیمیایی بازالت‌های بالشی متاع:

1)  سنگ‌های رسوبی و سنگ‌های آذرآواری و آتشفشانی بازیک و اسیدی از نهشته‌های آتشفشانی- رسوبی ژوراسیک زیرین هستند و سنگ‌های حد واسط در این توالی دیده نمی‌شوند. ازاین‌رو، ولکانیسم این توالی از نوع دوگانه (bimodal) است؛

2)   سنگ‎های بازالتی ساخت بالشی با ترکیب بازالتی تا آندزیت بازالتی دارند و سرشت توله‌ایتی دارند؛

 

شکل 15- نمونه‌های بازالتی منطقة متاع در: A، B) نمودارهای نسبت عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) (داده‌های پشتة میان‌اقیانوسی، کمان و پهنة پشت‌کمان لائو برای مقایسه آورده شده‌اند؛ منبع داده‌ها: Hawkins and Allan (1994)؛ Pearce (1983))

 

3)  الگوی عنصرهای خاکی کمیاب این بازالت‌ها بسیار همانندِ الگوی N-MORB است. با این وجود، در نمودار‌های عنکبوتی این سنگ‌ها غنی‌شدگی از LILEs دربرابر HFSEs و آنومالی منفی در عنصرهای Nb و Ta نشان‌دهندة محیط وابسته به کمان است؛

4)  بازالت‎های منطقة متاع از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای اسپینل‌لرزولیتی کمابیش تهی‌شده پدید آمده‎اند که با سیال‌های آزادشده از پوستة اقیانوسی فرورونده غنی ‌شده است. این سنگ‌ها هنگام بالاآمدن دچار تبلوربخشی کلینوپیروکسن± پلاژیوکلاز نیز شده‌اند؛

5)   آلودگی پوسته‌ای نقش چندانی در پیدایش سنگ‌های بررسی‏‌شده نداشته است؛

برپایة ویژگی‌های صحرایی (مانند: رخداد سنگ‏‌های آهکی و آهک‌توفی در قاعدة توالی، تناوب سنگ‌های آذرآواری و آتشفشانی اسیدی و بازیک و ته‌نشست بازالت‌های با ساخت بالشی) و ویژگی دوگانه (bimodal) ولکانیسم در منطقه، سرشت توله‌ایتی ولکانیسم و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای کمیاب، سنگ‎های بازالتی در مرحله‌های نخستین بازشدگی پهنة پشت‌کمانی کمان سنندج- سیرجان جنوبی پدید آمده‌اند.

Aghazadeh, M. and Barati, B. (2010) Geological and mineralogical map of Gale Rigi (scale 1:20000). Geology survey of Iran, Tehran (in Persian).

Ahmadipour, H. and Rostamizadeh, G. (2012) Geochemical Aspects of Na- Metasomatism in Sargaz Granitic Intrusion (South of Kerman Province, Iran). Journal of Sciences 23(1): 45-58 (in Persian).

Babakhani, A. (1992) Geological map of Sabzevaran (scale 1:250.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Badrzadeh, Z. and Aghazadeh, M. (2014) Geochemistry and tectonic setting of Intrusive rocks, SW Jiroft, Kerman. Geochemistry 3: 93-102 (in Persian).

Badrzadeh, Z., Barrett, T. J., Peter, J. M., Gimeno, D., Sabzehei, M. and Aghazadeh, M. (2011) Geology, mineralogy, and sulfur isotope geochemistry of the Sargaz Cu–Zn volcanogenic massive sulfide deposit, Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Mineralium Deposita 46: 905-923.

Floyd, P. A., Kelling, G., Gocken, S. L. and Gocken, N. (1991) Geochemistry and tectonic environment of basaltic rocks from the Miss ophiolitic mélange, south Turkey. Chemical Geology 89: 263-280.

Furnes, H., Vad, E., Austrheim, H., Mitchell, J. G. and Garmann, L. B. (1987) Geochemistry of basalt lavas from Vestfjella and adjacent areas, Dronning Maud Land, Antarctica. Lithos 20: 337-356.

Goto, A. and Tatsumi, Y. (1996) Quantitative analysis of rock samples by an X- ray fluorescence spectrometer (II). Rigaku Journal 13: 20-38.

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.

Hawkesworth, C. J., Gallagher, K., Hergt, J. M. and McDermott, F. (1993) Mantle and slab contributions in arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 21: 175-204.

Hawkins, J. W. and Allan, J. F. (1994) Petrologic evolution of the Lau Basin, sites 834- 839, Proc. ODP Sci. Results 135: 427-470.

Keller, R. A., Fisk, M. R., White, W. M. and Birkenmajer, K. (1992) Isotopic and trace element constraints on mixing and melting models of marginal basin volcanism, Bransfield Strait, Antarctica. Earth and Planetary Science Letters 111(2-4): 287- 303.

Maclean, W. H. and Barrett, T. J. (1993) Lithogeochemical techniques using immobile elements. Journal of Geochemical Exploration 48: 109-133.

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid- ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb- Zr- Y diagram. Chemical Geology 56: 207-218.

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous- Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397-412.

Natland, J. H. and Tarney, J. (1981) Petrologic evolution of the Mariana arc and backarc basin system – a synthesis of drilling results in the south Philippine Sea. In: Init Repts DSDP (Eds. Hussong D. M. and Uyeda, S.) 60: 877–907. Govt Printing Office, Washington DC, US.

Niu, Y. L. and O'Hara, M. J. (2003) Origin of ocean island basalts: A new perspective from petrology, geochemistry, and mineral physics considerations. Journal of Geophysical Research 108(B4): 2209.

Nutman, A. P., Mohajjel, M., Bennett, V. C. and Fergusson, C. L. (2014) Gondwanan Eoarchean–Neoproterozoic ancient crustal material in Iran and Turkey: zircon U–Pb–Hf isotopic evidence. Canadian Journal of Earth Science 51: 272-285.

Pearce, J. A. (1983) Role of sub- continental lithosphere in magma genesis at active continental Margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-240. Shivan, Nantwich, U.K.

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

Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Science Letters 23: 251-285.

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

Polat, A., Fryer, B. J., Samson, I. M., Weisener, C., Appel, P. W., Frei, R. and Windley, B. F. (2012) Geochemistry of ultramafic rocks and hornblendite veins in the Fiskenæsset layered anorthosite complex, SW Greenland: Evidence for hydrous upper mantle in the Archean. Precambrian Research 214: 124-153.

Reagan, M. K., Ishizuka, O., Stern, R. J., Kelley, K. A., Ohara, Y., Blichert- Toft, J., Bloomer, S. H., Cash, J., Fryer, P. and Hanan, B. B. (2010) Fore- arc basalts and subduction initiation in the Izu- Bonin- Mariana system. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 11.

Rogers, N. and Van Staal, C. R. (2003) Volcanology and Tectonic Setting of the Northern Bathurst Mining Camp: Part II. Mafic Volcanic Constraints on Back- Arc Opening. Economic Geology Monograph 11.

Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evolution, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical, England.

Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33: 267-309.

Saunders, A. D. and Tarney, J. (1984) Geochemical characteristics of basaltic volcanism within back- arc basins. Geological Society, London, Special Publications 16: 59- 76.

Shahraki, A. (2003) Geological map of Esfandaqeh sheet (scale 1:100.000). Geology survey of Tehran, Iran (in Persian).

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

Staudigel, H., Plank, T., White, W. M. and Schmincke, H. U. (1996) Geochemical fluxes during seafloor alteration of the basaltic upper crust: DSDP sites 417 and 418. In: Subduction: Top to Bottom (Eds. BeboutG. E. et al.) 96: 19–38. Geophysical Monograph Series, AGU, Washington, D. C.

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

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford, Blackwell, UK.

Tian, L., Castillo, P. R., Hilton, D. R., Hawkins, J. W., Hanan, B. B. and Pietruszka, A. J. (2011) Major and trace element and Sr-Nd isotope signatures of the northern Lau Basin lavas: Implications for the composition and dynamics of the back-arc basin mantle. Journal of Geophysical Research 116: B11201.

Vernon, R. H. (2004) A Practical Guide to Rock Microstructure. Cambridge University Press, UK.

Walker, D., Shibata, T. and DeLon, C. S. E. (1979) Abyssal tholeiites from the Oceanographer Fracture Zone. II. Phase equilibria and mixing. Contributions to Mineralogy and Petrology 70: 111- 126.

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

Zhao, J. H. and Zhou, M. F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusions in the Panzhihua district (Sichuan Province, SW China): implications for subduction related metasomatism in the upper mantle. Precambrian Research 152: 27- 47.