ماگماتیسم پالئوزوئیک در جنوب غرب جلفا (شمال غرب ایران): اختصاصات ژئوشیمیایی، تعیین سن اورانیوم-سرب و جایگاه تکتونیکی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

2 پژوهشکده علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران

چکیده

در جنوب غرب جلفا (شمال غرب ایران) رخنمون قابل توجهی از واحدهای رسوبی- آذرین به سن پالئوزوئیک دیده می‌شود. سنگ‌های آذرین از نظر شیمیایی شامل طیفی از مجموعه‌های بازیک و اسیدی است. سنگ‌های بازیک به صورت روانه‌های متعدد گدازه و میان لایه با رسوبات سیلیسی کلاستیک به سن دونین رخنمون دارند. سنگ‌های آذرین اسیدی نیز شامل گدازه‌های ریولیتی و سنگ‌های پیروکلاستیک وابسته (توف و ایگنیمبریت) هستند. بر اساس تعیین سن اورانیوم- سرب زیرکن، سنگ‌های آتشفشانی اسیدی سن 4±297 میلیون سال (مرز کربونیفر-پرمین) دارند. سنگ‌های آتشفشانی بازیک دونین از نظر شیمیایی ماهیت آلکالن سدیک داشته و با الگوهای عناصر نادر خاکی تفریق شده (17-2/5 LaN/YbN=) مشخص می‌شوند. همچنین، ویژگی‌های عناصر کمیاب این سنگ‌ها نشان دهنده تشکیل آنها در یک محیط درون‌پلیتی و غیر فرورانشی است که در توافق با ماگماتیسم دونین در دیگر مناطق ایران (البرز و ایران مرکزی) است. در سوی دیگر، ژئوشیمی عناصر اصلی و کمیاب سنگ‌های آتشفشانی اسیدی پرمین تناسب آنها با مذاب‌های گرانیتوئیدی نوع A (A2) را آشکار می‌سازد. لذا ماگماتیسم اسیدی پرمین نشان‌دهنده یک محیط غیرکوهزایی (پس از کوهزایی) است که در این صورت می‌تواند آثار فاز کوهزایی هرسینین در شمال غرب ایران را محتمل ‌سازد.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Paleozoic magmatism in the southwest of Julfa (northwestern Iran): geochemical characteristics, U-Pb dating and tectonic setting

نویسندگان [English]

  • morteza delavari 1
  • Fatemeh Arab Asadi 1
  • Ali Mohammadi 2
1 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, University of Kharazmi, Tehran, Iran
2 Research institute for Earth Sciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran
چکیده [English]

Extensive sedimentary- igneous rock associations of Paleozoic age crop out in southwest of Julfa (northwest of Iran). Geochemically, the igneous rocks display various basic to acidic compositions. The basic rocks occur as several lava flows intercalated with Devonian siliciclastic units. Also, the acidic igneous rocks consist of rhyolitic lavas and associated pyroclastics (tuffs and ignimbrites). Based on zircon U-Pb dating, the acidic volcanics represent the age of 297±4 Ma (Carboniferous- Permian boundary). The Devonian basic volcanics are chemically sodic alkaline and characterized by fractionated rare earth element (REE) patterns (LaN/YbN=5.2-17). Furthermore, trace element chemistry of Devonian volcanics implies their formation in within-plate and non-subduction zone environment in accord with Devonian magmatism in other parts of Iran (Alborz and Central Iran). On the other hand, the major and trace element chemistry of acidic volcanics suggests their similarity to A (A2)-type granitoids. Therefore, the Permian acidic magmatism is probably related to an anorogenic (post-collisional) tectonic setting which in this case, the effects of the Hercynian orogeny in northwest of Iran could be assumed.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Basalt
  • Rhyolite
  • Paleozoic
  • Julfa
  • northwestern Iran

تغییرات و تحولات پهنه‏‌های اقیانوسی زمان فانروزوییک در شمال گندوانا به‏‌ترتیب به‏‌صورت زیر دنبال شده‌اند: 1) پهنة اقیانوسی پروتوتتیس از کامبرین تا دونین؛ 2) پهنة اقیانوسی پالئوتتیس از سیلورین تا مزوزوییک آغازین (تریاس)؛ 3) پهنة اقیانوسی نئوتتیس از پرمین تا سنوزوییک (ائوسن) (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Ruban et al., 2007). بررسی رویدادهای مرتبط با تحولات این پهنة ‏‌ها بی‏گمان کلید ارزشمندی برای استنباط تحولات دیرین‌زمین‏‌ساختی سرزمین‏‌های مرز شمالی گندوانا، مانند سرزمین‏‌های سیمرین (Cimmerian terranes)، است. بخش بزرگی از ایران (مانند: البرز و شمال‌باختری ایران، سنندج- سیرجان و ایران‌مرکزی در کنار خرده‌قاره‏‌های تبت جنوبی و شمالی، هلمند، توریدز و آپولیا) بخشی از سرزمین‏‌های سیمرین به‌شمار می‌روند (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Torsvik and Cocks, 2004). در حقیقت، سرزمین‏‌های سیمرین بخشی از مرز شمالی گندوانا به‌شمار می‌روند که با پیدایش پهنة اقیانوسی نئوتتیس در زمان پرمین از مرز شمالی گندوانا جدا شده و به‌دنبال بسته‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس در زمان تریاس پسین به جنوب اوراسیا پیوسته‌اند (Zanchi et al., 2009). منطقة شمال‌باختری ایران (آذربایجان) نیز بیشتر در محدودة سرزمین‏‌های سیمرین جای می‏‌گیرد (Ruban et al., 2007). در این منطقه رخنمون‏‌های سنگ‏‌های رسوبی و تا اندازه‏‌ای آذرین پالئوزوییک میانی- پسین گسترش قابل‌توجهی دارند (Oskuei and Hajialilu, 1995; Abdollahi and Hosseini, 1996; Wendt et al., 2005). گسترة برگزیده برای انجام این پژوهش در مختصات عرض جغرافیایی ¢41°38 تا ¢49°38 شمالی و طول جغرافیایی ¢26°45 تا ¢34°45 خاوری و در جنوب‏‌باختری جلفا جای دارد (شکل 1- A).

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه محدودة بررسی‌شده در شمال‌باختری ایران؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقة جنوب‏‌باختری جلفا (رسم دوباره با برخی تصحیح‌ها از Oskuei و Hajialilu (1995) و Abdollahi و Hosseini (1996)) و جایگاه دقیق بخش‌های بررسی‌شده


 

 

بررسی سنگ‏‌های ولکانیکی پالئوزوییک میانی- پسین این منطقه ابزار کارآمدی برای بحث دربارة وضعیت جغرافیای دیرینه شمال‌باختری ایران در زمان یادشده است. ازاین‌رو، در این پژوهش دربارة روابط چینه‏‌شناختی توالی آتشفشانی- رسوبی و تا حد امکان سن‌سنجی نسبی واحدهای آتشفشانی همراه، سن مطلق برخی واحدهای آتشفشانی به روش U-Pb، ویژگی‌های میکروسکوپی، ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی واحدهای آذرین و سازوکار زمین‏‌ساختی حاکم در منطقه در بازة زمانی پالئوزوییک میانی- پسین بحث شده است.

 

روش انجام پژوهش

نخستین گام بررسی صحرایی است که در آن برخی ویژگی‏‌ها مانند گسترش واحدها، رابطة سنگ‏‌چینه‏‌ای آنها با یکدیگر، برخی ویژگی‏‌های ساختاری و نیز نمونه‏‌برداری از واحدهای مورد نظر انجام شد. سپس از همة نمونه‏‌های برداشت‌شده مقطع نازک تهیه شد. در مرحله بعدی، ویژگی‏‌های میکروسکوپی نمونه‏‌ها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. افزون‏‌براین، نمونه‏‌های رسوبی برداشت‌‌شده نیز از دیدگاه فسیل‏‌شناسی بررسی شدند.

پس از بررسی مقاطع نازک، شماری از نمونه‏‌ها برای تجزیة شیمیایی برگزیده شدند. در فرایند خردایش، نخست نمونه‏‌ها به قطعات با اندازة نزدیک‌‌به یک سانتیمتر و کوچک‏‌تر خردشدند. تلاش شد بخش‏‌های سطحی و دگرسان‏‌شده و نیز رگه‏‌ها و پرشدگی‏‌های ثانویه حفره‌ها جدا شوند. فرایند نرمایش (تهیة پودر) نمونه‏‌ها در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران و با دستگاه تنگستن‌کارباید انجام شد. تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌ها در آزمایشگاه دانشگاه ETH (سوییس) انجام شد؛ بدین‌گونه‌که مقدار عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی و کمیاب به روش XRF و عنصرهای خاکی کمیاب و برخی دیگر از عنصرهای فرعی و کمیاب به روش LA-ICP-MS به‌دست آورده شدند (جدول 1).

 

 

جدول 1- داده‏‌های U- Pb زیرکن و سن‏‌های به‌دست‌‌آمده برای سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی جنوب‏‌باختری جلفا (نمونه MJU-1).

 

Age (Ma)

 

% Radiogenic

 

206Pb/

238U

206Pb/

238U

207Pb/

235U

207Pb/

235U

207Pb/

206Pb

207Pb/

206Pb

 

206Pb

207Pb*/

235U

207Pb*/

235U

   

 

 

 

   

Zr3

317.3

15.6

322.5

17.5

360.1

110

 

99.37

0.3738

0.0236

Zr4

310.9

11.1

307.4

11

281

60.6

 

99.85

0.3536

0.0147

Zr7

306.6

19.9

302.9

18.2

274.7

83.1

 

99.77

0.3476

0.0241

Zr5

309.2

13.3

300

25.2

228.6

172

 

99.23

0.3437

0.0333

Zr1

307.2

11.8

293.2

11.7

182.3

80.9

 

99.64

0.3347

0.0153

Zr6

304.4

15.1

289.1

28.4

167.8

219

 

98.8

0.3294

0.0372

Zr2

270.9

9.74

261.3

26.3

176.5

255

 

96.65

0.2935

0.0335

 

 

 

 

% Radiogenic

Correlation

Common

Common

Common

 

 

207Pb*/

206Pb*

207Pb*/

206Pb*

206Pb*/

238U

206Pb*/

238U

of Concordia

Ellipses

206Pb/

204Pb

207Pb/

204Pb

208Pb/

204Pb

 

 

 

 

 

       

 

Zr3

 

0.0537

0.0026

0.0505

0.0025

0.6551

18.86

15.62

38.34

 

Zr4

 

0.0519

0.0014

0.0494

0.0018

0.7781

18.86

15.62

38.34

 

Zr7

 

0.0518

0.0019

0.0487

0.0032

0.8584

18.86

15.62

38.34

 

Zr5

 

0.0507

0.0038

0.0491

0.0022

0.6765

18.86

15.62

38.34

 

Zr1

 

0.0497

0.0017

0.0488

0.0019

0.6764

18.86

15.62

38.34

 

Zr6

 

0.0494

0.0046

0.0484

0.0025

0.5706

18.86

15.62

38.34

 

Zr2

 

0.0496

0.0054

0.0429

0.0016

0.2966

18.86

15.62

38.34

 

                           

 


 

 

سن‏‌سنجی اورانیم- سرب زیرکن در دانشگاه کالیفرنیای آمریکا (UCLA) با دستگاه CAMECA IMS 1270 به روش مرسوم (Quidelleur et al., 1997; Schmitt et al., 2003a, 2003b) انجام شد. در آزمایشگاه دانشگاه یادشده، نخست فرایند جدایش بلورهای زیرکن با روش‏‌های مغناطیسی و محلول سنگین استاندارد انجام شد. میکرودریلینگ مقطع نازک صیقلی نیز برای جداسازی زیرکن به‌کار برده شد. پس از ساخت پلاک‏‌های صیقلی و پیش از انجام تجزیه با روش کاتادولومینسانس از زیرکن‏‌ها تصویربرداری شد. برای تجزیة SIMS، پوشش کربنی برداشته شد و با یک لایه طلای رسانا جایگزین شد. پرتوی تابیده‌شده به یک نقطه با قطر 15 تا 20 میکرومتر انجام شد. افزون‏‌براین، برای نمونة استاندارد، زیرکن‏‌های AS3 گابروی دولوث (Duluth gabbro) (Paces and Miller, 1993) به‌کار برده شدند.

 

ویژگی‏‌های صحرایی

در منطقة جنوب‏‌باختری جلفا رخنمون قابل‌توجهی از واحدهای آذرین و رسوبی پالئوزوییک میانی- پسین دیده می‌شود. واحدهای سنگ‏‌شناختی دونین بیشتر دربردارندة شیل، ماسه‏‌سنگ و سنگ‏‌های آهکی هستند و همراه با آنها روانه‏‌های بازالتی نیز دیده می‏‌شوند (شکل 1- B). نزدیک‌‌به 10 کیلومتری شمال‌خاوری روستای پیر اسحاق توالی کمابیش ستبری (بیشتر از 500 متر) از تناوب رسوب‌های سیلیسی کلاستیک، بازالت و سنگ‏‌های آهکی دیده می‏‌شود (شکل 2).

رسوب‌های آواری یا سیلیسی کلاستیک شامل توالی ماسه‏‌سنگ- کنگلومرا و تنوعی از ماسه‏‌سنگ‏‌های قرمز (شکل 2- B)، خاکستری تا سبز هستند. در بالاترین افق این توالی واحدی از سنگ‏‌های بازالتی و در زیر آن کنگلومرای پلی‌ژنتیک دیده می‌شوند. در واحد کنگلومرایی مقدار ماتریکس کم است و قطعات گرد‏‌شدگی خوب با اندازة 2 تا 5 سانتیمتر دارند. ماسه‏‌سنگ‏‌ها به‏‌صورت واحدهای گوناگون با ستبرای چند متر تا ده‏‌ها متر دیده می‌شوند و سازندة بخش بزرگی از رسوب‌های توالی یادشده هستند. ماسه‏‌سنگ‏‌ها از دیدگاه رنگ و ظاهر متنوع هستند. همراه با رسوب‌های یادشده میان‏‌لایه‏‌های بازالتی فراوانی با ستبرای چند متر تا بیشتر از 10 متر دیده می‏‌شوند. بازالت‏‌ها در سطح رخنمون رنگ خاکستری دارند (شکل 2- C) و گاه تا اندازه‏‌ای دگرسان شده‏‌اند. افزون‌براین، سنگ‏‌ها بافت متراکم تا حفره‏‌دار دارند و حفره‌ها نیز کمابیش با کانی‏‌های ثانویه (مانند: کلسیت و سیلیس) پر شده‏‌اند. افزون‌بر سنگ‏‌های بازالتی و رسوب‌های آواری، لایه‏‌هایی از سنگ‏‌های آهکی نیز در این توالی یافت می‏‌شوند که به‏‌صورت متناوب با ماسه‏‌سنگ و شیل دیده می‏‌شوند. لایه‏‌های آهکی ستبرای بسیاری ندارند (کمتر از 10 تا 20 متر) و در مقایسه با دیگر واحدهای سنگی گسترش کمتری دارند (شکل 2- D). در برخی سنگ‏‌های آهکی، فسیل شاخص آمبلا (Umbella) یافت شد که نشان‌دهندة سن دونین پسین است.

در یک برش دیگر که نزدیک‌‌به 3 کیلومتری شمال روستای پیر اسحاق است (شکل‌های 3- A و 3- B) روابط چینه‏‌شناسی و ویژگی‌های سنگ‏‌شناختی بررسی شده‌اند. در این برش سنگ‏‌های گوناگون (مانند: سنگ‌‏‌های آذرین بیرونی، رسوب‌های آواری و سنگ‏‌های آهکی) دیده می‌شوند. بررسی همبری میان واحدها نشان‌دهندة اولیه‏‌بودن آنهاست. سنگ‏‌های آذرین بیرونی در پایین‏‌ترین بخش جای گرفته‌اند. این سنگ‏‌ها دربردارندة گدازه‏‌های ریولیتی و آذرآواری‌‏‌های مرتبط (مانند: توف و ایگنیمبریت) هستند که در صحرا با رنگ سرخ کاملاً مشخص و متمایز هستند (شکل 3- C).

 

 

 

شکل 2- A) نمای کلی صحرایی از تناوب واحدهای آتشفشانی، سنگ‏‌های آواری سیلیسی کلاستیک و سنگ‏‌های آهکی مربوط به دونین (نزدیک به 10 کیلومتری شمال‌خاوری روستای پیر اسحاق)؛ B) نمایی نزدیک از لایه‏‌بندی و رنگ مایل به سرخِ سنگ‏‌های آواری سیلیسی کلاستیک (ماسه‏‌سنگی)؛ C) واحدهای بازالتی دونین که به‏‌صورت میان‏‌لایه با سنگ‏‌های رسوبی آواری و آهکی رخنمون دارند. این بازالت‏‌ها در سطح رخنمون بیشتر به رنگ خاکستری تیره هستند؛ D) برش چینه‏‌شناسی نشان‏‌دهندة تناوب و ضخامت واحدهای گوناگون رسوبی و آتشفشانی دونین که تصویر صحرایی آن در شکل A نمایش داده شده است (شماره‏‌ها موقعیت برخی از نمونه‏‌ها را نشان می‌دهند)

 

 

شکل 3- A- نمایی صحرایی از رابطة واحدهای رسوبی پرمین (ماسه‏‌سنگ‏‌های سرخ‌رنگ و سنگ‏‌های آهکی) با سنگ‏‌های آذرین بیرونی (نزدیک به 3 کیلومتری شمال‌خاوری روستای پیر اسحاق) (موقعیت شکل‏‌های C تا F نیز روی آن نشان داده شده است)؛ B) برش چینه‌‌شناسی از واحدهای مربوط به شکل A (در این شکل موقعیت برخی نمونه‏‌های آذرین (جدول 1) نیز نشان داده شده است)؛ C) سنگ‏‌های خروجی اسیدی که بیشتر آذرآواری هستند و رنگ آنها که در سطح رخنمون مایل به قرمز است؛ D) ماسه‏‌سنگ‏‌های قرمز رنگ پرمین پیشین و ساخت چینه‏‌بندی متقاطع (Herringbone) که نشان‏‌دهندة محیط کم ژرفای جزرو مدی و جریان رفت و برگشتی آب در محیط‏‌های ساحلی است)؛ E) سنگ‌آهک‏‌های روشن‌رنگ پرمین که روی ماسه‏‌سنگ سرخ‌رنگ جای دارند؛ F) سیل‏‌های اسیدی که موازی با لایه‏‌بندی سنگ‏‌های آهکی درون آنها تزریق شده‏‌اند

 

 

ستبرای این واحد در سطح رخنمون از 100 متر بیشتر نیست. در بررسی‌های پیشین، سن این سنگ‏‌ها دونین پسین- کربونیفر دانسته شده ‏است (Abdollahi and Hosseini, 1996)؛ اما در این پژوهش، برپایة سن‏‌سنجی ایزوتوپی، سن آنها مرز کربونیفر- پرمین دانسته می‌شود. روی این سنگ‏‌ها، یک واحد ماسه‏‌سنگ سرخ‌رنگ جای می‏‌گیرد (شکل‌های 3- B و 3- D). این ماسه‏‌سنگ‏‌ها سن پرمین پیشین دارند و هم‌ارز سازند درود هستند. در این ماسه‏‌سنگ‏‌ها ساخت جناقی نیز دیده می‏‌شود که نشان‏‌دهندة محیط کم ژرفای ساحلی است (شکل 3- D). روی این ماسه‏‌سنگ‏‌ها با یک همبری هم‏‌شیب، ستبرای قابل‌توجهی از سنگ‌آهک به رنگ روشن و نازک تا متوسط لایه جای گرفته است (شکل 3- E). سنگ‏‌های آهکی یادشده صخره‏‌ساز هستند و در برخی بخش‌ها (مانند: شمال روستای پیراسحاق) سازندة ریخت‌شناسی مرتفع منطقه هستند. این سنگ‏‌ها هم‌ارز سازند روته- نسن هستند (Oskuei and Hajialilu, 1995). درون سنگ‏‌های آهکی سنگ‌های آذرین به‏‌صورت سیل تزریق شده‌اند. ستبرای سیل‏‌ها چند ده سانتیمتر تا نزدیک به 1 متر است و ترکیب اسیدی دارند (شکل 3- F).

 

سنگ‏‌نگاری

در منطقة جنوب‏‌باختری جلفا تنوعی از سنگ‏‌های آتشفشانی از طیف بازیک تا اسیدی و گدازه تا آذرآواری دیده می‏‌شود. برپایة آنچه پیشتر دربارة ویژگی‏‌های صحرایی آنها گفته شد، در زیر میکروسکوپ نیز ویژگی‏‌های گوناگونی دارند.

الف- سنگ‏‌های آذرآواری اسیدی و ریولیت‏‌ها: این گروه شامل ایگنیمبریت (شکل‌های 4- A و 4- B)، توف‏‌ (شکل 4- C) و ریولیت (شکل 4- D) است. ترکیب کانی‏‌شناسی و حضور فازهایی مانند پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و کوارتز در سنگ‏‌های آذرآواری (ایگنیمبریت‏‌ و توف‏‌) نشان‌دهندة ترکیب ریولیتی آنهاست. این ویژگی با داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی این سنگ‌ها همخوانی دارد. توف‏‌ها بیشتر به‏‌صورت ویتریک توف هستند و بخش شیشه‏‏‌ای (یا خاکستر) نسبت به قطعات بلوری یا خرده‌سنگ فزونی دارد. از دیدگاه کلی، در سنگ‏‌های آذرآواری، فراوانی مودال فنوکریست‏‌ها برابربا 20 تا 25 درصدحجمی است و بقیة سنگ را زمینه (ماتریکس) پر می‏‌کند. پلاژیوکلاز از فازهای اصلی این سنگ‏‌هاست. این کانی از دیدگاه فراوانی مودال تا نزدیک‌به 10 درصدحجمی می‏‌رسد و اندازة کوچک‏‌تر از 1 تا 4 میلیمتر دارد. ماکل آلبیتی به‌طور معمول در پلاژیوکلازها دیده می‏‌شود (شکل 4- B). از دیدگاه شکل بلوری نیز به‌علت سازوکار انفجاریِ بیرون‌ریختن مذاب، بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز بی‏‌شکل تا گاه نیمه‏‌شکل‏‌دار و با شکستگی و مرزهای نامنظم هستند. آلکالی‌فلدسپار از دیگر کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌هاست. این کانی از نوع سانیدین و آنورتوکلاز است و همانند پلاژیوکلازها کمابیش به کانی‏‌های رسی دگرسان شده‌ است. اندازة بیشتر این کانی‏‌ها از 5 میلیمتر کمتر است و از دیدگاه مودال نیز فراوانی کمتر از نزدیک‌به 10 درصدحجمی دارند. بلورهای کوارتز فراوانی مودال کمتری دارند (کمتر از 2 درصدحجمی). بیشتر کوارتزها اندازة کمتر از 1 میلیمتر دارند. بلورهای کوارتز نیز عموماً بی‏‌شکل هستند و معمولاً مرز خلیجی دارند. کانی‏‌های فرومنیزین به‌ندرت به‏‌صورت سالم دیده می‌شوند. کانی‏‌های کدر، زیرکن و آپاتیت از مهم‏‌ترین کانی‏‌های فرعی این سنگ‏‌ها هستند. کانی‏‌های کدر (کمتر از 5 درصد مودال) بیشتر به‏‌صورت بلورهای بی‏‌شکل و ریزدانه (کمتر از 1 میلیمتر) دیده می‌شوند و در زمینة سنگ پراکنده هستند.

بیشتر ریولیت‏‌ها بافت هیالوپورفیری دارند. بخش بزرگی از این سنگ‌ها را زمینة ریزبلور دربر می‌گیرد و فنوکریست‏‌ها درصد مودال چشمگیری ندارند (کمتر از 10 درصدحجمی). در این سنگ‏‌ها زمینة شیشه‏‌ای بیشتر حالت تبلور دوباره دارد (شکل 4- D). از دیدگاه ویژگی‌های میکروسکوپی (مانند: نوع کانی‏‌ها، فراوانی مودال، شکل و اندازة کانی‏‌ها) ریولیت‏‌ها نیز همانند سنگ‏‌های آذرآواری اسیدی هستند.

ب- داسیت- آندزیت: بیشتر این سنگ‏‌ها بافت میکرولیتی پورفیری دارند. حجم سنگ بیشتر از زمینة ریزبلور تا شیشه‏‌ای و میکرولیت‏‌های ریز پلاژیوکلاز ساخته شده است (شکل‌های 4- E و 4- F). بیشتر فنوکریست‏‌های سنگ پلاژیوکلاز هستند و به مقدار کم فنوکریست تا میکروفنوکریست‏‌های کانی‏‌های کدر نیز دیده می‏‌شوند. در کل، بلورهای پلاژیوکلاز فروانی مودال کمتر از 5 تا 10 درصدحجمی دارند (شکل 4- E). پلاژیوکلازها در اندازة نزدیک به 1 تا 4 میلیمتر دیده می‌شوند و بیشتر نیمه‏‏‌شکل‏‏‌دار هستند. برخی از این بلورها هضم‏‌شدگی و بافت غربالی نشان می‌دهند. بلورهای پلاژیوکلاز کمابیش دچار دگرسانی شده‌اند و سریسیت و کلسیت محصول این فرایند هستند. کانی‏‌های کدر نیز بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‏‌دار هستند و از دیدگاه فراوانی کمتر از 1 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. گاه شکل‏‌های کمابیش شکل‏‏‌دار (لوزی شکل) کانی‏‌های کدر دیده می‏‌شود که چه‌بسا مربوط به قالب برجامانده از یک کانی فرومنیزین (آمفیبول) تجزیه‌شده است (شکل 4- F). زمینة سنگ در برخی نمونه‏‌ها سرشار از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز است که گاه جهت‏‌یافتگی جریانی نیز نشان می‏‌دهند و فضای میان این بلورها از ذره‌های ریز کانی‏‌های کدر پر شده است.

پ- بازالت: این سنگ‏‌ها بافت‏‌های گوناگونی (مانند: میکرولیتی پورفیری، تراکیتی پورفیری و اینترسرتال) نشان می‌دهند (شکل‌های 4- G تا 4- L). فنوکریست‏‌ها حجم کمتری نسبت به زمینه را دربر می‌گیرند و در برخی نمونه‏‌ها فراوانی آنها از 5 درصدحجمی مودال سنگ کمتر است. در این سنگ‏‌ها فنوکریست‏‌های سالم بیشتر از نوع پلاژیوکلاز هستند؛ اگرچه پلاژیوکلازها نیز تا اندازة بسیاری دچار دگرسانی شده‏‌اند. این کانی‏‌ها بیشتر به‏‌صورت نیمه‏‏‌شکل‏‏‌دار دیده می‌‏‌شوند و اندازة بیشتر آنها از 2 میلیمتر کمتر است. در یک گروه از نمونه‏‌ها، فنوکریست‏‌هایی از کانی‏‌های کدر نیز دیده می‏‌شوند که شاید محصول ثانوی دگرسانی کانی‏‌های فرومنیزین باشند (شکل 4- H). کانی‏‌های کدر در زمینة سنگ در فضای میان میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز به مقدار فراوان دیده می‏‌شوند (تا بیش از 10 درصدحجمی مودال) که بخشی از آنها پیامد تجزیة کانی‏‌های فرومنیزین (بیشتر کلینوپیروکسن) هستند. در برخی کانی‏‌های زمینة سنگ دگرسانی کلریتی نیز دیده می‌شود؛ اما بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر به سریسیت تجزیه شده‏‌اند. در برخی نمونه‏‌های بازالتی به‌ندرت فنوکریست‏‌های کانی‏‌های فرومنیزین دیده می‌شوند. این کانی‏‌ها که بیشتر کلینوپیروکسن هستند فضای میان میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز در زمینة سنگ را فراگرفته‏‌اند (بافت اینترسرتال) (شکل‌های 4- I تا 4- K). در برخی سنگ‏‌های بازالتی دگرسانی کلسیتی بسیاری روی داده است و قالب فنوکریست‏‌ها با کلسیت پر شده است. پرشدگی از سیلیس در فضاهای خالی در برخی نمونه‏‌ها نیز دیده می‏‌شود. کلریتی‏‌شدن در برخی نمونه‏‌های بازالتی گسترش بسیاری دارد (شکل 4- L). افزون‌براین، گاه کانی‏‌های فرومنیزین (الیوین) ایدنگسیتی نیز شده‏‌اند.

 

 

شکل 4- ویژگی‏‌های میکروسکوپی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة جنوب‏‌باختری جلفا. A، B) سنگ‏‌های ایگنیمبریتی پرمین با فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار و بافت اوتاکسیتی که فیام‏‌ها و شاردگلاس‏‌های نواری در زمینة سنگ به‌ویژه در شکل A دیده می‌شوند؛ C) توف اسیدی پرمین که بیشتر درشت‌بلورهای آن پلاژیوکلاز هستند. این توف‏‌ها بیشتر به‏‌صورت ویتریک‏‌توف هستند؛ D) ریولیت‏‌های پرمین با فنوکریست‏‌های آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز. زمینة این سنگ‏‌ها دچار فرایند تبلور دوبار شده است؛ E، F) داسیت- آندزیت‏‌های پرمین. بافت این سنگ‏‌ها میکرولیتی پورفیری است و بیشتر پورفیرها از جنس پلاژیوکلاز هستند. در شکل F قالب یک کانی فرومنیزین (هورنبلند؟) دگرسان شده دیده می‏‌شود که با کانی کدر پرشده است؛ G، H) بافت تراکیتی در بازالت‏‌های دونین. در این سنگ‌ها بخش بزرگی از سنگ با میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز فراگرفته شده است و فنوکریست‏‌ها کمتر دیده می‏‌شوند. اگرچه گاه میکروفنوکریست‏‌هایی از کانی‏‌های کدر دیده می‏‌شود (شکل H) که ممکن است قالب پرشدة کانی‏‌های فرومنیزین با کانی‏‌های کدر ثانوی باشد؛ I، J، K) بافت اینترسرتال در بازالت‏‌های دونین که فضای میان پلاژیوکلازها به‏‌صورت بخشی با کلینوپیروکسن پرشده است؛ L) دگرسانی کلریتی در بازالت‏‌های دونین (شکل‏‌های A و L در حالت PPL و دیگر شکل‌ها در حالت XPL هستند)


 

 

سن‌سنجی ایزوتوپی

سنگ‏‌های خروجی اسیدی شمال روستای پیر اسحاق یکی از واحدهای آذرین منطقه هستند که برپایة روابط چینه‏‌شناسی سن آنها دقیقاً روشن نیست و جای پرسش دارد. این سنگ‏‌ها در زیر ماسه‏‌سنگ‏‌ها پرمین پیشین جای می‏‌گیرند و پیش از این سن آنها دونین- کربونیفر دانسته می‌شد (Abdollahi and Hosseini, 1996). ازاین‌رو، این واحد به‌روش ایزوتوپی U-Pb سن‌سنجی شد. سن‏‌سنجی U-Pb برای 7 بلور زیرکن جداشده از نمونه MJU-1 انجام شد. طول این زیرکن‏‌ها تا بیشتر از 250 میکرون نیز می‏‌رسد. تصویرهای کاتدولومینسانس (شکل5- A) برای بیشتر بلورهای زیرکن حالت زونینگ را نشان می‏‌دهند. این ویژگی مربوط به زیرکن‏‌هایی است که پیامد تبلور ماگمایی هستند (Hoskin and Schaltegger, 2003). نقاط تجزیه‌شده بیشتر روی بخش‏‌هایی از بلور متمرکز شده‌اند که زونینگ دارند. ازاین‌رو، سن به‌دست‌آمده نشان‌دهندة سن تبلور و یا رشد کانی درون مذاب است.

داده‌های تجزیة شیمیایی زیرکن‏‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند. نمودار کنکوردیا برپایة نسبت 206Pb/238U در برابر نسبت 207Pb/235U در شکل 5- B نمایش داده شده است. برپایة این نمودار سن کنکوردیای به‌دست‌آمده برای نمونة یادشده 4/4± 8/297 میلیون سال پیش است که در حقیقت، نشان‌دهندة آغاز پرمین یا مرز کربونیفر- پرمین است.


 

 

شکل 5- A) تصویرهای کاتودولومینیسنس زیرکن‏‌ها در سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی جنوب‏‌باختری جلفا (نماد دایره نقطة تجزیه‌شده را نشان می‏‌دهد)؛ B) نمودار کنکوردیا برای زیرکن‏‌های بررسی‌شده

 

 

زمین‏‌شیمی

ترکیب شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة جنوب‏‌باختری جلفا در جدول 2 آورده شده است. در کل، نمونه‏‌ها دو طیف بازیک و اسیدی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که سنگ‏‌های آتشفشانی دونین بیشتر در محدودة بازالت و سنگ‏‌های آتشفشانی پرمین در محدودة ریولیتی جای می‏‌گیرند (شکل 6).

 

جدول 2- ترکیب شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) در سنگ‏‌های آتشفشانی پالئوزوییک جنوب‏‌باختری جلفا (rh.ign: ایگنیمبریت ریولیتی؛ rh: ریولیت؛ tr.and: تراکی‌آندزیت؛ rh.tuff: توف ریولیتی)

 

Permian

 

Devonian

Sample No.

Mju-1

Mju-2

Mju-3

Mju-4

Mju-5

Mju-6

 

Mju-9

Mju-11

Mju-16

Mju-18

Mju-23

Mju-24

Rock type

rh.ign.

tr.and.

rh.tuff

rh.

rh.tuff

rh.ig.

 

basalt

basalt

basalt

basalt

basalt

basalt

XRF

SiO2

78.55

56.22

71.17

72.52

70.43

69.06

 

47.70

47.42

48.38

44.42

49.19

45.92

TiO2

0.32

1.62

0.33

0.26

0.37

0.35

 

3.32

3.30

3.12

2.55

1.42

3.17

Al2O3

11.60

14.98

13.95

10.66

13.87

13.06

 

15.90

14.75

14.31

16.08

15.43

14.54

Fe2O3

0.24

1.52

0.43

0.28

0.66

0.47

 

1.53

1.87

1.77

1.35

1.50

1.48

FeO

1.58

10.12

2.88

1.86

4.39

3.10

 

10.19

12.46

11.77

9.03

10.02

9.86

MnO

0.02

0.14

0.01

0.01

0.05

0.03

 

0.31

0.36

0.35

0.19

0.24

0.23

MgO

0.04

0.86

0.05

0.12

0.57

0.04

 

4.46

6.25

6.12

5.46

1.82

3.77

CaO

0.73

2.66

0.23

0.07

0.36

0.21

 

4.04

2.61

3.41

9.81

6.36

8.62

Na2O

6.41

7.33

4.93

2.68

3.63

4.51

 

6.21

5.24

4.70

2.68

4.73

3.48

K2O

0.13

0.20

4.59

5.79

5.43

4.57

 

0.15

0.12

0.27

0.65

0.69

0.73

P2O5

0.07

0.57

0.08

0.04

0.10

0.08

 

1.07

0.85

0.82

0.40

0.74

0.92

LOI

0.86

3.23

0.77

0.55

0.61

1.32

 

4.24

3.94

4.56

6.73

7.09

6.52

Total

100.55

99.45

99.40

94.84

100.47

96.79

 

99.11

99.18

99.59

99.37

99.24

99.26

Mg#

3.6

11.7

2.4

9.3

17.0

1.8

 

40.7

44.1

45.0

48.7

22.2

37.5

Zn

29.5

125.5

28.4

33.3

102.2

40.6

 

197.2

143.6

137.8

120.5

215.2

120.8

Cu

11.6

19.1

10.9

29.5

15.8

8.4

 

41.4

52.3

25.3

24.8

19.3

12.8

Sc

6.8

24.8

11.1

0.8

13.5

8.7

 

29.8

30.4

28.1

36.0

15.3

19.5

Ga

12.2

22.8

17.2

23.7

25.7

22.2

 

25.5

24.3

23.0

23.0

28.9

23.6

Ni

0.2

5.8

1.2

2.7

2.9

2.7

 

49.0

22.9

19.9

35.6

0.9

0.0

Co

1.7

14.5

1.8

2.3

5.4

3.0

 

45.1

34.2

38.9

44.0

13.0

22.4

Cr

108.2

20.9

30.6

38.8

42.4

25.9

 

147.0

38.6

57.7

45.0

0.0

0.0

V

4.7

78.0

6.4

18.3

18.4

10.6

 

128.1

194.8

173.1

300.6

5.4

125.1

Pb

0.0

9.2

6.3

16.5

0.3

13.5

 

0.0

4.6

0.0

0.0

9.7

1.0

LA-ICP-MS

         

 

           

Cs

0.093

0.356

0.433

0.745

0.480

0.356

 

0.054

0.095

0.223

0.213

0.222

0.240

Ba

62.404

113.565

617.071

367.775

926.125

680.870

 

111.077

112.305

171.231

190.134

152.027

660.604

Rb

2.291

3.742

97.960

86.386

133.887

96.966

 

1.747

1.594

6.160

11.408

25.797

18.151

Sr

93.560

249.353

47.057

14.620

98.595

46.212

 

489.405

678.927

709.862

286.351

278.901

664.653

Y

27.835

44.610

49.792

63.522

77.529

45.256

 

41.938

50.263

53.885

36.423

49.463

32.487

Zr

314.357

281.131

427.269

526.853

512.228

437.367

 

199.516

231.823

229.158

210.274

430.470

248.327

Hf

8.433

7.590

11.129

13.202

13.221

11.320

 

5.034

5.821

5.924

5.129

10.048

5.978

Ta

1.519

1.837

2.079

2.837

2.487

2.226

 

2.663

2.453

2.324

1.508

6.185

4.225

Nb

24.859

30.821

32.919

44.022

40.718

34.138

 

45.013

41.852

40.348

26.956

112.545

74.002

Th

11.528

10.134

15.871

12.023

17.599

14.832

 

5.532

4.583

4.487

2.971

10.154

6.657

U

3.338

3.253

3.190

1.769

5.204

2.898

 

1.004

1.091

0.905

0.682

2.496

1.565

La

32.052

45.915

60.856

103.614

99.847

62.698

 

38.388

42.325

50.620

25.671

94.087

61.392

Ce

57.094

97.095

123.484

126.834

203.727

130.301

 

81.166

86.226

98.584

53.295

183.916

119.996

Pr

7.365

11.566

14.528

24.451

22.500

14.651

 

9.901

10.506

11.848

6.738

20.977

14.069

Nd

27.558

46.923

55.786

92.017

87.440

56.045

 

43.471

45.320

47.841

28.336

80.900

55.843

Sm

4.947

10.269

11.373

15.957

17.719

10.689

 

9.399

10.416

10.688

6.737

14.527

10.444

Eu

0.905

2.394

1.724

1.288

2.601

1.592

 

3.624

3.810

3.893

2.074

4.414

3.440

Gd

4.705

10.476

10.847

14.688

15.700

9.267

 

9.578

10.953

11.014

7.355

12.526

9.238

Tb

0.736

1.460

1.674

2.166

2.420

1.386

 

1.324

1.570

1.683

1.092

1.768

1.217

Dy

4.769

9.106

10.267

13.349

14.872

8.424

 

8.243

10.131

10.177

7.042

10.303

6.857

Ho

1.090

1.743

2.056

2.457

3.025

1.734

 

1.597

1.955

2.065

1.454

1.919

1.288

Er

3.268

4.801

6.246

7.137

8.309

5.326

 

4.025

5.589

6.045

3.939

5.418

3.249

Tm

0.502

0.635

0.897

0.984

1.155

0.825

 

0.528

0.735

0.800

0.547

0.694

0.431

Yb

3.141

4.093

6.139

6.548

7.773

5.892

 

3.221

4.953

5.036

3.554

4.344

2.594

Lu

0.450

0.596

0.922

0.940

1.117

0.842

 

0.494

0.728

0.744

0.530

0.651

0.379

A/CNK

0.97

0.88

1.03

0.99

1.11

1.02

 

 

 

 

 

 

 

A/NK

1.09

1.22

1.07

1.00

1.17

1.06

 

 

 

 

 

 

 

LaN/SmN

4.18

2.89

3.45

4.19

3.64

3.79

 

2.64

2.62

3.06

2.46

4.18

3.79

SmN/YbN

1.75

2.79

2.06

2.71

2.53

2.02

 

3.24

2.34

2.36

2.11

3.72

4.47

LaN/YbN

7.32

8.05

7.11

11.35

9.21

7.63

 

8.55

6.13

7.21

5.18

15.53

16.98

 

 

شکل 6- رده‏‌بندی شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی پالئوزوییک جنوب‏‌باختری جلفا در نمودار Zr/TiO2- Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977)

 

الف- سنگ‏‌های آتشفشانی (بازیک) دونین: در این سنگ‏‌ها، مقدار LOI برابربا 9/3 تا 09/7 درصدوزنی است. بالا‏‌بودن نسبی این فاکتور در برخی نمونه‏‌ها نشان‏‌دهندة تأثیر فرایند دگرسانی بر آنهاست (جدول 2). محاسبة درصدوزنی اکسیدها با حذف LOI نشان می‌دهد تمرکز TiO2 در این سنگ‏‌ها بالا است و مقدارآن برابربا 54/1 تا 5/3 درصدوزنی است. K2O فراوانی چشمگیری ندارد (13/0 تا 79/0 درصدوزنی)؛ اما بالا‏‌بودن تمرکز Na2O (89/2 تا 54/6 درصدوزنی) نشان‌دهندة سرشت آلکالن سدیک نمونه‏‌هاست. از سوی دیگر، تمرکز MgO برابربا 98/1 تا 56/6 درصدوزنی است و مقدار Mg# (Mg#=MgO*100/MgO+FeOT) نیز برابربا 2/22 تا 7/48 درصدوزنی است. کم‏‌بودن نسبی Mg# در برخی نمونه‏‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة جدایش بلوری فازهای فرومنیزین (مانند: الیوین و پیروکسن) است.

الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) و نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) در شکل 7 نمایش داده شده‏‌اند. سنگ‌های بازیک دونین الگوی عنصرهای خاکی کمیاب جدایش‌یافته را نشان می‏‌دهند (شکل 7- A) که غنی‏‌شدگی شدید عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) در آن به‌خوبی دیده می‌شود. در این سنگ‏‌ها نسبت‏‌ LaN/YbN بالا و در بازة 2/5 تا 17 است. نسبت‏‌های SmN/YbN و LaN/SmN نیز که به‏‌ترتیب تغییراتی برابربا 1/2 تا 5/4 و 5/2 تا 2/4 را نشان می‏‌دهند گویای غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) به عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) و عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) به سنگین (HREE) هستند. مقدار میانگین La، Sm و Yb در نمونه‏‌ها نیز نسبت به ترکیب استاندارد (کندریت) به‏‌ترتیب 219، 67 و 23 برابر غنی‏‌شدگی نشان می‌دهد. نسبت Eu/Eu* مقدار نزدیک به یک (9/0 تا 16/1) دارد و نشان می‏‌دهد الگوها آنومالی چشمگیر مثبت یا منفی Eu ندارند. در حقیقت، این نکته نافی اینست که ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها بسیار تحت‌تأثیر جدایش بلوری یا تجمع پلاژیوکلاز بوده است. برپایة نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (شکل 7- B)، تمرکز عنصرهای ناسازگار در این سنگ‏‌ها غنی‏‌شدگی چشمگیری دربرابر ترکیب گوشته اولیه دارد. از سوی دیگر، عنصرهای ناسازگار LIL (عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ) مانند Ba دربرابر عنصرهای HFS (عنصرهای با قدرت میدان بالا) غنی‏‌شدگی نسبی دارند. افزون‌بر این در این شکل، نمودار عنکبوتی بهنجارشده این سنگ‏‌ها با بازالت‏‌های OIB (بازالت‏‏‌های جزایر اقیانوسی)، N-MORB و E-MORB مقایسه شده است و نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها از دیدگاه تمرکز عنصرهای ناسازگار شباهت بسیاری به مذاب‏‏‌های OIB دارند. اگرچه تهی‏‌شدگی نسبی K و Rb و تا اندازه‌ای Sr در الگوها دیده می‏‌شود که برپایة تحرک بالای این عنصرها گمان می‌رود تمرکز آنها تحت‌تأثیر فرایندهای ثانویه بوده است.

ب- سنگ‏‌های آتشفشانی (اسیدی) پرمین: در این سنگ‏‌ها، مقدار SiO2 برابربا 4/58 تا 8/78 درصدوزنی است. بازة مقدار Na2O و K2O نیز به‏‌ترتیب برابربا 84/2 تا 62/7 و 13/0 تا 14/6 درصدوزنی است. مجموع عنصرهای آلکالن (Na2O + K2O) در این سنگ‏‌ها که برابربا 56/6 تا 64/9 درصدوزنی است، نشان‏‌دهندة تمرکز بالای عنصرهای آلکالن در آنهاست. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده برای این سنگ‏‌ها (شکل 7- C)، غنی‏‌شدگی چشمگیر REE نمونه‏‌ها نسبت به کندریت را نشان می‏‌دهد. LaN و YbN به‏‌ترتیب برابربا 135 تا 437 و 5/18 تا 7/45) هستند. از سوی دیگر، الگوی REE شیب منفی دارد و LREE و MREE نسبت به HREE غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که در این سنگ‏‌ها، نسبت‏‌های LaN/YbN، SmN/YbN و LaN/SmN به‏‌ترتیب برابربا 1/7 تا 3/11، 7/1 تا 8/2 و 9/2 تا 2/4 هستند. در این شکل آنومالی منفی Eu دیده می‏‌شود (7/0- 25/0Eu/Eu*=) که چه‌بسا نشان‌دهندة جدایش بلوری پلاژیوکلاز در نمونه‏‌ها است. نکته دیگر اینکه، تشابه شکل کلی الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌های گوناگون از دیدگاه تمرکز نسبی عنصرها و موازی‏‌بودن الگوها چه‌بسا گواهی بر وابستگی زایشی نمونه‏‌هست. نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه نیز در شکل 7- D نمایش داده شده است. در این شکل نیز الگوی کلی نمونه‏‌ها با یکدیگر شباهت دارد؛ مگر در دو نمونه که در آنها عنصرهای LIL (مانند: K، Rb و Ba) تهی‏‌شدگی دارند. ازآنجایی‌که این دو نمونه به دیگر نمونه‏‌های اسیدی شباهت شیمیایی نشان می‌دهند، تفاوت‏ تمرکز عنصرهای LIL در آنها به تحرک این عنصرها (Zack and John, 2007; Spandler and Pirard, 2013) وابسته دانسته می‌شود و چه‌بسا به‌دنبال رویداد فرایندهای ثانویه (مانند دگرسانی) در برخی نمونه‏‌ها تهی شده‌اند. در این شکل نیز تهی‏‌شدگی آشکاری در فراوانی عنصر Sr دیده می‏‌شود که به‌همراه تهی‏‌شدگی Eu (شکل 7- C) نشان‏‌دهندة جدایش بلوری پلاژیوکلاز است (Rollinson, 2014). نکته مهم دیگری که در نمودارهای عنکبوتی دیده می‏‌شود تهی‏‌شدگی عنصرهای HFS (مانند: Nb، Ta و Ti) است. تهی‏‌شدگی عنصرهای HFS در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده از ویژگی‏‌های ماگماتیسم مناطق مرتبط با پهنة فرورانش است (Pearce, 1982; Hawkesworth and Ellam, 1989; Kelemen et al., 1993; Woodhead et al., 1993; Baier et al., 2008)؛ اگرچه آنومالی منفی عنصرهای HFS (مانند: Nb) شاید در پی آلایش پوسته‏‌ای نیز رخ دهد (Hawkesworth, et al., 1992; Griselin et al., 1997; Goodenough et al., 2002; Halama et al., 2004). در ادامه به بررسی این نکته پرداخته می‌شود.


 

 

 

شکل 7- الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت و نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه در سنگ‏‌های بازالتی دونین (شکل‏‏‌های A و B) و سنگ‏‌های آتشفشانی پرمین (شکل‏‏‌های C و D) (از ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای کندریت و گوشته اولیه (در بهنجار‏‌سازی) و نیز OIB، N-MORB و E-MORB بهره گرفته شده است)

 

 

بحث

الف- شواهد سنی ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در محدودة جنوب‏‌باختری جلفا

در شمال‏‌باختری منطقه بررسی‌شده رخنمون قابل‌توجهی از نفوذی‏‌های گرانیتی دیده می‌شود. این گرانیتوییدها (تودة سیاه‌باز) سرشت نوع A دارند (Fazlnia, 2017) و از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی شباهت بسیاری به ریولیت‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش نشان می‌دهند. برپایة آنچه در نقشة زمین‏‌شناسی منطقه (Oskuei and Hajialilu, 1995) آمده است، این توده‏‌های نفوذی، سازند روته (پرمین میانی) را قطع کرده‌ و با کنگلومرای الیگومیوسن پوشیده شده‌اند. بر این پایه، سن این سنگ‏‌ها پس از پرمین و پیش از میوسن دانسته شده است (Oskuei and Hajialilu, 1995)؛ اگرچه در بررسی دیگری و برپایة ویژگی‌‌های صحرایی و روابط چینه‏‌شناختی توده‏‌های نفوذی سیاه‏‌باز با واحدهای رسوبی مجاور، سن پس از پرمین این توده‏‌های نفوذی مورد تردید قرار گرفته است. برپایة این بررسی، توده‏‌های نفوذی درون سازندهای پرمین نفوذ نکرده‌اند؛ بلکه سازندهای پرمین (سازند روته) آنها را به‏‌صورت دگرشیب پوشانده‌اند (Fazlnia, 2017). سن ایزوتوپی ریولیت‏‌های منطقه نشان‏‌دهندة سن پرمین آغازین (4±8/297 میلیون سال پیش) برای این سنگ‌هاست. این سن با سن پیش از پرمین میانی توده‏‌های گرانیتوییدی سیاه‌باز (Fazlnia, 2017) همخوانی دارد. تودة نفوذی مافیک- الترامافیک غازان نمونة دیگری از ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در شمال‌باختری ایران است (Asadpour et al., 2013). برپایة سن‌سنجی ایزوتوپی به روش U-Pb سن نفوذی‏‌های مافیک 299 میلیون سال پیش برآورد شده است (Asadpour et al., 2013) که نزدیکی بسیار بالایی به سن ریولیت‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش دارد. ازاین‌رو، گمان می‌رود منطقة شمال‌باختری ایران در زمان پالئوزوییک پسین نشانه‌هایی از ماگماتیسم را در خود ثبت کرده است که تنوعی از نفوذی تا آتشفشانی و بازیک تا اسیدی دارند.

 

ب- سنگ‌‌زایی و جایگاه زمین‏‌ساختی

ب- 1- ماگماتیسم بازالتی دونین: همان‌گونه‌‌که پیشتر گفته شد بخشی از نمونه‏‌های بررسی‌شده سنگ‏‌های بازیک دونین هستند. این سنگ‏‌ها که به‏‌صورت میان‏‌لایه و بیشتر با آواری‏‌ها برونزد دارند از دیدگاه شیمیایی در گروه بازالت‏‌های آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 6). شیمی عنصرهای اصلی این سنگ‏‌ها نیز با تمرکز بالای Na2O و TiO2 شناخته می‏‌شود که با سرشت آلکالن (سدیک) این سنگ‏‌ها همخوانی دارد. تمرکز عنصرهای کمیاب در این سنگ‏‌های بازالتی نیز که در شکل‏‏‌های 7- A و 7- B نمایش داده شده است نشان‏‌دهندة الگوی عنصرهای خاکی کمیاب جدایش‌یافته (نسبت بالای LREE/HREE) و نمودار عنکبوتی همانندِ بازالت‏‌های OIB است. در شکل 7- A، شیب الگوی عنصرهای خاکی کمیاب با مذاب‏‌های آلکالن برخاسته از گوشته تهی‌نشده و کمابیش ژرف همخوانی دارد (Zhou et al., 2009; Davis et al., 2011). در شکل 7- B نیز نبود آنومالی منفی Nb و Ta نشان‌دهندة ماگماتیسم برخاسته از محیط درون‏صفحه‌ای و بی‌تأثیر از پهنة فرورانش (همانند بازالت‏‌های OIB) است. نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها نیز با این نکته همخوانی دارند. شکل 8 –A نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای غنی و نامرتبط با پهنة فرورانش برای نمونه‏‌های بازالتی است. در شکل 8- B نیز جایگاه درون‌صفحه‌ای این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود. ازاین‌رو، آنچه آشکارا اذعان می‌شود اینکه ماگماتیسم بازالتی دونین در منطقة شمال‌باختری ایران خاستگاه درون‏صفحه‌ای دارد که چه‌بسا با سازوکار زمین‏‌ساختی کششی وابسته است. چنین مذاب‏‌هایی از ویژگی‌های ماگماتیسم پالئوزوییک ایران هستند و به‏‌صورت متناوب در زمان‏‌های اردویسین- سیلورین، دونین و پرمین فوران کرده‏‌اند (Berberian and King, 1981). نشانه‌های پیدایش این مذاب‌ها در بخش‌های گوناگون ایران (مانند: ایران مرکزی و البرز) دیده می‏‌شود (Derakhshi and Ghasemi, 2015; Ghasemi and Dayhimi 2015; Delavari et al., 2016). ماگماتیسم دونین در بخش‌های گوناگون ایران به‏‌صورت میان‏‌لایه با رسوب‌های شمال‌باختری (سازند ایلان قره)، البرز (سازند جیرود) و ایران مرکزی (سازند پادها) (Wendt et al., 2002, 2005) دیده می‏‌شود. در البرز خاوری (شمال شاهرود)، پیدایش سنگ‌های بازیک دونین به زمین‏‌ساخت کششی مرتبط با بازشدن اقیانوس پالئوتتیس نسبت داده شده است (Ghasemi and Dayhimi, 2015). در البرز مرکزی (شمال بلده) نیز فوران‏‌های بازالتی‏‌ گزارش شده است که سن پرمین دارند و برپایة ویژگی‏‌های شیمیایی آلکالن آنها، به یک محیط درون‏صفحه‌ای و مرتبط با سازوکار زمین‏‌ساخت کششی در مراحل آغازین گسترش اقیانوس نئوتتیس ارتباط داده شده‏‌اند (Delavari et al., 2016).

 

 

 

شکل 8- شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش بازالت‏‌های دونین جنوب‏‌باختری جلفا در: A) نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb (Pearce, 1982)؛ B) نمودار Zr/Y دربرابر Zr (Pearce and Norry, 1979)

 

 

ب- 2- ماگماتیسم اسیدی پرمین: ریولیت‏‌های بررسی‌شده سن پرمین آغازی دارند و از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی سرشت متاآلومینوس تا پرآلومینوس (مقدارA/NK برابربا 1 تا 22/1 و مقدار A/CNK برابربا 88/0 تا 11/1) نشان می‏‌دهند. از دیدگاه فراوانی عنصرهای اصلی از ویژگی‏‌های مهم این سنگ‏‌ها بالا‏‌بودن نسبت FeOT/MgO (7/8 تا 7/91) است که از ویژگی‏‌های گرانیت‏‌های نوع A به‌شمار می‌رود (Eby, 1990). همچنین، از دیدگاه شیمی عنصرهای فرعی و کمیاب، این سنگ‏‌ها در گروه گرانیت‏‌های نوع A جای می‏‌گیرند (شکل 9).


 

 

شکل 9- بررسی سرشت نمونه‏‌های ریولیتی منطقة جلفا در: A) نمودار Zr دربرابر 10000*Ga/Al که گرانیت‏‌های نوع A را از نوع I و S جدا می‏‌کند (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار سه‌تایی Nb-Y-3Ga که گرانیت‏‌های نوع A را به دو گروه A1 و A2 رده‌بندی می‌کند (Eby, 1992)؛ C) نمودار Yb/Ta دربرابر Y/Yb (Eby, 1992)

 

همچنین، از دیدگاه جایگاه زمین‏‌ساختی، این ریولیت‏‌ها از مذاب‏‌های درون‌صفحه‌ای و جایگاه غیرکوهزایی به‌شمار می‌روند (شکل 10). ویژگی‏‌های کلی گرانیت‏‌های نوع A بدین‌گونه است (Whalen et al., 1987; Eby, 1990, 1992; Bonin, 2007; Eby, 2011; Grebennikov, 2014):

 

1- در سازوکار‏‌های کششی درون‏صفحه‌ای و یا پس از برخورد پدید می‌آیند؛

2- متاآلومینوس تا پرآلکالن و گاه پرآلومینوس هستند؛

3- نسبت FeOT/MgO در آنها بالاست؛

 

4- گرانیت‏‌های نوع A1 شاید از مذاب‏‌های بازالتی با خاستگاه OIB جدا شده‏‌اند؛ اما گروه A2 از سنگ‌کرة زیرقاره‏‌ای یا پوستة زیرین ریشه می‏‌گیرند؛

 

5- با اینکه گرانیت‏‌های نوع A1 همواره در پهنه‏‌های غیرکوهزایی درون‌صفحه‌ای پدید می‌آیند، اما پیدایش گرانیت‏‌های نوع A2 بیشتر در پهنه‏‌های پس از کوهزایی- پس از برخورد روی می‌دهد؛

 

6- مذاب‏‌های نوع A1 از دیدگاه زمانی و مکانی با سنگ‏‌های آلکالن زیراشباع از سیلیس همراهی نشان می‏‌دهند؛ اما این ویژگی دربارة مذاب‏‌های نوع A2 دیده نمی‌شود.

 

 

 

شکل 10- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی مذاب‏‌های گرانیتوییدی. A) نمودار Nb-Y (Pearce, et al., 1984)؛ B) نمودار سه‌تایی Rb/30-Hf-Ta*3 (Harris et al., 1986)؛ C) نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985)

 

 

برپایة آنچه در شکل 9- B و C دیده می‏‌شود، ریولیت‏‌های جنوب‏‌باختری جلفا به مذاب‏‌های نوع A2 گرایش دارند. در نمودارهای شکل 10 نیز جایگاه درون‌صفحه‌ای و غیرکوهزایی نشان می‏‌دهند. ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای غیرکوهزایی در زمان پرمین در ایران پدیده معمولی است (Berberian and King, 1981; Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Asadpour et al., 2013) که از دیدگاه فرامنطقه‏‌ای با ماگماتیسم کششی بخش‌های دیگری از شمال گندوانا همخوانی دارد و به سازوکار کششی مراحل آغازین پیدایش نئوتتیس وابسته دانسته شده است (Veevers and Tewari, 1995; Maury et al., 2003; Lapierre et al., 2004; Chauvet et al., 2011; Xia et al., 2012). با وجود این برپایة آنچه گفته شد، مذاب‏‌های نوع A2 در پهنه‏‌های پس از برخورد نیز پدید می‌آیند. برپایة این فرض این مذاب‌ها چه‌بسا نشان‏‌دهندة رخداد یک فاز کوهزایی در زمان پیش از پرمین (فاز کوهزایی هرسی‏‌نین) هستند.

همچنین، در شکل 7- D، تهی‏‌شدگی عنصرهای HFS (مانند: Nb، Ta و Ti) نشان‏‌دهندة نشان‌هایی از رویداد فرایندهای فرورانشی در ناحیه خاستگاه این مذاب‏‌هاست. از اتفاق، در بررسی‌های گذشته در منطقة شمال‌باختری ایران نیز به این نکته پرداخته شده است. مرز میان واحدهای پرمین و واحدهای قدیمی‏‌تر در منطقة جنوب‏‌باختری جلفا از نکته‌های مهم است. با اینکه گاه این مرز به‏‌صورت هم‏‌شیب نشان داده شده است (Abdollahi and Hosseini, 1996)، اما گاه نیز به‏‌صورت دگرشیب شناسایی شده است (Oskuei and Hajialilu, 1995). تودة گرانیتوییدی سیاه‌باز نیز که پیشتر گفته شد، از دیدگاه سنی، قرابت شیمیایی و موقعیت مکانی همخوانی بالایی با ریولیت‏‌های بررسی‌شده دارد و چه‌بسا هم‌ارز نفوذی ریولیت‏‌های بررسی شده است و از دیدگاه جایگاه زمین‏‌ساختی، به یک مرز فعال و پس از کوهزایی نسبت داده شده است (Fazlnia, 2017). ازاین‌رو، برپایة یافته‏‌های این پژوهش، عملکرد یک فاز کوهزایی پیش از پرمین (فاز کوهزایی هرسی‌نین) در منطقة شمال‌باختری ایران محتمل است.

به ماگماتیسم پالئوزوییک پایانی در بخش‏‌های دیگری از شمال‌باختری ایران و پهنة سنندج- سیرجان پیش از این نیز اشاره شده است. تودة گرانیتوییدی نوع A حسن‌رباط با سن 5/2± 294 میلیون سال پیش (آغاز پرمین) در بخش مرکزی پهنة سنندج- سیرجان (Honarmand et al., 2017) و کمپلکس نفوذی حسن‌سالاران با سن 360 میلیون سال پیش در شمال‌باختری ایران (Azizi et al., 2017) از نشانه‌های رویداد ماگماتیسم مرتبط با زمین‏‌ساخت کششی در پایان پالئوزوییک هستند و به فعالیت زمین‏‌ساختی مرتبط با بازشدن نئوتتیس ارتباط داده شده‏‌اند. افزون‏‌براین، در منطقة قوشچی (شمال‌باختری ایران) گرانیت (نوع A) و گابرونوریت‏‌ (با خصلت OIB) به سن 320 میلیون سال پیش (کربونیفر) گزارش شده است که پیدایش آنها نیز پیامد زمین‌ساخت کششی فازهای آغازین بازشدن نئوتتیس تفسیر شده است (Shafaii Moghadam et al., 2015). تودة گرانیتی خلیفان در بخش شمال‌باختریی پهنة سنندج- سیرجان، (سن 315 ± 2 میلیون سال پیش) نیز سرشت پرآلومین نوع A دارد و نشانه‌ای از ماگماتیسم واریسکن دانسته شده است (Bea et al., 2011). کمپلکس مافیک میشو در شمال‌باختری تبریز به سن کربونیفر پیشین (4/3±7/356 میلیون سال پیش) نیز نمونة دیگری از ماگماتیسم همراه با ریفتینگ در شمال‌باختری ایران است (Saccani et al., 2013).

 

نتیجه‏‌گیری

سنگ‏‌های آذرین پالئوزوییک جنوب‏‌باختری جلفا دربردارندة طیفی از واحدهای آتشفشانی بازیک و اسیدی هستند. سنگ‏‌های بازیک به‏‌صورت میان‏‌لایه با رسوب‌های سیلیسی کلاستیک دونین دیده می‌شوند. برپایة سن سنجی اورانیم- سرب سن سنگ‏‌های آذرین اسیدی پرمین آغازی است و شامل گدازه‏‌های ریولیتی و سنگ‏‌های آذرآواری وابسته هستند. بازالت‏‌های دونین سرشت آلکالن دارند و زمین‏‌شیمی آنها گویای یک خاستگاه گوشته‏‌ای تهی نشده و جایگاه زمین‏‌ساختی درون‌صفحه‌ای است. از این لحاظ، پیدایش این سنگ‌ها با ماگماتیسم دونین در دیگر بخش‌های ایران (مانند: البرز و ایران مرکزی) همخوانی دارد. از دیدگاه شیمیایی، سنگ‏‌های آتشفشانی اسیدی پرمین ویژگی‏‌های مذاب‏‌های اسیدی (گرانیتوییدی) نوع A را نشان می‏‌دهند که گویای پیدایش در یک پهنة غیرکوهزایی است. از سوی دیگر، قرارگرفتن این سنگ‌ها در زیرگروه A2 نشان‏‌دهندة یک محیط غیرکوهزایی- پس از کوهزایی است. در این صورت، پیدایش آنها در ارتباط با تأثیرات احتمالی فاز کوهزایی هرسی‏‌نین در شمال‌باختری ایران است.

Abdollahi, M. R. and Hosseini, M. (1996) Geological map of Julfa 1/100000, No. 5167. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj–Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122-134.

Asadpour, M., Pourmoafi, S. M. and Heuss, S. (2013) Geochemistry, petrology and U-Pb geochronology of Ghazan mafic-ultramafic intrusion, NW Iran. Petrology 4(14):1-16 (in Persion).

Azizi, H., Kazemi, T. and Asahara, Y. (2017) A-type granitoid in Hasansalaran complex, northwestern Iran: Evidence for extensional tectonic regime in northern Gondwana in the Late Paleozoic. Journal of Geodynamics 108: 56-72.

Baier, J., Audétat, A. and Keppler, H. (2008) The origin of the negative niobium tantalum anomaly in subduction zone magmas. Earth and Planetary Science Letters 267(1): 290-300.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43-55.

Bea, F., Mazhari, A., Montero, P., Amini, S. and Ghalamghash, J. (2011) Zircon dating, Sr and Nd isotopes, and element geochemistry of the Khalifan pluton, NW Iran: Evidence for Variscan magmatism in a supposedly Cimmerian superterrane. Journal of Asian Earth Sciences 40(1): 172-179.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.

Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: evolution of a concept, problems and prospects. Lithos 97(1): 1-29.

Chauvet, F., Lapierre, H., Maury, R. C., Bosch, D., Basile, C., Cotten, J., Brunet, P. and Campillo, S. (2011) Triassic alkaline magmatism of the Hawasina Nappes: Post-breakup melting of the Oman lithospheric mantle modified by the Permian Neotethyan Plume. Lithos 122(1–2): 122-136.

Davis, F. A., Hirschmann, M. M. and Humayun, M. (2011) The composition of the incipient partial melt of garnet peridotite at 3 GPa and the origin of OIB. Earth and Planetary Science Letters 308(3–4): 380-390.

Delavari, M., Dolati, A., Mohammadi, A. and Rostami, F. (2016) The Permian volcanics of central Alborz: implications for passive continental margin along the southern border of Paleotethys. Ofioliti 41(2): 59-74.

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

Eby, G. N. (1990) The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos 26(1–2): 115-134.

Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids:Petrogenetic and tectonic implications. Geology 20(7): 641-644.

Eby, G. N. (2011) A-type granites: magma sources and their contribution to the growth of the continental crust. 7th Hutton Symposium on Granites and Related Rocks pp: 50-51.

Fazlnia, A. (2017) Tectonomagmatic setting of the Siahbaz A-type granitoids and mafic intrusions (Northwest of Khoy). Petrology 30: 31-54 (in Persian).

Ghasemi, H. and Dayhimi, M. (2015) Devonian Alkaline Basic Magmatism in Eastern Alborz, North of Shahrood: Evidence for Paleotethys Rifting. Iranian Journal of Geology (32): 19-32 (in Persian).

Goodenough, K. M., Upton, B. G. J. and Ellam, R. M. (2002) Long-term memory of subduction processes in the lithospheric mantle: evidence from the geochemistry of basic dykes in the Gardar Province of South Greenland. Journal of the Geological Society 159(6): 705-714.

Grebennikov, A. V. (2014) A-type granites and related rocks: Petrogenesis and classification. Russian Geology and Geophysics 55(9): 1074-1086.

Griselin, M., Arndt, N. T. and Baragar, W. R. A. (1997) Plume–lithosphere interaction and crustal contamination during formation of Coppermine River basalts, Northwest Territories, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences 34(7): 958-975.

Halama, R., Marks, M., Brügmann, G., Siebel, W., Wenzel, T. and Markl, G. (2004) Crustal contamination of mafic magmas: evidence from a petrological, geochemical and Sr–Nd–Os–O isotopic study of the Proterozoic Isortoq dike swarm, South Greenland. Lithos 74(3-4): 199-232.

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publications 19(1): 67-81.

Hawkesworth, C. and Ellam, R. (1989) Chemical fluxes and wedge replenishment rates along recent destructive plate margins. Geology, 17(1): 46-49.

Hawkesworth, C. J., Gallagher, K., Kelley, S., Mantovani, M., Peate, D. W., Regelous, M. and Rogers, N. W. (1992) Paraná magmatism and the opening of the South Atlantic. Geological Society, London, Special Publications 68(1): 221-240.

Honarmand, M., Li, X.-H., Nabatian, G. and Neubauer, F. (2017) In-situ zircon U-Pb age and Hf-O isotopic constraints on the origin of the Hasan-Robat A-type granite from Sanandaj–Sirjan zone, Iran: implications for reworking of Cadomian arc igneous rocks. Mineralogy and Petrology 111(5): 659-675.

Hoskin, P. W. and Schaltegger, U. (2003) The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53(1): 27-62.

Kelemen, P. B., Shimizu, N. and Dunn, T. (1993) Relative depletion of niobium in some arc magmas and the continental crust: partitioning of K, Nb, La and Ce during melt/rock reaction in the upper mantle. Earth and Planetary Science Letters 120(3–4): 111-134.

Lapierre, H., Samper, A., Bosch, D., Maury, R. C., Béchennec, F., Cotten, J., Demant, A., Brunet, P., Keller, F. and Marcoux, J. (2004) The Tethyan plume: geochemical diversity of Middle Permian basalts from the Oman rifted margin. Lithos 74(3–4): 167-198.

Maury, R. C., Béchennec, F., Cotten, J., Caroff, M., Cordey, F. and Marcoux, J. (2003) Middle Permian plume-related magmatism of the Hawasina Nappes and the Arabian Platform: Implications on the evolution of the Neotethyan margin in Oman. Tectonics 22(6): 1073.

Oskuei, A. and Hajialilu, B. (1995) Geological map of Qara-Ziaaddin 1/100000, No. 5067. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Paces, J. B. and Miller, J. D. (1993) Precise U-Pb ages of Duluth complex and related mafic intrusions, northeastern Minnesota: Geochronological insights to physical, petrogenetic, paleomagnetic, and tectonomagmatic processes associated with the 1.1 Ga midcontinent rift system. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 98(B8) 13997-14013.

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

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Thorpe, R. S., ed., Andesites: New York, NY, John Wiley & Sons 525-548.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks. Journal of Petrology, 25(4): 956-983.

Quidelleur, X., Grove, M., Lovera, O. M., Harrison, T. M., Yin, A. and Ryerson, F. J. (1997) Thermal evolution and slip history of the Renbu Zedong Thrust, southeastern Tibet. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 102(B2): 2659-2679.

Rollinson, H. R. (2014) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Routledge,

Ruban, D. A., Al-Husseini, M. I. and Iwasaki, Y. (2007) Review of Middle East Paleozoic plate tectonics. GeoArabia 12(3): 35-55.

Saccani, E., Azimzadeh, Z., Dilek, Y. and Jahangiri, A. (2013) Geochronology and petrology of the Early Carboniferous Misho Mafic Complex (NW Iran), and implications for the melt evolution of Paleo-Tethyan rifting in Western Cimmeria. Lithos 162–163: 264-278.

Schmitt, A. K., Grove, M., Harrison, T. M., Lovera, O., Hulen, J. and Walters, M. (2003a) The Geysers-Cobb Mountain Magma System, California (Part 2): timescales of pluton emplacement and implications for its thermal history. Geochimica et Cosmochimica Acta 67(18): 3443-3458.

Schmitt, A. K., Grove, M., Harrison, T. M., Lovera, O., Hulen, J. and Walters, M. (2003b) The Geysers - Cobb Mountain Magma System, California (Part 1): U-Pb zircon ages of volcanic rocks, conditions of zircon crystallization and magma residence times. Geochimica et Cosmochimica Acta 67(18): 3423-3442.

Shafaii Moghadam, H., Li, X.-H., Ling, X.-X., Stern, R. J., Santos, J. F., Meinhold, G., Ghorbani, G. and Shahabi, S. (2015) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A-type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos 212: 266-279.

Spandler, C. and Pirard, C. (2013) Element recycling from subducting slabs to arc crust: A review. Lithos 170–171: 208-223.

Stampfli, G. M. (2000) Tethyan oceans. Geological Society, London, Special Publications 173(1): 1-23.

Stampfli, G. M. and Borel, G. D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters 196(1–2): 17-33.

Sun, S. -S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313-345.

Torsvik, T. H. and Cocks, L. R. M. (2004) Earth geography from 400 to 250 Ma: a palaeomagnetic, faunal and facies review. Journal of the Geological Society 161(4): 555-572.

Veevers, J. J. and Tewari, R. C. (1995) Permian-Carboniferous and Permian-Triassic magmatism in the rift zone bordering the Tethyan margin of southern Pangea. Geology 23(5): 467-470.

Wendt, J., Kaufmann, B., Belka, Z., Farsan, N. and Karimi Bavandpur, A. (2002) Devonian/Lower Carboniferous stratigraphy, facies patterns and palaeogeography of Iran. Part I. Southeastern Iran. Acta Geologica Polonica 52(2): 129-168.

Wendt, J., Kaufmann, B., Belka, Z., Farsan, N. and Karimi Bavandpur, A. (2005) Devonian/Lower Carboniferous stratigraphy, facies patterns and palaeogeography of Iran. Part II. Northern and central Iran. Acta Geologica Polonica 55(1): 31-97.

Whalen, J., Currie, K. and Chappell, B. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95(4): 407-419.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20(0): 325-343.

Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island arc and back-arc basin basalts: Evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 114(4): 491-504.

Xia, L., Xu, X., Li, X., Ma, Z. and Xia, Z. (2012) Reassessment of petrogenesis of Carboniferous–Early Permian rift-related volcanic rocks in the Chinese Tianshan and its neighboring areas. Geoscience Frontiers 3(4): 445-471.

Zack, T. and John, T. (2007) An evaluation of reactive fluid flow and trace element mobility in subducting slabs. Chemical Geology 239(3-4): 199-216.

Zanchi, A., Zanchetta, S., Berra, F., Mattei, M., Garzanti, E., Molyneux, S., Nawab, A. and Sabouri, J. (2009) The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) orogeny in north Iran. Geological Society, London, Special Publications 312(1): 31-55.

Zhou, M. -F., Zhao, J. -H., Jiang, C. -Y., Gao, J. -F., Wang, W. and Yang, S. -H. (2009) OIB-like, heterogeneous mantle sources of Permian basaltic magmatism in the western Tarim Basin, NW China: Implications for a possible Permian large igneous province. Lithos 113(3–4): 583-594.


دوره 10، شماره 2
تابستان 1398
صفحه 99-120
  • تاریخ دریافت: 29 اردیبهشت 1398
  • تاریخ بازنگری: 22 تیر 1398
  • تاریخ پذیرش: 09 شهریور 1398