سنگ‏‌های آتشفشانی کرتاسة پسین منطقة تالش (البرز باختری): تنوع شیمیایی، شرایط تبلور، هیگرومتری و خاستگاه زمین‌ساختی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

2 گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران.

10.22108/ijp.2019.117648.1140

چکیده

در منطقة تالش (البرز باختری) مجموعة ستبر رسوبی- آتشفشانی در محیطی ساحلی- دلتایی به سن کرتاسه پسین پدید آمده است. مجموعه سنگ‏‌های آتشفشانی دربرگیرندة واحدهای آذرآواری (توف‏‌ها)، روانه‏‌های گدازه (بالشی و توده‏‌ای) و دایک‏‌های بازیک هستند. بیشتر روانه‏‌ها ترکیب بازالتی دارند. از دیدگاه سنگ‏‌نگاری، بازالت‏‌ها تنوع دارند و دربردارندة بازالت‏‌های پلاژیوکلاز- فیریک و کلینوپیروکسن- فیریک هستند. از دیدگاه ترکیبی، کلینوپیروکسن‏‌ها در گسترة اوژیت تا دیوپسید جای می‏‌گیرند. بیشتر پلاژیوکلازها نیز در گسترة لابرادوریت تا بیتونیت هستند. در این پژوهش، دما- فشارسنجی و هیگرومتری برپایة ترکیب کلینوپیروکسن انجام شده است. داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجیِ نمونه‏‌های گوناگون بازة دمایی 1000 تا 1200 درجة سانتیگراد را نشان می‌دهند. همچنین، داده‌های به‌دست‌آمده از فشارسنجی نشان‌دهندة فشار کمتر از 5/2 کیلوبار و فشار 5/2 تا 6 کیلوبار هستند. این فشارها با تبلور در ژرفای پوستة بالایی تا پوستة میانی قاره‏‌ای (<10 تا 22 کیلومتر) هم‌ارز هستند. همچنین، از دیدگاه شیمی مذاب مادر و سری ماگمایی، داده‏‌های شیمیایی کلینوپیروکسن و سنگ کل دو گروه سنگی (سری‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن) را نشان می‌دهند. بررسی‌های هیگرومتریِ بازالت‏‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن به‌ترتیب مقدار آب برابربا 7/2 تا 97/2 و 97/2 تا 53/3 درصدوزنی را نشان می‏‌دهند. از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی، بازالت‏‌های آلکالن چه‌بسا با سازوکار زمین‌ساخت کششی و بالاآمدن سست‌کره و یا یک پلوم/نقطة داغ گوشته‏‌ای مرتبط باشند؛ اما مذاب‏‌های ساب‏‌آلکالن پیامد ماگماتیسم کمانی وابسته به فرورانش پهنه‌ای اقیانوسی به زیر البرز باختری یا شاخه‏‌ای از نئوتتیس به زیر مرز جنوبی اوراسیا پدید آمده‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The Late- Cretaceous volcanic rocks from Talesh area (western Alborz): chemical variation, crystallization condition, hygrometry and tectonic setting

نویسندگان [English]

  • Khadijeh Amani 1
  • morteza delavari 1
  • Sadraldin Amini 1
  • Amir Ali Tabbakh Shabani 2
1 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
2 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, University of Kharazmi, Tehran, Iran
چکیده [English]

In the Talesh area (western Alborz), a thick sedimentary- volcanic association formed in a littoral- deltaic environment during the Late Cretaceous. The extrusives comprise volcanoclastics (tuffs), lava flows (pillow and massive) and basic dykes. The lava flows are dominated by basalts. Basalts are petrographically diverse including clinopyroxene- and plagioclase- phyric suites. Clinopyroxene is chemically in the ranges of augite to diopside and plagioclase is labradorite to bytownite. Here, using clinopyroxene chemistry, we performed thermobarometry and hygrometry calculations. Thermometric results of different samples are in the ranges of 1000 to 1200 °C. Moreover, barometric calculations show pressure ranges of <2.5 and 2.5 to 6 kbar correlating with crystallization depth of upper to middle continental crust (<10 to 22 km). Regarding parental melt chemistry and the magmatic series, the clinopyroxene and whole rock chemistry suggest two alkaline and subalkaline series. Hygrometric calculations provide H2O contents of 2.7- 2.97 and 2.97- 3.53 wt.% for alkaline and subalkaline basalts, respectively. Tectonically, the alkaline basalts could be related to extensional tectonic regime, asthenosphere upwelling or mantle plume/hot spots, while the subalkaline basalts resulted from subduction- related magmatism probably related to northward subduction of an oceanic basin beneath western Alborz or a Neo-Tethyan branch below southern margin of the  Eurasia.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mineral Chemistry
  • Thermobarometry
  • hygrometry
  • Basalt
  • Cretaceous
  • Talesh
  • Western Alborz

کوه‏‌های تالش در راستای رشته کوه‌های البرز باختری جای دارند. پهنة البرز بخشی از سیستم کوهزایی آلپ- هیمالیا به‌شمار می‌رود (Stöcklin, 1974). در پالئوزوییک، البرز به‏‌صورت مرز غیرفعال در جنوب اقیانوس پالئوتتیس جای داشته است (Alavi, 1996). پس از پیدایش اقیانوس نئوتتیس در پرمین، البرز بخشی از سرزمین‏‌های سیمرین بوده که از شمال گندوانا جدا شده و به‌سوی شمال (اوراسیا) جابجا شده است (Muttoni et al., 2009; Wilmsen et al., 2009). بخش بزرگی از رویدادهای زمین‌ساختی در این پهنة کوهزایی پس از بسته‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس (تریاس پسین) روی داده است که باعث پیدایش یک ناپیوستگی آشکار در قاعدة نهشته‏‌های آواری گروه شمشک شده است (Zanchi et al., 2009). از سوی دیگر، فرایندهای زمین‌ساختی همراه با بسته‏‌شدن نئوتتیس و ادامة حرکت ورقة عربی به‌سوی شمال در زمان سنوزوییک، تأثیر مهمی در ریخت‏‌شناسی کنونی البرز داشته‌اند (Allen et al., 2003). همچنین، بیشترین فرایندهای ماگمایی البرز در دوران مزوزوییک و پس از آن روی داده‌اند (Berberian and King, 1981; Alavi, 1996). رخنمون چشمگیرِ سنگ‏‌های بازالتی در البرز شمالی و باختری (منطقة لاهیجان و تالش) نمودی از ماگماتیسم کرتاسه البرز است (Clark et al., 1977; Annells et al., 1985; Haghnazar, 2012).

با اینکه سنگ‏‌های آتشفشانی، به‏‌ویژه در منطقة تالش (شکل 1)، رخنمون گسترده‌ای دارند، بررسی‌های اندکی روی آنها انجام شده (Keshavarz Hedayati, 2013; Husseinvand, 2012) و گوناگونی زمین‌شیمیایی کمتر بحث شده است. در این پژوهش، سنگ‏‌های بازالتی (کرتاسة پسین) منطقة تالش از دیدگاه کانی‏‌شناسی‏‌، شرایط تبلور، گوناگونیِ شیمیایی و جایگاه زمین‌ساختی بحث شده‌اند. اهمیت این بررسی در اینست که داده‏‌های به‌دست‌آمده دربارة واحدهای سنگی یادشده پیش ازاین ارائه نشده‌اند و برپایة این داده‏‌ها، تنوع زمین‌شیمیایی، کانی‏‌شناسی و خاستگاه زمین‌ساختی این سنگ‏‌ها بحث‌شدنی است.

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده محدودة تالش- اسالم، برگرفته از نقشة 250000/1 بندر انزلی (Clark et al., 1977) (جایگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده روی شکل نمایش داده شده است)


 


زمین‌شناسی منطقه

کوه‏‌های تالش در مرز باختری پهنة خزر جنوبی به‏‌صورت نوار راندگی- چین‌خورده‌ای با راستای شمالی- جنوبی دیده می‌شوند. مرزهای باختری و خاوری این پهنة کوهزایی، به‌ترتیب با پهنة ایران مرکزی و پهنة خزر جنوبی، با گسل های معکوس با راستای شمالی- جنوبی شناخته می‏‌شوند (Berberian, 1981). از سوی دیگر، کوه‏‌های تالش در راستای پهنة کمانی پونتید خاوری- قفقاز کوچک هستند و در مرز شمالی زمین‏‌درز سوان- آکرا تا ازمیر – آنکارا- ارزینکن پدید آمده‏‌اند (Dilek et al., 2010; Rolland et al., 2012). این پهنه دربردارندة رویدادهای زمین‌پویا و ماگماتیسم مزوزوییک تا سنوزوییک در پی بسته‏‌شدن شاخة شمالی اقیانوس نئوتتیس است (Sosson et al., 2010). فازهای اصلی دگرریختی کوه‏‌های تالش هنگام الیگوسن آغازی، میوسن میانی و پلیوسن آغازی روی داده‌اند (Madanipour et al., 2018).

منطقة بررسی‌شده در بخش جنوبی پهنة کوهزایی تالش و در محدودة جغرافیایی طول 32″˚48 تا ″15˚49 خاوری و عرض جغرافیایی 31″˚37 تا ″48˚37 شمالی جای دارد (شکل 1). از دیدگاه تنوع سنگ‏‌شناختی و واحدهای چینه‏‌ای، منطقة تالش، دربردارندة رخنمون واحدهای گوناگونی از پالئوزوییک، مزوزوییک و سنوزوییک است. واحدهای پالئوزوییک (سیلورین- پرمین) دربردارندة سنگ‏‌های آهکی و آهکی- مارنی، سنگ‏‌های آتشفشانی آندزیتی تا بازیک و دگرگونه‏‌های ضعیف اسلیتی- فیلیتی هستند. واحدهای چینه‏‌شناسی تریاس در این منطقه گسترش چندانی ندارند؛ اما در ادامه، رسوب‌های آواری ژوراسیک پیشین (هم‌ارزِ سازند شمشک) پدید آمده‌اند. سازندهای آواری ژوراسیک پیشین در محیط ساحلی نزدیک به دریای باز نهشته شده‏‌اند و داشتن فونای اوراسیایی در آنها نشان‌دهندة پیوندداشتن این منطقه به اوراسیا پیش از زمان یادشده است (Clark et al., 1977; Berberian and King, 1981; Burtman, 1994).

امتداد فرایند‏‌های حوضه رسوبی در منطقة تالش با پیدایش آهک ریفی لار (محیط کم‏ژرفا) و سازند آواری شال (محیط پشت ریف) روی سازند شمشک شناخته می‏‌شود. در پایان ژوراسیک و آغاز کرتاسه (پیش از آلبین)، شرایط رسوب‏‌گذاری تغییر چندانی نداشته است و ویژگی‏‌های محیط نزدیک ساحل یا کم‏ژرفا را نشان می‏‌دهد. در میانة کرتاسه، در پی بالاآمدگی محور رشته‏‌کوه تالش، محیط دریایی در یال خاوری جای خود را به محیط دلتایی- ساحلی داده‌ است؛ اما محیط ریفی یال باختری به زندگی خود تا پایان کرتاسه ادامه داده است و سرانجام با کنگلومرای ضخیم‏‌لایه به سن مایستریشتین پوشیده شده است (Clark et al., 1977).

بخش بزرگی از منطقة تالش با واحدهای رسوبی، آتشفشانی- رسوبی و گدازه‏‌های بازیک کرتاسه پسین پوشیده شده است (شکل 1). نهشته‏‌های رسوبی کرتاسه دربردارندة واحدهای آهکی- سیلتی (شکل 2- A)، سنگ‏‌های آهکی با میان‏‌لایه‏‌های شیل و ماسه‏‌سنگ و واحدهای ماسه‏‌سنگ– کنگلومرا (شکل 2- B) هستند. افزون‌بر اینها، رخنمون گسترده‏‌ای از نهشته‏‌های آذرآواری کرتاسه پسین و گدازه‏‌های بازالتی دیده می‏‌شود که با دایک‏‌های فراوان بازالتی قطع شده‏‌اند (شکل 2- C). در بالاترین افق مجموعه سنگ‏‌های کرتاسه، ضخامت محدودی از گدازه‏‌های تراکیتی نیز دیده می‏‌شود. واحدهای آتشفشانی بررسی‌شده، در افق‏‌های گوناگون به‏‌صورت میان‏‌لایه‏‌های بازالتی همراه با رسوب‌های آذرآواری و رسوب‌های آهکی کرتاسة پسین دیده می‏‌شوند. بازالت‏‌ها هم به‏‌صورت بالشی (شکل 2- D) و هم توده‏‌ای (شکل 2- E) دیده می‌شوند. دایک‏‌ها (شکل 2- C) در ضخامت‏‌های کمتر از یک متر و تا بیش از دو متر دیده می‏‌شوند. همچنین، گاه با روند موازی تزریق شده‌اند و به‏‌صورت دسته دایک دیده می‌شوند. دایک‏‌ها نیز بیشتر ترکیب بازالتی دارند و گمان می‌رود تغذیه‏‌کنندة روانه‏‌های بازالتی هستند. همان‌گونه‌که در ادامه گفته می‏‌شود، سنگ‌های آتشفشانی گوناگونیِ شیمیایی دارند و دربرگیرندة بازالت‏‌های آلکالن درون‌صفحه‌ای و ساب‏‌آلکالن مرتبط با پهنة فرورانش هستند. بازالت‏‌های آلکالن (درون‌صفحه‌ای) به‏‌صورت واحدهای ماسیو و بالشی و میان‏‌لایه با واحدهای آهکی و آذرآواری‏‌ها (توف) هستند. در این سنگ‌ها نشانه‌هایی از فسیل‌هایی مانند اکینوییدهای Micraster sp. و Conulus sp. دیده می‌شوند که نشان‌دهندة سن فسیلی سنونین این آهک‏‌ها هستند. همچنین، سنگ‏‌های آهکی پایان کرتاسه (مایستریشتین) در منطقه نیز با فسیل‏‌هایی مانند Globotruncana Stuartiشناسایی شده‌اند (Clark et al., 1977). گاه بازالت‏‌های آلکالن به‏‌صورت دایک‏‌های درون واحدهای آذرآواری نیز دیده می‏‌شوند که در حقیقت، دایک‏‌های تغذیه‏‌کنندة میان‏‌لایه‏‌های آذرین مربوطه است. بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن بیشتر به‏‌صورت واحدهای ماسیو رخنمون دارند. این سنگ‏‌ها نیز به دو علت سن کرتاسه (پسین) دارند:

1- گاه دایک‏‌های مربوطه سکانس چینه‏‌شناسی کرتاسه را قطع کرده‏‌اند؛

2- نمونه‏‌برداری و تجزیة شیمیایی قلوه‏‌های آتشفشانی درون کنگلومرای پایان کرتاسه در منطقه، وجود بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن را نشان داده‌اند.

این ویژگی‌ها سن این سنگ‏‌ها را به کرتاسة پسین محدود می‌کنند.

 

 

 

شکل 2- رخنمون صحرایی واحدهای سنگ‏‌شناسی منطقة تالش. A) واحد آهکی کرتاسه (پسین) با رنگ روشن؛ B) واحد کنگلومرایی کرتاسه پسین؛ C) واحد آذرآواری که با دایک بازالتی قطع شده است؛ D) پیلولاوا یا گدازه بالشی بازالتی که قطر بالش‏‌ها تا 2 متر نیز می‏‌رسد؛ E) روانه بازالتی توده‏‌ای


 


روش انجام پژوهش

پس از چندین پیمایش‏ صحرایی، شمار نزدیک به 190 نمونه از سنگ‏‌های آتشفشانی و برخی واحدهای رسوبی همراه برداشت شدند. پس از ساخت مقطع و بررسی ویژگی‏‌های میکروسکوپی، شماری از نمونه‏‌های با دگرسانی کمتر برای بررسی شیمی سنگ کل و ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها برگزیده شدند. فرایند تهیه پودر نمونه‏‌ها با تنگستن کارباید انجام شد. پس از آن، تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌ها در آزمایشگاه دانشگاه ETH (سوییس) انجام شد.

اندازه‏‌گیری تمرکز عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی و کمیاب به روش XRF و با به‌کارگیری اسپکترومتر WDXRF, 2.4KV انجام شد. سپس تمرکز عنصرهای خاکی کمیاب و برخی دیگر از عنصرهای فرعی و کمیاب روی قرص‏‌های ذوب‏‌شده و با روش LA- ICP- MS اندازه‏‌گیری شدند. برای هر نمونه، سه نقطة جداگانه (با قطر 90 میکرون) از قرص آن و با شرایط طول زمان 1 دقیقه، دانسیته انرژی 15 ژول بر سانتیمتر مربع و فرکانس 12 هرتز تجزیه شدند و از آنها میانگین گرفته شد. تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌ها به روش ریزکاوالکترونی یا میکروپروب (یا الکترون‌پروب میکروآنالیزر؛ EPMA) و با دستگاه JEOL 8200 Super probe در دانشگاه کالیفرنیای آمریکا (UCLA) انجام شد. این دستگاه 5 طیف‏‌سنج پرتوی ایکس WDS و یک طیف‏‌سنج پرتوی ایکس EDS دارد. تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌ها در بازة زمانی تابش الکترونی 15 تا 20 ثانیه انجام شد. افزون‌براین، انرژی تابش الکترونی keV15 بوده است. کالیبراسیون EPMA برپایة کانی‏‌های استاندارد انجام شد. گفتنی است تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌ها برای 4 نمونه از سنگ‏‌های بازالتی انجام شد که زمین‌شیمی سنگ کل آنها نیز به‌دست آمده است.

سنگ‏‌نگاری

جدای از سنگ‏‌های آذرآواری و توف‏‌ها، مابقی سنگ‏‌های ماگمایی منطقة تالش بیشتر از نوع آتشفشانی بازیک هستند. سنگ‏‌های نیمه‏‌نفوذی یا نیمه‌آتشفشانی و ترم‏‌های تحول‏‌یافته‏‌تر (مانند: تراکیت یا آندزیت) گسترش محدودی دارند. نمونه‏‌های بررسی‌شده در این پژوهش از واحدهای بازالتی برداشت شده‌اند. این سنگ‏‌ها بافت‏‌های گوناگونی (مانند: میکرولیتی پورفیری، هیالوپورفیری، سری‏‌ایت، اینترسرتال و حفره‏‌دار یا بادامکی) هستند. از دیدگاه کانی‏‌شناسی نیز بازالت‏‌ها تنوع نشان می‌دهند.

برخی نمونه‏‌های بازالتی کلینوپیروکسن- فیریک هستند. برپایة ویژگی‌های شیمیایی که در ادامه آورده می‏‌شود، این گروه از سنگ‏‌ها بیشتر از گروه بازالت‏‌های آلکالن درون صفحه‌ای هستند. در این سنگ‏‌ها، کلینوپیروکسن فراوان‏‌ترین درشت‌بلور سنگ به‌شمار می‌روند (شکل‌های 3- A تا 3- C). بیشتر کلینوپیروکسن‏‌ها سالم و نیمه‌شکل‌دار تا کمابیش شکل‌دار هستند. اندازة درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن گاه تا 4 میلیمتر نیز می‏‌رسد؛ اما بیشتر آنها از 2 میلیمتر کوچک‌تر هستند (شکل‌های 3- A تا 3- C). همچنین، گاه میانبارهایی از پلاژیوکلاز درون کلینوپیروکسن دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). این پدیده چه‌بسا پیامد تبلور پلاژیوکلاز پیش از کلینوپیروکسن یا رشد پرشتاب‏‌تر کلینوپیروکسن نسبت به پلاژیوکلاز و تفاوت در نرخ هسته‏‌گذاری و رشد بلورها باشد (Vernon, 2008). گاه در زیر میکروسکوپ، در کلینوپیروکسن‏‌ها منطقه‏‌بندی دیده می‌شود (شکل 3- C). همچنین، گاه گردهم‌آمدن درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن در کنار یدیگر پیدایش بافت گلومروپورفیری را به دنبال داشته است (شکل 3- D). در زمینة این سنگ‏‌ها نیز کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز دو کانی فراوان هستند. کانی‏‌های کدر (اکسیدهای آهن- تیتانیم) فاز فرعی معمول در این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. در برخی نمونه‏‌ها، کانی‏‌های کدر چه به‏‌صورت میکروفنوکریست‏‌های بی‏‌شکل و چه به‏‌صورت بلورهای بسیار ریز زمینه، فراوانی مودال چشمگیری دارند و چه‌بسا فراوانی آنها به بیشتر از 10 درصد مودال نیز برسد. در صورت دگرسانی، کلینوپیروکسن‏‌ها کلریتی و پلاژیوکلازها نیز سریسیتی، کلریتی و اپیدوتی شده‏‌اند.

 

 

 

شکل 3- ویژگی‌های میکروسکوپی (در XPL) سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش. A) درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن در نمونه‏‌های بازالتی کلینوپیروکسن- فیریک؛ B) درشت‏‌بلورهای کلینوپیروکسن و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز در بازالت‏‌های با بافت سری‏‌ایت. اندازه کلینوپیروکسن‏‌ها بزرگ‌تر است و میانبارهایی از پلاژیوکلاز دارند؛ C) درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن با منطقه‏‌بندی در زمینه‌ای با بافت اینترسرتال؛ D) بافت گلومروپورفیری در بازالت‏‌های کلینوپیروکسن- فیریک؛ E) درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز و بافت میکرولیتی پورفیری در بازالت‏‌های پلاژیوکلاز- فیریک (ریزبلورهای کلینوپیروکسن و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز از کانی‏‌های زمینه سنگ هستند)؛ F) بافت سری‏‌ایت در بازالت‏‌های پلاژیوکلاز- فیریک (در این سنگ‏‌ها بلورهای پلاژیوکلاز بیشترین فراوانی را نشان می‌دهند)

 

 

در برخی نمونه‏‌های بازالتی دیگر، درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز فراوان‏‌تر هستند (پلاژیوکلاز- فیریک) و گاه فراوانی مودال پلاژیوکلاز تا 50 درصدحجمی نیز می‏‌رسد. این گروه از سنگ‏‌ها از دیدگاه شیمیایی بیشتر سرشت کالک‌آلکالن نشان می‏‌دهند. در این سنگ‏‌ها، پلاژیوکلاز چه به شکل درشت‏‌بلور و چه ریزبلورهای زمینه، فراوان‌ترین فاز است (شکل‌های 3- E و 3- F). کانی‏‌های فرومنیزین (مانند: کلینوپیروکسن) چه‌بسا به‏‌صورت میکروفنوکریست با فروانی کم (شکل 3- F) و یا محدود به ریزبلورهای زمینه سنگ باشند (شکل 3- E). اندازة درشت‏‌بلورهای پلاژیوکلاز گاه از یک سانتیمتر هم فراتر می‏‌رود؛ اما در بیشتر نمونه‏‌ها کوچک‌تر از 3 میلیمتر است. این کانی بیشتر نیمه‌شکل‌دار تا کمابیش شکل‌دار است. ماکل تکراری در پلاژیوکلازها معمول است (شکل‌های 3- E و 3- F). دگرسانی در برخی نمونه‏‌ها بسیار گسترش یافته است و فازهای نخستین را کاملاً تحت‌تأثیر قرار داده است؛ به‌گونه‌ای‌که تنها قالبی از کانی‏‌های نخستین به‌جای‌ مانده است که با کلسیت، کلریت و سیلیس پر شده است. سریسیت، کلسیت و گاه کلریت از کانی‌های ثانویه پدیدآمده از دگرسانی پلاژیوکلازها هستند. کلینوپیروکسن‏‌ها نیز در صورت دگرسانی، بیشتر با کلریت جایگزین شده‏‌اند.

 

زمین‌شیمی

شیمی کانی‌ها

داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونیِ کانی‏‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونیِ کلینوپیروکسن‏‌ به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Mg#=100*Mg/(Mg+Fe2+)؛ R: حاشیه؛ C؛ مرکز؛ M؛ بخش میان مرکز تا حاشیه؛ Mat: زمینه؛ A.B: بازالت آلکالن؛ S.B: بازالت ساب‌آلکالن؛ Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت) (کم‏‌بودن مجموع (Total) در برخی نقطه‌های تجزیه‌شده چه‌بسا پیامد دگرسانی است)

Sample No.

 

AT8

AT8

AT19

AT19

AT19

AT19

AT34

AT34

AT34

AT34

AT34

AT34

AT34

AT34

AT79

AT79

AT79

Rock Type

 

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

Point No.

 

7

8

18

25

26

27

47

48

49

51

52

53

54

55

70

72

82

Mineral

CPX1

CPX1

CPX1

CPX1

CPX1

CPX1

CPX1

CXP1

CPX1

CPX2

CPX2

CPX2

CPX3

CPX3

CPX

CPX

CPX

Location

 

C

R

C

C

M

R

C

M

R

C

M

R

C

R

Mat

Mat

Mat

SiO2

 

50.17

47.20

50.38

50.99

49.77

50.49

53.01

50.19

49.77

53.88

53.39

51.55

52.96

50.32

50.84

51.88

51.30

TiO2

 

1.34

2.27

0.90

0.72

0.96

0.63

0.26

0.62

0.81

0.11

0.25

0.61

0.31

0.86

1.12

1.04

1.13

Al2O3

 

4.35

5.96

3.05

2.73

3.42

2.34

1.70

4.05

4.41

1.08

1.59

2.20

1.61

3.71

1.87

1.44

1.92

Cr2O3

 

0.17

0.05

0.00

0.04

0.00

0.03

0.34

0.10

0.04

0.73

0.23

0.00

0.37

0.02

0.00

0.01

0.00

FeO

 

4.82

7.99

11.09

11.62

11.51

10.67

4.32

7.00

8.35

2.81

4.98

9.20

5.14

9.19

11.38

11.62

10.46

MnO

 

0.07

0.13

0.37

0.37

0.38

0.31

0.06

0.21

0.24

0.07

0.19

0.29

0.16

0.29

0.37

0.38

0.32

MgO

 

15.14

12.68

13.95

14.65

13.75

14.34

17.18

14.85

14.12

18.45

17.43

14.62

17.74

14.30

14.31

14.88

14.90

CaO

 

23.04

22.12

19.47

18.50

19.03

19.69

22.49

21.75

21.21

22.35

21.44

20.46

20.32

20.86

18.58

17.90

19.07

Na2O

 

0.31

0.43

0.27

0.29

0.37

0.18

0.21

0.28

0.28

0.17

0.17

0.28

0.09

0.29

0.33

0.35

0.37

K2O

 

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.01

Total

 

99.42

98.83

99.48

99.90

99.19

98.69

99.57

99.05

99.24

99.66

99.68

99.22

98.72

99.83

98.79

99.50

99.48

Si

 

1.851

1.778

1.894

1.906

1.877

1.910

1.941

1.867

1.858

1.959

1.955

1.931

1.957

1.872

1.926

1.949

1.921

Ti

 

0.037

0.064

0.025

0.020

0.027

0.018

0.007

0.017

0.023

0.003

0.007

0.017

0.009

0.024

0.032

0.029

0.032

Al

 

0.189

0.265

0.135

0.120

0.152

0.104

0.073

0.178

0.194

0.046

0.069

0.097

0.070

0.163

0.083

0.064

0.085

Cr

 

0.005

0.001

0.000

0.001

0.000

0.001

0.010

0.003

0.001

0.021

0.007

0.000

0.011

0.001

0.000

0.000

0.000

Fe3+

 

0.051

0.081

0.046

0.048

0.067

0.053

0.036

0.070

0.063

0.021

0.013

0.027

0.000

0.064

0.025

0.004

0.036

Fe2+

 

0.098

0.170

0.302

0.316

0.296

0.284

0.097

0.148

0.198

0.064

0.139

0.261

0.159

0.221

0.336

0.361

0.291

Mn

 

0.002

0.004

0.012

0.012

0.012

0.010

0.002

0.007

0.008

0.002

0.006

0.009

0.005

0.009

0.012

0.012

0.010

Mg

 

0.833

0.712

0.782

0.816

0.773

0.808

0.938

0.824

0.786

1.000

0.951

0.816

0.977

0.793

0.808

0.833

0.832

Ca

 

0.911

0.892

0.784

0.741

0.769

0.798

0.882

0.867

0.849

0.871

0.841

0.821

0.804

0.831

0.754

0.721

0.765

Na

 

0.022

0.031

0.020

0.021

0.027

0.013

0.015

0.020

0.020

0.012

0.012

0.020

0.006

0.021

0.024

0.026

0.027

K

 

0.001

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

Total

 

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

3.998

4.000

4.000

4.000

4.000

Al IV

 

0.15

0.22

0.11

0.09

0.12

0.09

0.06

0.13

0.14

0.04

0.05

0.07

0.04

0.13

0.07

0.05

0.08

Al VI

 

0.04

0.04

0.03

0.03

0.03

0.01

0.01

0.04

0.05

0.01

0.02

0.03

0.03

0.04

0.01

0.01

0.01

Wo

 

48.07

47.98

40.71

38.34

40.11

40.85

45.15

45.28

44.59

44.46

43.12

42.43

41.35

43.31

38.98

37.31

39.55

En

 

43.97

38.27

40.58

42.24

40.32

41.37

47.99

43.00

41.31

51.07

48.76

42.19

50.23

41.32

41.77

43.15

42.99

Fs

 

7.96

13.75

18.71

19.41

19.56

17.78

6.86

11.72

14.10

4.47

8.12

15.38

8.41

15.37

19.26

19.54

17.47

Mg#

 

84.86

73.89

69.15

69.19

68.05

70.54

87.64

79.09

75.10

92.12

86.17

73.90

86.02

73.51

69.15

69.53

71.74

جدول 2- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونیِ پلاژیوکلاز به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی (Ab: آلبیت؛ An: آنورتیت؛ Or: ارتوکلاز؛ Mic: میکرولیت؛ Inc؛ میانبار درون کانی‌های دیگر؛ Mat: ریزبلورهای زمینه؛ S.B: بازالت ساب‏‌آلکالن؛ A.B: بازالت آلکالن)

Sample No.

AT8

AT8

AT8

AT19

AT19

AT19

AT19

AT19

AT19

AT19

AT79

AT79

AT79

AT79

AT79

Rock Type

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

A.B

S.B

S.B

S.B

S.B

S.B

Location

Mic.

Mic.

Mic.

Mic.

Mic.

Inc.

Inc.

Mic.

Mic.

Mic.

Mat

Mat

Mat

Mat

Mat

Point No.

11

14

15

22

23

28

32

35

42

43

62

63

64

66

68

SiO2

51.93

46.18

48.82

48.92

48.65

49.71

49.65

51.09

50.21

48.48

47.26

57.01

48.30

47.91

57.48

TiO2

0.14

0.08

0.09

0.04

0.01

0.03

0.04

0.05

0.04

0.00

0.00

0.12

0.04

0.02

0.09

Al2O3

29.85

34.32

31.94

31.81

32.07

31.72

31.65

30.55

31.19

32.36

33.60

26.95

32.79

33.84

26.72

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

0.03

FeO

0.40

0.50

0.55

0.51

0.62

0.54

0.69

0.59

0.88

0.79

0.62

0.54

0.47

0.66

0.66

MnO

0.00

0.00

0.03

0.04

0.05

0.03

0.00

0.00

0.02

0.03

0.00

0.00

0.00

0.03

0.01

MgO

0.04

0.05

0.07

0.08

0.04

0.07

0.05

0.09

0.08

0.04

0.02

0.04

0.05

0.07

0.03

CaO

11.95

17.17

14.44

14.82

15.16

14.12

14.40

13.27

13.74

14.92

16.06

8.75

15.42

16.16

8.57

Na2O

4.33

1.57

2.87

2.88

2.75

3.15

3.10

3.80

3.42

2.68

2.10

6.31

2.48

2.03

6.57

K2O

0.47

0.13

0.25

0.21

0.21

0.26

0.23

0.35

0.34

0.26

0.15

0.57

0.18

0.13

0.58

Total

99.10

100.00

99.05

99.30

99.57

99.62

99.83

99.79

99.90

99.55

99.81

100.30

99.73

100.87

100.73

Si

2.380

2.128

2.255

2.256

2.241

2.280

2.275

2.335

2.299

2.233

2.175

2.559

2.219

2.181

2.570

Ti

0.005

0.003

0.003

0.001

0.000

0.001

0.002

0.002

0.001

0.000

0.000

0.004

0.001

0.001

0.003

Al

1.612

1.864

1.738

1.728

1.741

1.714

1.709

1.646

1.683

1.757

1.823

1.426

1.775

1.815

1.408

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

0.001

Fe3+

0.015

0.019

0.021

0.020

0.024

0.021

0.026

0.023

0.034

0.030

0.024

0.020

0.018

0.025

0.025

Mn

0.000

0.000

0.001

0.002

0.002

0.001

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

Mg

0.003

0.003

0.005

0.005

0.002

0.005

0.003

0.006

0.005

0.003

0.001

0.003

0.003

0.005

0.002

Ca

0.587

0.847

0.714

0.732

0.748

0.694

0.707

0.650

0.674

0.736

0.792

0.421

0.759

0.788

0.410

Na

0.384

0.140

0.257

0.257

0.246

0.280

0.275

0.337

0.303

0.239

0.188

0.549

0.221

0.179

0.570

K

0.028

0.008

0.015

0.012

0.013

0.015

0.014

0.020

0.020

0.015

0.009

0.032

0.011

0.008

0.033

Total

5.015

5.012

5.009

5.013

5.017

5.010

5.013

5.018

5.020

5.015

5.012

5.014

5.008

5.004

5.023

Al

38.49

14.05

26.04

25.69

24.42

28.33

27.64

33.44

30.41

24.17

19.00

54.78

22.30

18.36

56.25

An

58.75

85.17

72.47

73.09

74.33

70.16

71.00

64.56

67.61

74.30

80.13

41.98

76.63

80.85

40.51

Or

2.76

0.77

1.49

1.22

1.25

1.51

1.37

2.00

1.98

1.54

0.87

3.24

1.07

0.79

3.24

 


الف- کلینوپیروکسن: همة کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در دستة پیروکسن‏‌های آهن- منیزیم- کلسیم‏‌دار (Quad) چای می‏‌گیرند. برپایة نمودار رده‏‌بندی پیروکسن‏‌ها (Morimoto et al., 1988)، همة کلینوپیروکسن‏‌های تجزیه‌شده در بازة اوژیت تا دیوپسید جای گرفته‏‌اند (شکل 4- A). مقدار Na2O، Al2O3 و TiO2 در کلینوپیروکسن‏‌ها به‌ترتیب برابربا 37/0- 09/0، 41/4- 01/1 و 21/1- 11/0 درصدوزنی است. از سوی دیگر، مقدار MgO و FeO نیز به‌ترتیب برابربا 45/18- 75/13 و 21/12- 81/2 درصدوزنی و Mg# (100*Mg/(Mg+Fe2+)) برابربا 15/68 تا 94/93 است. ترکیب کلی کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت Wo37.3-45.3Fs4.5-20.7En40.3-51است.

برپایة سرشت آتشفشانی سنگ‏‌ها و امکان تغییر شرایط فیزیکی و شیمیایی در هنگام رشد بلور، تغییر شیمیایی درشت‏‌بلورها از مرکز به حاشیه پدیدة معمولی است. ازاین‌رو، در اینجا در بلورهای کلینوپیروکسن این پدیده بررسی شده است.

 

 

شکل 4- A) ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار سه‌تایی ولاستونیت (Wo)، انستاتیت (En)، فروسیلیت (Fs) (Morimoto et al., 1988)؛ B) نمودار رده‏‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)

 

 

همان‌گونه که در شکل 5 دیده می‏‌شود جایگاه نقاط تجزیه‌شده در بخش‏‌های مختلف بلورهای کلینوپیروکسن یکی از نمونه‏‌ها (نمونة AT34) و تغییرات ترکیب شیمیایی آنها نمایش داده شد‌ه‌اند. ترکیب شیمیایی نقاط مختلف در جدول 1 دیده می‌شود. درکل، در سه درشت‏‌بلور نمایش‌داده‌شده (درشت‏‌بلورهای CPX1، CPX2 و CPX3)، مقدار SiO2، CaO، Mg#، Cr2O3 و MgO از مرکز به‌سوی حاشیه بلورها روند کاهشی دارد؛ اما مقدار FeO، TiO2، MnO و Na2O روند افزایشی نشان می‌دهد. برپایة سرشت سازگاری/ناسازگاری عنصرهای یادشده و میزان گرایش آنها برای افزوده‌شدن به ساختار کلینوپیروکسن (برای نمونه، روند کاهشی Mg# و Cr و یا روند افزایشی Fe و Na به‌سوی حاشیه بلور)، منطقه‏‌بندی عادی در بلور کلینوپیروکسن دیده می‏‌شود. این تغییرات شیمیایی از مرکز به حاشیه بلور با تغییرات شیمیایی قابل انتظار در یک مذاب در حال تحول همخوانی دارد که در پی فرایندهای تفریق زمین‌شیمیایی مانند تبلوربخشی در آشیانه‌ای ماگمایی رخ می‏‌دهد. به گفتة دیگر، این نکته نشان‏‌دهندة تحولات شیمیایی مذاب در شرایط فیزیکی و شیمیایی کمابیش پایدار است. همچنین، شکل 6 تغییرات شیمیایی در یکی دیگر از نمونه‏‌ها (نمونة AT19) را نشان می‌دهد که درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن آن به‏‌صورت تقریبی از مرکز به حاشیه تجزیة نقطه‏‌ای شده‌ است.

ب- پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز از دیگر کانی‏‌های اصلی در بازالت‏‌های منطقه است. در برخی نمونه‏‌ها این کانی به‏‌صورت درشت‏‌بلور اصلی پدیدار شده است و در برخی نمونه‏‌های دیگر، به میکرولیت‏‌های زمینة سنگ محدود است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة پلاژیوکلازها در جدول 2 نمایش داده شده‌اند. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها از دیدگاه سه سازندة پایانیِ آنورتیت (An)، آلبیت (Ab) و اورتوکلاز (Or) به‌ترتیب به‏‌صورت 19/40 تا 17/85، 05/14 تا 25/56 و 77/0 تا 07/4 درصد است. برپایة نمودار رده‏‌بندی فلدسپارها، ترکیب کلی پلاژیوکلازها در بازة لابرادوریت تا بیتونیت جای می‏‌گیرد (شکل 4- B). شمار اندکی از نقاط نیز در محدوده آندزین جای گرفته‏‌اند. برپایة ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری (که پیشتر گفته شدند) و نیز داده‏‌های شیمیایی سنگ کل (که در ادامه آمده‌اند)، همة سنگ‏‌هایی که تجزیة نقطه‏‌ای شده‌اند سرشت بازیک دارند. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها نیز با این ویژگی همخوانی دارد. دربارة پلاژیوکلازها (جدول 2) نیز از موقعیت مرکز به حاشیه، درصد آنورتیت پلاژیوکلاز نقطه‌های تجزیه‌شده کاهش می‏‌یابد. این ویژگی بیشتر نشان‏‌دهندة منطقه‏‌بندی عادی در بلورهای پلاژیوکلاز است.

 

 

 

شکل 5- جایگاه نقاط تجزیه‌شده در بخش‏‌های مختلف بلورهای کلینوپیروکسن و تغییرات ترکیب شیمیایی آنها در یکی از نمونه‏‌ها (نمونة AT34). ترکیب شیمیایی در جدول 1 آمده است. در این نمودارها، تغییرات شیمیایی نقاط در سه درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن CPX1، CPX2 و CPX3 نمایش داده شده است.

 

شکل 6- جایگاه نقاط تجزیه‌شده (نقطه‌های 25، 26 و 27) در درشت‏‌بلور کلینوپیروکسن در یکی دیگر از نمونه‏‌ها (نمونة AT19). ترکیب شیمیایی در جدول 1 آمده است. در این نمودارها، تغییرات شیمیایی این نقاط نسبت به یکدیگر نمایش داده شده است.

 


شیمی سنگ کل

ترکیب شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌ها در جدول 3 آورده شده است. این داده‌ها برای به نمونه‏‌هایی هستند که داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة کانی‏‌های آنها بحث شده‌اند.

 

الف- عنصرهای اصلی

 برپایة مقادیر بدون آب، تغییرات SiO2 نمونه‏‌ها برابربا 2/45 تا 7/53 درصدوزنی است. همان‌گونه که در شکل 7- A دیده می‏‌شود، ترکیب نمونه‏‌ها در محدودة سنگ‏‌های بازالتی است. البته نمونه‏‌ها دو طیف شیمیایی مختلف را نشان می‏‌دهند. برخی از آنها در محدوده بازالت‏‌های آلکالن و برخی نیز در محدوده بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند. زمین‌شیمی عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‏‌ها، بازتابی از تفاوت این دو گروه از سنگ‏‌های بازالتی منطقه است. از دیدگاه ترکیب عنصرهای اصلی، بازالت‏‌های آلکالن با مقدار بالاتر TiO2 (7/1 تا 8/2 درصدوزنی)، FeOT (9 تا 5/12 درصدوزنی) و مجموع عنصرهای آلکالن (8/4 تا 3/8 درصدوزنی) از بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن شناخته و جدا می‏‌شوند. در بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن، TiO2، FeOT و Na2O+K2O به‌ترتیب برابربا 1تا 65/1، 7/7 تا 4/10 و 6/3 تا 6/5 درصدوزنی هستند. ازآنجایی‌که تمرکز آهن (FeOT) در نمونه‏‌های آلکالن بالاتر است، مقدار Mg# [MgO*100)/(MgO+FeOT))] در این گروه از سنگ‏‌ها از بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن کمتر است. مقدارMg# در بازالت‏‌های آلکالن برابربا 2/40- 3/30 و در بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن برابربا 59- 7/46 است.


 

 

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‏‌های منطقة تالش به روش‏‌های XRF و LA-ICP-MS. (Mg#=MgO*100/(MgO+FeOT)؛ b.d: کمتر از آستانة آشکارسازی؛ SA: ساب‏‌آلکالن؛ A: آلکالن؛ Cpx- Ph: کلینوپیروکسن- فیریک؛ Pl- Ph: پلاژیوکلاز- فیریک)

Sample No.

AT- 79

AT- 34

AT- 19

AT- 8

 

Sample No.

AT- 79

AT- 34

AT- 19

AT- 8

Magma Series

SA

SA

A

A

 

Magma Series

CA

CA

A

A

 

Pl- Ph

Cpx- Ph

Cpx- Ph

Cpx- Ph

 

 

Pl- Ph

Cpx- Ph

Cpx- Ph

Cpx- Ph

XRF (wt.%)

 

LA- ICP- MS (ppm)

SiO2

48.98

51.86

51.60

43.11

 

Rb

15.56

41.98

99.88

35.89

TiO2

1.66

0.98

1.69

2.67

 

Sr

308.13

368.98

1153.12

916.98

Al2O3

18.96

15.60

18.64

16.51

 

Y

25.46

14.80

33.66

25.75

Fe2O3

1.38

1.00

1.17

1.57

 

Zr

83.78

80.52

308.88

221.20

FeO

9.23

6.64

7.81

10.49

 

Nb

4.22

7.70

93.56

92.48

MnO

0.18

0.14

0.20

0.26

 

La

12.09

15.94

75.24

64.99

MgO

5.14

6.07

2.17

4.50

 

Ce

25.92

31.72

141.71

118.51

CaO

10.81

9.19

6.27

10.85

 

Pr

3.32

3.73

15.32

12.82

Na2O

2.94

3.90

4.55

2.95

 

Nd

15.77

15.64

55.95

47.99

K2O

0.71

1.58

3.65

1.65

 

Sm

4.13

3.10

9.73

8.15

P2O5

0.23

0.22

0.67

0.78

 

Eu

1.28

1.09

2.75

2.43

LOI

0.88

1.74

0.45

3.66

 

Gd

4.64

3.00

8.25

7.73

Total

101.09

98.91

98.87

99.00

 

Tb

0.79

0.50

1.11

0.93

Mg#

46.68

58.97

30.33

40.25

 

Dy

4.66

2.96

6.40

5.46

XRF (ppm)

 

Ho

1.01

0.66

1.23

0.93

Zn

101.6

85.5

120.9

122.6

 

Er

2.63

1.62

3.37

2.59

Cu

257.0

55.4

21.4

100.7

 

Tm

0.38

0.23

0.48

0.32

Sc

36.2

39.2

9.9

12.2

 

Yb

2.27

1.57

2.91

2.27

Ga

21.6

18.0

28.3

26.4

 

Lu

0.38

0.24

0.44

0.27

Ni

37.9

53.2

5.2

29.7

 

Hf

2.28

2.20

6.88

4.23

Co

36.2

32.5

15.3

44.2

 

Ta

0.27

0.49

5.20

5.29

Cr

71.3

254.4

b.d.

b.d.

 

Th

1.80

3.25

14.03

10.45

V

327.7

277.8

57.7

270.7

 

U

0.52

1.00

2.80

2.42

Ba

192.8

361.1

1009.8

755.2

 

         

Pb

47.6

60.0

69.2

55.0

 

         

 


ب- عنصرهای کمیاب

همان‌گونه‌که انتظار می‌رود، زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب در بازالت‏‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن بررسی‌شده کاملاً متمایز است (شکل‌های 7- B و 7- C). در شکل 7- B، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بازالت‏‌های آلکالن شیب (منفی) بیشتری دارد و نسبت به گروه دیگر بازالت‏‌ها جدایش‌یافته‏‌تر است. در بازالت‏‌های آلکالن، مقدار نسبت‏‌های Lan/Ybn و Smn/Ybn به‌ترتیب برابربا 5/20 تا 6/18 و 4 تا 7/3 است. در بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن این نسبت‏‌ها کمتر است؛ به‌گونه‌ای‌که در این گروه، نسبت‏‌های Lan/Ybn و Smn/Ybn به‌ترتیب برابربا 3/7 تا 8/3 و 2/2 تا 2 است. شکل متفاوت الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده در این دو گروه از بازالت‏‌ها بی‌گمان پیامد تفاوت خاستگاه گوشته‏‌های آنهاست (Aldanmaz et al., 2007; Dilek et al., 2010). نمودار عنکبوتی نمونه‏‌ها در شکل 7- C نشان داده شده است. بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن (کالک‏‌آلکالن) با تهی‏‌شدگی آشکارا از عنصرهای با قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb و Ta) از گروه دیگر شناخته و جدا می‏‌شوند. افزون‌براین، این گروه از سنگ‏‌ها، غنی‏‌شدگی نسبی از عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ یا LILE (مانند: Rb، K و Ba) نشان می‏‌دهند. تهی‏‌شدگی عنصرهای HFS و غنی شدگی عنصرهای LIL نشان‏‌دهندة ذوب خاستگاه گوشته‏‌ای متأثر از سیال‌هایِ بالای صفحة فرورانده است و از ویژگی‌های مذاب‏‌های پهنه‌های فرورانشی دانسته می‏‌شود (Woodhead et al., 1993; Green, 1994; Ewart et al., 1998).

 

 

 

شکل 7– نمودارهای شیمیایی سنگ‏‌های بازالتی منطقة تالش که برپایة شیمی سنگ کل رسم شده‏‌اند. A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/Ti برای رده‏‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی (Pearce, 1996)؛ B) الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ C) نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (ترکیب کندریت، گوشته اولیه و بازالت‏‌های جزایر اقیانوسی (OIB) در شکل‏‌های B و C از Sun و McDonough (1989) برگرفته شده‌اند) (WPA: بازالت‏‌های آلکالن درون‏‌صفحه‏‌ای؛ WPT: بازالت‏‌های تولیی‏‌ایتی درون‏‌صفحه‏‌ای؛ MORB: بازالت‏‌های پشتة میان‌اقیانوسی؛ VAB: بازالت‏‌های کمان آتشفشانی)

 

 

از سوی دیگر، بازالت‏‌های آلکالن تهی‏‌شدگی نسبی از عنصرهای HFS ندارند و تمرکز کلی عنصرهای ناسازگار در آنها بیشتر از بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن است (شکل 7- C). این ویژگی نشان‏‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‌شده برای بازالت‏‌های آلکالن است (Wang et al., 2007; Saccani et al., 2013). شاید گمان می‌رود تفاوت بازالت‏‌های منطقه از دیدگاه تهی‌شدگی HFSE پیامد آلایش پوسته‏‌ای گروهی از بازالت‏‌ها (بازالت‏‌های ساب‌آلکالن) باشد؛ اما چنین فرضی نادرست است؛ زیرا بازالت‏‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن منطقه، هم از دیدگاه شیمی عنصرهای اصلی و هم عنصرهای کمیاب (مانند شکل الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و نسبت عنصرهای کمیاب) با هم کاملاً تفاوت دارند. در شکل‏‌های 7- B و 7- C، ترکیب نمونه‏‌ها با بازالتِ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) مقایسه شده است. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، شیمی بازالت‏‌های آلکالن منطقة تالش همانند ترکیب OIB است. ازاین‌رو، برپایة شیمی عنصرهای کمیاب، نمونه‏‌های بازالتی منطقة تالش از دو خاستگاه گوشته‏‌ای متفاوت خاستگاه گرفته‏‌اند؛ یک گوشته غنی‌شده همانند خاستگاه OIB برای بازالت‏‌های آلکالن و یک گوشته تهی‏‌شده‏‌تر برای بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن. تفاوت در ترکیب خاستگاه گوشته‏‌ای به‌طور منطقی چه‌بسا پیامد فرایندهای تحول گوشته در خاستگاه‏‌های متفاوت زمین‌ساختی است (Zhang et al., 2008; Saccani, 2015).

 

بحث

الف- دما- فشارسنجی

برپایة ترکیب کانی‏‌شناسی سنگ و سرشت آن، دما- فشارسنج‏‌های گوناگونی در دسترس است. بیشتر سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش ترکیب بازیک دارند و کانی‌شناسی معمول آنها Cpx+Pl+Opq±Ol است. ازاین‌رو، دما- فشارسنج‏‌هایی که برپایة هر یک از این کانی‏‌ها و یا جفت کانی‏‌هایِ سیستم‏‌های آذرین و به‌ویژه سنگ‏‌های آتشفشانی پیشنهاد شده‌اند، برای این سنگ‏‌ها کاربردی هستند.

الف- 1- دما- فشارسنجی به روش Soesoo (1997): این روش برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن پیشنهاد شده است و برپایة به‌دست‌آوردن دو فاکتور Xm و Ym است. برآورد این فاکتورها به‏‌صورت زیر است که در آنها تقریباً همة عنصرهای اصلی سازندة کلینوپیروکسن دخالت دارند:

 

15Xm= -0.178SiO2+0.234 TiO2+0.211 Al2O3+0.307 Cr2O3-0.562 FeOtot-0.599 MnO+0.056 MgO+0.373 CaO-0.102 Na2O">

15Ym=0.562 SiO2+0.212 TiO2+0.259 Al2O3+0.211 Cr2O3+0.027 FeOtot-0.172MnO+0.522 MgO-0.481 CaO+0.05 Na2O">

 

 

از برتری‏‌های روش یادشده اینست که برای پیروکسن‏‌های Fe-Ca-Mg دار و Fe-Mg دار گوناگون کاربرد دارد. از سوی دیگر، به حضور هر دو نوع پیروکسن نیازی نیست. این دما- فشارسنج در بازة دمایی 1100 تا 1300 درجه سانتیگراد و فشار 0 تا 20 کیلوبار کاربرد دارد. در شکل 8، دما- فشارسنجی کلینوپیروکسن به این روش نمایش داده شده است. در نمودار دماسنجی (شکل 8- A) دمای تعادل بلورهای کلینوپیروکسن در بازة 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد به‏‌دست آمده است. گمان می‌رود این بازة دمایی برای تبلور و تعادل بلورهای کلینوپیروکسن با یک مذاب بازالتی منطقی باشد. در نمودار فشارسنجی (شکل 8- B) نیز بازة تقریبی فشار برای نمونه‏‌های گوناگون برابربا کمتر از 2 کیلوبار تا نزدیک‌به 5 کیلوبار به‏‌دست آمده است. گفتنی است در این روش دما- فشارسنجی، تفاوت دما- فشاری درشت‏‌بلورها و بلورهای زمینة سنگ کمابیش به‌خوبی از هم متمایز شده است؛ به‌گونه‌ای‌که دما و فشار به‌دست‌آمده برای بلورهای زمینه سنگ (نمونة AT79) از درشت‏‌بلورها (نمونه‏‌های AT8 و AT34) کمتر است. دما و فشار برای بلورهای زمینه به‌ترتیب در بازة 1100 تا 1150 درجه سانتیگراد و کمتر از 2 کیلوبار است؛ اما برای درشت‏‌بلورها، دما و فشار بالاتری (به‌ترتیب برابربا 1150 تا 1200 درجه سانتیگراد و 2 تا 5 کیلوبار) به‏‌دست‏‌ آمده است.


 

 

 

شکل 8- نمودارهای دما- فشارسنجی برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش (Soesoo, 1997)؛ A) نمودار دماسنجی که در آن دمای تعادل بلورهای کلینوپیروکسن که در بازة 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد به‏‌دست می‏‌آید؛ B) نمودار فشارسنجی که بازة تقریبی فشارِ برابربا کمتر از 2 تا نزدیک‌به 5 کیلوبار را برای تعادل بلورهای کلینوپیروکسن نشان می‏‌دهد.

 

 

الف- 2: دما - فشارسنجی برپایة تعادل کلینوپیروکسن- مذاب: روش‏‌های دما- فشارسنجی برپایة تعادل کلینوپیروکسن- مذاب (Putirka, 1999; Putirka et al., 2003; Putirka, 2008) برپایة شیمی کانی و مذاب همزیست با آن هستند. در حقیقت، افزون‌بر تجزیة نقطه‏‌ای کانی، ترکیب شیمیایی مذاب در تعادل با کانی یادشده را نیز باید به‏‌دست آورد. ترکیب این مذاب از تجزیة شیمیایی سنگ کل، تجزیة بخش شیشه‏‌ای یا زمینة کانی‏‌ها، و یا میانبار‏‌های مذاب به‏‌دست آورده می‌شود. در هنگام به‌کارگیری ترکیب شیمیایی سنگ کل، هر اندازه درصد فراوانی درشت‏‌بلور‏‌ها کمتر باشد پاسخ دقیق‏‌تر خواهد بود؛ هرچند اگر درصد درشت‏‌بلور‏‌های سنگ چشمگیر باشد، برای حذف اثر آنها باید تصحیحاتی در شیمی سنگ کل انجام داد. در این پژوهش، شیمی مذاب برپایة ترکیب سنگ کل (جدول 3) و با تصحیح اثر انباشتگی درشت‏‌بلورها به‌دست‌ آورده شده است. پیش‏‌نیاز مهم برای به کارگیری روش‏‌هایی که برپایة جفت بلور- مذاب هستند، بررسی شرایط تعادل میان بلور و مذاب همزیست با آن است. برای بررسی این نکته یکی از راهکارها، بررسی ویژگی‌های بافتی است. برای نمونه، شکل‌داربودن بلورها چه‌بسا بازتابی از تعادل با مذاب است؛ اما دربرابر آن، خلیج‏‌خوردگی یا بافت‏‌های غربالی چه‌بسا نبود تعادل کانی با مذاب میزبان را نشان می‌دهند. افزون‌براین، برای برآورد دما- فشار، بررسی ترکیب شیمیایی در حاشیة درشت‏‌بلورها گزینة بهتری است؛ اما دربارة ریزبلور‏‌های زمینة سنگ که در تعادل (در پی نرخ بالای سردشدگی) نبوده‌اند، شاید پاسخ پذیرفتنی به‌دست آورده نشود. روش دیگر دریافتن تعادل شیمیایی میان کانی و مذاب، به‌کارگیری ضریب توزیع آهن و منیزیم میان آنهاست (lnKD=-0.107-1719/T(K)) که برپایة آن، مقدار 08/0± 08/28 نشان‏‌دهندة محدودة تعادلی است (Putirka, 2008). مقدار KD به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌ها برابربا 24/0 تا 28/0 است که نشان می‏‌دهد شرایط نسبی تعادل کانی- مذاب فراهم بوده است. در اینجا دما- فشارسنجی برپایة تعادل کانی- مذاب به روش‏‌های گوناگون انجام شده است (Putirka et al., 1996; Putirka et al., 2003; Putirka, 2008) که چکیده نتایج آن در جدول 4 آورده شده است. رابطه‌های به‌کاربرده‌شده برای دما- فشارسنجی نیز در جدول 5 نمایش داده شده‏‌اند. همان‌گونه که در جدول 4 دیده می‏‌شود، فشارسنجی برپایة هفت روش گوناگون انجام شده است. در نمونة AT8، شمار نقاط کم است و پراکندگی داده‌ها نیز بسیار است. ازاین‌رو، چندان نمی‏‌توان آنها را بحث کرد. اگرچه دربارة همین نمونه نیز بیشتر نتایج به‌دست‌آمده با نتایج به‌دست‌آمده از شکل 8- B همخوانی دارند. در نمونة AT79 که بلورهای تجزیه‌شده مربوط به زمینة سنگ هستند و به‌طور منطقی انتظار می‏‌رود نتایج فشارسنجی بالایی نداشته باشند. نتایج به‌دست‌آمده در بازة کمتر از 2 کیلوبار هستند و همخوانی بسیار خوبی با شکل 8- B دارند. در دو نمونة دیگر (AT19 و AT34)، نقاط تجزیه‌شده از درشت‏‌بلور‏‌ها هستند (شکل‏‌های 5 و 6). در نمونة AT19 دامنة فشارهای به‏‌دست‌آمده از کمتر از 1 تا بیشتر از 4 کیلوبار است؛ اما بیشتر داده‏‌هایِ به‌دست‌آمده برای حاشیه کانی (که تعادل آن با مذاب میزبان محتمل‏‌تر است) کمتر از 5/2 کیلوبار هستند. دربارة نمونة AT34، نتایج فشارسنجی در بازة کمتر از 1 تا 8 کیلوبار هستند. در اینباره نیز بررسی نقاط تجزیه‌شدة حاشیه درشت‏‌بلور‏‌ها نشان می‌دهد بیشتر داده‌ها در بازة 5/2 تا 6 کیلوبار جای می‏‌گیرند. در این دو نمونه نیز داده‌های فشارسنجی به‏‌دست‌آمده از ترکیب کلینوپیروکسن (شکل 8- B) با نتایج به‏‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون تعادل کانی- مذاب همخوانی خوبی با یکدیگر دارند. داده‌های دماسنجی نیز با پنج روش گوناگون به‏‌دست آمده‌اند (Putirka et al., 1996; Putirka et al., 2003; Putirka, 2008). بیشتر دماهای به‏‌دست‌آمده در نمونه‏‌های گوناگون در بازة 1000 تا 1200 درجه سانتیگراد هستند و در این موارد نیز داده‌های به‏‌دست‌آمده از ترکیب کلینوپیروکسن (شکل 8- A) با داده‌های به‏‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگونِ تعادل کانی- مذاب قابل قیاس هستند.

 

 

جدول 4- گزیده‌ای از داده‌های دما- فشارسنجی به‌دست‌آمده برپایة تعادل کانی- مذاب به روش‏‌های گوناگون (منابع مربوط به روش‏‌های گوناگون در پایین جدول آورده شده‌اند. رابطه‌های به‌کاررفته در محاسبه‌ها نیز در جدول 5 دیده می‌شود. جایگاه برخی نقاط از دیدگاه موقعیت آن (حاشیه یا مرکز بلور) در شکل‏‌های 5 و 6 نمایش داده شده است. دربارة نقاطی که در جدول 4 مجموع (Total) آنها از 99 درصد کمتر است، به‌علت امکان خطای احتمالی، دمافشارسنجی انجام نشده است)

Sample No.

 

AT8

AT19

AT19

AT19

AT19

AT19

AT19

AT34

AT34

AT34

AT34

AT34

AT34

AT34

AT79

AT79

Points

 

7

18

19

20

21

25

26

47

48

49

51

52

53

55

72

82

 

Reference

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Barometry

[1]

4.4

<1*

0.3**

<1

<1

0.2

1.9

1.76

4.1

4.4

<1

0.1

4.2

4.4

0.9

<1

[2]

3.7

1

1.4

0.6

0.1

1.4

2.5

2.2

3.9

4.1

<1

1.2

4

4.2

0.8

<1

[3]

5.9

1.9

2.5

1.4

0.7

2.5

3.9

1.65

3.9

4.2

<1

0.3

4

4.3

0.9

<1

[4]

6.8

3

3.2

2.3

1.4

3

4.7

4.11

6.6

6.7

0.8

2.4

5.7

6.4

1.7

1.3

[5]

1.4

2.7

3.1

0.8

1.5

3.2

3.8

<1

3.4

4.5

<1

<1

2.5

3.9

1.7

0.6

[6]

2.3

1.2

1.7

0.3

0

1.8

2.5

0.33

3.8

4.5

<1

<1

4

4.3

1.6

0.1

[7]

5.5

2.1

2.5

1.4

0.5

2

3.7

4.41

7.9

8.4

2.2

3.2

6.1

8.1

0.7

1

Thermometry

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

[8]

1147

1116

1121

1117

1114

1126

1130

1176

1169

1162

1165

1171

1167

1161

1125

1118

[9]

1070

1041

1052

1035

1032

1052

1061

1093

1119

1126

1066

1090

1129

1131

1116

1101

[10]

1105

1040

1044

1036

1029

1044

1057

1126

1147

1149

1094

1112

1148

1150

1123

1114

[11]

1115

1040

1044

1036

1029

1044

1057

1126

1147

1149

1094

1112

1148

1150

1128

1118

[12]

1136

1010

1016

1006

1003

1016

1022

1138

1156

1160

1119

1133

1157

1161

1132

1122

* The values below 1 refer to those which the results were too low (negative!)

** Numbers in Bold: Analyzed points from mineral rim.

References: [1]: (Putirka et al., 1996); [2]: (Putirka et al., 2003); [3]: (Putirka, 2008), Eqn. 30; [4]: (Putirka, 2008), Eqn. 31; [5]: (Putirka, 2008), Eqn. 32a; [6]: (Putirka, 2008), Eqn. 32b; [7]: (Putirka, 2008), Eqn. 32c; [8]: (Putirka, 2008), Eqn. 32d; [9]: (Putirka, 2008), Eqn. 33; [10]:(Putirka, 2008), Eqn. 34; [11]: (Putirka et al., 2003); [12]: (Putirka et al., 1996)

 

جدول 5- روابط دما- فشارسنجی گوناگون برپایة تعادل کانی- مذاب که در دما- فشارسنجی (جدول 4) به‌کار برده شدند (منابع مربوط مربوط به هر روش در پایان جدول 4 آورده شده‌اند. در جدول زیر P، T و K به‌ترتیب همان فشار و دما و درجه کلوین هستند. Liq نیز همان میزان عنصر در مذاب و Jd، DiHd و EnFs سازنده‏‌های پایانی کلینوپیروکسن هستند. رابطه‌های 1 تا 7 برای فشارسنجی و رابطه‌های 8 تا 12 برای دماسنجی به‌کار برده شدند)

 

 


الف- 3- تفسیر داده‌های دما- فشارسنجی: اگر داده‌های به‌دست‌آمده از روش‏‌های مختلف دما- فشارسنجی بررسی و با هم مقایسه شوند این‌گونه تفسیر می‌شوند که:

1- همان‌گونه که در جدول 4 دیده می‏‌شود، داده‌های فشارسنجی و دماسنجی به‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون برپایة تعادل کانی- مذاب با یکدیگر همخوانی پذیرفتنی نشان می‌دهند؛

2- داده‌های دما- فشارسنجی برپایة ترکیب بلور کلینوپیروکسن (Soesoo, 1997) (شکل 8) با داده‌های به‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون تعادل کانی- مذاب (جدول 4) همخوانی خوبی دارند؛ مانند نمونة AT19 که در شکل 8 فشارهای کمتر از 5/2 کیلوبار را نشان می‏‌دهد. در جدول 4 نیز نتایج فشارسنجی این نمونه بیشتر نشان‏‌دهندة فشارهای کم (کمتر از 5/2 کیلوبار) است. در نمونة AT34 نیز نتایج فشارسنجی به‌دست‌آمده از دو روش یادشده نزدیکیِ پذیرفتنی با یکدیگر دارند و بیشتر آنها بازة فشاری برابربا 5/2 تا 6 کیلوبار را نشان می‏‌دهند. در نمونه‏‌های AT8 و AT79 نیز داده‌های به‌دست‌آمده مشابهت پذیرفتنی با یکدیگر دارند؛

3- طیف داده‌های دماسنجی که دمای تبلور و تعادل کلینوپیروکسن با یک مذاب بازالتی را نشان می‌دهد منطقی و پذیرفتنی است (Sisson and Grove, 1993)؛

4- برپایة داده‏‌های فشارسنجی، برآورد ژرفای تبلور/تعادل کانی یا ژرفای آشیانه‌های ماگمایی امکان‏‌پذیر است. با فرض میانگین چگالی نزدیک‌به 8/2 گرم بر سانتیمتر مکعب برای پوستة قاره‏‌ای، هر کیلوبار فشار برابربا ضخامتی نزدیک‌به 7/3 کیلومتر است. ازاین‌رو، تبلور برخی بلورها که فشار کمتر از 5/2 کیلوبار را نشان می‏‌دهند (نمونه‏‌های AT19 و AT79) در ژرفای کمتر از 10 کیلومتر روی داده است. این ویژگی نشان‏‌دهندة آشیانه‌های ماگمایی کم‌ژرفا در پوستة بالایی است. از سوی دیگر، برای برخی بلورهای دیگر که فشار بالاتری (برابربا 5/2 تا 6 کیلوبار) نشان می‏‌دهند (نمونه‏‌های AT8 و AT34)، ژرفا نزدیک‌به 10 تا 22 کیلومتر دانسته می‌شود. در کل، در پوستة قاره‏‌ای با ژرفای کمتر از 10- 15 کیلومتر برای پوستة بالایی، ژرفای 10- 15 تا 20- 25 کیلومتر برای پوستة میانی و ژرفای بیش از 20- 25 کیلومتر برای پوستة زیرین (Rudnick and Fountain, 1995)، ژرفای آشیانه‌های ماگمایی و تبلور کلینوپیروکسن در سنگ‏‌های بازالتی منطقة تالش به پوستة میانی تا بالایی مربوط است. ژرفای آشیانه‌های ماگمایی چه‌بسا با سن، ستبرا و ساختار پوسته و تنش‌های حاکم بر پوسته ارتباط دارد. آشیانه‌های ماگمایی کم‌ژرفا (ژرفای کمتر از 5 کیلومتر) در پوسته‏‌های جوان‏‌تر (ترشیری)، پوسته‏‌های نازک‏‌تر (ضخامت پوسته کمتر از 25 کیلومتر) و نیز رژیم‏‌های کششی معمول‏‌تر هستند (Chaussard and Amelung, 2014). البته دربارة منطقة تالش که ماگماتیسم یادشده به سن کرتاسه پسین است، با توجه به ژرفاهای گوناگون به‏‌دست‌آمده که از کمابیش ژرف تا کم‏ژرفا (پوستة میانی تا پوستة بالایی) هستند، نمی‏‌توان نظر دقیقی داشت.

 

ب- هیگرومتری (برآورد آب ماگما)

در سنگ‏‌های بازالتی، کانی‏‌های الیوین، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن اگرچه کانی‏‌های بی‏‌آب به‌شمار می‌روند، اما مقدار چشمگیری از H+ در شرایط گوشته بالایی را در خود دارند و چه‌بسا مخزن مهمی برای آب در زمین سیلیکاته دانسته می‏‌شوند (O'Leary et al., 2010). داده‏‌های آزمایشگاهی نشان می‏‌دهند توزیع H+ میان کلینوپیروکسن و مذاب بازالتی همخوانی قوی با تمرکز Al3+ در کوردینانس4 دارد. به گفته دیگر، جانشینی همزمان H+ و IVAl3+ به جای Si4+ امکان به‌دست‌آوردن ضریب توزیع آب میان مذاب و کلینوپیروکسن را فراهم می‏‌کند و به‌دنبال آن، برآورد آب ماگما با کلینوپیروکسن امکان‏‌پذیر می‌شود (O'Leary et al., 2010; Weis et al., 2015). ازاین‌رو، ترکیب کلینوپیروکسن افزون‌بر دما- فشارسنجی، برای به‌دست‌آوردن مقدار آب ماگما نیز کاربرد دارد. یکی از رابطه‌هایی که برای برآورد مقدار آب ماگما به‌کار برده می‌شود به‏‌صورت زیر است (Armienti et al., 2013):

 

15wt % H2O=aDiHd+bEnFs+cCaTs+dJd+eCaTi+fP+gT-1k">

a=19.45; b=- 0.62; c=8.39; d=49.33; e=- 86.02; f=- 0.37; g- 0.37; k=3.92

 

در رابطه بالا، P و T (فشار و دما) از ستون [6] و [8] جدول 4 (Putirka, 2008) جایگزین شده‌اند. همچنین، مؤلفه‏‌های مختلف ترکیب کلینوپیروکسن و داده‌های هیگرومتری در جدول 6 آورده شده‌اند. خطای میانگین این روش در برآورد درصد آب برابربا % 5/0± است. در نمونه‏‌های AT8 و AT19، هیگرومتری نشان‏‌دهندة میانگین درصد آب کمتر (70/2 تا 97/2 درصدوزنی) است؛ اما دو نمونة دیگر (AT34 و AT79) درصد آب بیشتری (میانگین 97/2 تا 53/3 درصدوزنی) نشان می‏‌دهند. این مقدار آب در واقع نشان‏‌دهندة آب ماگما در هنگام تبلور کلینوپیروکسن است. ازآنجایی‌که در یک مذاب بازالتی که ترکیب پلاژیوکلاز آن از لابرادوریت تا بیتونیت است، مقدار آب ماگما نیز چه‌بسا نزدیک‌به 1 تا 4 درصدوزنی است (Lange et al., 2009). مقدار آب به‌دست‌آمده در محدودة ماگماهای بازالتی است و داده‌های به‏‌دست‌آمده پذیرفتنی هستند. همان‌گونه‌که در ادامه گفته می‌شود، تفاوت میزان آب ماگما در این دو گروه از نمونه‏‌ها، همخوانی خوبی با تفاوت شیمیایی و سری ماگمایی این نمونه‏‌ها دارد. تفاوت در سری ماگمایی نیز برخاسته از تمایز جایگاه زمین‌ساختی است که به آن پرداخته خواهد شد.

 

جدول 6- هیگرومتری ماگما (سنجش مقدار آب ماگما) برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن (مؤلفه‏‌های شیمیایی مختلف کلینوپیروکسن نیز که در هیگرومتری به آنها نیاز است نمایش داده شده‏‌اند)

Sample No.

Point No.

Clinopyroxene components

   

 

Hygrometry

 

 

Jd

CaTs

CaTi

DiHd

EnFs

 

 

AT8

7

0.022

0.027

0.057

0.829

0.079

 

3.17

AT8

8

0.032

0.025

0.093

0.781

0.095

 

2.24

Average

 

 

 

 

 

 

 

2.70

AT19

18

0.020

0.017

0.041

0.729

0.203

 

2.96

AT19

19

0.021

0.012

0.043

0.698

0.239

 

2.76

AT19

20

0.019

0.003

0.038

0.754

0.197

 

3.12

AT19

21

0.016

0.009

0.028

0.733

0.218

 

3.21

AT19

25

0.021

0.013

0.037

0.693

0.245

 

2.87

AT19

26

0.027

0.013

0.050

0.710

0.216

 

2.74

AT19

27

0.014

0.009

0.036

0.756

0.198

 

3.12

Average

           

 

2.97

AT34

47

0.015

0.005

0.024

0.851

0.111

 

3.87

AT34

48

0.020

0.037

0.042

0.791

0.128

 

3.27

AT34

49

0.020

0.043

0.045

0.765

0.144

 

3.10

AT34

51

0.009

0.000

0.019

0.843

0.122

 

3.89

AT34

52

0.012

0.014

0.015

0.810

0.147

 

3.85

AT34

53

0.020

0.012

0.026

0.784

0.161

 

3.53

AT34

54

0.006

0.020

0.012

0.767

0.184

 

3.66

AT34

55

0.021

0.025

0.046

0.764

0.160

 

3.03

Average

           

 

3.53

AT79

70

0.014

0.000

0.035

0.721

0.225

 

2.93

AT79

72

0.014

0.000

0.025

0.696

0.252

 

3.02

AT79

82

0.012

0.000

0.036

0.731

0.216

 

2.94

Average

 

 

 

 

 

 

 

2.97

 

 

پ- شیمی مذاب و جایگاه زمین‌ساختی

ازآنجایی‌که ترکیب کانی‏‌های در تعادل با مذاب، بازتابی از ترکیب شیمیایی مذاب میزبان است، ترکیب کانی‏‌هایی مانند کلینوپیروکسن در بحث شیمی مذاب و جایگاه زمین‏‌ساختی به‌کار برده می‌شود. ازاین‌رو، شیمی کلینوپیروکسن برای شناسایی سری‏‌ ماگمایی و محیط‏‌زمین‌ساختی مختلف کاربرد دارد (Beccaluva et al., 1989; Loucks, 1990).

بازالت‏‌های آلکالن درون‌صفحه‏‌ای (قاره‏‌ای و اقیانوسی) نسبت به بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن (کمانی) با مقدار بالاتر تیتانیم و سدیم و محتوای کمتر سیلیس شناخته می‌شوند (Le Bas, 1962; Nisbet and Pearce, 1977; Leterrier et al., 1982). در سنگ‏‌های بازالتی بررسی‌شده، مقدار Na2O، Al2O3 و SiO2 در ترکیب کلینوپیروکسن در گروهی از نمونه‏‌ها (نمونه‏‌های AT8 و AT19) به‌ترتیب برابربا 18/0 تا 43/0، 34/2 تا 96/5 و 2/47 تا 99/50 درصدوزنی است؛ اما در گروه دوم (نمونه‏‌های AT34 و AT79) مقدار Na2O و Al2O3 کمتر (به‌ترتیب 09/0 تا 37/0 و 08/1 تا 41/4 درصدوزنی) و مقدار SiO2 بیشتر (77/49 تا 88/53 درصدوزنی) هستند. ازاین‌رو، می‏‌توان گفت برخی از نمونه‏‌ها (AT8 و AT19) به‌سوی بازالت‏‌های آلکالن و برخی دیگر (نمونه‏‌های AT34 و AT79) به‌سوی بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن (کمانی) گرایش دارند. در شکل‌های 9- A و 9- B (Leterrier et al., 1982) که برپایة محتوای Ti، Cr و Ca در کلینوپیروکسن رسم شده‌اند نیز گرایش نمونه‏‌ها به تفکیک در دو سری به‏‌صورت تقریبی دیده می‌شود. در شکل 9- A، مگر نمونة AT79 که اندکی با فاصله از محدوده بازالت‏‌های کوهزایی جای گرفته است، دیگر نمونه‌ها با بحث بالا سازگار هستند؛ بدین‌گونه‌که نمونه‏‌های AT8 و AT19 در محیط بازالت‏‌های غیرکوهزایی و نمونة AT34 در محدوده بازالت کوهزایی جای گرفته است. همچنین، در شکل 9- B همخوانی شیمیایی نمونه‏‌های AT8 و AT19 با سری آلکالن و نمونه‏‌های AT34 و AT79 با سری کالک‌آلکالن کوهزایی دیده می‌شود.

این نکته با شیمی سنگ کل این سنگ‏‌ها نیز همخوانی دارد. در شکل‌های 10- A و 10- B، نمونه‏‌های منطقه دو محیط زمین‌ساختی مختلف (آلکالن درون‏‌صفحه‏‌ای و کمان قاره‏‌ای) را به نمایش می‏‌گذارند. برپایة نمودار Zr/4-2Nb-Y (شکل 10- A) بازالت‏‌های آلکالن به پهنة زمین‌ساختی درون‏‌صفحه‏‌ای و بازالت‏‌های ساب‏‌آلکالن به محیط کمان آتشفشانی مربوط هستند. برپایة نمودار نسبت Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 10- B)، بازالت‏‌های آلکالن و ساب‏‌آلکالن به‌ترتیب در محیط درون‏‌صفحه‏‌ای و مرز فعال قاره‏‌ای جای گرفته‏‌اند.

 

 

 

شکل 9- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی و سری ماگمایی سنگ‏‌های بازالتی برپایة ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش (Leterrier et al., 1982). A) نمودار Ca دربرابر Ti+Cr؛ B) نمودار Ca دربرابر Altot (نماد نمونه‌ها در شکل B همانند شکل A است)

 

 

شکل 10- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی برپایة ترکیب شیمیایی سنگ کل در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة تالش. A) نمودار سه‌تایی Zr/4-2Nb-Y (Meschede, 1986)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Gorton and Schandl, 2000)

 

 

در بخش هیگرومتری، برپایة بررسی میزان آب این نمونه‏‌ها، درصد آب گروهی از نمونه‏‌ها (AT8 و AT19) از گروه دیگر (نمونه‏‌های AT34 و AT79) کمتر است. جایگاه زمین‌ساختی نمونه‏‌های یادشده با تفاوت مقدار آب آنها همخوانی دارد. بازالت‏‌های کمانی آب بیشتری دارند؛ ‌زیرا با پهنه‌های فرورانش مرتبط هستند و خاستگاه گوشته‏‌ای آنها تحت‌تأثیر سیال‌های فرورانشی شده است (Sisson and Layne, 1993; Kawamoto, 1996; Zimmer et al., 2010; Tamura et al., 2011). مذاب‏‌های آلکالن درون‌صفحه‏‌ای درصد آب کمتری نشان می‌دهند؛ زیرا از خاستگاه گوشته‏‌ای نامرتبط با پهنة فرورانش سرچشمه می‏‌گیرند. از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی، بازالت‏‌های آلکالن درون‏‌صفحه‏‌ای کرتاسه منطقة تالش چه‌بسا با زمین‌ساختی کششی و بالاآمدن سست‌کره و یا پلوم/نقطه داغ گوشته‏‌ای مرتبط هستند. وجود سنگ‏‌های آتشفشانی بازالتی آلکالن به سن کرتاسه پسین در دیگر بخش‏‌های دامنة شمالی البرز مانند جنوب لاهیجان (Delavari et al., 2018) نیز گزارش شده است که شاید ماگماتیسم آلکالن کرتاسه پسین منطقة تالش نیز با آنها در ارتباط باشد. از سوی دیگر، بازالت‏‌های کمانی نیز همان‌گونه‌که گفته شد به منطقة فرورانش (سیستم کمانی) وابستگی نشان می‏‌دهند. به باور برخی پژوهشگران (Berberian, 1983) فازهای کششی مزوزوییک در ارتباط با پیدایش اقیانوس سوان- آکرا- قره‏‌داغ هستند که البرز را نیز تحت‌تأثیر قرار داده است. سپس، سیستم فرورانش وابسته به این پهنة اقیانوسی نیز در ادامه یک مرز فعال قاره‏‌ای را در راستای قفقاز، تالش و البرز باختری پدید آورده است. البته، این ماگماتیسم کمانی چه‌بسا با فرورانش شاخة شمالی نئوتتیس به زیر مرز جنوبی اوراسیا (که در کرتاسة پسین فعال بوده است و نشانه‌های آن از پونتید خاوری تا جنوب‌باختری قفقاز کوچک دیده می‌شود (Stampfli and Borel, 2002; Golonka, 2004; Rolland et al., 2012) نیز در ارتباط بوده است.

 

برداشت

سنگ‏‌های آتشفشانی کرتاسه پسین منطقة تالش دربردارندة سنگ‏‌های آذرآواری (توف‏‌ها) و روانه‏‌های گدازه است که به‏‌صورت میان لایه با مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های رسوبی آواری و آهکی در محیطی ساحلی- دلتایی پدید آمده‏‌اند. بیشتر گدازه‏‌ها ترکیب بازالتی دارند. از دیدگاه کانی‏‌شناسی، این سنگ‏‌ها شرایط دما- فشاری تبلور، مقدار آب مذاب، سری ماگمایی و جایگاه زمین‌ساختی تنوع نشان می‌دهند. دما- فشارسنجی برپایة شیمی کلینوپیروکسن و تعادل کلینوپیروکسن- مذاب، نشان‏‌دهندة شرایط تبلور در ژرفای پوستة میانی تا بالایی است. افزون‌براین، برپایة شیمی کلینوپیروکسن و شیمی سنگ کل، مذاب‏‌های بازالتی به دو سری آلکالن (با مقدار آب کمتر) و کالک‌آلکالن (با مقدار آب بیشتر) رده‌بندی می‏‌شوند. این دو سری به‌ترتیب با سازوکار زمین‌ساختی کششی درون‏‌صفحه‏‌ای (پلوم گوشته‏‌ای یا نقطة داغ) و مرتبط با فرورانش تفسیرشدنی هستند. ماگماتیسم کمانی چه‌بسا پیامد فرورانش یک پهنة اقیانوسی به زیر البرز باختری یا شاخه‏‌ای از نئوتتیس به زیر مرز جنوبی اوراسیا در زمان کرتاسه پسین بوده است.

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in Northern Iran. Journal of Geodynamics 21(1): 1- 33.

Aldanmaz, E., Yaliniz, M. K., Guctekin, A. and Goncuoglo, M. C. (2007) Geochemical characteristics of mafic lavas from the Neotethyan ophiolites in western Turkey: implications for heterogeneous source contribution during variable stages of ocean crust generation. Geological Magazine 145: 37- 54.

Allen, M., Ghassemi, M., Shahrabi, M. and Qorashi, M. (2003) Accommodation of late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology 25(5): 659- 672.

Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazley, R. A. B., Davies, R. G., Hamedi, M. A. R. and Rahimzadeh, F. (1985) Geological map of Qazvin- Rash, Scale 1/250000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Armienti, P., Perinelli, C. and Putirka, K. D. (2013) A New Model to Estimate Deep- level Magma Ascent Rates, with Applications to Mt. Etna (Sicily, Italy). Journal of Petrology 54(4): 795- 813.

Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology 77(3-4): 165- 182.

Berberian, M. (1981) Active faulting and tectonics of Iran. Geodynamics Series 3: 33- 69.

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

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.

Burtman, V. S. (1994) Meso- Tethyan oceanic sutures and their deformation. Tectonophysics 234(4): 305- 327.

Chaussard, E. and Amelung, F. (2014) Regional controls on magma ascent and storage in volcanic arcs. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 15(4): 1407- 1418.

Clark, G. C., Davies, R. G., Hamzepour, B., Jones, C. R., Ghorashi, M. and Navaee, I. (1977) Geological map of Bandar- e- Anzali, Scale: 1/250000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Deer, W. A., Owie, R. A. H. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals, Longman, London, UK.

Delavari, M., Moradi, R. and Shabani, A. A. T. (2018) Mineral chemistry, thermobarometry and tectonomagmatic setting of Late- Cretaceous volcanic rocks from the Kojid area (south of Lahijan, northern Alborz). Iranian Journal of Petrology 33: 133- 164. (in Pesian) .

Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, Ş. (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 Geology Review 52(4- 6): 536- 578.

Ewart, A., Collerson, K. D., Regelous, M., Wendt, J. I. and Niu, Y. (1998) Geochemical Evolution within the Tonga–Kermadec–Lau Arc–Back- arc Systems: the Role of Varying Mantle Wedge Composition in Space and Time. Journal of Petrology 39(3): 331- 368.

Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics 381(1-4): 235- 273.

Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) From continents to island arcs: a geochemical index of tectonic setting for arc- related and within- plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist 38(5): 1065- 1073.

Green, T. H. (1994) Experimental studies of trace- element partitioning applicable to igneous petrogenesis- Sedona 16 years later. Chemical Geology 117(1-4): 1- 36.

Haghnazar, S. (2012) Petrology, Geochemistry and Tectonic setting of Javaherdasht Cretaceous gabbro in the north part of Alborz Mountains, East of Guilan, North of Iran: A part of ophiolite sequence or intra- continental rift? Iranian Journal of Petrology 10: 79- 94 (in Persian).

Husseinvand, M. ( 2012) Petrology, geochemistry and petrogenesis of igneous rocks from the West and Northwest of Talysh (North of Gilan). M.Sc. thesis, Islamic Azad University of Lahijan, Iran (in Persian).

Kawamoto, T. (1996) Experimental constraints on differentiation and H2O abundance of calc- alkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters 144(3-4): 577- 589.

Keshavarz Hedayati, M. (2013) Geology and petrology of Late Cretaceous - Paleocene rocks in West of Shafaroud with special view to the petrogenesis of post- Permian dolerite- gabbros. M.Sc. thesis, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Lange, R. A., Frey, H. M. and Hector, J. (2009) A thermodynamic model for the plagioclase- liquid hygrometer/thermometer. American Mineralogist 94(4): 494- 506.

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260(4): 267- 288.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo- volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59(1): 139- 154.

Loucks, R. R. (1990) Discrimination of ophiolitic from nonophiolitic ultramafic- mafic allochthons in orogenic belts by the Al/Ti ratio in clinopyroxene. Geology 18(4): 346- 349.

Madanipour, S., Yassaghi, A., Ehlers, T. A. and Enkelmann, E. (2018) Tectonostratigraphy, structural geometry and kinematics of the NW Iranian Plateau margin: Insights from the Talesh Mountains, Iran. American Journal of Science 318(2): 208- 245.

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(3–4): 207- 218.

Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A. K., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist 73(9- 10): 1123- 1133.

Muttoni, G., Mattei, M., Balini, M., Zanchi, A., Gaetani, M. and Berra, F. (2009) The drift history of Iran from the Ordovician to the Triassic. Geological Society, London, Special Publications 312(1): 7- 29.

Nisbet, E. and Pearce, J. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149- 160.

O'Leary, J. A., Gaetani, G. A. and Hauri, E. H. (2010) The effect of tetrahedral Al3+ on the partitioning of water between clinopyroxene and silicate melt. Earth and Planetary Science Letters 297(1): 111- 120.

Pearce, J. (1996) A user's guide to basalt discrimination diagrams. in Wyman, D.A., ed., Trace element geochemistry of volcanic rocks: applications for massive sulphide exploration. Geological Association of Canada, Short Course Notes 12: 79- 113.

Putirka, K. (1999) Clinopyroxene + liquid equilibria to 100 kbar and 2450 K. Contributions to Mineralogy and Petrology 135: 151- 163.

Putirka, K., Johnson, M., Kinzler, R., Longhi, J. and Walker, D. (1996) Thermobarometry of mafic igneous rocks based on clinopyroxene- liquid equilibria, 0–30 kbar. Contributions to Mineralogy and Petrology 123(1): 92- 108.

Putirka, K. D. (2008) Thermometers and Barometers for Volcanic Systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69(1): 61- 120.

Putirka, K. D., Mikaelian, H., Ryerson, F. and Shaw, H. (2003) New clinopyroxene- liquid thermobarometers for mafic, evolved, and volatile- bearing lava compositions, with applications to lavas from Tibet and the Snake River Plain, Idaho. American Mineralogist 88(10): 1542- 1554.

Rolland, Y., Perincek, D., Kaymakci, N., Sosson, M., Barrier, E. and Avagyan, A. (2012) Evidence for ∼80–75 Ma subduction jump during Anatolide–Tauride–Armenian block accretion and ∼48 Ma Arabia-Eurasia collision in Lesser Caucasus–East Anatolia. Journal of Geodynamics 56- 57: 76- 85.

Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33(3): 267- 309.

Saccani, E. (2015) A new method of discriminating different types of post- Archean ophiolitic basalts and their tectonic significance using Th-Nb and Ce-Dy-Yb systematics. Geoscience Frontiers 6(4): 481- 501.

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(0): 264- 278.

Sisson, T. W. and Grove, T. L. (1993) Temperatures and H2O contents of low- MgO high- alumina basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology 113(2): 167- 184.

Sisson, T. W. and Layne, G. D. (1993) H2O in basalt and basaltic andesite glass inclusions from four subduction- related volcanoes. Earth and Planetary Science Letters 117(3–4): 619- 635.

Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: Empirical coordinates for the crystallisation PT‐estimations. GFF 119(1): 55- 60.

Sosson, M., Rolland, Y., Müller, C., Danelian, T., Melkonyan, R., Kekelia, S., Adamia, S., Babazadeh, V., Kangarli, T., Avagyan, A., Galoyan, G. and Mosar, J. (2010) Subductions, obduction and collision in the Lesser Caucasus (Armenia, Azerbaijan, Georgia), new insights. Geological Society, London, Special Publications 340(1): 329- 352.

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.

Stöcklin, J. (1974) Northern Iran: Alborz Mountains. Geological Society, London, Special Publications 4(1): 213- 234.

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.

Tamura, Y., Ishizuka, O., Stern, R. J., Shukuno, H., Kawabata, H., Embley, R. W., Hirahara, Y., Chang, Q., Kimura, J. -I., Tatsumi, Y., Nunokawa, A. and Bloomer, S. H. (2011) Two Primary Basalt Magma Types from Northwest Rota-1 Volcano, Mariana Arc and its Mantle Diapir or Mantle Wedge Plume. Journal of Petrology 52(6): 1143–1183.

Vernon, R. H. (2008) A Practical Guide to Rock Microstructure. Cambridge University Press, UK.

Wang, C. Y., Zhou, M. -F. and Qi, L. (2007) Permian flood basalts and mafic intrusions in the Jinping (SW China) Song Da (northern Vietnam) district: Mantle sources, crustal contamination and sulfide segregation. Chemical Geology 243(3–4): 317- 343.

Weis, F. A., Skogby, H., Troll, V. R., Deegan, F. M. and Dahren, B. (2015) Magmatic water contents determined through clinopyroxene: Examples from the Western Canary Islands, Spain. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 16(7): 2127- 2146.

Wilmsen, M., Fürsich, F.T., Seyed- Emami, K., Majidifard, M.R. and Taheri, J. (2009) The Cimmerian Orogeny in northern Iran: tectono- stratigraphic evidence from the foreland. Terra Nova 21(3): 211- 218.

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.

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.

Zhang, L. -C., Zhou, X. -H., Ying, J. -F., Wang, F., Guo, F., Wan, B. and Chen, Z. -G. (2008) Geochemistry and Sr–Nd–Pb–Hf isotopes of Early Cretaceous basalts from the Great Xinggan Range, NE China: Implications for their origin and mantle source characteristics. Chemical Geology 256(1): 12- 23.

Zimmer, M. M., Plank, T., Hauri, E. H., Yogodzinski, G. M., Stelling, P., Larsen, J., Singer, B., Jicha, B., Mandeville, C. and Nye, C. J. (2010) The Role of Water in Generating the Calc- alkaline Trend: New Volatile Data for Aleutian Magmas and a New Tholeiitic Index. Journal of Petrology 51(12): 2411- 2444.