The Oligocene basaltic lavas of east and southeast of Shahroud: Implication for back-arc basin setting of Central Iran Oligo-Miocene basin

Barahmand, Mohammad; Sadeghian, Mahmoud

The Oligocene basaltic lavas of east and southeast of Shahroud: Implication for back-arc basin setting of Central Iran Oligo-Miocene basin

Document Type : Original Article

Authors

Abstract

Some basaltic lava, with olivine basalt to basaltic composition, have been erupted within the Oligocene gypsiferous red marls (Lower Red Formation), in east and southeast of Shahroud. These rocks display microlitic porphyry, glomeroporphyry and hyaloporphyry textures. Olivine, plagioclase and pyroxene (in olivine basalts) and plagioclase and pyroxene (in basalts) are the main minerals. Enrichment in LREE and LILE and depletion in HREE, with positive anomalies in Pb, Sr and Cs, and the absence of negative anomalies in Eu and HFSE, indicate an alkaline nature and a sub-lithospheric enriched mantle source for these rocks. The rocks studied plot in back-arc basin realm in petrogenetic and tectonomagmatic diagrams and seem to be generated from about 10% partial melting of an enriched garnet-lherzolitic mantle source. This tectonic setting, implies an extensional proto-back-arc basin in Oligo-Miocene, behind the Uroumiyeh-Dokhtar magmatic arc, in some parts of Central Iran, that had been accompanied by the deposition of continental sediments (Lower Red Formation), shallow sea deposits (Qom Formation) followed by continental sediments (Upper Red Formation) and basic alkaline mantle magmatism.

Keywords

Full Text

مقدمه

مناطق مورد مطالعه در این پژوهش، بخش‌هایی از نقشه‌های زمین‌شناسی مربوطه به ورقه‌های 1:100000 باشتین (بهرودی و عمرانی، 1378) و احمدآباد (سلامتی، 1378) هستند که در شرق و جنوب‌شرق شاهرود واقع شده‌اند (شکل 1). سنگ‌های آذرین این مناطق شامل حداقل چهار روانة الیوین‌بازالتی- بازالتی به‌همراه آذرآواری‌های وابسته هستند که در میان بخش زیرین توالی‌ ضخیم کنگلومرایی، ماسه‌‌سنگی و مارنی قرمز رنگ ژیپس‌دار، به سن الیگوسن (معادل با سازند قرمز زیرین)، برون‌زد دارند (شکل‌های 2 و 3).

شکل 1- موقعیت منطقة مورد مطالعه بر روی تصویر SRTM که نشان‌دهندة توپوگرافی، نواحی کوهستانی و زون‌های تکتونیکی ایران است (Hassanzadeh et al., 2008) (AH = احمدآباد،Biar = بیارجمند،ND = شمال داورزن، Sh= شاهرود، Sz = سبزوار)

البته، در نقشه‌های زمین‌شناسی مذکور، این واحدهای مارنی قرمزرنگ و ماسه‌سنگ‌های روی آن به‌عنوان مارن‌ها و ماسه‌سنگ‌های میوسن- پلیوسن و بازالت‌ها نیز به‌عنوان بازالت‌های کواترنری معرفی شده‌اند. اما بررسی‌های چینه‌شناسی (برهمند و همکاران، 1389؛ برهمند، 1389) نشان داد که توالی تخریبی مذکور معادل سازند قرمز زیرین بوده، در نتیجه، سن کواترنری ارائه شده برای بازالت‌ها اشتباه است و آن‌ها نیز به الیگوسن تعلق دارند. همچنین، Verdle (2009) در منطقه گنداب در نزدیکی قم، به حضور سنگ‌های بازالتی به سن الیگوسن میانی- پسین (متعلق به 33 میلیون سال قبل) در ایران مرکزی اشاره کرده و بر اساس داده‌های ژئوشیمیایی، محیط تشکیل آن‌ها را یک محیط کششی درون قاره‌ای پشت کمانی دانسته است.

شکل 2- نمایی از حضور یکی از روانه‌های‌ بازالتی الیگوسن در میان مارن‌های قرمز رنگ الیگوسن. شرق روستای احمدآباد (دید به سوی غرب)

شکل 3- نمایی از قرارگیری سازند قرمز زیرین و گدازه‌های بازالتی درون آن با نهشته‌های آتشفشانی رسوبی ائوسن (شمال روستای کلاتهسادات در غرب سبزوار)

زمین‌شناسی منطقه

واحدهای سنگی موجود در منطقه عبارت هستند از: سنگ‌های آتشفشانی، آذرآواری و رسوبی ائوسن میانی- فوقانی (معادل با سازند کرج)، توالی ضخیمی از کنگلومرا، ماسه‌سنگ و مارن‌های قرمز رنگ گچ‌دار (معادل با سازند قرمز زیرین)، مارن‌های سفید گچ‌دار، ماسه‌سنگ و میکروکنگلومرا (معادل با سازند قرمز بالایی)، کنگلومرای چندزادی ضخیم پلیوسن و نهشته‌های کواترنری (شکل‌های 2 تا 5).

با توجه به تشکیل حوضه الیگوسن- میوسن قم و پیشروی دریای آن به آرامی از شرق (کاشمر- سبزوار- کاشان) به سمت غرب بوده (Bozorgnia, 1966)، بنابراین، در اغلب مناطق شرقی ایران مرکزی به‌ویژه در حوضه‌های شاهرود- سبزوار، سازند قم دیده نمی‌شود و از سمنان به سمت غرب این سازند ظاهر می‌شود. درنتیجه، در اغلب این مناطق، سازند قرمز زیرین مستقیماً برروی واحدهای سنگی ائوسن قرار می‌گیرد.

در گسترة وسیعی از مناطق شرقی و جنوب‌شرقی شاهرود تا غرب سبزوار، روانه‌هایی از گدازه‌های بازالتی و آذرآواری‌های وابسته، به‌طور پراکنده در میان بخش زیرین توالی تخریبی- مارنی قرمز رنگ گچ‌دار الیگوسن (سازند قرمز زیرین) دیده می‌شوند (شکل‌های 2 و 3). این توالی تخریبی با ضخامت بیش از 500 متر، با ناپیوستگی فرسایشی و افق‌های کنگلومرایی و ماسه‌سنگی متشکل از قطعات سنگ‌های ائوسن، برروی واحدهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن قرار می‌گیرد و سپس با مارن‌های قرمز رنگ گچ‌دار الیگوسن- میوسن و مارن‌های سفید گچ‌دار میوسن (شکل 5) پوشیده می‌شود. برروی مارن‌های سفید گچ‌دار میوسن نیز، توالی تخریبی ماسه‌سنگی-کنگلومرایی پلیوسن به ضخامت بیش از 300 متر قرار دارد (شکل 5).

شکل 4- نمای نزدیک از کنگلومراهای الیگوسن که عمدتاً متشکل از قطعات آتشفشانی، آذرآواری و رسوبی سنگ‌های ائوسن هستند (شمال روستای کلاته‌سادات در غرب سبزوار)

وجود این توالی مشخص صحرایی، تعلق روانه‌های بازالتی مذکور به کواترنری را به کلی منتفی می‌سازد. معمولاً در قاعده هر روانه، سنگ‌های آذرآواری دیده می‌شوند. بنابراین، برون‌ریزی هر روانه در داخل محیط دریاچه‌ای تشکیل مارن‌ها، با فوران انفجاری و تشکیل واحدهای آذرآواری شروع (شکل‌های 6 و 7) و سپس با برون‌ریزی آرام گدازه، ادامه یافته است. سنگ‌های آذرآواری وابسته عمدتاً به‌صورت افق‌های قرمزرنگ کم‌ضخامت متشکل از آگلومرا، لاپیلی توف‌ها و پپریت‌های قرمزرنگ، در قاعدة بلافصل هر روانة بازالتی دیده می‌شوند و سرشار از قطعات بزرگ و کوچک بازالتی حفره‌دار و بادامکی، لاپیلی‌های ریز و درشت کروی تا دوکی شکل و ذرات پپریتی در اندازة دانه‌های نخود، در یک زمینة بلوری- شیشه‌ای قرمز رنگ دگرسان شده هستند (شکل‌های6 و 7).

شکل 5- نمایی از قرارگیری کنگلومرای پلیوسن برروی مارن‌های سفیدرنگ میوسن. شمال روستای کلاته سادات در غرب سبزوار (دید به سوی شمال‌غرب)

شکل 6- نمای نزدیک از واحد آگلومرایی واقع در زیر یکی از روانه‌های بازالتی الیگوسن (شمال روستای کلاته سادات در غرب سبزوار)

شکل 7- نمای نزدیک از لاپیلی کریستال- لیتیک توف‌ها که به شکل نهشته‌های پپریتی در بخش زیرین روانه‌های بازالتی الیگوسن دیده می‌شوند (شرق روستای احمدآباد)

این ویژگی‌ها نشان می‌دهند که گدازة بازالتی در یک محیط دریاچه‌ای گرم و کم‌عمق که مارن‌های گچ‌دار الیگوسن درحال ته‌نشست بوده‌اند، فوران کرده و قطعه قطعه شدن و انفجار آن، سبب تشکیل آگلومرا، لاپیلی، توف و پپریت به‌صورت مخلوط با گل شده است.

سنگ‌های بازالتی مورد مطالعه به‌صورت روانه‌های 5 تا50 متری، به رنگ خاکستری تیره تا سیاه، با ساخت‌های حفره‌دار تا متراکم و کاملاً تازه و سالم، در داخل سازند قرمز زیرین دیده می‌شوند. در برخی موارد، حتی دایک‌های تغذیه‌کنندة روانه‌ها را نیز می‌توان مشاهده کرد (شکل 8).

گاه شکستگی‌های انقباضی و فرسایش پوست پیازی بعدی سبب ایجاد قطعات و گلوله‌های گرد بازالتی تیره شده است (شکل 9).

در هر روانه، معمولاً بخش زیرین از جنس الیوین‌بازالت بوده، به‌طور تدریجی و نامحسوس در بالا به بازالت تغییر می‌کند.

پتروگرافی

بافت غالب در الیوین‌بازالت‌های منطقه، از نوع پورفیری است و درشت‌بلور‌های سبز تا قرمز (گاه ایدنگزیتی شده) الیوین، حتی در نمونه‌های دستی آن‌ها قابل مشاهده هستند. بافت‌های میکرولیتی پورفیری، هیالوپورفیری و گلومروپورفیری نیز از بافت‌های دیگر این سنگ‌ها هستند (شکل‌های10 و 11). از کانی‌های اصلی می‌توان به الیوین، کلینوپیروکسن (اوژیت) و پلاژیوکلاز اشاره کرد. در الیوین‌بازالت‌ها، تنها درشت‌بلور موجود الیوین است و بقیة کانی‌ها به‌همراه بلورهای ریز الیوین، زمینة سنگ را به‌وجود آورده‌اند.

کانی‌هایی کدر و ایدنگزیت نیز به ترتیب، تنها کانی‌های فرعی و ثانویة موجود در آن‌ها هستند. درشت‌بلورهای الیوین به‌صورت شکل‌دار و نیمه‌شکل‌‌دار تا بی‌شکل دیده می‌شوند. گاهی نیز برخی به‌صورت اسکلتی رشد کرده، یا به‌صورت بلورهای گرد و خلیجی در آمده‌اند (شکل‌های10 و 11). معمولاًًٌ پلاژیوکلاز، کوارتز و الیوین، از جمله کانی‌هایی هستند که در سنگ‌های آتشفشانی، اثرات تغییرات فیزیکی و شیمیایی ماگما را به‌خوبی و در غالب فرایند انحلال ماگمایی، به‌صورت تحلیل‌رفتگی، هضم سطوح و کناره‌های بلور و در نهایت، تشکیل خلیج‌خوردگی نشان می‌دهند. انحلال و ناپایداری بلور، بر اثر عواملی نظیر تغییر فشار و دما در طی صعود ماگما و یا تغییر ترکیب شیمیایی آن صورت می‌گیرد (Chen and Zhang, 2008).

بافت‌های میکرولیتی پورفیری، گلومروپورفیری و هیالوپورفیری (شکل‌های 12تا 15)، از بافت‌های اصلی بازالت‌ها هستند. کانی‌های اصلی آن‌ها را درشت‌بلورهای کلینوپیروکسن (اوژیت) و پلاژیوکلاز تشکیل می‌دهند. به‌علاوه، این کانی‌ها به‌صورت ریزبلور نیز در زمینة سنگ به‌همراه ‌کانی‌های ریز کدر دیده می‌شوند. الیوین به‌دلیل فراوانی اندک، از کانی‌های فرعی سنگ‌های بازالتی محسوب می‌شود. کانی‌های ثانویة بازالت‌ها شامل ایدنگزیت، ژیپس، کلسیت و زئولیت هستند. کلسیت، ژیپس و زئولیت، حفرات موجود در این سنگ‌ها را پر کرده، ساخت بادامکی ایجاد کرده‌اند.

در سنگ‌های بازالتی منطقه، برخی درشت بلورهای اوژیت دارای دو مرحلة رشد مجزا هستند (شکل 14). در مرحلة اول، که شامل رشد بخش مرکزی بلور است، ادخال‌های فراوان و ریزی از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، دانه‌های ریز کانی کدر (به احتمال زیاد مگنتیت) و ریزبلورهای اوژیت، که تشابه زیادی با کانی‌های زمینة سنگ دارند، در بلور دیده می‌شوند. این امر می‌تواند حاکی از رشد سریع و نامتعادل بخش مرکزی بلور باشد (Best, 2003). برعکس، بخش حاشیه‌ای بلور، دارای رشد یکنواخت‌تر و فاقد ادخال است که می‌تواند حاکی از رشد آن در شرایط آرمانی باشد. البته، ضخامت ناچیز این بخش، بیانگر کوتاه بودن این دورة رشد آرام و احتمالاً توقف کوتاه‌مدت ماگما و فنوکریست مذکور، در آشیانه ماگمایی مسیر صعود است.

یکی دیگر از شکل‌های تبلور بلور‌های اوژیت، هسته‌بندی ناهمگن آن‌ها در مذاب بازالتی است. این بلورها می‌توانند همانند سایر بلورها، از ابتدا و بدون وجود یک هستة اولیه، شروع به هسته‌بندی و رشد نمایند و یا این‌که به‌صورت تجمعاتی از بلورهای ریز، برروی سطوح از قبل موجود (مانند سطوح بلوری فنوکریست‌های الیوین موجود در ماگما) و حتی دیوارة حباب‌ها، هسته‌بندی و رشد کنند. رشد برخی از بلورهای اوژیت به‌صورت عمود بر دیواره بلورهای الیوین در بازالت‌های منطقه (شکل 15)، ناشی از سهولت بیشتر هسته‌بندی بر روی این سطوح از قبل موجود است.


شکل 8- نمایی از یک روانة بازالتی و دایک تغذیه کنندة آن در میان سازند قرمز زیرین (شمال روستای کلاته سادات در غرب سبزوار، دید به سوی شمال‌غرب)	شکل 9- نمای نزدیک از فرسایش پوست پیازی در یکی از روانه‌های بازالتی منطقه (شرق روستای احمدآباد)

شکل 10- بافت میکرولیتی پورفیری ناشی از حضور درشت‌بلورهای گرد و خلیجی‌شکل الیوین در زمینه میکرولیتی از بلورهای پلاژیوکلاز و الیوین، در الیوین‌بازالتی منطقه (XPL)	شکل 11- بافت میکرولیتی پورفیری جریانی با شکستگی‌های هلالی شکل در بلور‌های گرد شده الیوین در سنگ‌های الیوین بازالتی (XPL)

شکل 12- تجمع بلورهای پیروکسن و ایجاد بافت گلومروپورفیری در سنگ‌های بازالتی (XPL)	شکل 13- حفره پر شده توسط زئولیت و کوارتز، در سنگ‌های بازالتی (XPL)

شکل 14- بافت هیالوپورفیری با درشت‌بلور اوژیت با دو مرحله رشد در سنگ‌های بازالتی منطقه (XPL)	شکل 15- بافت میکرولیتی پورفیری با رشد بلور‌های پیروکسن در اطراف بلور الیوین در سنگ‌های بازالتی منطقه (XPL)

بافت گلومروپورفیری نیز از بافت‌های غالب در سنگ‌های بازالتی منطقه است. به اعتقاد Xu و همکاران (2009) فرایند تشکیل گلومرول در آشیانه ماگمایی، در طی سه مرحله انجام می‌شود. ابتدا، ماگمای بازالتی اولیه در آشیانة ماگمایی جایگزین و بر اثر تبلور و انباشت بلوری، اجتماعی از فنوکریست‌ها را تشکیل می‌دهد. سپس، بر اثر تزریق ماگمای جدید به داخل آشیانة در حال تبلور، اختلاط ماگمایی رخ می‌دهد. سرانجام، این اختلاط باعث بر هم خوردن ترکیب، دما و فشار حاکم بر آشیانه و ایجاد آشفتگی، جوشش، انفجار و قطعه‌قطعه شدن اجتماع فنوکریستی، دربر گرفته شدن تجمعات فنوکریستی از هم گسیخته توسط زمینة سریعاً سرد شدة سنگ خروجی و تشکیل بافت گلومروپورفیری می‌شود.

ژئوشیمی و پتروژنز

در این پژوهش به منظور بررسی ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های منطقه، بر اساس مطالعات صحرایی و پتروگرافی دقیق، تعداد 11 نمونه انتخاب و در آزمایشگاه ALS Chemex کانادا، به روش بسته ترکیبی با کد CCP-PKG01 متشکل از روش ICP-AES برای عناصر اصلی و فلزات پایه و روش ICP-MS برای عناصر نادر خاکی و ناسازگار آنالیز شدند (جدول 1).

نمونه‌های مورد مطالعه، در نمودار رده‌بندی سنگ‌های آتشفشانی (Cox et al., 1979)، در محدودة بازالت و هاوائی‌ایت و در سری آلکالن (شکل 16) و در نمودارهای رده‌بندی (شکل 17) و تعیین سری ماگمایی (شکل‌‌های 18 و 19) از Winchester و Floyd (1977)، در محدودة آلکالی‌بازالت و سری آلکالن قرار می‌گیرند. در نمودار به‌هنجار شده به کندریت (Nakamura, 1974)، همه نمونه‌ها از عناصر نادر خاکی سبک (LREE)، غنی‌شدگی و از عناصر نادر خاکی سنگین (HREE) تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 20). به اعتقاد Rollinson (1993) عناصر نادر خاکی سبک، نسبت به فازهای تبلور یافتة اولیه، نظیر اولیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز، ناسازگار هستند. درنتیجه، در خلال تبلور و تفریق این فازها در ماگما، به‌طور فزاینده‌ای در مایعات باقی‌ماندة تحول یافته، متمرکز می‌شوند.

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی نمونه‌های مورد مطالعه (مقادیر به‌هنجارسازی نسبت به کندریت از Nakamura، 1974)

Average	شرق احمد آباد				شمال داورزن
	B	OB			B			OB						Lithology
	AH-4	AH-3	AH-2	AH-1	ND-7	ND-6	ND-5	ND-4	ND-3	ND-2			ND-1	Sample No.
														(Wt℅)
48.54	48.2	49.3	49.3	48.9	48.3	50.8	51.3	46.7	47	46.7			47.5	SiO₂
15.93	14.9	16.1	16.1	16.1	15.4	16.1	17.0	15.8	15.7	15.9			16.2	Al₂O₃
10	11.6	9.6	9.6	9.6	9.8	10.1	10.5	10.1	10.2	9.4			9.6	CaO
9.64	9.5	8.9	9	9	10.1	9.7	8.1	10.6	10.4	10.5			10.3	Fe₂O₃t
8.57	7.6	9.4	9.2	9.3	7.3	6.9	4.9	10.3	10.6	10.0			8.8	MgO
3.76	3.26	3.8	3.7	3.8	5.0	5.4	3.7	3	3.4	3.0			3.4	Na₂O
1.26	1.71	0.78	0.9	0.77	2.1	1.3	1.5	1.26	0.96	1.4			1.3	K₂O
1.45	1.67	1.3	1.34	1.33	1.8	1.5	1.2	1.49	1.45	1.5			1.4	TiO₂
0.15	0.126	0.13	0.14	0.14	0.14	0.17	0.19	0.16	0.15	0.17			0.15	MnO
0.66	1.037	0.51	0.53	0.53	1.02	0.77	0.44	0.59	0.57	0.59			0.72	P₂O₅
49.73	44.43	51.29	50.07	50.98	0.87	54.44	50.23	61.33	62.95	61.68			58.75	Mg#
															(ppm)
267	461	216	230	226	666	745	260	208	207		206	262			Ba
1.41	0.49	2.06	2.25	2.4	0.25	0.25	0.3	0.55	0.61		0.34	0.32			Cs
15.39	18.6	16	16.5	15.9	17.1	13.9	17.2	16.8	16.2		16.8	17.1			Ga
3.6	3.3	3.2	3.2	3.3	4.7	3.4	3.2	3.3	3.2		3.3	3			Hf
19.5	17.5	16.5	17.5	17.1	31.6	18.2	19.5	24.6	22.4		24.9	23			Nb
18.47	21.2	24.8	17.1	18	39.9	16.6	22.6	16.6	10.9		17.4	14.7			Rb
875	2330	750	770	765	631	1035	743	847	769		863	1160			Sr
1.15	0.9	1	1.1	1.1	1.8	1	1.2	1.4	1.4		1.5	1.3			Ta
2.74	3.62	2.83	2.43	2.39	4.06	3.43	3.66	2.47	2.55		2.5	3.72			Th
0.64	0.84	0.63	0.61	0.64	0.97	0.79	0.87	0.57	0.57		0.6	0.75			U
207	252	197	205	201	287	243	206	231	217		219	258			V
132	139	141	151	149	190	137	131	142	134		145	129			Zr
15.5	13	17.3	18.6	17.7	16.1	14.9	16.4	18.6	17.8		18.5	16.3			Y
6.7	7	4.87	4.87	4.87	8	8	9	13	5		10	7			Pb
25.82	40.3	21.5	22.6	22.3	43.4	29.3	24.4	25.8	24.3		25.5	34			La
54.2	87.4	45.6	49.1	47.4	93.7	66.1	47.5	53.9	50.6		52.9	68.1			Ce
7.06	11.95	6.18	6.65	6.48	12.3	8.66	5.82	6.93	6.37		6.7	8.32			Pr
27.7	47.7	24.6	26.5	26	47.4	34.4	22.1	27.4	24.9		26.1	32			Nd
5.2	8.16	4.95	5.22	5.15	8.33	6.01	4.31	5.28	4.97		5.03	5.81			Sm
1.56	2.13	1.54	1.61	1.54	2.29	1.77	1.34	1.66	1.6		1.65	1.81			Eu
4.6	6.37	4.55	4.84	4.59	6.66	5.28	4	4.99	4.65		4.89	5.11			Gd
0.65	0.77	0.72	0.72	0.7	0.81	0.7	0.61	0.72	0.69		0.72	0.71			Tb
3.21	3.06	3.52	3.67	3.6	3.54	3.27	3.22	3.83	3.65		3.73	3.49			Dy
0.60	0.52	0.69	0.71	0.71	0.62	0.59	0.62	0.74	0.71		0.72	0.64			Ho
1.7	1.5	2.04	2.01	2.04	1.59	1.55	1.78	1.99	1.95		2.02	1.74			Er
0.24	0.17	0.27	0.28	0.26	0.21	0.2	0.27	0.3	0.29		0.3	0.25			Tm
1.37	1	1.71	1.68	1.67	1.17	1.26	1.52	1.69	1.59		1.74	1.39			Yb
0.21	0.15	0.27	0.28	0.26	0.16	0.18	0.24	0.25	0.25		0.26	0.22			Lu
87.26	122.1	65.2	68.5	67.6	131.5	88.8	73.9	78.2	73.6		77.3	103.0			LaN
25.61	40.2	24.4	25.7	25.4	41.0	29.6	21.2	26.0	24.5		24.8	28.6			SmN
2.77	3.0	2.7	2.7	2.7	3.2	3.0	3.5	3.0	3.0		3.1	3.6			LaN/SmN
20.2	27.6	20	21	20	30	23	17.4	21.5	20.7		21.4	23.5			EuN
16.6	23	16.5	17.5	16.6	24.1	19.1	14.5	18.1	16.8		17.7	18.5			GdN
0.98	0.91	0.99	0.98	0.97	0.95	0.96	0.99	0.99	1.02		1.02	1.02			Eu/Eu*
									Normative Mineral Percentages*
	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.63	0.00	0.00		0.00	0.00			Q
	10.11	4.61	5.32	4.55	12.41	7.68	8.87	7.45	5.67		8.27	7.68			Or
	27.59	32.16	31.31	32.16	26.07	33.55	31.31	25.39	27.10		25.39	28.77			Ab
	20.97	24.57	24.66	24.60	13.37	15.85	25.35	25.92	24.74		25.78	25.10			An
	0.00	0.00	0.00	0.00	8.80	6.58	0.00	0.00	0.90		0.00	0.00			Ne
	19.05	12.23	11.97	12.05	17.79	19.20	15.91	12.27	13.76		9.68	10.53			Di
	0.00	2.13	3.18	1.32	0.00	0.00	4.83	0.00	0.00		0.96	0.12			Hy
	7.08	10.95	9.94	11.39	6.96	5.81	0.00	13.99	14.03		13.64	11.85			Ol
	0.27	0.28	0.30	0.30	0.30	0.36	0.41	0.34	0.32		0.36	0.32			Il
	0.13	2.83	2.90	2.88	0.00	0.00	2.42	1.45	0.00		3.21	3.02			Tn
	2.51	0.00	0.00	0.00	2.80	2.23	0.00	1.22	2.18		0.00	0.00			Pf
	2.46	1.21	1.26	1.26	2.42	1.82	1.04	1.40	1.35		1.40	1.71			Ap

*Q=Quartz, Or=Orthoclase, Ab=Albite, An=Anorthite, Ne=Nepheline, Di=Diopside, Hy=Hyperstene, Ol=Olivine, Il=Ilmenite, Tn=Titanite, Pf=Perovskite, Ap=Apatite


شکل 16- موقعیت نمونه‌ها در نمودار Na₂O+K₂O در مقابل SiO₂ (Cox et al., 1979). (دایره توپر= نمونه‌های احمدآباد، مثلث توخالی= نمونه‌های کلاته سادات)	شکل 17- موقعیت نمونه‌ها در نمودار طبقه‌بندی سنگ‌های خروجی با استفاده از نسبت‌های Zr/TiO₂ در برابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977) (دایره توپر= نمونه‌های احمدآباد، مثلث توخالی= نمونه‌های کلاته سادات)

شکل 18- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار تغییرات نسبت‌های (Zr/TiO₂)* 0.0001 در مقابل Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977) (دایره توپر= نمونه‌های احمدآباد، مثلث توخالی= نمونه‌های کلاته سادات)	شکل 19- موقعیت نمونه‌ها در نمودار تغییرات Zr بر حسب ppm در مقابل P₂O₅ بر حسب درصد وزنی، (Winchester and Floyd, 1977) (دایره توپر= نمونه‌های احمدآباد، مثلث توخالی= نمونه‌های کلاته سادات)

Hirschman (1998) غنی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سبک را به دو عامل درجات کم ذوب‌بخشی منبع گوشته‌ای غنی‌شده (کمتر از 15 درصد) و آلایش ماگما توسط مواد پوسته‌ای نسبت داده است. با استفاده از نسبت‌های La_N/Sm_N سنگ‌ها به‌عنوان نشان‌دهنده نسبت‌های LREE/HREE آن‌ها، می‌توان نشان داد که کدام یک از عوامل مذکور در ایجاد غنی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سبک در سنگ‌های منطقه نقش داشته‌اند. با توجه به غنی بودن پوسته از LREEs، هرگونه آلایش و هضم مواد پوسته‌ای توسط ماگما، باعث غنی‌شدن آن از LREE می‌شود. میانگین نسبت La_N/Sm_N در سنگ‌های بازالتی منطقه درحدود 77/2 است، درحالی‌که میانگین این نسبت در سنگ‌های پوسته‌ای بیش از 25/4 است (Sirvastava and Singh, 2004). بنابراین، بر اساس مقدار این نسبت و ماهیت آلکالن نمونه‌ها می‌توان گفت ماگمای سازندة سنگ‌های منطقه از ذوب‌بخشی درجه پایین یک منبع گوشته‌ای غنی‌شده منشأ گرفته، متحمل آلایش پوسته‌ای چندان زیادی نشده‌اند. امّا عبور ماگماهای بازالتی داغ از میان پوسته ضخیم قاره‌ای، حداقل، باعث آلایش آن‌ها به عناصر ناسازگار می‌شود. الگوهای موازی طرح‌های به‌هنجارشدة عناصر کمیاب سنگ‌های منطقه در نمودارهای عنکبوتی نیز، منشأ یکسان و رابطة تفریق آن‌ها را تأیید می‌کند (شکل‌های 20 و 21).

شکل 20- نمودار به‌هنجار شده به کندریت عناصر نادر خاکی (Nakamura, 1974) نمونه‌های منطقه

شکل 21- نمودار چندعنصری به‌هنجار شده به گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) نمونه‌های منطقه

مقادیر Eu/Eu* نمونه‌های مورد مطالعه برابر با یک یا نزدیک به یک بوده (جدول 1)، فاقد هرگونه ناهنجاری مثبت یا منفی Eu هستند.تهی‌شدگی نمونه‌ها از HREE نسبت به LREE، به احتمال زیاد نشان‌دهندة وجود گارنت در ناحیة منشأ است. Mertz و همکارن (2001)، مقادیر Yb_N کم‌تر از 10 را در سنگ‌های بازالتی به‌عنوان نشانة حضور گارنت در محل منشأ ماگما درنظر گرفته‌اند. میانگین این مقدار در سنگ‌های منطقه برابر با 24/6 است. همچنین، الگوی نسبتاً مسطح HREE در همه نمونه‌ها، بر نقش حضور گارنت در خلال ذوب‌بخشی یک منبع گارنت‌دار اشاره دارد (Morata et al. 2005).

در نمودار چند عنصری به‌هنجار شده به گوشتة اولیه، از مقادیر (Sun and McDonough, 1989) استفاده شده است (شکل 21). در این نمودار، همه نمونه‌ها، غنی‌شدگی از LREE و LILE و تهی‌شدگی از HREE نشان می‌دهند.

آنومالی مثبت از عناصر Cs و Pb می‌تواند بر اثر آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای (به‌دلیل تمرکز بالای این عناصر در پوستة قاره‌ای)، اتفاق افتاده باشد. بنابراین، توقف کوتاه‌مدت و یا حتی عبور ماگمای سازنده این سنگ‌ها از پوسته قاره‌ای ضخیم (فرایند پالایش منطقه‌ای)، به‌همراه نفوذ سیالات پوسته‌ای به داخل ماگما و یا هضم مواد پوسته‌ای توسط ماگمای سازندة سنگ‌ها (Wayer et al., 2003; Wang et al., 2003)، می‌توانند باعث ایجاد این نوع ناهنجاری‌های کوچک در نمونه‌های مورد مطالعه شوند.

همچنین، نبود ناهنجاری منفی شاخص از HFSE، نشان می‌دهد که سنگ‌های ماگمایی مذکور، ویژگی‌های شاخص ماگماهای کمانی را نداشته، حاصل تبلور ماگماهای مشتق شده از منابع گوشته‌ای غنی شدة زیر لیتوسفر قاره‌ای هستند. غنی‌شدگی سنگ‌های مورد مطالعه از Sr، با حضور پلاژیوکلاز فراوان در آن‌ها قابل توجیه است. به اعتقاد Rollinson (1993) روندهای تقریباً مشابه و موازی نمونه‌ها در نمودارهای عنکبوتی (بدون در نظر گرفتن برخی از ناهنجاری‌ها که ناشی از آلایش پوسته‌ای هستند)، می‌تواند معرف منشأ یکسان برای سنگ‌ها باشد.

در نمودارهای مختلف تعیین جایگاه تکتونیکی (Floyd et al., 1991; Shervais, 1982; Shutoa et al., 2004; Varekamp et al., 2010; Bagas et al., 2008)، بازالت‌های مورد مطالعه در خارج از محدوده بازالت‌های کمانی و در قلمرو بازالت‌های پشت کمانی (BABB)، یا بسیار نزدیک به آن قرار می‌گیرند (شکل‌های 22 تا 26).

Verdle (2009) بر این باور است که بازالت‌های الیگوسن ایران مرکزی (ناحیة گنداب قم) دارای تمایلات بازالت‌های پشت کمانی هستند. البته این جایگاه، از نوع محیط‌های کششی پشت کمانی اولیه (نظیر مناطق مرکزی قاره آمریکا) است که هنوز به مراحل زایش پوسته اقیانوسی و تشکیل جایگاه پشت کمانی بالغ (مانند دریای بین ژاپن و چین) نرسیده است.


شکل 22- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار تمایز محیط زمین‌ساختی La/Nb در مقابل Y. (Floyd et al., 1991)	شکل 23- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار تغییرات V در برابر Ti/1000 (Shervais, 1982)

شکل 24- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار TiO₂-FeO/MgO (Shutoa et al., 2004)	شکل 25- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار K₂O/MgO (Varekamp et al., 2010)

شکل 26- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار Ti/Zr-Zr (Bagas et al., 2008)

Johnson و همکاران (1990) به‌منظور تعیین درجة ذوب‌بخشی و ترکیب کانی‌شناسی محل منشأ ماگماهای آلکالن، از نمودار تغییرات نسبت‌های عناصر کمیاب Sm/Yb در برابر La/Yb استفاده کردند (شکل 27). این نمودار، درجة ذوب‌بخشی و همچنین، دو محل منبع متفاوت گارنت‌پریدوتیتی و اسپینل‌پریدوتیتی را از هم تفکیک می‌کند. در این نمودار از عنصر Yb که در ساختار گارنت سازگار است و عناصر La و Sm که در ساختار این کانی ناسازگارند، استفاده شده است. نسبتهایLa/Yb و Sm/Yb بر اثر درجات پایین ذوب‌بخشی یک گوشتة گارنت‌پریدوتیتی، به شدت تفریق می‌یابند. زیرا، ضریب توزیع Yb در گارنت، در مقایسه با Sm و La بسیار بالاتر است. درمقابل، ذوب گوشتة اسپینل‌پریدوتیتی، تغییر چندانی در نسبت‌های La/Yb ایجاد نکرده، نسبت‌های Sm/Yb نیز تقریباً ثابت باقی می‌مانند. زیرا Yb و Sm، از ضرایب توزیع نسبتاً مشابة در اسپینل برخوردار هستند. بر اساس این نمودار، ماگمای نمونه‌های الیوین بازالتی مورد مطالعه، از ذوب حدوداً 9 تا 12 درصدی یک منبع گارنت‌پریدوتیتی، حاصل شده است.

از نمودار تغییرات Ce/Yb در مقابل Ce (Ellam and Cox, 1991)، به‌منظور تعیین عمق رخداد ذوب‌بخشی ناحیة منشأ استفاده شده است (شکل 28).

شکل 27- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار Sm/Yb در مقابل La/Yb (Johnson et al., 1990)

شکل 28- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار Ce/Yb در مقابل Ce (Ellam and Cox, 1991)

به باور این پژوهشگران، نسبت‌های REE مانند Ce/Yb، می‌توانند شاخص خوبی برای نشان دادن عمق رخداد ذوب‌بخشی باشند زیرا، این نسبت‌ها در طی فرایندهای تبلور تفریقی چندان تغییر نمی‌کنند، امّا به درجات مختلف ذوب‌بخشی حساس هستند.بر اساس نمودار مذکور، عمق رخداد ذوب‌بخشی و تشکیل ماگمای سازندة سنگ‌های الیوین بازالتی منطقه، در حدود 105 تا 110کیلومتر بوده است. این عمق، بر زون گارنت‌لرزولیت و گوشتة آستنوسفری منطبق است.

مقادیر اندکی بالای LREE و LILE و همچنین، ناهنجاری مثبت سرب، اگرچه به آلایش پوسته‌ای ماگمای سازنده این سنگ‌ها اشاره دارند، ولی مقادیر SiO₂ پایین (کمتر از 50 درصد)، عدد منیزیم بالا (50) و از همه مهم‌تر، تهی‌نشدگی نمونه‌ها از HFSE، نشان می‌دهند که این آلایش، گسترده نبوده، در تحول ماگمای سازندة این سنگ‌ها نقش چندانی نداشته و بیشتر شامل ایجاد تغییر در مقادیر عناصر نادر سبک و ناسازگار بوده است.

الگوی تکتونوماگمایی

تلفیق یافته‌های صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی و مقایسه آن‌ها با مطالعات مشابه انجام شده توسط دیگر پژوهشگران، این امکان را فراهم می‌آورد که در مورد ماگماتیسم و تحولات ماگمایی یک منطقه و ارتباط آن با رخدادهای زمین‌شناسی آن سرزمین بتوان نظر داد. امروزه معلوم شده که هر سنگ آذرین را می‌توان به یک محیط زمین‌شناسی خاص با رژیم گرمایی و الگوی تکتونوماگمایی معین، ارتباط داد. هر یک از محیط‌های زمین‌شناسی، مجموعه سنگ‌های خاص خود را دارند و توزیع سنگ‌ها با جایگاه زمین‌ساختی تغییر می‌کند. این توزیع، نشان‌دهندة رابطة علت و معلولی بین زمین‌ساخت ورقه‌ای و تشکیل ماگماهاست.

بر اساس یافته‌های این تحقیق و الگوهای زمین‌ساختی ارائه شده برای بخش‌های شمالی حوضه ایران مرکزی و جنوب البرز در سنوزوئیک (مثل مطالعات Ghasemi و Talbot، 2006؛ Kazmin و Tikhonova، 2008)، می‌توان گفت که ماگمای بازیک سازندة سنگ‌های مورد مطالعه، احتمالاً در یک حوضة کششی ریفتی پشت کمانی (BAB) اولیه و نابالغ، واقع در پشت نوار اصلی ماگمایی نوع آندی کالکوآلکالن ایران مرکزی (ارومیه- دختر) در زمان الیگوسن- میوسن تشکیل شده‌اند. این حوضه‌های پشت کمانی، مناطق کششی کوچکی هستند که در ارتباط با فرورانش لیتوسفر اقیانوسی به زیر لیتوسفر قاره‌ای، در پشت کمان ماگمایی اصلی نواحی فرورانش شکل میگیرند (Hawkins, 1994; Martinez et al., 2007).

به اعتقاد Ramos و Kay (2006)، بازالت‌های پشت‌کمانی در ورای کمان‌های آتشفشانی اصلی، در بسیاری از نواحی حاشیة قاره‌ای فعال تشکیل می‌شوند. این بازالت‌های پشت کمانی، مکان‌های گذر از بازالت‌های کمانی به بازالت‌های درون قاره‌ای هستند. اگرچه در این مناطق پشت‌کمانی، گاه کشش‌ها آن‌قدر تداوم و گستردگی دارند که تشکیل پشتة میان‌اقیانوسی و گسترش بستر اقیانوس را موجب می‌شوند (مانند دریای چین و ژاپن)، امّا در بسیاری از موارد، این حوضه‌ها در همان مراحل کشش‌های آغازین و به‌صورت نواحی فروافتادة پشت کمانی باقی می‌مانند (مانند بخش‌های وسیعی از مناطق فروافتادة مرکزی قارة آمریکا در پشت کمان ماگمایی آند، در کانادا، آمریکا، مکزیک، شیلی و نقاط دیگر این قاره).

امروزه، با انجام مطالعات پترولوژیک و زمین‌ساختی، انگارة محسوب نمودن حوضة فروافتادة شمال ایران مرکزی واقع در پشت نوار ماگمایی ارومیه- دختر به‌عنوان یک حوضة پشت کمانی تقویت شده است (مثلاً، Verdle, 2009؛ برهمند و همکاران، 1389؛ برهمند و قاسمی، 1389 الف، ب، پ؛ Ghasemi and Talbot, 2006; Guest et al., 2007b). به اعتقاد Nishimura (2002) همه حوضه‌های پشت کمانی دنیا تقریباً در مناطقی تشکیل شده‌اند که سن و ضخامت لیتوسفر اقیانوسی و زاویه زون فرورانش زیاد بوده است. به اعتقاد Verdle (2009)، فرورانش با شیب زیاد لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبه جنوبی ایران مرکزی، در تشکیل حوضه‌های کششی پشت‌کمانی الیگوسن ایران مرکزی، نقش عمده‌ای را ایفا کرده است. به اعتقاد وی، کشش‌های حاکم بر این حوضه، سبب نازک‌شدگی پوسته، بالاآمدگی آستنوسفر، وقوع ذوب‌بخشی ناشی از کاهش فشار در گوشتة درحال صعود و ایجاد بازالت‌های حوضه‌های پشت‌کمانی، با اندکی آلایش پوسته‌ای شده است. به‌نظر ایشان، داده‌های عناصر کمیاب نشان می‌دهند که در این زمان، هنوز هم قطعة اقیانوسی فرورانده شده، با تعدیل ناحیة منبع در منشأ این بازالت‌ها مشارکت داشته است.

بازالت‌های مذکور به سن 33 میلیون سال، در داخل سازند قرمز زیرین در منطقه گنداب قم حضور دارند (Verdle, 2009). البته، تداوم فرورانش با شیب کم لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی نیز میتواند باعث انتقال جبهه ماگماتیسم الیگوسن- میوسن از کمان ماگمایی ارومیه- دختر به نواحی شمالی ایران مرکزی و جنوب البرز شده باشد، اما هم‌زمانی ماگماتیسم در هر دو ناحیه و نبود ویژگی‌های ژئوشیمیایی ماگماهای کمانی (به‌ویژه تهی‌شدگی بارز از HFSE) در سنگ‌های آذرین نواحی شمالی ایران مرکزی و جنوب البرز، قبول این فرض را مشکل می‌سازند.

برهمند و همکاران (1389)، بیان داشتند که فرورانش لیتوسفر اقیانوسی متاسوماتیسم شده نئوتتیس به زیر حاشیه جنوبی ایران مرکزی در طی ائوسن و آب‌زدایی آن، باعث تغییر و تعدیل ناحیة منشأ ماگمای سنگ‌های بازالتی پشت‌کمانی ایران مرکزی در طی الیگوسن زیرین شده است، به‌گونه‌ای که سنگ‌های آذرین پشت کمانی الیگوسن- میوسن ایران مرکزی، تا حدودی ویژگی‌های سنگ‌های مناطق فرورانشی را کسب کرده‌اند. به اعتقاد آن‌ها، فاصلة ناحیه منشأ ماگما از زون فرورانش، در تعدیل محل منشأ ماگما نقش اصلی را ایفا می‌کند.

بنابراین، نبود ناهنجاری منفی HFSE و یا به عبارت بهتر، نبود ویژگی‌های ماگماهای کمانی در سنگ‌های بازالتی احمدآباد را می‌توان به دور بودن نسبی محل منشأ ماگمای سنگ‌های بازالتی مذکور از زون فرورانش نئوتتیس نسبت داد.

بر اساس طرح پیشنهادی، در خلال رخداد فرورانشی کرتاسة فوقانی- ائوسن، حجم زیادی از مواد فرّار و عناصر لیتوفیل بزرگ یون ناشی از آب‌زدایی لیتوسفر اقیانوسی فروروندة متاسوماتیسم شدة نئوتتیس، به گوة گوشته‌ای روی زون فرورانش وارد شده و باعث تعدیل ترکیب شیمیایی گوشتة زیر لیتوسفر قاره‌ای ایران مرکزی و کاهش نقطة ذوب آن شده‌اند.

از اواخر ائوسن تا میوسن، پوستة قاره‌ای پشت کمانی ایران مرکزی متحمل کشش، کاهش فشار وارد بر گوشته، ذوب‌بخشی و بالازدگی گوشته و درنهایت، تورم پوسته بوده است. در مراحل اولیه، ذوب‌بخشی در اعماق بیشتر و درجة کم‌تر رخ داده و مذاب‌های تولید شده به‌شدت از عناصر ناسازگار غنی بوده‌اند. با افزایش کشش در پشت‌کمان آتشفشانی و بالاآمدگی و ذوب‌بخشی بیشتر گوشتة فوقانی، بر حجم ماگمای تولیدی افزوده شده و زمینه برای صعود دیاپیری آن به افق‌های بالاتر فراهم شده است. ماگمای حاصل در این محیط کششی درون ‌قاره‌ای پشت کمانی، در امتداد گسل‌های عمیق صعود کرده و در خلال بالاآمدن، متحمل فرایندهای پترولوژیک مختلف نظیر تبلور تفریقی، همراه با هضم و آلایش اندک پوسته‌ای شده است. در نهایت، ماگمای آلکالن مذکور توانسته به‌صورت گدازه در محیط دریاچه‌ای کم‌عمق تشکیل رسوبات مارنی قرمز رنگ الیگوسن- میوسن فوران کند (شکل 29).

شکل 29- تصویر نمادین از نحوة تشکیل حوضة پشت کمانی ایران مرکزی در طی الیگوسن- میوسن، با الهام از طرح Grange و همکاران (2008) با تغییرات

نتیجه‌گیری

مطالعات صحرایی این تحقیق نشان می‌دهند که بر خلاف گزارش‌های قبلی مبنی بر سن کواترنری بازالت‌های منطقه، آن‌ها قدیمی‌تر و به الیگوسن میانی- پسین تعلق دارند. روندهای ژئوشیمیایی این بازالت‌ها در نمودارهای ژئوشیمیایی عناصر اصلی، نادر و نادر خاکی و تعیین محیط زمین‌ساختی، نشان‌دهندة طبیعت آلکالن ماگما و تشکیل آن از ذوب‌بخشی تقریباً 10 درصدی یک منبع گارنت لرزولیتی غنی شدة تحول یافته، بر اثر کاهش فشار وارد بر آن، در یک محیط کششی درون قاره‌ای پشت کمانی است. ماگمای حاصل، از طریق گسل‌های عمیق موجود در پوسته قاره‌ای آن زمان (الیگوسن)، به سطح زمین رسیده و در محیط رسوب‌گذاری مارن‌های قرمز رنگ الیگوسن فوران کرده است. اولین مرحلة خروج هر روانة بازالتی به‌صورت انفجاری و در ادامه با خروج آرام گدازه همراه بوده است.

به‌نظر می‌رسد که این حوضة کششی، در پشت کمان ماگمایی ارومیه- دختر، در بخش‌های وسیعی از ایران مرکزی، از قزوین تا کرج، ساوه، قم، جنوب تهران، ورامین، گرمسار، سمنان، دامغان، شاهرود، سبزوار، کاشمر و شاید تا بیرجند، ادامه داشته است.

References

برهمند، م. (1389) بررسی موقعیت چینه‌شناسی و پتروژنز بازالت‌های نئوژن منطقة احمدآباد (خارتوران، جنوب‌شرق شاهرود). پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران.

برهمند، م. و قاسمی، ح. (1389 الف) زمین‌شناسی و ژئوشیمی سنگ‌های آذرین نیمه‌عمیق موجود در سازند قرمز زیرین ناحیه گرمسار. چهاردهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران و بیست و هشتمین گردهمایی علوم‌زمین، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران.

برهمند، م. و قاسمی، ح. (1389 ب) بررسی عوامل تهی‌شدگی و تهی‌نشدگی عناصر HFS در ماگماتیسم آلکالن پشت قوسی الیگوسن ایران مرکزی در نواحی گرمسار و احمدآباد. چهارمین همایش ملی زمین‌شناسی دانشگاه پیام‌نور، دانشگاه پیام‌نور مشهد.

برهمند، م. و قاسمی، ح. (1389 پ) پتروژنز توده‌های ساب‌ولکانیکی گابرو- دیوریتی گرمسار. چهارمین همایش ملی زمین‌شناسی دانشگاه پیام‌نور، دانشگاه پیام نور مشهد.

برهمند، م.، قاسمی، ح.، طاهری، ع. و صادقیان، م. (1389) ژئوشیمی و پتروژنز روانه‌های بازالتی الیگوسن احمدآباد (جنوب‌شرق شاهرود). هجدهمین همایش بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران.

بهرودی، ا. و عمرانی، ج. (1378) گزارش ورقه زمین‌شناسی 1:100000 باشتین. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی ایران، تهران.

سلامتی، ر. (1378) گزارش ورقه زمین‌شناسی 1:100000 احمدآباد. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی ایران، تهران.

Bagas, L., Bierlein, F. P., English, L., Anderson, J. A. C., Maidment, D. and Huston, D. L. (2008) An example of a Palaeoproterozoic back-arc basin: Petrology and geochemistry of the ca. 1864Ma Stubbins Formation as an aid towards an improved understanding of the Granites-Tanami rogen,Western Australia. Precambrian Research 166: 168-184.

Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. Blackwell Publishing, Oxford.

Bozorgnia, F. (1966) Qom Formation stratigraphy of the central basin of Iran and its intercontinental position. Bulletin of Iran Petroleum Institute 24: 69-75.

Chen, Y. and Zhang, Y. (2008) Olivine dissolution in basaltic melt. Geochimica et Cosmochimica Acta 72: 4756-4777.

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

Ellam, R. M. and Cox, K. G. (1991) An interpretation of Karoo picrate basalts in terms of interaction between asthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth and Planetary Science Letters 105: 330-342.

Floyd, P. A., Kelling, G., Gokcen, S. L., Gokcen, N. (1991) Geochemistry and tectonic environment of basaltic rocks from the Misis ophiolitic Melange, South Turkey. Chemical Geology 89: 263-280.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26: 683-693.

Grange, M., Scharer, U., Cornen, G. and Girardeau, J. (2008) First alkaline magmatism during Iberia-Newfoundland rifting. Terra Nova 20: 494-503.

Guest, B., Horton, B. K., Axen, G. J., Hassanzadeh, J. and McIntosh, W. C. (2007) Middle to late Cenozoic basin evolution in the western Alborz Mountains: implications for the onset of collisional deformation in northern Iran. Tectonics 26.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U-Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic-Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451: 71-96.

Hawkins, J. W. (1994) Petrologic synthesis: Lau Basin transect (Leg 135), Proc. ODP. Science Research 135: 879-905.

Hirschman, M. (1998) Origin of the transgressive granophyres in the layered series of the Skaergaard intrusion, East Greenland. In: Geist, D. J. and White, C. M. (Eds.): Journal of Volcanology and Geothermal Research 52: 185-207.

Johnson, K. T. M., Dick, H. J. B. and Shimizu, N. (1990) Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites. Journal of Geophysical Research 95: 2661-2678.

Kazmin, V. G. and Tikhonova, N. F. (2008) Cretaceous-Paleogene Back-arc Basin in the Iran-Afghanestan-Pamirs Segment of the Eurasian Active Margin. Doklady Earth Sciences 422(7): 1018-1020.

Martinez, F., Okino, K., Ohara, Y. and Goffredi, S. H. (2007) Back-Arc Bacins. Oceanography 20(1): 11-12.

Mertz, D. F., Weinrich, A. J., Sharp, W. D. and Renne, P. R. (2001) Alkaline intrusions in a near-trench setting, Franciscan complex, California: constraints from geochemistry, petrology, and ⁴⁰Ar/³⁹Ar chronology. American Journal of Sciences 301: 877-911.

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, M. (2005) The bandurrias gabrro: Late oligocene alkaline magmatism in the patagonian cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18:147-162.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.

Nishimura, S. (2002) Why are there no Back-Arc Basin around the eastern Pacific margin? Revista Mexicana De ciencias Geologicas 19(3): 170-174.

Ramos, V. A. and Kay, S. M. (2006) Overview of the tectonic evolution of the southern Central Andes of Mendoza and Neuquén (35°-39°S latitude). In: Kay, S. M. and Ramos, V. A. (Eds.): Evolution of an Andean margin: a tectonic and magmatic view from the Andes to the Neuquén basin (35°-39°S Lat). Geological Society of America, Special Paper 407: 1-17.

Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. John Wiley and Sons, New York.

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

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

Shutoa, K., Hiraharab, Y., Ishimotob, H., Aokic, A., Jinbod, A. and Gotoe, Y. (2004) Sr and Nd isotopic compositions of the magma source beneath north Hokkaido, Japan: comparison with the back-arc side in the NE Japan arc. Journal of Volcanology and Geothermal Research 134: 57-75.

Sirvastava, R. K. and Singh, R., K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian sub-alkaline mafic dikes from the Indian craton: Evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences 23: 373-389.

Sun S. S. and McDonough, W. F. (1989) A chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in oceanic basins. Geological Sosciety of London, Special Publication 42: 313-345.

Varekamp, J. C., Hesse, A. and Mandeville, C. W. (2010) Back-arc basalts from the Loncopue graben (Province of Neuquen, Argentina). Journal of Volcanology and Geothermal Research 197: 313-328.

Verdle, C. (2009) Cenozoic geology of Iran: An intergrated study of extentional tectonics and related volcanism. Ph.D. Thesis. California Institute of Technology, Pasadena, California.

Wang, Y., Fan, W. and Guo, F. (2003) Geochemistry of early Mesozoic potassium-rich diorites-granodiorites in southeastern Hunan Province, South China:Petrogenesis and tectonic implications. Geochemical Journal 37: 427-448.

Wayer, S., Munker, C. and Mezger, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: implications for the diferentiation history of the crust-mantle system. Earth and Planetary Science Letters 205: 309-324.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-342.

Xu, X. W., Jiang, N., Yang, K., Zhang, B.L., Liang, G. H., Mao, Q., Li, J. X., Du, S. J., Ma, Y. G., Zhang, Y. and Qin, K. Z. (2009) Accumulated phenocrysts and origin of feldspar porphyry in the Chanho area. Western Yunnan, China. Lithos 113: 595-611.