Petrography, Geochemistry and Tectonomagmatic setting of the southwestern Salmas lamprophyres and related rocks

Document Type : Original Article

Authors

ارومیه، دانشگاه ارومیه، دانشکده علوم، گروه زمین شناسی

Abstract

The Quaternary lamprophyres and related rocks from southwestern Salmas are laid on the old floodplain deposits in the border of Sanandaj-Sirjan and Urmia-Doukhtar zones. These rocks are all alkaline and include mostly camptonitic lamprophyres, contaminated Lamprophyres, basalt andesi-basalt and trachy-andesite. The rocks have been cropped out as prismatic and scoria structures with porphyritic and glomeroporphyritic textures. Lamprophyres are mostly composed of major minerals of augite, diopside, biotite, amphibole and tiny plagioclase in the matrix. Other rock types have augite, diopside and plagioclase as major phases. The presence of plagioclase and quartz xenocrystals with rounded margins, normative changes and variation in minor and trace elements content as well as their ratios are indicative of contamination with continental crust. Enrichment of LREE relative to HREE, the lack of Eu anomaly and the occurrence of Ta- and Nb-negative anomalies are important characteristics of all of the studied rocks. High ratios of Lan/Ybn, Lan/Smn and Smn/Ybn, the presence of spinel, augite and diopside and alkaline nature of all samples, indicate a melting process about 1 percent of a mantle with spinel lherzolite composition. The processes likely occurred following the Neotethys subduction beneath Central Iran ended. Slab break off in the remnants of the Neotethys oceanic crust occurred in location of the collision zone of Arabian-Eurasian plates. Arabian oblique tectonic pressure to the Eurasian plate and increasing activity of right-lateral strike-slip faults, which resulted of remnant slab break off the Neotethys, caused to decrease lithostatic pressure. As a consequence, the decompression melting occurred. The occurrence of these processes successively led to the rocks show tectonically within plate characteristic along with interacting of subduction elements. The mantle melts were erupted along these fault systems.

Keywords

Full Text

مقدمه

لامپروفیرها، سنگ‌های آذرین آتشفشانی (گدازه‌های توده‌ای، گدازه‌های منشوری و گدازه‌های بالشی) و نیمه‌آتشفشانی (به‌صورت دایک‌مانند و به ندرت سیل، پلاگ و یا استوک‌مانند) حاوی بلورهای دانه درشت بیوتیت و هورنبلند هستند که در زمینه‌ای از فلدسپار و یا فلدسپاتوئید قرار گرفته‌اند. از کانی‌های مافیک دیگر می‌توان به دیوپسید، اوژیت و الیوین اشاره نمود. این سنگ‌ها در محیط‌های تکتونیکی مختلفی مانند قوس‌های اقیانوسی (جزایر قوسی)، حواشی قاره‌ای فعال، ریفت‌ها و کراتون‌های پایدار ایجاد می‌شوند (Rock, 1991؛ Luhr, 1997؛ Torabi, 2009؛ Gill, 2010؛ Krmíček, 2010)؛ Bayat and Torabi, 2011. از نظر ترکیب شیمیایی با دیگر سنگ‌های آذرینی دارای همپوشانی گسترده‌ای هستند. از نظر بافتی تفاوت مشخصی با سنگ‌های همراه‌شان ندارند. لامپروفیرها، سنگ‌های آلکالن یا کالک‌آلکالن غنی از H2O و یا CO2 هستند و می‌توانند از سدیک تا پتاسیک و اولترامافیک تا حدواسط تغییر یابند. بافت آن‌ها معمولاً غیر هم‌بعد بوده، به‌طوری‌که بلورهای درشت کانی‌های فرومنیزین در زمینه دانه‌ریز یا شیشه‌ای قرار دارند. این سنگ‌ها شواهدی از مواد فرار حاصل از گوشته متاسوماتیزم شده را نمایش می‌دهند و نشان می‌دهند که فرآیندهای دینامیکی حاصل از چنین موادی باعث تکامل تکتونوماگمایی آن‌ها شده است Rock, 1991)؛ Luhr, 1997؛ Best, 2003؛ Torabi, 2009؛ Gill, 2010؛ Torabi, 2010).

بر اساس کانی‌شناسی، ترکیب و گردهمایی تکتونیکی، Rock (1991) و Gill (2010) سه گروه از لامپروفیرها را معرفی نمودند. الف) لامپروفیرهای کالک‌آلکالن که توسط فنوکریست‌های بیوتیت یا هورنبلند همرا با آلکالی‌فلدسپار یا پلاژیوکلاز (بدون بلورهای فلدسپاتویید) در زمینه مشخص می‌شوند. این لامپروفیرها در کمربندهای کوه‌زایی با گرانیتوییدها همراهی می‌شوند. ب) لامپروفیرهای آلکالن که توسط فنوکریست‌های کرسوتیت یا اوژیت با پهنه‌بندی ترکیبی، در زمینه‌ای از فلدسپار و فلدسپاتویید مشخص می‌شوند. این لامپروفیرها همراه با مجموعه‌های آذرینی سینیت- گابرو و سنگ‌های آلکالن- کربناتیت در دره‌های ریفتی قاره‌ای رخ می‌دهند. ج) لامپروفیرهای اولترامافیک با حضور فنوکریست‌های فلوگوپیت، الیوین و یا اوژیت در زمینه‌ای حاوی پروفسکیت، کربنات و یا ملیلیت مشخص می‌شوند. این لامپروفیرها SiO2 متغیر اما کمتر از 20 درصد (بین 10 و 20) داشته، بیشتر طبیعت انتقالی تا کربناتیتی نشان می‌دهند. همچنین، فراوانی آن‌ها از دیگر لامپروفیرها کمتر بوده و با مراکز اولترامافیک آلکالی- کربناتیت و سینیت‌ها در ریفت‌های قاره‌ای رخ می‌دهند (Downes et al., 2005). Rock (1991) لامپروئیت‌ها و کیمبرلیت‌ها را جزو لامپروفیرها می‌داند، اما بر اساس تقسیم‌بندی IUGS (Le Maitre, 2002) آن‌ها جزو لامپروفیرها نیستند. گدازه‌های بازالتی و آندزی‌بازالتی، از انواع مواد خروجی همراه با برخی لامپروفیرها، در محیط‌های مختلف زمین‌ساختی و از ذوب بخشی گوشته با ترکیبات مختلف و در شرایط متفاوت ترمودینامیکی ایجاد می‌شوند. ماگماهای بازالتی آلکالن معمولاً از ذوب گوشته در اعماق زیادتر نسبت به بازالت‌های کالک‌آلکالن و تولئیتی تولید می‌شوند. انواع آلکالن هم در داخل صفحات اقیانوسی و هم در داخل صفحات قاره‌ای و همچنین مرزهای مخرب تکامل می‌یابند. ماهیت آلکالن ماگماهای بازالتی می‌تواند در نتیجه دو سازوکار مهم نرخ کم ذوب سنگ منشاء (لرزولیت گارنت‌دار یا اسپینل‌دار) و یا ذوب بخشی گوشته دگرسان‌شده (بخش غنی شده منشاء) حاصل شوند (معین‌وزیری و احمدی، 1372؛ Hyndman, 1985؛ Cabanis and Lecolle, 1989؛ Raymond, 2007)؛ Gill, 2010. با مطالعه بازالت‌ها می‌توان به چگونگی رخداد ذوب بخشی، صعود و ماهیت آتشفشان و محیط زمین‌ساخت احتمالی پی برد. اهمیت مطالعه بازالت‌ها، به‌علت ترکیب شیمیایی محدود و کانی‌شناسی ساده آن‌هاست. غالباً آن‌ها را به‌عنوان ماگمای اولیه حاصل از ذوب گوشته و یا ماگمای اولیه کمی تغییر یافته (Hyndman, 1985; Rollinson, 1993; Hall, 1996; Best, 2003; Gill, 2010) در نظر می‌گیرند که در فرآیندهای گوشته فوقانی به‌وجود آمده‌اند. لامپروفیرهایی از زمان‌های پالئوزوئیک تا الیگوسن در ایران مرکزی از محیط‌های تکتونیکی مختلف گزارش شده‌اند (بیات، 1388؛ همتی، 1388؛ Moayyed et al., 2008؛ Torabi, 2009؛ Torabi, 2010؛ Bayat and Torabi, 2011).

اکثر این لامپروفیرها، آتشفشانی تا نیمه‌آتشفشانی بوده و ترکیبی بازیک دارند (Torabi, 2009, 2010; Bayat and Torabi, 2011). لامپروفیرهایی از شمال‌شرق اصفهان (ناحیه پل‌هاوند) ماهیت آلکالن دارند و جزو لامپروفیرهای کامپتونیتی هستند. این محققان معتقدند که این لامپروفیرها در یک محیط تکتونیکی درون صفحه‌ای و در نتیجه ذوب بخشی درجه پایین گارنت لرزولیت (گوشته) به‌وجود آمده‌اند. همچنین برخی دیگر از لامپروفیرها در ایران مرکزی در ناحیه معراجی و چاه‌پلنگ در نتیجه درجات ذوب پایین یک اسپینل لرزولیت حاوی آمفیبول متاسوماتیسم شده توسط سیالات CO2دار ایجاد شده‌اند(Bayat and Torabi, 2011). این لامپروفیرها به فرورانش پالئوتتیس نسبت داده شده است.

دایک‌های لامپروفیری از جزیره اسلامی (شمال‌غرب ایران)، ماهیت کالک‌آلکالن- آلکالن دارند و احتمالاً در یک محیط تکتونیکی پس از برخورد، در نتیجه ذوب بخشی یک گارنت لرزولیت با محتوای بالای CO2/H2O ایجاد شده‌اند (Moayyed et al., 2008).

در این مطالعه سعی شده است تا بر اساس شواهد صحرایی و میکروسکوپی و داده‌های عناصر کمیاب و اصلی به بررسی خصوصیات آلایش ماگمایی، زمین‌شیمی (مدل‌سازی زمین‌شیمیایی) و محیط تکتونیکی لامپروفیرهای آلکالن کواترنری سلماس و آندزی‌بازالت و بازالت‌های آلکالن همراه که همگی دارای سن هم‌زمان هستند، پرداخته شود. همچنین در این مطالعه به چگونگی ذوب بخشی و کانی‌های دخیل در فرآیند ذوب پرداخته خواهد شد.

 

موقعیت زمین‌شناسی

منطقه مورد مطالعه در جنوب‌غرب سلماس، واقع در استان آذربایجان غربی در محدوده جغرافیایی ¢3. °38 تا ¢12 °38 عرض‌های شمالی و ¢32 °44 تا ¢46 °44 طول‌های شرقی قرار دارد (شکل 1). این ناحیه از نظر تقسیمات ساختمانی- رسوبی ایران (Stöcklin, 1968) بخشی از پهنه‌ سنندج- سیرجان است که در مرز کمربند ماگمایی ارومیه- دختر قرار گرفته است. محققانی از جمله نبوی، 1355، بر اساس وضعیت ساختمانی و رخساره‌ای، این ناحیه را جزو پهنه‌ خوی- مهاباد از پهنه‌ البرز- آذربایجان تقسیم‌بندی کرده‌اند. Alavi (1991) بر مبنای سری‌های ماگمایی، این ناحیه را جزو کمربند ماگمایی ارومیه- دختر و مجموعه ماگمایی البرز نام‌گذاری نموده است و مرز این دو مجموعه ماگمایی را زمین‌درز حاصل از برخورد آن‌ها می‌داند. این منطقه در تقسیم‌بندی ساختارهای تکتونیکی ایران توسط آقانباتی (1371 و 1383) در پهنه‌ ساختاری سنندج- سیرجان قرار دارد. به‌علاوه، در مطالعات اخیر Azizi و Moinevaziri (2009) محدوده مورد مطالعه بخشی از پهنه‌ سنندج- سیرجان و نزدیک به مرز ارومیه- دختر در نظر گرفته شده است.

لامپروفیرها و آندزی‌بازالت- بازالت‌های این منطقه دارای ساخت منشوری در قاعده و اسکوری در رأس هستند. ساخت بادامکی در بخش فوقانی توسعه شدیدی دارد، اما به سمت قاعده از حجم حفرات کاسته می‌شود.

همه انواع سنگ‌ها، در بخش وسیعی از منطقه بر روی رسوبات کواترنری قرار گرفته‌اند (شکل 2- الف) در نتیجه، این سنگ‌ها همگی دارای سن جوانی بوده و دگرسانی و هوازدگی کمی را متحمل شده‌اند.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی غرب سلماس (با تغییرات، از خدابنده و همکاران، 1375)

 

 

ساختار منشوری این سنگ‌ها به سمت قاعده کاسته می‌شود، به‌طوری‌که در نهایت در تماس با رسوبات کواترنری، قطعات مختلفی از این سنگ‌ها و رسوبات دشت سیلابی قدیمی در هم آمیخته و مجموعه سست و ناپایداری را ایجاد نموده‌اند. به‌نظر خدابنده و همکاران (1375) بازالت‌های منشوری سلماس، واحدهای جریانی گدازه‌ای بازالت- الیوین‌بازالت اغلب حفره‌دار، با ضخامت متغیر از چندین متر تا چندین ده متر هستند که به‌همراه اسکوری به‌رنگ خاکستری تا تیره رخنمون دارند (شکل 2- الف).

از جمله ویژگی‌های در خور توجه در این محدوده، وجود شواهدی از چشمه‌های آب‌گرم است که باعث ایجاد ساختار غارمانندی در منطقه شده است. این مجموعه توسط مخلوطی از رسوبات و قطعات سنگی بازالتی پر شده است (شکل 2- ب). شکاف‌ها و شکستگی‌هایی که ما بین ستون‌های بازالتی وجود دارد محل مناسبی برای نفوذ و عبور آب جاری است. هنگامی که هنوز سنگ‌های بازالتی به‌طور کامل سرد نشده بودند، آب توانسته از لابه‌لای شکستگی‌ها عبور و ساختارهای فوق را ایجاد نماید. وجود چنین ساختارهایی نیز می‌تواند دلیل دیگری برای جوان بودن لامپروفیرها و آندزی‌بازالت- بازالت‌های منطقه باشد.

 


 

شکل 2- الف) رخنمونی از ساخت منشوری لامپروفیرها و آندزی‌بازالت- بازالت‌های جنوب‌غرب سلماس. این سنگ‌ها بر روی رسوبات کواترنری ریخته‌اند. بخش‌های فوقانی، ساختارهای اسکوری دارند، ب) نمایی از ساختارهای برش مانند حاصل از چشمه‌های آب‌گرم که در زمان کمی قبل از سرد شدن نهایی گدازه‌های منشوری اتفاق افتاده است.

 

 

روش انجام پژوهش

نخست، نقشه‌های زمین‌شناسی و تصاویر ماهواره‌ای به‌منظور مشخص نمودن پراکندگی سنگی لامپروفیرها و آندزی‌بازالت- بازالت‌ها بررسی شد. سپس، نمونه‌برداری منظم در طول (دره جریان گدازه) و عرض (از قاعده منشورها تا اسکوری در رأس) جریان گدازه‌ای تشخیص داده شده در تصاویر ماهواره‌ای، انجام شد. بر اساس تنوع سنگ‌شناختی، نمونه‌های کاملاً تازه انتخاب و پس از تهیه مقاطع نازک و مطالعه آن‌ها، حدود 20 نمونه از سالم‌ترین آن‌ها که حداکثر تنوع را داشتند برای انجام آنالیز شیمیایی ICP-MS به شرکت Acme کانادا ارسال شدند (جدول‌های 1 و 2). در نهایت، داده‌های شیمیایی با نمونه‌های دستی و مقاطع نازک آن‌ها کنترل و صحت آنالیزها تأیید شد.


 

جدول 1- متوسط آنالیز شیمیایی عناصر اصلی و محاسبه نورم ترکیب سنگ‌ها، (اختصارات: Lamp: لامپروفیر؛ C. Lam: لامپروفیرهای آلایش‌یافته؛ Pl. Bas: بازالت، آندزی‌بازالت و تراکی‌آندزیت)

Sample

Uncernity

NF-1

NF-2

NF-3

NF-4

NF-5

NF-6

NF-7

NF-8

NF-9
 

wt%

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

SiO2

0.01

45.25

45.41

44.89

45.40

46.21

45.49

45.67

46.07

44.75

TiO2

0.01

1.38

1.39

1.35

1.36

1.46

1.44

1.49

1.48

1.25

Al2O3

0.01

14.18

13.67

13.29

13.66

14.20

14.04

14.54

14.24

13.68

Fe2O3

0.04

9.03

8.99

8.79

8.93

9.20

8.92

9.25

9.23

8.70

MgO

0.01

9.67

10.30

11.09

10.79

9.83

10.39

9.08

9.94

11.45

MnO

0.01

0.14

0.14

0.14

0.14

0.15

0.15

0.15

0.15

0.13

CaO

0.01

11.21

11.34

11.23

11.19

11.44

11.24

11.26

11.64

11.45

Na2O

0.01

3.46

3.22

3.12

3.45

3.55

3.30

3.65

3.58

3.04

K2O

0.01

1.31

1.53

1.53

1.54

1.74

1.63

1.76

1.73

1.61

P2O5

0.01

0.75

0.75

0.71

0.75

0.75

0.74

0.84

0.76

0.73

Cr2O3

0.002

0.10

0.10

0.10

0.11

0.09

0.09

0.04

0.09

0.11

L.O.I.

 

3

2.7

3.3

2.2

0.9

2.1

1.8

0.6

2.7

Total

0.01

99.54

99.57

99.55

99.56

99.56

99.55

99.54

99.57

99.59

CIPW Norm

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Qtz

 

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Or

 

7.74

9.04

9.04

9.10

10.28

9.63

10.40

10.22

9.51

Ab

 

14.18

12.50

10.93

11.40

11.63

11.73

12.05

10.47

8.63

An

 

19.29

18.33

17.74

17.24

17.67

18.68

18.09

17.68

18.93

Ne

 

8.18

7.99

8.38

9.64

9.97

8.77

10.20

10.74

9.26

Di

 

25.01

26.25

26.44

26.50

27.19

25.60

25.72

27.92

26.27

Hy

 

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ol

 

12.83

13.46

14.66

14.25

12.35

13.62

11.49

12.27

15.54

Mgt

 

4.18

4.19

4.13

4.15

4.29

4.26

4.34

4.32

3.99

Ilm

 

2.62

2.64

2.56

2.58

2.77

2.73

2.83

2.81

2.37

Ap

 

1.74

1.74

1.64

1.74

1.74

1.71

1.95

1.76

1.69

جدول 1- ادامه ...

Sample

Uncernity

NF-10

NF-11

NF-12

F-1-2

F-1-8

F-1-15

F-1-11

G-1-21

G-1-10

G-1-23

G-1-18
 

wt%

Lamp

Lamp

Lamp

C. Lam

C. Lam

C. Lam

Pl. Bas

Pl. Bas

Pl. Bas

Pl. Bas

Pl. Bas

SiO2

0.01

45.20

46.07

45.83

53.29

46.28

50.58

50.09

56.33

56.89

57.2

56.96

TiO2

0.01

1.40

1.52

1.57

1.04

1.37

1.28

1.24

1.03

1.05

0.92

0.99

Al2O3

0.01

14.31

14.55

14.45

15.22

14.96

16.26

15.96

16.35

16.66

17.77

16.47

Fe2O3

0.04

8.85

9.25

9.45

7.27

9.11

8.44

8.27

6.63

6.61

6.12

6.55

MgO

0.01

10.74

9.79

9.33

5.37

8.78

5.31

6.55

3.75

4.05

2.26

4.1

MnO

0.01

0.14

0.16

0.14

0.1

0.15

0.17

0.14

0.1

0.11

0.09

0.1

CaO

0.01

11.39

11.61

11.62

8.24

11.93

8.3

9.09

6.89

6.43

5.35

6.69

Na2O

0.01

3.52

3.62

3.84

4

3.37

3.6

3.52

4.08

4.25

4.49

4.13

K2O

0.01

1.79

1.82

1.81

2.76

0.68

2.39

2.19

2.6

2.65

3.1

2.71

P2O5

0.01

0.79

0.81

0.89

0.75

0.88

0.87

0.82

0.42

0.43

0.49

0.39

Cr2O3

0.002

0.09

0.08

0.05

0.039

0.045

0.014

0.017

0.005

0.003

0.005

0.002

L.O.I.

 

1.4

0.5

0.7

1.5

1.9

2.3

1.6

1.5

0.6

1.9

0.6

Total

 0.01

99.62

99.78

99.68

99.6

99.49

99.54

99.54

99.7

99.71

99.68

99.71

CIPW Norm

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Qtz

 

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

3.02

5.26

6.82

2.35

Or

 

10.58

10.76

10.70

16.31

4.02

14.12

12.94

15.36

15.66

18.32

16.01

Ab

 

8.13

10.08

10.04

33.85

18.86

30.46

29.57

34.52

35.96

37.99

34.95

An

 

17.96

18.08

16.85

15.42

30.51

27.28

22.40

26.86

14.13

12.66

27.95

Ne

 

11.73

11.13

12.16

0.00

5.23

0.00

0.12

0.00

0.00

0.00

0.00

Di

 

26.49

27.22

27.86

16.45

18.29

6.21

13.87

3.67

11.96

8.65

2.16

Hy

 

0.00

0.00

0.00

4.19

0.00

3.02

0.00

10.75

7.44

4.21

12.38

Ol

 

13.95

12.17

11.20

3.95

13.67

8.99

10.60

0.00

0.00

0.00

0.00

Mgt

 

4.20

4.38

4.45

3.68

4.16

4.03

3.97

3.67

3.70

3.51

3.61

Ilm

 

2.66

2.89

2.98

1.98

2.60

2.43

2.36

1.96

1.99

1.75

1.88

Ap

 

1.83

1.88

2.06

1.74

2.04

2.02

1.90

0.97

1.00

1.14

0.90

 

جدول 2- متوسط آنالیز شیمیایی عناصر فرعی به‌روش ICP-MS، اختصارات مانند جدول 1 است.

Sample

 Uncernity

NF-1

NF-2

NF-3

NF-4

NF-5

NF-6

NF-7

NF-8

NF-9

NF-10

NF-11

NF-12
   

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

Lamp

 ppm

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ba

1

785

725

693

717

757

750

844

740

712

740

769

830

Be

1.00

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

1.0

<1

<1

1.0

1.0

1.0

<1

Co

0.2

42.5

41.4

43.4

42.1

40.2

43.0

41.6

41.7

42.7

43.2

39.6

41.1

Ni

20

216

235

266

250

201

211

141

199

281

234

218

164

Sc

1

24

24

24

24

24

24

23

25

26

28

27

22

Cs

0.1

1.1

1.0

0.9

1.0

1.1

1.0

1.1

1.1

0.9

1.0

0.9

1.1

Ga

0.5

14.0

14.6

13.8

13.7

14.8

14.1

15.6

15.2

13.2

14.3

15.1

16.2

Hf

0.1

4.1

3.6

3.5

3.6

3.8

3.8

4.1

3.7

3.9

3.7

3.8

4.3

Nb

0.1

27.6

26.3

24.6

25.1

26.4

27.4

29.4

26.7

24

28.2

27.2

30.2

Rb

0.1

36.3

38.7

37.8

44.5

43.7

40.5

42.6

43.2

37.1

41.6

44.2

45.9

Sn

1

1

1

2

2

1

2

1

2

1

1

2

2

Sr

0.5

997.7

907.5

891.4

901.5

886.6

925.2

1029.7

899.4

875.2

954.6

945.8

1125.3

Ta

0.1

1.5

1.5

1.3

1.3

1.5

1.4

1.6

1.4

1.2

1.5

1.6

1.7

Th

0.2

9.4

8.8

8.4

9.3

9.1

9.7

11.3

9.5

8.5

10.1

9.5

12.1

U

0.1

2.2

2.1

2.0

2.1

2.2

2.3

2.7

2.2

2.3

2.4

2.5

2.9

V

8

206

198

189

189

203

206

215

204

195

215

220

232

W

0.5

0.7

1.1

0.7

0.7

0.7

0.6

0.7

0.6

0.8

0.6

0.9

0.8

Zr

0.1

166.5

150.4

143.4

149.5

151.6

160.2

168.6

153.2

147.2

165.3

157.7

172.4

Y

0.1

24.0

22.5

22.3

22.8

23.0

23.5

25.4

23.3

23.5

24.6

25.0

26.3

La

0.1

51.9

48.6

47.5

49.1

50.7

51.0

58.3

50.6

48.2

52.2

53.3

60.1

Ce

0.1

101.7

96.3

95.7

97.8

100.6

103.3

115.9

101.8

97.1

106.2

102.7

120.4

Pr

0.02

11.32

10.98

10.38

10.72

10.94

11.35

12.78

11.08

10.45

11.75

11.2

13.52

Nd

0.3

42.3

40.6

38.4

39.9

40.2

42.2

47.3

41.9

39.3

43.2

41.1

48.2

Sm

0.05

6.77

6.42

6.34

6.43

6.71

6.88

7.62

6.73

6.38

6.95

6.81

7.79

Eu

0.02

1.83

1.79

1.69

1.73

1.79

1.84

1.98

1.82

1.66

1.80

1.73

1.94

Gd

0.05

5.17

5.21

5.12

5.23

5.44

5.55

6.00

5.47

5.16

5.65

5.52

6.05

Tb

0.01

0.81

0.78

0.76

0.78

0.80

0.83

0.87

0.82

0.77

0.85

0.82

0.89

Dy

0.05

4.35

4.18

4.11

4.19

4.26

4.44

4.69

4.38

4.21

4.53

4.35

4.75

Ho

0.02

0.84

0.80

0.77

0.79

0.82

0.84

0.88

0.83

0.79

0.86

0.85

0.90

Er

0.03

2.26

2.14

2.09

2.13

2.21

2.26

2.46

2.24

2.11

2.31

2.28

2.53

Tm

0.01

0.33

0.31

0.29

0.31

0.33

0.33

0.34

0.32

0.30

0.35

0.35

0.36

Yb

0.05

2.10

2.00

1.93

1.94

2.05

2.12

2.20

2.04

1.98

2.18

2.09

2.28

Lu

0.01

0.31

0.29

0.29

0.30

0.30

0.31

0.32

0.30

0.30

0.32

0.32

0.33

Mo

0.1

1.1

1.1

1.4

1.6

1.5

1.2

2.0

1.2

1.3

1.2

1.6

2.1

Cu

0.1

47.0

56.6

55.4

56.1

47.8

62.1

58.1

48.1

57.6

69.3

55.1

60.7

Pb

0.1

4.4

4.2

3.7

2.5

2.7

4.7

5.1

2.4

3.9

4.5

3.1

5.7

Zn

1

59

58

60

57

51

63

71

47

66

69

49

76

Au

0.5 pbb

3.4

2.1

2.8

<0.5

2.5

3.6

2.1

3.5

2.7

3.8

2.8

2.3

K

 

13907

16243

16243

16349

18472

17304

18684

18366

17092

19003

19321

19215

Ti

 

17272

17397

16896

17021

18273

18023

18648

18523

15645

17522

19024

19650

P

 

5284

5284

5002

5284

5284

5213

5918

5354

5143

5565

5706

6270

Cr

 

522

549

560

571

478

495

223

473

582

473

429

277

Eu*

 

5.97

5.82

5.73

5.83

6.08

6.22

6.81

6.10

5.77

6.30

6.17

6.92

Eu/Eu*

 

0.31

0.31

0.29

0.30

0.29

0.30

0.29

0.30

0.29

0.29

0.28

0.28

LaN/YbN

 

18.03

18.05

17.64

17.63

18.20

17.72

19.62

18.17

17.31

17.57

17.94

19.62

LaN/SmN

 

4.95

4.89

4.84

4.94

4.88

4.79

4.94

4.86

4.88

4.85

5.06

4.99

GdN/YbN

 

2.04

2.15

2.19

2.23

2.20

2.17

2.26

2.22

2.16

2.14

2.18

2.19

SmN/YbN

 

3.58

3.56

3.65

3.68

3.63

3.60

3.85

3.66

3.58

3.54

3.62

3.79

جدول 2- ادامه ...

Sample

 Uncernity

F-1-2

F-1-8

F-1-15

F-1-11

G-1-21

G-1-10

G-1-23

G-1-18
 

 

C. Lam

C. Lam

C. Lam

Pl. Bas

Pl. Bas

Pl. Bas

Pl. Bas

Pl. Bas

 ppm

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ba

1

811

786

1071

913

684

702

863

687

Be

1.00

 

 

 

 

 

 

 

 

Co

0.2

24.3

37.1

29.6

28.8

21.5

21.5

19.2

21.2

Ni

20

101

140

80

78

40

34

29

48

Sc

1

17

23

15

16

16

14

10

16

Cs

0.1

1.8

1.6

2

0.7

2

2.6

1.9

1.9

Ga

0.5

16.2

15.9

17.4

16.3

17.2

18.2

18.9

17.3

Hf

0.1

4.7

4

4.7

3.9

4.8

5.2

5.6

4.4

Nb

0.1

31.1

29.6

33.6

28.6

23.1

23.4

28.9

22.7

Rb

0.1

77.7

88.4

67.8

40.4

83.6

90

93.2

88.5

Sn

1

2

1

2

1

1

2

1

1

Sr

0.5

1020.1

1323.5

1175.5

1179.8

679.6

640

845.9

642

Ta

0.1

1.7

1.4

1.7

1.6

1.3

1.4

1.6

1.3

Th

0.2

20.7

15.5

20.6

19.8

17.5

18.7

19.3

18.2

U

0.1

5.5

3.2

5

2

4.5

4.7

5.2

4.7

V

8

136

183

172

143

159

141

125

138

W

0.5

0.9

<0.5

1.8

<0.5

0.9

1

1.9

1.2

Zr

0.1

206.8

183.6

206

190.9

190.8

202

262.4

192

Y

0.1

25

26

28.2

25.2

22.9

23.5

23.9

22.6

La

0.1

77.3

82.1

90.1

83.6

52.5

51.7

67.6

50.7

Ce

0.1

137.7

151.4

156.2

144.3

91.6

92.2

118.3

89.7

Pr

0.02

14.75

16.3

16.56

15.35

9.9

9.89

13.15

9.54

Nd

0.3

51

57.4

56

51

34.1

34.1

45.5

33

Sm

0.05

7.93

8.99

8.46

8.03

5.85

5.85

7.11

5.72

Eu

0.02

1.95

2.37

2.15

2.02

1.46

1.48

1.68

1.42

Gd

0.05

6.08

7.06

6.77

6.34

4.97

4.91

5.44

4.73

Tb

0.01

0.92

1.01

0.99

0.96

0.77

0.79

0.84

0.78

Dy

0.05

4.62

4.93

4.94

4.42

4.03

4.15

4.1

3.83

Ho

0.02

0.9

0.96

1.01

0.91

0.86

0.88

0.91

0.88

Er

0.03

2.57

2.7

2.72

2.68

2.51

2.44

2.45

2.53

Tm

0.01

0.36

0.39

0.39

0.39

0.34

0.37

0.37

0.35

Yb

0.05

2.18

2.45

2.54

2.24

2.29

2.19

2.33

2.3

Lu

0.01

0.33

0.34

0.37

0.35

0.32

0.33

0.34

0.33

Mo

0.1

1.1

1.1

1.5

1

1.4

1

1.6

1.8

Cu

0.1

31.6

47

31

31.1

32.4

12.3

12.3

24.7

Pb

0.1

1.6

1.7

2.5

4.9

3.4

2

6.4

3.1

Zn

1

63

68

74

63

52

48

50

43

Au

0.5 pbb

0.5

<0.5

0.8

0.7

<0.5

1.2

<0.5

0.8

K

 

29301

7219

25373

23249

27602

28133

32910

28770

Ti

 

13016

17146

16020

15519

12891

13141

11514

12390

P

 

5284

6199

6129

5777

2959

3029

3452

2747

Cr

 

212

245

76

92

27

16

27

11

Eu*

 

7.01

8.03

7.62

7.19

5.41

5.38

6.28

5.23

Eu/Eu*

 

0.28

0.30

0.28

0.28

0.27

0.28

0.27

0.27

LaN/YbN

 

25.23

26.23

25.73

26.01

17.67

16.88

21.42

16.55

LaN/SmN

 

6.30

6.88

6.73

5.90

5.80

5.71

6.14

5.73

GdN/YbN

 

2.31

2.20

2.34

2.38

1.80

1.85

1.93

1.70

SmN/YbN

 

4.04

3.70

3.98

4.07

2.84

2.97

3.39

2.76

 


پتروگرافی

سنگ‌های مورد مطالعه، در نمونه‌دستی دارای رنگ تیره بوده، ساخت منشوری و ظاهری نهان‌بلور و اغلب حفره‌دار (بادامکی) هستند. بافت غالب آن‌ها پورفیری و گلومروپورفیری است و در مواردی دارای بافت جریانی و بادامکی هستند. بافت غیر هم‌بعد به‌علت حضور بلورهای درشت، ریز و زمینه شیشه‌ای مشاهده می‌شود. بر اساس رخداد کانی‌های کلینوپیروکسن (از نوع اوژیت و دیوپسید)، پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت به‌صورت فنوکریست یا بلورهای زمینه و همچنین شکل بلورهای پلاژیوکلا و کوارتز، این سنگ‌ها به سه دسته تقسیم می‌شوند: الف) آلکالی لامپروفیرها، ب) آلکالی لامپروفیرهای آلایش یافته با بیگانه بلورهای گرد شده کوارتز (با حواشی واکنشی) و پلاژیوکلاز و ج) آلکالی‌بازالت، آندزی‌بازالت و تراکی آندزیت‌های دارای فنوکریست پلاژیوکلاز.

زمینه آلکالی لامپروفیرها متشکل از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، بلورهای ریز کلینوپیروکسن (اوژیت و دیوپسید) و شیشه است. فراوان‌ترین فنوکریست‌ها، شامل اوژیت‌های با پهنه‌بندی ترکیبی و دیوپسید هستند (شکل‌های 3- الف و 3- ب). بلورهای آمفیبول و بیوتیت در مقادیر متغیر (هر کدام بین 2 تا 3 درصد) با حواشی شدید یا به‌طور کامل اکسیده در این سنگ‌ها حضور دارند (شکل‌های 3- ج و 3- د). اکثر بلورهای اوپاک (3 تا 5 درصد)، احتمالاً بلورهای بیوتیت یا آمفیبول هستند که به‌شدت اکسیده شده‌اند (شکل 3- د). فنوکریست‌های اوژیت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار به‌صورت بلورهای دانه‌درشت تا دانه‌ریز وجود دارند. این فنوکریست‌ها غالباً سالم بوده و دارای منطقه‌بندی ترکیبی و ماکل ساعت شنی هستند (شکل 3- ب). فنوکریست‌های دیوپسید شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، به‌صورت بلورهای دانه‌درشت تا دانه‌ریز دیده می‌شوند و به‌علت اکسیده شدن، حواشی باریکی از این بلورها به‌رنگ قهوه‌ای دیده می‌شود (شکل‌های 3- الف و 3- ه).

از بلورهای فرعی که در اسکوری‌های لامپروفیری مشاهده می‌شود، اسپینل است (شکل 3- ه). وجود این کانی می‌تواند نشان‌دهنده منشاء عمیق ماگمای لامپروفیری (برای مثال اسپینل لرزولیت) باشد. بافت اصلی آلکالی‌لامپروفیرها، پورفیری و گلومروپورفیری است (شکل 3). این لامپروفیرها با توجه به ماهیت آلکالن، داشتن میکا و آمفیبول و نورم بالاتر فلدسپارها از نفلین (جدول 1)، جزو انواع کامپتونیت (Streckeisen, 1979) نام‌گذاری می‌شوند.

در برخی نمونه‌های لامپروفیری، بیگانه‌بلورهای ناپایدار کوارتز با حاشیه واکنشی متشکل از بلورهای ریز پیروکسن دیده می‌شود که به‌خوبی رخداد فرآیند آلایش پوسته‌ای در ماگمای تشکیل دهنده این سنگ‌ها را نشان می‌دهد (شکل 3- و).

آلکالی لامپروفیرهای آلایش یافته، دارای فنوکریست پلاژیوکلاز با حواشی گرد شده و کوارتزهای با حواشی گرد شده و واکنشی، دارای زمینه دانه‌ریز و کمی شیشه هستند که حاصل سرد شدن در مرحله نهایی تبلور هستند (شکل 4- الف). فنوکریست‌های این نمونه‌ها شامل پلاژیوکلازهای گرد شده، اوژیت‌های با منطقه‌بندی نوسانی و دیوپسید همراه با مقادیر کمی بلورهای درشت کوارتز گرد شده با حواشی واکنشی پیروکسن است. پلاژیوکلازها درشت تا متوسط بلور (4/0 تا 3 میلی‌متر)، تقریباً بی‌شکل و دارای حاشیه گرد شده هستند. این مشخصات می‌تواند نشان دهنده کاهش فشار ناگهانی در حین صعود ماگما و یا آلایش با پوسته باشد. با توجه به حضور بیگانه‌بلورهای کوارتز گرد شده در ماگمای آلکالن فوق، احتمالاً پلاژیوکلازهای با حواشی گرد شده، حاصل آلایش ماگما با پوسته، هنگام حرکت به طرف سطح است. فنوکریست‌های اوژیت و دیوپسید به‌صورت دانه‌متوسط تا ریز (در زمینه) حضور دارند (شکل 4- الف). بافت اصلی این سنگ‌ها پورفیری و گلومروپورفیری است.

آلکالی‌بازالت، آندزی‌بازالت و تراکی‌آندزیت‌های با فنوکریست‌های خودشکل پلاژیوکلاز، دارای زمینه دانه‌ریز بوده که از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز همراه با پیروکسن و کانی‌های اوپاک تشکیل شده است. فنوکریست اصلی در این سنگ‌ها، بلورهای خودشکل پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سنتتیک است (شکل 4- ب). از دیگر فنوکریست‌های این نمونه‌ها، بلورهای ریز تا متوسط اوژیت و دیوپسید است. به‌طور کلی فراوانی این دو بلور کمتر از پلاژیوکلاز است. بافت اصلی این سنگ‌ها پورفیری و در برخی نمونه‌ها جریانی است.

 

زمین‌شیمی

بررسی زمین‌شیمیایی نمونه‌های سنگی، نشان می‌دهد که همه نمونه‌ها طبیعت آلکالن دارند. نمونه‌های لامپروفیری در محدوده آلکالی‌بازالت و تراکی‌بازالت قرار می‌گیرند (شکل 5). همچنین نمونه‌های فوق در محدوده لامپروفیرهای آلکالن ترسیم می‌شوند. در نورم این سنگ‌ها نفلین ایجاد می‌شود (جدول 1) که نشانگر طبیعت آلکالن است. لامپروفیرهای آلایش یافته با توجه به درصد مودال کوارتزها و پلاژیوکلازهای آلایشی در محدوده گسترده‌ای از آلکالی‌بازالت تا تراکی‌آندزیت قرار می‌گیرند. بنابراین تغییرات در مقدار SiO2، Na2O، CaO و K2O باعث پراکندگی این نوع از لامپروفیرها می‌شود. نمونه‌های سنگی همراه با لامپروفیرها، که دارای بلورهای درشت پلاژیوکلاز خودشکل هستند، دارای ترکیب متفاوتی از آلکالی‌بازالت- تراکی‌بازالت تا تراکی‌آندزیت هستند (شکل 5).

 

 

شکل 3- تصاویر پتروگرافی از گدازه‌های لامپروفیری؛ الف) بافت پورفیری با فنوکریست‌های اوژیت و دیوپسید همراه با بلورهای ریز زمینه شامل میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و دو نوع پیروکسن (PPL)، ب) بافت گلومروپورفیری با فنوکریست‌های اوژیت و دیوپسید همراه با میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و دو نوع پیروکسن (XPL)، ج) بلور آمفیبول اکسید شده (PPL)، د) بلور بیوتیت که به‌طور کامل اکسیده شده است (PPL)، ه) رخداد بلورهای اسپینل همراه با اوژیت و دیوپسید (PPL) و و) بلور درشت کوارتز گرد شده با حواشی واکنشی پیروکسن (PPL). اختصار کانی‌ها از Kretz (1983) است.

 

شکل 4- الف) پلاژیوکلازهای با حواشی گرد شده در لامپروفیرهای آلایش یافته (XPL)، ب) بافت پورفیری در آلکالی تراکی‌بازالت- بازالت‌ها. بلورهای اوژیت و پلاژیوکلاز خود شکل که در زمینه دانه‌ریز اوژیت، دیوپسید، پلاژیوکلاز و شیشه پراکنده‌اند (PPl).

 

شکل 5- تقسیم‌بندی نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار LeBas و همکاران (1986)؛ محدوده‌های لامپروفیر و لامپروئیت و خط تفکیکی سری‌های ماگمایی از Gill (2010) است. محدوده خاکستری: ترکیب لامپروفیرهای آلکالن، محدوده با خط‌چین بزرگ: لامپروفیرهای اولترامافیک (UML)، محدوده با خط‌چین ریز: لامپروفیرهای کالک‌آلکالن (CAL) و محدوده با نقطه‌خط‌چین: لامپروئیت‌ها را نمایش می‌دهند.

  

 

 

شباهت در تغییرات عناصر ناسازگاری مانند ‌عناصر نادر خاکی نشان می‌دهد که همه نمونه‌های مورد مطالعه با هم در ارتباط هستند و احتمالاً از یک سنگ منشاء مشترک ایجاد شده‌اند (شکل 6). عدم مشاهده بی‌هنجاری در فراوانی Eu نشان می‌دهد که پایداری یا ناپایداری پلاژیوکلاز، عاملی در ذوب بخشی سنگ منشاء نبوده است یا اینکه پلاژیوکلاز در حین ذوب بخشی دخیل نبوده است (شکل 6- الف). نبود بی‌هنجاری در Sr نیز تأییدی بر این مسئله است که پلاژیوکلاز نقشی در هنگام ذوب بخشی نداشته است. به‌علاوه، با توجه به اینکه در چندین نمونه سنگی، بلورهای اسپینل مشاهده می‌شود (شکل 3- ه) و نمونه‌های مورد بررسی در محدوده ذوب بخشی اسپینل لرزولیت (شکل 7) قرار می‌گیرند، احتمالاً هیچ بلور پلاژیوکلازی در سنگ منشاء وجود نداشته است تا باعث بی‌هنجاری در عیار Eu مذاب‌های حاصله از این سنگ مادر شده باشد.

بالا بودن نسبت‌های (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Sm/Yb)N همه نمونه‌ها (جدول 2) نشان می‌دهد که LREE فراوانی بسیار بالاتری از MREE و HREE دارد و سنگ منشاء غنی در REE به‌ویژه LREE بوده است.

 

 

 

شکل 6- نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای لامپروفیرها و سنگ‌های همراه،
الف) نمودار عنکبوتی عناصر نادر خاکی و ب) نمودار عنکبوتی چند عنصری

 

 

شکل 7- نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb برای پیش‌بینی ذوب بخشی متعادل و نامتعادل برای سنگ منشاءهای گارنت- لرزولیت و اسپینل- لرزولیت. مقادیر لرزولیت و ترسیم منحنی‌ها از Keskin (2005) است.

 

 

 

 

حضور احتمالی اسپینل در سنگ مادر می‌تواند عاملی در نگهداری HREE در گوشته و خروج LREE همراه با مذاب بخشی تولیدی باشد. بالا بودن عناصر LIL (عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ) مانند Rb، Ba و K و منفی بودن بی‌هنجاری عناصر HFS (عناصر با قدرت یونی بالا) مانند Ta و Nb نشان می‌دهد که احتمالاً عناصر فرورانشی در غنی یا فقیر شدن مذاب از این عناصر دخالت داشته‌اند (به بخش بحث و مدل تکتونیکی احتمالی مراجعه شود). همچنین، با توجه به اینکه بلورهای روتیل که در سنگ‌های فشار بالا همراه با اسپینل رخ می‌دهند (Xionga et al., 2005) نیز می‌توانند باعث نگهداری Ta و Nb در بخش‌های دیرگداز سنگ مادر شده باشند. به‌علاوه، با توجه به مطالعات پتروگرافی، ممکن است بالا بودن عیار برخی عناصر متحرک مانند LILها ناشی از آلایش مذاب در حین عبور از پوسته قاره‌ای باشد. پایین بودن عیار Rb در همه نمونه‌های لامپروفیری و بالاتر بودن آن در بقیه انواع سنگی نشان می‌دهد که Rb اضافی در انواع سنگی همراه لامپروفیرها، ناشی از حضور پلاژیوکلاز و یا آلایش پوسته‌ای بوده است. بالاتر بودن عیار Th و U در سنگ‌های همراه لامپروفیرها، در مقایسه با لامپروفیرها، می‌تواند به‌علت آلایش با پوسته قاره‌ای و متحول‌تر بودن سنگ‌های همراه لامپروفیرها توجیه شوند.

 

بحث

لامپروفیرهای آلکالن و سنگ‌های آلکالن همراه، در دره‌های ریفتی رخ می‌دهند. بنابراین رخداد چنین سنگ‌هایی با سن کواترنری در این بخش از ایران می‌تواند به‌علت فعالیت‌های بعد از بسته شدن نئوتتیس باشد. بررسی نمودارهای توصیفی محیط تکتونیکی (شکل 8) نشان می‌دهد که همه نمونه‌های مورد مطالعه با یک محیط تکتونیکی مرتبط با فعالیت‌های درون صفحه‌ای در ارتباط هستند. همه نمونه‌ها در محدوده‌های بازالتی آلکالن حاصل از محیط درون صفحه‌ای قرار می‌گیرند. بررسی نمودار مثلثی Ta/10- Y/15- Nb/8 (شکل 8- د) نشان می‌دهد که نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده بازالت‌های آلکالی حاصل از ریفت درون قاره‌ای ترسیم می‌شوند. اما در زمان کواترنری در این محیط تکتونیکی، فعالیت ریفت وجود ندارد. بررسی فرورانش نئوتتیس به زیر ایران مرکزی و جهت فشاری که صفحه عربی پس از بسته شدن نئوتتیس به سرزمین ایران وارد می‌نماید (برای مثال: Berberian and King, 1981؛ Elmas and Yilmaz, 2003؛ Mohajjel et al., 2003؛ McClay et al., 2004 و (Molinaro et al., 2004، به‌صورت مایل بوده و از جنوب‌غرب به سمت شمال‌شرق با زاویه‌ای حدود 55 درجه (McClay et al., 2004) فشار وارد می‌نماید. اثر چنین عملکردی، توسعه گسل‌های امتدادلغز راستگرد است. چنین گسل‌هایی در شمال‌غرب ایران به‌ویژه در استان آذربایجان غربی به فراوانی یافت می‌شود. حرکت چنین گسل‌هایی باعث ایجاد بخش‌های کششی در امتداد گسل‌های فوق شده و حوزه‌های کوچک کششی را ایجاد نموده است. همین حوزه‌ها می‌توانند نقشی همانند ریفت‌های درون صفحه‌ای ایفا کنند. بنابراین چنین مکان‌هایی می‌توانند سبب توسعه مذاب‌های آلکالن مافیک شوند.

حال چگونه چنین مذاب‌هایی در گوشته تولید شده‌اند؟ چرا چنین مذاب‌هایی غنی از K، Na، Ba و Sr (جدول‌های 1 و 2) هستند؟ بسیاری از محققین (برای مثال: Berberian and King, 1981؛ Alavi, 1994؛ Arvin et al., 2007؛ Azizi and Moinevaziri, 2009 و (Alizadeh et al., 2010 زمان بسته شدن نئوتتیس را الیگوسن- میوسن می‌دانند، بنابراین فرورانش نمی‌تواند مدل تکتونوماگمایی قابل قبول برای ایجاد چنین مذاب‌هایی باشد.

سن کواترنری سنگ‌های مورد بررسی نشان می‌دهد که مدل تکتونوماگمایی تشکیل این سنگ‌ها می‌تواند مرتبط با بعد از بسته شدن کامل و تصادم قاره‌ای باشد. با توجه به ترکیب کانی‌شناسی، زمین‌شیمی و موقعیت این سنگ‌ها در ساختار تکتونیکی ایران، می‌توان مدلی تکاملی برای این سنگ‌ها ارائه نمود (شکل 9).

فرآیند فرورانش در زمان ژوراسیک و کرتاسه و همچنین در بخش عمده‌ای از سنوزوئیک به زیر پهنه‌ سنندج- سیرجان باعث شد تا در زمان ژوراسیک و کرتاسه ماگماتیسم‌های کالک‌آلکالن در پهنه‌ فوق توسعه یابند (Berberian and King, 1981; Mohajjel et al., 2003; Shahabpour, 2005; Shahabpour, 2010) و در زمان‌های بعد در پهنه ارومیه- دختر تداوم یابند (شکل 9- الف). احتمالاً در اواسط یا اواخر سنوزوئیک، نئوتتیس بسته شد و تصادم قاره‌ای بین اوراسیا و عربی رخ داد (برای مثال: Berberian and King, 1981؛ Mohajjel et al., 2003؛ Molinaro et al., 2004؛ Shahabpour, 2005 و Shahabpour, 2010).

 

 

شکل 8- نمودارهای توصیفی محیط تکتونیکی؛ الف) نمودار نسبت عنصری Ti/Y در مقابل Zr/Y (Pearce and Gale, 1977; Pearce et al., 1990)، ب) نمودار Ti (ppm) در مقابل Zr (ppm) (Pearce and Cann, 1973)، ج) نمودار مثلثی 2Nb-Y-Zr/4 (Meschede, 1986) و د) نمودار مثلثی Ta/10-Y/15-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989).

 

شکل 9- مدل تکتونوماگمایی برای تحولات تکتونیکی و ماگمایی اطراف سلماس؛ الف) فرورانش نئوتیتیس به زیر ایران مرکزی و ایجاد مجموعه سنگ‌های دگرگونی در پهنه‌ سنندج- سیرجان (SSZ). سنگ‌های بالای پهنه‌ فرورانش در این زمان بی‌هنجاری منفی Nb و Ta دارند، ب) فرورانش کامل نئوتتیس و برخورد صفحه عربی و اوراسیا و تشکیل سه پهنه‌ ساختاری ایران (UDMA: قوس ماگمایی ارومیه- دختر؛ SSZ: پهنه‌ سنندج- سیرجان؛ ZFTB: کمربند تراستی زاگرس چین‌خورده)، همراه با ایجاد شکستگی ((Break off در تیغه فرورانده شده نئوتتیس در اثر جریان حراراتی گوشته، ج) شکسته شدن کامل تیغه فرورانده نئوتتیس که نتیجه چنین فرآیندی برخاست حرارتی گوشته است. تداوم فشارش مایل از سمت صفحه عربی، گسل‌های امتداد لغز راستگرد عمیق بزرگ مقیاس را توسعه بیشتری داد. مجموعه عوامل فوق باعث تشکیل لامپروفیرها و سنگ‌های مرتبط با آن شد.

 

 

 

 

 

با بسته شدن کامل نئوتتیس، احتمالاً در زمان پلیستوسن و کواترنری فرآیند شکست در بقایای تیغه فرورانده شده نئوتتیس (Slab break off) درست در زیر پهنه‌های سنندج- سیرجان و ارومیه- دختر (Molinaro et al., 2004؛ Ghasemi and Talbot, 2006؛ Hafkenscheid et al., 2006؛ Jahangiri, 2007؛ Omrani et al., 2008؛ Arfania and Shahriari, 2009؛ Kheirkhah et al., 2009؛ Dargahi et al., 2010؛ Dilek et al., 2010؛ Mirnejad et al., 2010؛ Agard et al., 2011؛ Ghorbani and Bezenjani, 2011؛ Rezaei-Kahkhaei et al., 2011)، باعث شد تا در مرز بین دو پهنه‌ ساختاری، یک فرآیند برخاست حرارتی گوشته‌ای (upwelling of asthenosphere) رخ دهد و در نتیجه آن، در بخش فوقانی گوشته، کاهش فشار صورت پذیرفت (شکل 9- ب). در نتیجه این فرآیند، بخشی از گوشته که قبلاً تحت تأثیر فرورانش قرار گرفته بود، همراه با بخش‌های اضافه شده، دچار ذوب بخشی ناشی از کاهش فشاری (decompression melting) شدند. این فرآیند باعث تولید مذاب‌هایی با مشخصات ماگمایی یاد شده در بالا شده است. همچنین فرآیند فرورانش مایل (Oblique subduction) به زیر ایران مرکزی (برای مثال: McClay et al., 2004) و تداوم فشارش به‌صورت مایل، پس از اتمام فرورانش از سمت صفحه عربی، باعث شد تا تعدادی گسل‌های امتداد لغز راستگرد (right-lateral strike-slip faults) عمیق بزرگ مقیاس تا اعماق پوسته زیرین در پهنه‌ سنندج- سیرجان و مرز مشترکش با زون ارومیه- دختر فعال شود. این گسل‌های عمیق، خود نیز باعث کاهش فشار بیشتر و در نتیجه باعث توسعه بیشتر فرآیند ذوب بخشی شدند (شکل 9- ج). به‌علاوه، این گسل‌ها محل بسیار مناسبی برای انتقال مواد مذاب از گوشته بالایی به سطح زمین شدند. بقایای نئوتتیس به‌صورت افیولیت در نزدیکی محدوده مورد مطالعه (شمال خوی و جنوب‌غرب سلماس نزدیک مرز سرو) احتمالاً در اوایل و یا اواسط سنوزوئیک جایگزین شدند (برای مثال: Berberian and King, 1981؛ Ghazi et al., 2003؛ Mohajjel et al., 2003؛ Khalatbari-Jafari et al., 2004؛ Pessagno et al., 2005 و Azizi and Moinevaziri, 2009) و در نتیجه فعالیت چنین گسل‌هایی، رخنمون سطحی یافتند. از مشخصات بسیاری از لامپروفیرهای آلکالن دنیا و ایران (برای مثال: Azbej et al., 2006؛ Torabi, 2009؛ Torabi, 2010 و Bayat and Torabi, 2011)، بالا بودن عیار عناصر K، Na، Ba و Sr است. این احتمال وجود دارد که ناپایداری کانی‌های آنالسیم و لوسیت و تبدیل آن‌ها به مذاب با ترکیب نفیلن و یا کالسیلیت و فاز بلورین کوئزیت در عمق پایداری اسپینل لرزولیت (برای مثال: Hall, 1996؛ Best, 2003 و Gill, 2010)، می‌تواند باعث تولید مذاب‌های غنی در این عناصر شود.

NaAlSi2O6-H2O (آنالسیم) Þ NaAlSiO4(مذاب)  + SiO2  (کوئیزیت)+ H2O

KAlSi2O6(لوئسیت) Þ KAlSiO4 (مذاب) + SiO2 (کوئیزیت)

به‌علاوه، پوسته اقیانوسی در اعماق فرورانش به اکلوژیت تبدیل می‌شود. هنگامی که فرآیند شکست در بقایای پوسته اقیانوسی در محل فرورانش رخ می‌دهد، پوسته با ترکیب اکلوژیتی به‌علت برخاست حرارتی گوشته دچار ذوب می‌شود. ذوب امفاسیت می‌تواند منبعی برای عیار بالای Na و عناصری شود که می‌توانند جانشین این عنصر در امفاسیت شوند، مانند K، Ba و Sr. آب آزاد شده در واکنش اول می‌تواند منبع سیالی برای تشکیل کانی‌های آبدار مانند بیوتیت و آمفیبول باشد.

علاوه بر این دو حالت، آلایش ماگمایی با عناصر پوسته‌ای (حضور بیگانه‌بلور کوارتز با حواشی واکنشی و پلاژیوکلازهای گرد شده) در حین صعود مذاب نیز می‌تواند عاملی بر بالا بودن عیار عناصر یاد شده در بالا شود. همین آلایش، باعث تغییرات شدید در نورم سنگ‌ها، مخصوصاً لامپروفیرهای آلایش یافته و برخی بازالت‌ها شده است (جدول 1). برای مثال، ظهور نفلین در برخی نمونه‌ها و ظهور هیپرستن در برخی دیگر. بررسی عناصر ناسازگار نامتحرک و نسبت‌های آن‌ها (شکل 10)، مانند Nb/Ta در برابر Th/Yb، Nb/Th در برابر Th، Nb/Ta در مقابل Zr/Hf و N (Zr/Nb) در مقابل N (Nb/La)، نشان می‌دهد که پوسته قاره‌ای می‌تواند عاملی در تغییر ترکیب گدازه‌های مورد مطالعه، به‌ویژه لامپروفیرهای آلایش یافته، آلکالی‌بازالت، تراکی‌بازالت و تراکی‌آندزیت باشد. دور بودن نمونه‌ها از طبیعت فرورانش نشان می‌دهد که عناصر فرورانشی نقش کمی در تکامل این مذاب‌ها داشته‌اند. در هر حال با توجه به مدل پیشنهادی و شواهد پتروگرافی و شیمیایی، به نظر می‌رسد که هر سه حالت ممکن است اتفاق افتاده باشد. وجود بلورهای گرد شده پلاژیوکلاز و کوارتز با حواشی واکنشی در نمونه دستی و همچنین زیر میکروسکوپ بیانگر آن است که سنگ‌های همراه، ترکیبی به سمت بالا رفت سیلیس نشان می‌دهند. حضور بیگانه‌بلورهای کوارتز و پلاژیوکلاز گرد شده در برخی نمونه‌های لامپروفیری آلکالن گویای آلایش ماگما در حین عبور از پوسته است. این شواهد دلایل تغییرات در نمودارهای شکل 10 هستند. بررسی کانی‌شناسی و زمین‌شیمی سنگ کل لامپروفیرهای سلماس و سنگ‌های مرتبط با آن نشان داد که احتمالاً یک سنگ منشاء گوشته‌ای با ترکیب اولیه اسپینل لرزولیت، درجه ذوب بخشی متعادلی معادل 1 درصد را تحمل نموده است (شکل 7). طبیعت آلکالن، بالا بودن نسبت‌های عنصری (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Sm/Yb)N و حضور بلورهای اسپینل در این سنگ‌ها می‌تواند مؤید چنین شرایطی برای ایجاد سنگ‌های این منطقه باشد.

 

 

شکل 10- نمودار عناصر ناسازگار نامتحرک و نسبت‌های آن‌ها؛ الف) Nb/Ta در برابر Th/Yb، ب) Nb/Th در برابر Th، ج) Nb/Ta در مقابل Zr/Hf و د) N (Zr/Nb) در مقابل N (Nb/La). این تصاویر نشان می‌دهند که عناصر فرورانشی تأثیر کمی در تکامل گدازه‌های مورد مطالعه داشته‌اند. به‌علاوه، فرآیند آلایش با پوسته، اهمیت زیادی در تکامل گدازه‌های لامپروفیری سلماس و سنگ‌های مرتبط با آن‌ها داشته است (مقادیر N-MORB ، OIB و Primitive mantle از Sun و McDonough (1989) و مقادیر پوسته فوقانی و زیرین از Wedepohl (1995) است.)

 

 


نتیجه‌گیری

سنگ‌های لامپروفیری سلماس و سنگ‌های مرتبط با آن‌ها به‌صورت گدازه‌های منشوری و اسکوری با سن کواترنری بر روی رسوبات دشت سیلابی قدیمی در مرز پهنه‌‌های سنندج- سیرجان و ارومیه دختر رخنمون یافته‌اند. این لامپروفیرها، طبیعت آلکالن و ترکیب کامپتونیتی دارند و عمدتاً از کانی‌های دیوپسید، اوژیت، بیوتیت و آمفیبل تشکیل شده‌اند. انواع مرتبط با این سنگ‌ها، ترکیب لامپروفیر آلایش یافته، آلکالی‌بازالت، تراکی‌بازالت و تراکی‌آندزیت دارند. آن‌ها همان کانی‌های لامپروفیرها را داشته، اما پلاژیوکلازها و کوارتزهای گرد شده یا پلاژیوکلازهای خود شکل به مجموعه کانی‌شناسی آن‌ها اضافه می‌شوند. شواهد صحرایی، رخداد اسپینل و شواهد زمین‌شیمی عناصر فرعی و کمیاب و نسبت‌های آن‌ها نشان می‌دهد که این سنگ‌ها از یک گوشته‌ لرزولیتی اسپینل‌دار غنی شده خارج شده‌اند. احتمالاً در طول کواترنری و پس از تصادم صفحات عربی و اوراسیا با هم، شکستگی در بقایای پوسته اقیانوسی در زیر این پهنه‌ تصادمی باعث شد تا یک برخاستگی حرارتی در گوشته ایجاد شود. ادامه فشارش از صفحه عربی به ایران به‌صورت مایل باعث شد تا گسل‌های امتداد لغز راستگرد توسعه بیشتری یابند. این دو عامل باعث ذوب حدوداً 1 درصدی کاهش فشاری در قاعده لیتوسفری و احتمالاً بخش بالایی استنوسفر شد. در نتیجه مذابی حاصل شد که طبیعت درون صفحه‌ای دارد و تحت تأثیر عوامل فرورانشی قدیمی (بعد از تکتونیک) قرار گرفته است. نهایتاً گسل‌های فوق باعث انتقال این مذاب‌ها از منشاء به سطح زمین شده‌اند.

References

آقانباتی، ع. (1371) نقشه ماگمایی ایران، مقیاس 1:250000. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.
آقانباتی، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.
بیات، ف. (1388) پترولوژی متابازیت‌هایی از مناطق معراجی و چاه‌پلنگ (شمال‌شرق استان اصفهان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، ایران.
خدابنده، ع. ا.، سلطانی، ع.، سرتیپی، ع. و امامی، مه. (1375) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 سلماس. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.
معین‌وزیری، ح. و احمدی، ع. (1372) پترولوژی و پتروگرافی سنگ‌های آذرین. دانشگاه تربیت معلم، تهران.
نبوی، م. ح. (1355) دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.
همتی، ع. (1388) پترولوژی و زمین‌شیمی سنگ‌های بازیک غرب بیاضه (استان اصفهان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد. دانشگاه اصفهان، ایران.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Mineralogical Magazine 1-34.
Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of American Bulletin 103: 983-992.
Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211-238.
Alizadeh, A., López Martínez, M. and Sarkarinejad, K. (2010) 40Ar-39Ar geochronology in a gneiss dome within the Zagros Orogenic Belt. Cometes Rendus Geoscience 342: 837-846.
Arfania, R. and Shahriari, S. (2009) Role of southeastern Sanandaj-Sirjan Zone in the tectonic evolution of Zagros Orogenic Belt, Iran. Island Arc 18: 555-576.
Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences 30: 474-489.
Azbej, T., Szabó, C., Bodnar, R. J. and Dobosi, G. (2006) Genesis of carbonate aggregates in lamprophyres from the northeastern Transdanubian Central Range, Hungary: Magmatic or hydrothermal origin? Mineralogy and Petrology 88: 479-497.
Azizi, H. and Moinevaziri, H. (2009) Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics 47: 167-179.
Bayat, F. and Torabi, G. (2011) Alkaline lamprophyric province of Iran. Island Arc 20: 386-400.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.
Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. 2nd edition, Blackwell, London.
Cabanis, B. and Lecolle, M. (1989) Le diagramme La/10–Y/15–Nb/8 un outil pour la discrimination des series volcaniques et la mise en evidence des processus de melange et/ou de contamination crustale. Comptes Rendus. de l’Academie des Sciences Serie II 309: 2023-2029.
Dargahi, S., Arvin, M., Pan, Y. and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh-Dokhtar magmatic assemblage, Southwestern Kerman, Iran: Constraints on the Arabian-Eurasian continental collision. Lithos 115: 190-204.
Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S. (2010) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review 52: 536-578.
Downes, H., Balaganskayab, E., Bearda, A. R. L. and Demaiffe, D. (2005) Petrogenetic processes in the ultramafic, alkaline and carbonatitic magmatism in the Kola Alkaline Province: a review. Lithos 85: 48-75.
Elmas, A. and Yilmaz, Y. (2003) Development of an oblique subduction zone-Tectonic evolution of the Tethys suture zone in southeast Turkey: International Geology Review 45: 827-840.
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.
Ghazi, A. M., Pessagno, E. A. and Hassanipak, A. A. (2003) Biostratigraphic zonation and 40Ar/39Ar ages for the Neotethyan Khoy ophiolite of NW Iran. Palaeogeography, Palaeocl imatology, Palaeoecology 193: 311-323.
Ghorbani, M. R. and Bezenjani, R. N. (2011) Slab partial melts from the metasomatizing agent to adakite, Tafresh Eocene volcanic rocks, Iran. Island Arc 20: 188-202.
Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: A practical guide. 1st edition, Wiley-Blackwell, London.
Hafkenscheid, E., Wortel, M. J. R. and Spakman, W. (2006) Subduction history of the Tethyan region derived from seismic tomography and tectonic reconstructions. Journal of Geophysical Research Solid Earth 111(B8) DOI: 10.1029/2005JB003791.
Hall, A. (1996) Igneous petrology. 1st edition, Longman, London.
Hyndman, D. Y. (1985) Petrology of igneous and metamorphic rocks. 2nd edition, McGraw-Hill Companies, Inc., New York.
Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: Geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences 30: 433-447.
Keskin, M. (2005) Domal uplift and volcanism in a collision zone without a mantle plume: Evidence from Eastern Anatolia. www.mantleplumes.org.
Khalatbari-Jafari, M., Juteau, T., Bellon, H., Whitechurch, H., Cotton, J. and Emami, H. (2004) New geological, geochronological and geochemical investigations on the Khoy ophiolites and related formations, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences 23: 507-535.
Kheirkhah, M., Allen, M. B. and Emami, M. (2009) Quaternary syn-collision magmatism from the Iran/Turkey borderlands. Journal of Volcanology and Geothermal Research 182: 1-12.
Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.
Krmíček, L. (2010) Pre-Mesozoic lamprophyres and lamproites of the Bohemian Massif (Czech Republic, Poland, Germany, Austria). In: Awdankiewicz, M. and Awdankiewicz, H. (Eds.): Lamprophyres and related mafic hypabyssal rocks. Abstracts and field trip guide. Mineralogia, Special Papers 37: 37–46.
LeBas, M. J., Le Maitre, R. W., Strecheisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classifiction of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.
LeMaitre, R. W. (2002) Igneous rocks- a classification and glossary of terms. Recommendations of the IUGS subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. 2nd edition. Cambridge University Press, Cambridge.
Luhr, J. F. (1997) Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican Volcanic Belt. Canadian Mineralogist 35: 473-500.
McClay, K. R., Whitehouse, P. S., Dooley, T. and Richards, M. (2004) 3D evolution of fold and thrust belts formed by oblique convergence. Marine and Petroleum Geology 21: 857-877.
Meschede, M. (1986) A method of discrimination between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56: 207-218.
Mirnejad, H., Hassanzadeh, J., Cousens, B. L. and Taylor, B. E. (2010) Geochemical evidence for deep mantle melting and lithospheric delamination as the origin of the inland Damavand volcanic rocks of northern Iran. Journal of Volcanology and Geothermal Research 198: 288-296.
Moayyed, M., Moazzen, M., Calagaria, A. A., Jahangiri, A. and Mojarrad, M. (2008) Geochemistry and petrogenesis of lamprophyric dykes and the associated rocks from Eslamy peninsula, NW Iran: Implications for deep-mantle metasomatism. Chemie der Erde 68: 141-154.
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397-412.
Molinaro, M., Zeyen, H. and Laurencin, X. (2004) Lithospheric structure beneath the south-eastern Zagros Mountains, Iran recent slab break-Mountains, Iran: recent slab break-off. Terra Nova 17: 1-6.
Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G. and Jolivet, L. (2008) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106: 380-398.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19: 290-300.
Pearce, J. A. and Gale G. H. (1977) Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society of London, Special Publication 7: 14-24.
Pearce, J. A., Bender, J. F., DeLong, S. E., Kidd, W. S. F., Low, P. J., Guner, Y., Şaroğlu, F., Yilmaz, Y., Moorbath, S. and Mitchell, J. J. (1990) Genesis of collision volcanism in eastern Anatolia Turkey. Journal of Volcanological and Geothermal research 44: 189-229.
Pessagno, E. A., Ghazi, A. M., Kariminia, M., Duncan, R. A. and Hassanipak, A. A. (2005) Tectonostratigraphy of the Khoy Complex, northwestern Iran. Palaeogeography, Palaeocl imatology, Palaeoecology 2: 49-63.
Raymond, L. A. (2007) Petrology: the study of igneous, sedimentary and metamorphic rocks. 2th edition, McGraw-Hill Companies, Inc., New York.
Rezaei-Kahkhaei, M., Galindo, C., Pankhurst, R. J. and Esmaeily, D. (2011) Magmatic differentiation in the calc-alkaline Khalkhab-Neshveh pluton, Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 42: 499-514.
Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. 1st edition, Blackie, Glasgow, Canada.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. First edition, Longman Scientific and Technichal, London.
Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences 24: 405-417.
Shahabpour, J. (2010) Tectonic implications of the geochemical data from the Makran igneous rocks in Iran. Island Arc 19: 676-689.
Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229-1258.
Streckeisen, A. (1979) Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites and melilitic rocks: recommendations and suggestions of the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geology 7: 331-335.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A. S. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in Ocean Basins. Geological Society of London, Special Publication, London 313-345.
Torabi, G. (2009) Late Permian lamprophyric magmatism in North-East of Isfahan Province, Iran: A mark of rifting in the Gondwana land. Comptes Rendus Geoscience 341: 85-94.
Torabi, G. (2010) Early Oligocene alkaline lamprophyric dykes from the Jandaq area (Isfahan Province, Central Iran): Evidence of Central-East Iranian microcontinent confining oceanic crust subduction. Island Arc 19: 277-291.
Wedepohl, K. H. (1995) The composition of the continental crust. Geochimca et Cosmochimca Acta 59: 1217-1232.
Xionga, X. L., Adamb, T. J. and Green, T. H. (2005) Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt: Implications for TTG genesis. Chemical Geology 218: 339-359.

Files

History

  • Receive Date: 14 June 2016
  • Revise Date: 26 December 2017
  • Accept Date: 14 June 2016

Share

How to cite

Statistics