Carbinatitic magmatism evidence in the Quaternary volcanic rocks in the west of Nowbaran, NW of Iran

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of geology, faculty of earth science, shahid beheshti university, tehran, iran

2 Department of Geology, Zanjan University, Zanjan, Iran

3 Department of Earth Science, Sapienza University of Rome, Rome, Italy

4 Istituto di Geoscienze e Georisorse, CNR, Pisa, Italy

Abstract

The fourteen numbers of ultrabasic volcanoes eruption in the west of Nowbaran are located in the west margin of Iranian central zone near to the Sanandaj-Sirjan zone. The combination of volcanic material consists mainly of low viscosity lava and in some cases pyroclastic material. According to the petrography and geochemical data, these rocks are nephelinite and melilite-nephelinite. Several chemical characterizations such as low content of SiO2, high rate of CaO and MgO, depleted from HFSE and enrichment of LILE, shown the magma originated from depleted mantle source. Ti and Nb negative anomalies presented the subduction component for this magma source. The Nawbaran magma with sodic-alkaline nature, formed within plate geodynamic environment. The geochemical evidences have shown the magma originated from enrichment garnet-lherzolite mantle with low partial melting (1-3%) in the 90 to 110 km depth of earth surface. Existence of mantle calcite, calcium rich apatite and perovskite whit the high rate of CaO and MgO in the rocks composition signed the carbonated component and carbonate metasomatism is candidate for the evolution of west Nawbaran young magmatism.

Keywords

Main Subjects

Full Text

کوهزاد زاگرس بخشی از پهنة کوهزایی آلپ- هیمالیا و همگرایی دو صفحة عربی و اوراسیا (Mohajjel et al., 2003; Alavi, 1994; Shahabpour, 2007; Ghasemi and Talbot, 2006) جولانگاه فعالیت‌های ماگمایی گسترده‌ای بوده است. به‌دنبال همگرایی این دوصفحه، دگرریختی ناحیه‌ای در پوسته‌ای قاره‌ای در مساحتی نزدیک به 300000 کیلومتر مربع روی داده است و از این ناحیه یکی از بزرگ‌ترین پهنه‌های دگرریختی پدیدآمده در پی همگرایی در زمین را ساخته است (Allen et al., 2004). فعالیت ماگمایی گسترده در دوران‌های مزوزوییک (Hassanzadeh and Wernike 2016) و به‌ویژه سنوزوییک، در سراسر پهنه ایران دیده می‌شود. ماگماتیسم پالئوژن در ایران گسترش بسیاری داشته است و در بخش‌های مختلف ایران، به‌ویژه ایران مرکزی (پهنة ماگمایی ارومیه- دختر(، حاشیة جنوبی پهنة کوهزایی البرز، البرز باختری- آذربایجان، بلوک لوت و شمال لوت رخنمون دارد (Golonka, 2004; Shahabpour, 2007; Asiabanha and Foden, 2012; Pang et al., 2013). ماگماتیسم کالک‌آلکالن در حاشیة جنوبی اوراسیا در دو دورة گستردة زمانی پرمین- کربونیفر و ژوراسیک تا کرتاسه نیز روی داده است (Hassanzadeh and Wernicke, 2016). در کوهزایی زاگرس سه دورة ماگماتیسم مهم هست که از قدیم به جدید عبارتند از:

- ماگماتیسم پرمین- کربونیفر که همگام با بازشدن نئوتتیس روی داده است (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Azizi et al., 2017; Shakerardakani et al., 2017; Saccani et al., 2013; Shafaii moghadam et al., 2015))؛

- کمان ماگمایی تریاس پایانی- کرتاسه بالایی در پهنة سنندج- سیرجان (Azizi and Jahangiri, 2008; Monsef et al., 2011; Moinevaziri et al., 2015; Hassanzadeh and Wernicke, 2016)؛

- پهنة ماگمایی ارومیه- دختر در سنوزوییک (Stӧcklin, 1968).

همگام با آخرین رخداد فرورانش صفحة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در سنوزوییک، فعالیت‌های ماگمایی شدیدی در پهنة ارومیه- دختر و پهنة شمالی ایران مرکزی- جنوب البرز در پالئوسن- ائوسن و به‌ویژه ائوسن میانی- بالایی  روی داده و تا کواترنری ادامه داشته است. کمابیش بیشتر پژوهشگران، فعالیت ماگمایی ترشیری در پهنة ارومیه- دختر را از نوع کمان مرز قاره‌ای دانسته‌اند (Ayati et al., 2012, Chiu et al., 2018, Nouri et al., 2018).

سنگ‌های آلکالن و کربناتیتی با پراکندگی محدود در پوسته فرصت ارزشمندی را برای بررسی نقش محلول‌ها در پیدایش سنگ‌های پوسته‌ای و گوشته‌ای فراهم می‌کنند (Pirajno, 2013). کربناتیت‌های بیرونی با نفلینیت‏‌های فقیر از الیوین و ملانفلینیت همراه هستند (Keller et al., 2010). این سنگ‏‌ها با ترکیب کانی‌شناسی و شیمیایی بسیار گسترده از بخش‌های گوناگون جهان (مانند: تانزانیای شمالی (Maarten de Moor et al , 2013)، ازبکستان (Moore et al., 2009)، ترکیه (Caran, 2016) و اوگاندا (Stoppa and Schiazza, 2013)) گزارش شده‌اند؛ اما ترکیب کانی‌شناسی کربناتیت‌های همراه سنگ‌های زیراشباع از سیلیس و سنگ‌های آتشفشانی کربنات‌دار محدود است. بررسی زینولیت‌های گوشته و سنگ‌های آلکالن و پیدا‌کردن نشانه‌های سنگ‌شناسی تجربی نشان می‌دهند ماگمای کربناتیتی نه‌تنها سازنده‌های کربناتی داشته است، سازنده‌های سیلیکاتی هم دارد و نیز مواد فراری دارد که چه‌بسا عامل مهمی در متاسوماتیسم گوشتة بالایی بوده‌اند (Caran, 2016; lechmann et al., 2018)؛ زیرا شاید آنها خاستگاه گرمابی، دگرگونی و یا ماگمایی داشته‌اند (Nadeau et al., 2018). گدازه‌های مافیک- الترامافیک قلیایی نوبران در امتداد پهنة ارومیه- دختر و نزدیک‏‌تر به پهنة سنندج- سیرجان در دوره کواترنری پدید آمده‌اند (Khalatbari Jafari and Alaie Mahabadi, 1998). بیشتر این نوع گدازه‌ها با کمترین تفریق به سطح زمین می‌رسند و گاه دربرگیرندة قطعاتی از گوشتة بالایی نیز هستند که اطلاعات بسیار ارزشمندی دربارة سرشت گوشتة متاسوماتیسم‌شده دارند. این گدازه‌های سیلیکاتی گوشته‌ای زیراشباع سری سنگ‌های متمایز و بازة ترکیبی نفلینیت، بازانیت، تفریت، فنولیت و تراکیت دارند و تنوع گسترده‌ای در میزان عنصرهای اصلی و فرعی نشان می‌دهند (Wiedenmann et al., 2009). همچنین، در بسیاری از موارد، مقدارهای مهمی از کربناتیت در زمینة سنگ و یا به‌صورت گویچه‏‌های کوچک جداگانه (زینولیت) دیده می‌شوند (Riley et al., 1996).

در بررسی Vahdati Daneshmand (1975)، سنگ‌های آتشفشانی کواترنر ناحیة دخان بازالت دانسته شده است و خروج گدازه‏‌ها نیز به فعالیت شکستگی‌های منطقه نسبت داده شده است. VosoghiAbedini (1981) نیز سنگ‌های منطقه دخان را ملیلیت‌بازالت نامیده است. Mohamadi (2005) هم گدازه‌‏‌های کواترنری منطقة نوبران را روانه‌های زیراشباع با سنگ‌شناسی الیوین‌نفلینیت و سرشت آلکالن از نوع سدیک پدیدآمده در محیط درون‌صفحه‌ای قاره‌ای دانسته است. برپایة این تناقض‌ها، در این پژوهش با بررسی دقیق سنگ‌شناسی، سرشت و خاستگاه ماگما و شناخت تغییرات شیمیایی ثانویه واردشده بر گوشته، ماگماتیسم جوان منطقة نوبران که بخشی از ولکانیسم کواترنری در پهنة ارومیه- دختر است بررسی می‌شود. همچنین، در این پژوهش با بهره‌گیری از بررسی‌های سنگ‌شناسی و برپایة ویژگی‌های صحرایی و زمین‏‌شیمیایی و نیز داده‌های به‌دست‌آمده در پژوهش‌های پیشین، جنبه‏‌های سنگ‌زایی مانند گوناگونی مذاب‏‌ها، وابستگی زایشی آنها و جایگاه زمین‌ساختی ماگما بررسی می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

پس از شناسایی همة دهانه‌های آتشفشانی و تفکیک فوران‌های مختلف، نمونه‌برداری صحرایی انجام شد. نزدیک به 50 نمونه برداشت شد و از آنها مقطع نازک ساخته شد. برای بررسی شیمی کانی‌های نوبران، شماری از کانی‌های باختر نوبران تجزیه شدند. این تجزیه‌ها با دستگاه ریزکاو الکترونی (مدل Cameca SX50 و در ولتاژ شتاب‌دهندة KV 15 و شدت جریان ƞA 10) در دانشگاه روم کشور ایتالیا انجام شده‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند. پس از بررسی‌های سنگ‌نگاری، شمار 14 نمونه پودر شدند و برای انجام تجزیة زمین‏‌شیمیایی به آزمایشگاه Actlab کانادا فرستاده شدند. اکسید‌های اصلی با دقت 2/0 درصد با دستگاه XRF اندازه‌گیری شدند. عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی کمیاب نیز با دستگاه ICP-MS مدل Perkin-Elmer Elan 6000 و با آستانة آشکارسازی ppm 2 اندازه‌گیری شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از این تجزیه‌ها در جدول 2 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای کانی‌‏‌های سازندة سنگ‌های بررسی‏‌شده در باختر نوبران

Perovskite

Sodalit

Calcite

Mineral Type

NB1  4- 20

NB15  1- 11

NB3  2- 10

NB19  6- 1

NB11  1- 15

NB8  2- 1

NB7  3- 1

NB2  4- 5

NB1  2- 5

Sample No.

3.59

34.70

35.47

2.04

1.96

1.93

2.46

2.08

1.81

SiO2

50.12

0.22

0.21

0.86

0.92

0.97

0.90

0.79

0.84

TiO2

0.99

28.17

27.17

1.71

1.76

1.63

1.79

1.59

1.65

Al2O3

0.38

0.15

0.18

0.79

0.79

0.64

0.71

0.54

0.63

Cr2O3

3.31

1.67

1.40

0.64

0.71

0.73

0.68

0.64

0.74

Fe2O3

0.30

0.12

0.25

0.57

0.58

0.62

0.59

0.51

0.67

MnO

0.91

0.25

0.56

1.72

1.97

1.72

2.19

2.08

1.97

MgO

33.08

0.61

0.45

80.93

78.05

79.52

79.06

80.14

79.96

CaO

1.58

19.49

17.83

1.35

1.15

1.33

1.40

1.17

1.08

Na2O

0.18

0.77

4.18

0.66

0.66

0.64

0.65

0.66

0.67

K2O

0.21

0.35

0.26

0.76

0.74

0.76

0.8

0.46

0.70

NiO

2.16

1.50

2.02

1.30

3.23

2.15

1.48

2.34

1.85

SrO

1.09

0.20

0.13

2.45

2.68

2.52

2.63

2.54

2.56

P2O5

0.19

7.46

7.82

0.93

0.94

0.88

0.87

0.94

0.86

Cl2O

2.16

3.22

0.40

1.89

1.97

1.85

1.91

1.97

1.97

SO3

0.89

0.26

0.16

0.91

0.90

1.92

0.82

0.90

0.84

V2O5

100.1

98.57

98.50

99.51

99.01

99.81

98.97

99.01

99.21

Total

جدول 1- ادامه

Nepheline

Apatite

Mineral Type

NB10  1- 7

NB1  3- 8

NB8  2- 7

NB7  3- 8

NB3  2- 4

NB15  1- 4

NB11  1- 2

NB1  1- 5

Sample No.

43.63

41.19

2.18

3.21

2.90

4.74

2.85

3.49

SiO2

0.25

0.26

0.00

0.67

0.6

0.63

0.43

0.33

TiO2

31.64

31.08

0.81

1.09

1.06

2.16

1.10

0.82

Al2O3

2.46

2.39

0.94

1.13

1.54

0.60

1.47

2.46

Fe2O3

0.00

0.18

0.14

0.36

0.43

0.41

0.15

0.12

MnO

0.37

0.43

1.02

1.12

1.34

0.99

1.16

0.75

MgO

0.2

0.23

48.46

44.96

43.26

42.19

44.73

40.61

CaO

13.49

12.6

0.73

1.03

1.84

1.0

0.93

0.73

Na2O

7.96

7.88

0.14

0.56

0.66

0.49

0.43

0.15

K2O

0.00

1.47

1.89

2.59

2.49

7.08

3.71

9.09

SrO

0.00

0.12

40.36

37.53

37.43

35.04

38.48

39.38

P2O5

0.00

0.04

0.30

0.57

0.67

0.6

0.43

0.19

Cl2O

0.00

0.00

1.56

2.99

3.02

1.58

2.04

0.87

SO3

99.38

98.56

99.98

100

99.98

99.99

100

99.99

Total

 

جدول 2- داده‌‏‌های تجزیه اکسیدهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب (بر پایة ppm) به روش ICP برای سنگ‌های بررسی‏‌شده در باختر نوبران 

Nephelinite

Melilite- Nephelinite

Rock Type

31

30

26

25

23

22

19

16

15

13

8

7

3

1

Sample No.

41.41

40.19

37.23

38.4

35.45

37.69

36.74

38.20

39.21

38.99

36.29

39.57

38.54

39.49

SiO2

2.28

2.56

2.45

2.55

2.46

2.36

2.51

2.34

2.06

2.05

2.35

2.33

2.08

2.28

TiO2

11.05

11.10

9

9.29

9.52

9.74

9.17

9.48

9.78

9.70

8.99

9.88

9.72

10.16

Al2O3

3.78

3.06

3.95

4.05

3.96

3.86

4.01

3.84

3.56

3.55

3.85

4.11

3.58

3.78

Fe2O3

0.17

0.16

0.16

0.16

0.13

0.13

0.15

0.14

0.14

0.13

0.14

0.14

0.13

0.13

MnO

11.23

11.65

12.67

13.30

10.62

11.19

13.06

12.39

11.16

11.22

12.90

10.86

10.76

11.29

MgO

13.73

13.82

15.11

14.53

18.31

18.17

16.26

15.29

17.77

17.22

16.71

16.81

17.03

16.72

CaO

4.07

2.56

2.59

2.85

3.81

3.47

3.02

3.96

3.74

3.27

2.26

3.40

3.18

3.14

Na2O

0.68

0.83

2.07

1.80

2.17

1.87

1.56

1.58

1.36

1.08

1.10

3.25

2.29

1.89

K2O

1.52

1.49

1.90

1.72

3.21

3.05

2.90

2.93

3.00

2.91

2.77

3.31

2.41

2.90

P2O5

3.39

4.51

5.30

4.30

4.01

3.13

4.30

3.68

2.96

3.58

5.94

1.86

4.90

2.62

LOI

100.00

100.10

99.30

99.79

99.45

100.50

100.20

100.10

100.60

99.64

99.64

100.40

100.50

100.40

Sum

0.67

0.28

2.69

1.20

2.68

1.75

1.69

1.42

1.06

0.87

2.64

0.21

1.68

0.52

CO2

4

3

4

4

4

4

4

4

4

4

4

5

4

5

Be

19

19

18

20

15

16

17

16

16

15

16

16

15

15

Sc

244

257

70

207

170

94

183

149

193

189

191

180

187

167

V

350

380

270

450

320

340

450

280

300

320

380

270

290

360

Cr

44

47

52

54

49

43

54

54

44

48

48

51

44

47

Co

250

290

310

330

290

290

360

360

290

290

330

270

260

310

Ni

50

50

90

70

100

90

80

90

80

80

70

90

80

90

Cu

120

130

140

130

160

160

170

160

160

160

150

180

160

180

Zn

20

20

17

19

22

21

21

22

21

21

21

22

22

22

Ga

17

40

42

36

44

33

24

27

17

14

24

35

34

26

Rb

2695

2157

1858

1926

2515

2692

2237

2375

3674

3656

2076

3891

3850

3673

Sr

27

23

21

23

25

27

21

22

24

24

21

26

24

26

Y

332

281

304

327

423

388

323

328

315

311

323

342

287

333

Zr

59

55

70

77

69

60

73

70

59

60

68

63

53

60

Nb

1.8

1.4

0.7

0.6

0.5

0.8

1.2

1

0.7

0.9

0.9

0.8

1

0.6

Cs

2088

1474

2132

2462

2518

1937

1334

1252

1493

1509

1613

1888

1609

1462

Ba

152

119

150

164

283

271

195

198

237

236

200

294

262

280

La

294

239

287

316

534

503

376

386

458

454

383

550

484

526

Ce

33.9

27.9

31.9

35.3

60.5

56.4

42.5

43.1

51.4

59

43.2

60.8

54.3

57.4

Pr

123

104

113

123

217

204

150

151

180

182

150

213

191

202

Nd

18.4

16

15.5

17

29.7

27.9

19.8

20.1

24

23.9

20.1

27.6

24.9

25.8

Sm

4.87

4.16

3.83

4.23

7.09

6.99

4.85

4.95

5.83

5.55

4.93

6.54

5.91

6.1

Eu

10.4

9.2

8.7

9.4

15

14.1

10.1

10.2

11.6

12.1

10.4

13.4

11.9

12.6

Gd

1.3

1.1

1.1

1.1

1.6

1.5

1.1

1.1

1.3

1.3

1.2

1.4

1.2

1.3

Tb

5.6

5.1

4.8

5

6.2

6.2

4.9

4.9

5.4

5.5

5

5.9

5.4

5.5

Dy

0.9

0.8

0.8

0.9

0.9

0.9

0.8

0.7

0.9

0.9

0.8

0.9

0.8

0.9

Ho

2.4

2.1

2.1

2.3

2.4

2.4

2.1

2

2.2

2.3

2.1

2.5

2.2

2.4

Er

0.3

0.26

0.27

0.29

0.29

0.3

0.25

0.25

0.27

0.28

0.26

0.32

0.29

0.26

Tm

1.7

1.5

1.4

1.6

1.4

1.5

1.4

1.3

1.5

1.6

1.5

1.7

1.5

1.6

Yb

0.23

0.21

0.22

0.23

0.19

0.2

0.19

0.18

0.21

0.22

0.19

0.22

0.19

0.2

Lu

3.5

3.1

4

4.3

3.6

3.3

3.8

3.7

2.9

3.1

4.4

3.4

3

3.1

Ta

7

6.1

6.5

6.8

8.6

7.8

6.6

6.8

6.4

6.2

6.9

7.3

6.8

6.7

Hf

23

18

19

17

40

38

22

37

30

21

16

33

21

32

Pb

17.9

14.4

19

20.8

40.8

37.1

27.8

29

32.9

33.4

27.4

44.6

32.9

42.1

Th

2.7

3.1

3.5

4.6

6.1

5.5

4.5

3.3

4.6

4.6

4

6.3

5.8

6.2

U

74.8

71.7

78.1

77.6

76.6

77.4

78.1

77.9

77.1

77.2

78.5

78.6

78.4

77.1

Mg#



زمین‌شناسی عمومی و صحرایی باختر نوبران

منطقة بررسی‏‌شده در باختر شهر نوبران در استان مرکزی جای گرفته است. از دیدگاه ساختاری، این منطقه در لبة باختری پهنة ساختاری ایران مرکزی و به فاصله اندک در شمال پهنة سنندج- سیرجان جای دارد (شکل 1). آتشفشان‌های بررسی‏‌شده مشتمل بر 14 مخروط آتشفشانی جداگانه و کوچک با بزرگی 280×150 متر تا 2400 ×2500 مترمربع‌اند که در باختر نوبران فوران کرده‌اند (شکل 2).

واحدهای آتشفشانی یادشده حجم و ضخامت کمی دارند و با شیب ملایمی روی رسوب‌های آواری کواترنر و گاه واحدهای سازند قم (شکل 2) جای گرفته‌اند. همچنین، با رنگ تیره و مقاومت‌شان دربرابر فرسایش نسبت به سنگ‌های همبر، شناخته می‌شوند. بیشتر آتشفشان‌ها به‌صورت گدازه روان‌رو (شکل‌های 3- A و 3- B) هستند و گاه نهشته‌های آذرآواری دارند. ستبرای بیشتر واحدهای بیرون‌ریخته 10 تا 30 متر است؛ ‌اما گهگاه به 70 متر نیز می‌رسد (شکل‌های 3- C و 3- D).

در دو مورد از آتشفشان‌های ناحیه دخان که دربردارندة 9 آتشفشان‌اند، اسکوری نیز دیده می‌شود اکنون به‌عنوان پوکة معدنی برداشت می‌شود (شکل‌های 3- E و 3- F).

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه منطقة نوبران در نقشة زمین‌شناسی ایران که با مربع آبی نشان داده شده است؛ B) نقشة پراکندگی آتشفشان‌های جوان باختر نوبران (شماره‌های روی شکل، دهانه‌‏‌های آتشفشان‏‌ها را نشان می‌دهند؛ تصویر ماهواره‌ای از نرم‌افزار گوگل‌ارث گرفته شده است)

 

شکل 2- جایگاه آتشفشان‌های باختر نوبران در نقشة زمین‌شناسی یک‌صدهزارم نوبران (Khalatbari Jafari and Alaie Mahabadi, 1998) و رزن (Alaie Mahabadi and Fodazi, 2002)

 

شکل 3- تصویرهای صحرایی برخی آتشفشان‌های باختر نوبران. A) دورنمایی از آتشفشان عدسی‌گونه شمارة 1 در منطقة دخان با بزرگی 800x800 متر و ضخامت بیشینة 37 متر (دید رو به شمال)؛ B) دامنة جنوبی آتشفشان شماره 1 در منطقة دخان که سه افق فورانی به‌ترتیب از پایین به بالا رخنمون دارند: افق اسکوری (یک تا دو متر)، افق گدازه‌ای تیره (نزدیک به یک متر) و افق گدازه‌ای حفره‌دار (4 تا 6 متر). همچنین، در این تصویر رفتار گسل راستالغز راستگرد دیده می‌شود که گدازه‌های جوان را قطع کرده است (دید رو به شمال‌خاوری)؛ C) تصویر آتشفشان شماره 5 با بیشترین ضخامت فورانی در میان همة آتشفشان‌های باختر نوبران به بلندای 70 متر در بیشینة ضخامت (دید رو به جنوب)؛ D) تصویر لبة باختری آتشفشان شماره 5 که دو افق گدازه‌ای دیده می‏‌شود (دید رو به شمال)؛ E) تصویری از واحد اسکوری آتشفشان شماره 9 با ضخامت نزدیک به 50 متر در منطقة دخان به‌عنوان پوکة معدنی برداشت می‌شود (دید رو به جنوب‌خاوری)؛ F) تصویر نزدیک از تناوب افق‌های خاکستر و اسکوری در دهانة آتشفشان شماره 9 (مربع‌های قرمز تصاویر با فاصله نزدیک‌تر شکل‌‏‌های بزرگ هستند که در کنار آنها جای داده شده است)

 

مجموعه آتشفشان‌های باختر نوبران از دیدگاه محل رخداد، در چهار منطقه روستایی دخان، فستق و چال‌فخره در نقشة یک‌صدهزارم نوبران (Khalatbari Jafari and Alaie Mahabadi, 1998) و روستای قزل‌حصار در نقشة یک‌صدهزارم رزن (Alaie Mahabadi and Fodazi, 2002) پراکنده‌اند (شکل 2). مهم‌ترین مرکز رویداد این آتشفشان‌ها در روستای دخان با 9 دهانة آتشفشان است که به‌صورت خطی به‌درازای 9 کیلومتر و در راستای شمالی- جنوبی دیده می‌شود. دو آتشفشان اسکوری‌دار نیز در این بخش دیده می‌شوند. در راستای خط آتشفشان‌های دخان و با فاصلة هفت کیلومتری شمال آن، در شمال روستای چال فخره، دو آتشفشان دیگر، و به فاصله 9 کیلومتری در خاور مجموعه دخان در روستای فستق یک آتشفشان دیگر فوران کرده‌اند. در فاصلة 34 کیلومتری جنوب‌باختری از آتشفشان‌های دخان دو دهانة آتشفشان دیگر در روستای قزل‌حصار فوران کرده‌اند (شکل 1 و 2).

برپایة سن نسبی در مقایسه با سنگ‌ها و رسوب‌های همبر، مجموعة آتشفشانی بررسی‏‌شده سن کواترنری نشان می‌دهد. این مجموعه روی تراس‌های جوان آبرفتی، تراس‌های قدیمی گراولی و در بخشی جنوبی دخان روی دو عضو سازند قم (شامل مارن و تناوب مارن و آهک‌نازک تا ضخیم‌لایه) فوران کرده‌اند. هیچ آبرفت یا واحد دیگری روی این آتشفشان‌ها دیده نمی‌شود. به‌دنبال روانروی، گدازه‌ها در هنگام فوران، بیشتر مناطق پست و دره‏‌ای را پر کرده‏‌اند؛ اما اکنون به‌دنبال فرسایش رسوب‌های همجوار، آتشفشان‌ها نزدیک به 20 تا 150 متر از سرزمین‌‏‌های مجاور ارتفاع گرفته‌اند.

 

سنگ‏‌نگاری

سنگ‌های منطقه در نمونة دستی متراکم، سخت، دانه ریز با رنگ سبز تیره مایل به سیاه هستند. بیشتر این سنگ‌ها میکروفنوکریست‌های الیوین، نفلین، پیروکسن، پلاژیوکلاز، بیوتیت، فلوگوپیت و کلسیت دارند. کانی‌های فرعی در بیشتر این سنگ‌ها بسیار ریز هستند و دربردارندة فلدسپاتوئیدهایی مانند سودالیت و نوزآن در همراهی با آپاتیت، پروسکیت و کانی‌های کدر (اکسیدهای Fe- Ti) در یک زمینه شیشه‌ای هستند. به‌علت سرعت بالاآمدن و روانروی، سرعت تبلور بالا بوده و امکان پیدایش فنوکریست‌های فراوان و یا تبلور بخش بزرگی از مذاب فراهم نبوده است. ازاین‌رو، بخش بزرگی از این سنگ‌ها به‌صورت شیشه و کانی‌های بیشتر ریزبلور است. بافت غالب در این سنگ‏‌ها هیالومیکروپورفیریک، میکرولتی، جریانی و حفره‏‌دار است (شکل 4). این تنوع بافتی در نمونه‌ها چه‌بسا پیامد تغییرات شرایط فیزیکی ماگما و تغییر ترکیب سیال‌های سازنده در این سنگ‌هاست (Bea et al., 1999). این سیال‌ها شاید از گازهای متاسوماتیسمی پدیدآمده در پی ذوب کانی‌های گوشته پدید می‌آیند و در ادامه جانشین کانی‌‏‌ها می‌‏‌شوند (Bailey, 1987).

الیوین‌ها گاه حاشیة ایدینگزیتی و اوپاسیته دارند (شکل 4- A). الیوین‌هایی که از آهن (فایالیت) غنی‌شدگی بیشتری دارند، بیشتر با ایدینگزیت جایگزین می‌شوند (Deer et al., 1991).

 

 

 

 

شکل 4- تصویرهای سنگ‏‌نگاری سنگ‌های الیوین نفلینیت کربناتی باختر نوبران. A) میکروفنوکریست الیوین با حاشیة ایدینگزینی در خمیرة شیشه‌ای؛ B) کانی شکل‌دار کلینوپیروکسن با هستة تحلیل‌رفته؛ C) کانی شکل‌دار ورقه‌ای بیوتیت با میانبارهایی از کانی‌های کدر؛ D) کانی بی‌شکل کلسیت همراه با میکرولیت پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین در زمینة شیشه‌ای؛ E) کانی‌های شکل‌دار کلینوپیروکسن درون کانی پلاژیوکلاز کلسیک؛ F) کانی نفلین در همراهی کلینوپیروکسن، فلوگوپیت و الیوین (طول همة تصویرها نزدیک به دو میلیمتر است. نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans (2010) است)؛ G) کانی کلسیت با بیوتیت و کلینوپیروکسن در تعادل دیده می‏‌شوند؛ H) کلسیت در میان کانی‏‌های کلینوپیروکسن و بیوتیت به‌صورت بافت اینترسرتال

 

شکل 4- ادامه

 

 

کلینوپیروکسن‌ها با زاویه خاموشی میانگین °45 و بیشتر از نوع کلینوپیروکسن هستند. این کانی با اندازه‌های مختلف از درشت‌بلور (نزدیک‌ به 2 میلیمتر) تا ریزبلور (به‌صورت میکرولیت و پراکنده در زمینه) دیده می‌شود. همچنین، 15 درصدحجمی سنگ را دربر گرفته‌‌ است و گاه منطقه‌بندی نیز نشان می‌دهد (شکل 4- B). اگر منطقه‌بندی در بلورهای کلینوپیروکسن همراه‌ با دیگر ویژگی‌های بافت‌های غیرتعادلی باشد، نشانه‌ای از آمیختگی ماگمایی دانسته می‌شود (Marsh, 1998). تغییرات فوگاسیتة اکسیژن (Moretti, 2005) و نیز ورود پالس ماگماهای جدید مافیک‌تر نیز چه‌بسا چنین ساختاری را پدید آورند.

بیوتیت‌ به‌ندرت (فلوگوپیت‌ها) چندرنگی مشخصی از زرد مایل به قهوه‏‌ای تا سبز نشان می‌دهند. این کانی به‌صورت بلورهای جداگانه (شکل 4- C) و یک کانی واکنشی در حاشیة الیوین و کلینوپیروکسن‌ها دیده می‌شود. بلورهای جداگانة بیوتیت میانبار‌های فراوانی از کانی‌های کلینوپیروکسن، کانی‌های کدر و همچنین، فلدسپاتوئیدها را دربر دارد که شاید پیامد اکسید‌شدگی بیوتیت باشند و گاه این فرایند تا اندازه‌ای پیشرفت کرده است که نشانی از بیوتیت به‌جای نمانده است.

نکتة مهم در این سنگ‌ها داشتن کلسیت است که در تعامل با دیگر کانی‌ها (مانند: پلاژیوکلاز) دیده می‌شود (شکل 4- D). گاه در حاشیه با کانی‌های ریز پیروکسن و آمفیبول در حال واکنش است. افزون‌بر حاشیة واکنشی، خوردگی خلیجی از ویژگی‌های برجسته کانی کلسیت در این سنگ‌هاست (شکل 4- D).

کانی پلاژیوکلاز با فراوانی بسیار کم (نزدیک به 5 درصدحجمی) بیشتر به‌صورت نیمه‌شکل‌‏‌دار در زمینة سنگ دیده می‌شود و میانبارهایی از کانی‌های دیگر (مانند: پیروکسن و اکسیدهای آهن) دارد (شکل 4- E).

فلدسپاتوئیدها نیز شامل نفلین، سودالیت، نوزآن و پرووسکیت هستند؛ اما تنها نفلین به‌صورت فنوکریست دیده می‌شود و دیگر کانی‌ها بسیار ریزدانه در زمینة سنگ و در پیرامون بلورهای الیوین و کلینوپیروکسن دیده می‌شوند (شکل 4- F). تلاش برای یافتن کانی ملیلیت در این بررسی بی‌نتیجه بود؛ اما در بررسی Esfahani Nejad (1998) برپایة داده‌های SEM گزارش شده است. همچنین، ازآنجایی‌که بخش بزرگی از سنگ‌های منطقه به‌صورت شیشه و ریزبلور هستند، کانی لوسیت تنها در محاسبة نورم (CIPW) دیده می‌شود.

 

شیمی کانی‌ها

ازآنجایی‌که بخش بزرگی از سنگ‏‌های آتشفشانی باختر نوبران شیشه است و بخش کمی از کل سنگ متبلور شده است، برای شناسایی بهتر کانی‌ها، تجزیة نقطه‌ای از شماری از کانی‌های متبلور و مورد بحث انجام شد. بیش از 500 نقطه از کانی‏‌های گوناگون در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده تجزیة نقطه‏‌ای شدند؛ اما در اینجا شمار 17 نقطه از نقطه‌های تجزیه‌ای برگزیده، برای شناسایی نوع کانی‌ها و پیدایش آنها آورده شده‌اند (جدول 1). هدف اصلی این تجزیه‌های نقطه‌ای، شناخت چگونگی پیدایش و محل پیدایش کلسیت آنها (ماگمایی یا ثانویه بودن) و شناسایی کانی‌های ویژة سنگ‌های زیراشباع آلکالن (مانند: کلسیت، نفلین، سودالیت، آپاتیت و پرووسکیت) است که بیشتر به‌صورت کانی‌های ریز در زمینة سنگ دیده می‌شوند.

 

کلسیت: بر پایة داده‌های به‌دست‌آمده، در نمونه‌های کربناتی تجزیه‌شده، میزان CaO برابربا 21/77- 47/89 درصدوزنی، MgO برابربا 14/0- 35/2 درصدوزنی و SrO برابربا 3/1- 82/2 درصدوزنی است. همچنین، میزان فسفر در نمونه‌ها برابربا 96/0 تا 68/2 است. این عنصر در  بلور‏‌های نهان‏‌بلور زمینة کربناتیت‏‌ها معمول است (Stoppa and Woolley, 1997). ترکیب شیمیایی کانی‏‌های کربناته در نمودار سه‏‌تایی CaCO3-MgCO3-FeCO3، در محدودة کلسیت جای می‏‌گیرد (شکل 5- A). همچنین، برای پی‌بردن به سرشت کلسیت‏‌های بررسی‏‌شده، نمودار مولار FeO% دربرابر مولار MnO% ب شده‌کار برده شد. برپایة این نمودار، ترکیب نمونه‌ها افزون‌بر سرشت کربناتیتی، خاستگاه گوشته‏‌ای نیز نشان می‌دهند (شکل 5- B). برپایة بررسی‌های سن‌سنجی Vosighi Abedini (1981) به روش ایزوتوپی 87Sr/86Sr، خاستگاه کربنات‏‌هایِ این سنگ‏‌ها رسوبی دانسته شده است. از سوی دیگر، بی‌شکل‌بودن کانی کلسیت در برخی نمونه‏‌ها، پیدایش در حفر‌ه‌ها به‌صورت ثانویه را تداعی می‏‌کند. با وجود این ویژگی‌های بافتی، در برخی نمونه‌ها، تبلور همزمان کلسیت با پلاژیوکلاز و آمفیبول دیده می‌‌شود. از سوی دیگر، این آتشفشان‌ها سن کواترنری دارند و هیچ واحد دیگری روی این سنگ‌ها جای نگرفته است که کلسیت به‌صورت ثانویه از آن خاستگاه گرفته باشد. همراهی کلسیت با کانی آپاتیت و دیگر کانی‏‌های آذرین نیز نشانة خاستگاه ماگمایی آن است (Jahangiri and Moayyed, 2007). همچنین، ترکیب شیمی کانی کلسیت تبلور کلسیت در گوشته را نشان می‌دهد. شناخت خاستگاه رسوبی‌ برپایة داده‌های ایزوتوپی شاید برپایة دو نکته باشد: (1) متاسوماتیسم ماگما با کربنات‌های پوسته‌ای؛ (2) تأثیر مؤلفه کربناتی رسوب‌های فرورانشی. در هر دو صورت استرانسیم در کلسیت‌‏‌ها خاستگاه رسوبی را نشان می‌دهد.


 

 

 

شکل 5- A) ترکیب کانی‏‌‌های کربناته در نمودار سه‌تایی CaCO3-MgCO3-FeCO3 (Corrigan and Harvey, 2004)؛ B) سرشت کلسیت‌ها در نمودار مولار FeO% دربرابر مولار MnO% (Aird and Boudreau, 2013)

 


آپاتیت: این کانی بیشتر به‌صورت میکرولیت و ریزبلور در متن مقاطع دیده می‏‌شود. ترکیب دقیق کانی آپاتیت برپایة کاربرد تجزیة نقطه‌ای در جدول 1 آورده شده است. در آپاتیت‌های بررسی‏‌شده مقدار کلر از ppm 2000 تا 7000 تغییر می‌کند. نکته مهم، بالابودن میزان Sr در این آپاتیت‌ها است که با آپاتیت‏‌های وابسته به ذخایر کربناتیتی (با بیشتر از ppm 2000) قابل‌مقایسه است و شاید نشانه‌ای از وابستگی این کانی‌ها به یک ماگمای کربناتیتی دانسته شود (Belousova et al., 2002). آپاتیت‏‌‌های درون سنگ‏‌های آذرین کربناتیتی ویژگی‌هایی مانند Mn≤1000 ppm و Sr>2000 ppm دارند (Le Bas and Handley, 1979). میانگین مقدارهای Sr و Mn در آپاتیت‏‌های بررسی‏‌شده به‌ترتیب برابربا 2400 و250 ppm است و وابستگی این کانی با سنگ‌های کربناتیتی بررسی‏‌شده را نشان می‌دهند. در شکل 6 نیز نمونه‏‌های آپاتیتی در محدوده کربناتیتی جای گرفته و با نمونه‌هایی از شمال‌باختری نامبیا (Drüppel et al., 2005) مقایسه شده‌اند و نسبت به آنها میزان کمتری عنصرهای Mn و Sr دارند.

 

 

شکل 6- کانی آپاتیت باختر نوبران در نمودار درصدوزنی Mn دربرابر Sr (Hogarth, 1989)

 

نفلین: داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای نفلین‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند. این کانی به‌صورت بسیار ریز در متن مقاطع دیده می‌شود و پهنه‏‌های خاکستری رنگی را پدید آورده‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده، تفاوت ترکیبی آشکاری نشان نمی‌دهند، بلکه در همة موارد این کانی از K سرشار است و ترکیب نزدیک به Ne73Ks27 دارد.

 

سودالیت: این کانی با رنگ ارغوانی مایل به قهوه‌ای خاص خود در نور طبیعی و ویژگی ایزوتروپی در نور پلاریزه، از دیگر کانی‌های مشخص هستند. کانی‌های گروه سودالیت با فرمول عمومیِ:

(Na,Ca)4-8(Al6Si6O24)(SO4,OH,S,Cl)2

از گروه فلدسپاتوئیدهای با مواد فرار هستند که برپایة نوع این مواد (SO4، OH، S یا Cl) از هم تفکیک می‌شوند. برپایة حضور مقدارهای کمابیش ثابتی از دو بخش فرار S و Cl در همة نمونه‌‌ها، کانی مورد بحث، «لازوریت» با فرمول:

(Fe3+Ti,Al)6Si6O24(S,Cl)2(Na,Ca)4-8

به‌شمار می‌رود (جدول 1).

پرووسکیت: این کانی در مقاطع معمولاً بی‌رنگ، با سایة رنگ قهوه‏‌ای و به‌صورت کانی فرعی و ریز دانه در سنگ‏‌های منطقه یافت می‌شود. این کانی در سنگ‏‌های قلیایی زیراشباع (مانند: کیمبرلیت‌ها، ملیلیتیت‏‌ها و سنگ‏‌های کربناتیتی) شایع است (جدول 1).

 

نتایج و بحث

الف- زمین‏‌شیمی

داده‌های تجزیه شیمیایی سنگ کل گدازه‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در جدول 1 آورده شده‌اند. میزان سیلیس نمونه‌ها برابربا 29/36 تا 36/41 درصدوزنی است و ازاین‌رو، در گروه زیراشباع از سیلیس یا الترابازیک (wt% 45SiO2<) جای می‌گیرند. میزان LOI نمونه‌ها نزدیک به 6/2 تا 94/5 درصدوزنی است و این پدید پیامد فراوانی ندول‌های غنی از کربنات و کانی‌های آبدار (مانند: بیوتیت و آمفیبول) است.

در نمودار رده‌بندی TAS که برپایة مقدار سیلیس و مجموع آلکالی‌هاست، سنگ‌های بررسی‏‌شده در محدوده‌های فوییدیت‌ها جای می‌گیرند (شکل 7- A). برپایة مقدار کانی‌های اصلی آنها که نفلین و ملیلیت نورماتیو هستند، این سنگ‌ها نفلینیت‌ملیلیت به‌شمار می‌روند (شکل 7- B). برپایة این رده‌بندی، نمونه‌های بررسی‌شده با داشتن ضریب رنگینی بالا 60 CI>، ملانفلینیت نیز نام‌گذاری می‌شوند؛ مگر یک نمونه که میزان آلبیت ab<5% و نفلین نورماتیو ne<20% دارد. همچنین، ازآنجایی‌که نمونه‌‏‌ها کانی الیوین (شکل 7- C) و میزان بالای CaO (13 تا 18 درصدوزنی) (شکل 7- D) دارند، به‌طور دقیق‌تر الیوین‌نفلین‌ملیلیت‌کربنات‌دار نیز شمرده می‌شوند (Woolley et al., 1996; Brooker and Kjarsgaard, 2011). بررسی‌های سنگ‌شناسی تجربی نشان داده‌اند که پریدوتیت‌های کربنات‌دار مذاب‌هایی با سیلیس کم و مقدارهای بالای CaO و MgO پدید می‌آورند (Hammouda and Keshav, 2015). مقدارهای بالای MgO (10تا 13 درصدوزنی)، نیکل (ppm 250- 330) و کروم (ppm270- 450) نشان می‌دهند ماگمای پدیدآمده در این منطقه از گوشته جدا شده است (Hess, 1989). مقدار بالای CaO نیز چه‌بسا پیامد حضور کربنات در خاستگاه گوشته‌ای باشد (Çoban et al., 2009).

برپایة نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O، سنگ‌های ولکانیک باختر نوبران سرشت آلکالن دارند (شکل 7- E) و در نمودار نسبت SiO2 دربرابر K2O/Na2O نیز نمونه‌‏‌ها مقدار K2O/Na2O کمتر از یک دارند و در محدودة قلیایی سدیک جای می‌گیرند (شکل‌های 7- E و 7- F).


 

 

 

شکل 7- نمایش جایگاه نمونه‌های نوبران در: A) نمودار رده‌بندی TAS یا SiO2 دربرابر K2O+Na2O (Le Bas et al., 1989)؛ B) نمودار اکسیدهای K2O+Na2O+CaO دربرابر SiO2+Al2O3 (Le Bas et al., 1989)؛ C) جایگاه نمونه‌‏‌های منطقة در نمودار سه‌تایی S-CA-M (M=FeO+MnO+MgO؛ CA=CaO+Al2O3+Fe2O3+3Na2O+K2O+1/3P2O5؛ S=SiO2-2Na2O+4K2O (BVSP, 1981)؛ D) نمودار سه‌تایی SNAC یا SiO2–Na2O–Al2O3–CaO–CO2 (Brooker and Kjarsgaard, 2011)؛ E) نمودار شناسایی سری ماگمایی (Irvine and Baragar, 1971)؛ F) نمودار SiO2 دربرابر K2O/Na2O (Cebriá and López-Ruiz, 1995; Wilson and Patterson, 2001)


 

 

فراوانى عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌هاى باختر نوبران در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نشان می‌دهد نمونه‌‏‌ها از LREE به‌سوی HREE تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 8- A). نمونه‌های رسم‌شده از گدازه‌های کربناتیتی ترکیه (Caran, 2016)، اوگاندا (Stoppa and Schiazza, 2013) و ایتالیا (Stoppa and Woolley, 1997) نیز در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب (REE) همانند نمونه‌های بررسی‏‌شده باختر نوبران، الگوی هموار و میزان بالای نسبت [La/Yb]N دارند. مقدارهای بالای LREE و میزان کم HREE و LREEs/HREEs، حضور گوشته و خاستگاه گوشته‌ای گارنت‌دار را نشان می‌دهند. همچنین، غنی‌شدگی LREE دربرابر HREE از ویژگی‏‌های سازگار با ماگماهای آلکالن پدیدآمده در جایگاه‌‏‌های درون‌صفحه‏‌ای است (Ali and Ntaflos, 2011). شباهت بسیار میان نمونه‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة خاستگاه و سیر تحول ماگمایی مشابه برای مناطق بررسی‌شده است. فراوانی بالای عنصر Sr (بیشتر از ppm 300) هم چه‌بسا نشان‌دهندة ذوب پلاژیوکلاز یا جدایشی تفریقی این کانی در مذاب بجامانده است. نسبت Eu/Eu* در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده برابربا 4/1 تا 7/2 است و گویای اینست که پلاژیوکلاز فاز بجامانده در تفاله و خاستگاه نبوده است. این نکته با گوشتة اسپینل‌لرزولیتی همخوانی دارد. نبود آنومالی منفی عنصر Eu نشان‏‌دهندة ویژگی‏‌های بازالت درون‌صفحه‏‌ای است (Yang et al., 2009). در الگوی عنصرهای کمیاب بهنجار شده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (شکل 8- B)، آنومالی منفی Ti و Nb چه‌بسا پیامد رفتار فرایندهاى مختلف حاکم بر ماگماتیسم کمان‌‌هاى آتشفشانى مرتبط با فرورانش است (Tchameni et al., 2006). در پهنه‌‏‌های فرورانش، فوگاسیتة O2 بالاست و در فوگاسیتة بالای O2 دمای بالا برای ذوب کانی‌های Ti دار نیاز است و به‌علت فراهم‌نشدن شرایط ویژة دمایی، این عنصر در فازهای تیتانیم‌دار به‌جای مانده است و ناهنجاری منفی نشان می‌دهد (Edward et al., 1994). ناهنجاری منفی Nb چه‌بسا ویژگیِ سنگ‌‏‌های قاره‌ای و نشان‌دهندة مشارکت پوسته‌ای در فرایندهای ماگمایی باشد (Reichow et al., 2005). در خاستگاه ماگمایی که در پی فرایند فرورانش، متاسوماتیسم‌شده باشد، بیشتر مقدار Th دربرابر Ta افزایش می‌یابد (Aldanmaz et al., 2000).

این نسبت در سنگ‌های منطقه بالاست (5/4 تا 15) و تغییر ترکیب گوشتة سازندة ماگما با فرایند متاسوماتیسم را نشان می‌دهد. میزان کم HREE‏‌ها نسبت به LREE‏‌ها شاید پیامد درجة کم ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‏‌ای (Srivastava and Singh, 2004)، بجاماندن گارنت در سنگ خاستگاه (Clague and Frey, 1982; Rollinson, 1993) و بالابودن نسبت CO2/H2O (Aldanmaz et al., 2000) است. بالابودن نسبت LREE/HREE نشان‌دهندة ژرفای بسیار پیدایش ماگما یا همان خاستگاه گارنت لرزولیت است. همچنین، تهی‌شدگی نسبی HF، Ti و Zr نسبت به LREE به دگرنهادی با آبگون‏‌های کربناتی نسبت داده شده است (Rudnick et al., 1993). نبود ناهنجاری منفی HFSE نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، ویژگی‏‌های ماگماهای کمانی را ندارند و پیامد تبلور ماگمای جداشده از خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‌شده زیر سنگ‏‌کرة قاره‏‌ای هستند (Ghasemi et al., 2011).

 

 

شکل 8- A) الگوی عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت در گدازه‌های باختر نوبران (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (نمونه‌‏‌های کربناتیتی ترکیه (Caran, 2016)، اوگاندا (Stoppa and Schiazza, 2013) و ایتالیا (Stoppa and Woolley, 1997) برای مقایسه آورده شده‌اند)

 

 

ناسازگاری عنصرهای LILE و LREE نسبت به کانی‌های عادی گوشته (الیوین، پیروکسن، اسپینل و گارنت) و غنی‌شدگی ماگمای منطقه نسبت به عنصرهای یادشده شاید گویای این نکته باشد که درصد کم ذوب‌بخشی، غنی‌شدگی مذاب پدیدآمده و تهی‌شدن گوشته از عنصرهای یادشده را به دنبال دارد. به باور Wayer و همکاران (2003)، این تهی‌شدگی و غنی‌شدگی‌ها شاید نشان‌دهندة گذر ماگمای سازنده این سنگ‌ها از پوستة قاره‌ای ضخیم باشد که به‌همراه نفوذ سیال‌های پوسته‌ای به درون ماگما و یا هضم مواد پوسته‌ای با ماگمای سازنده، نمونه‌های دچار این ناهنجاری‌ها شده‌اند. نمونه‏‌های جوان ترکیه (Caran, 2016)، اوگاندا (Stoppa and Schiazza, 2013) و ایتالیا (Stoppa and Woolley, 1997) در نمودار عنصرهای کمیاب شباهت چشمگیری را با نمونه‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‌دهند و آنومالی تهی‌شده‌تر Ti در نمونة مربوط به ترکیه نیز درجة ذوب‌بخشی بیشتر ماگمای سازندة آنها را نشان می‌دهد (Edward et al, 1994).

ب- پیدایش و خاستگاه زمین‌ساختی ماگمای باختر نوبران

ازآنجایی‌که عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: Zr، Nb، Y و Ti) در سیال‌های آبی تا اندازه‌ای نامتحرک هستند و در شرایط گرمابی، هوازدگی و دگرگونی درجه بالا پایدار هستند، این عنصرها کاربرد گسترده‌ای در تفسیر نمودارهای ژئودینامیکی دارند. نمودار Y دربرابر Zr (Abu-Hamatteh, 2005) و نمودار TiO2 دربرابر Fe2O3T (Li et al., 2014) برای شناخت میزان غنی‌شدگی یا تهی‌شدگی خاستگاه سنگ‌های بررسی‏‌شده به‌کار برده شدند. بر این پایه، ماگمای مادر نمونه‌های الیوین نفلینیت ملیلیتی باختر نوبران از یک گوشتة غنی‌شده پریدوتیتی ریشه گرفته‌اند (شکل‌های 9- A و 9- B).

 

 

 

شکل 9- جایگاه نمونه‌‏‌های باختر نوبران در: A) نمودار Zr دربرابر Y (Abu-Hamatteh, 2005)؛ B) نمودار Fe2O3T دربرابر TiO2 (Li et al., 2014)؛ C) نمودار NbN دربرابر ThN (Pearce et al, 1984)؛ D) نمودار Ti/Zr دربرابر Y/Zr (Pearce and Norry, 1979)

 

 

در نمونه‌های بررسی‏‌شده باختر نوبران مقدار نسبت Ba/La برابربا 5 تا 15 است و همانند بازالت‌های درون‌صفحه‏‌ای با نسبت Ba/La 10 تا 15(Wood, 1980) است. مقدار نسبت Ba/Nb، در ولکانیک‏‌های وابسته به مرز فعال قاره‏‌ای بالاتر از 28 است (Kurkcuoglu, 2010). مقدار نسبت یادشده در کمان‌های آتشفشانی بیشتر از پهنه‌های کششی و پهنه‌های پشت‌کمان است (Macdonald et al., 2001). میانگین نسبت Ba/Nb برای سنگ‏‌های کربناتی باختر نوبران برابربا 25 است و نشان‌دهندة خاستگاه پهنه‌های کششی درون‌صفحه‏‌ای قاره‏‌ای است. برپایة تحرک بسیار کم عنصرهای Zr، Y و Nb در درجة بالای دگرسانی (Prytulak and Elliott, 2007) از نسبت این عنصرها چه‌بسا برای شناخت رژیم زمین‌ساختی بهره گرفته می‌شود (Pearce and Norry, 1979). نمودار NbN دربرابر ThN (شکل 9- C) و نمودار دوتایی Zr/Y دربرابر Ti/Y (Pearce and Norry, 1979) (شکل 9- D)، جایگاه پیدایش ماگمای سازندة نمونه‏‌های بررسی شده از نوع آلکالی‌بازالت‏‌های کششی درون‌صفحه‏‌ای است.

مشابهت و الگوى موازى REE درسنگ‌هاى یادشده ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایى همانند سنگ خاستگاه را نشان می‌دهند. گمان می‌رود این سنگ‌ها کمابیش محصول ذوب‌بخشی و یا جدایش اندک ماگمای تحول‌یافته بازالتی جداشده از گوشته باشند؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار Mg# در سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده برابربا 7/71 تا 6/78 درصد است و یک ماگمای کمتر تحول‌یافته به‌شمار می‌رود (Green and Harry, 1999). همچنین، نشان‏‌دهندة نقش اجزای گوشته در پیدایش آنهاست. امروزه باور بر اینست که ماگماهای آلکالن درون‌قاره‏‌ای شاید با ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم شده غنی از LREE و LILE پدید آمده باشند (Upadhyay et al., 2006).

برای شناسایی محیط‏‌های زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش و محیط‏‌های همراه با کشش قاره‏‌ای و دور از فرورانش، نسبت تغییرات Zr-Nb سنگ‏‌های آلکالن به‌کار برده می‏‌شود. مقدار بالای این عنصرها ویژگیِ سنگ‌های  آلکالن دور از فرورانش است و بیشتر، ویژگی‏‌های محیط‏‌های زمین‌ساختی مرتبط با کشش را نشان می‏‌دهد (extension- related) (Thompson and Fowler, 1986). با درنظرگرفتن نسبت‏‌های یادشده و درنظرگرفتن مقدارهای میانگین در سنگ‏‌های باختر نوبران (ppm 281-423 =Zr و ppm 60 Nb>) محیطی مرتبط با کشش درون‌صفحه‏‌ای دور از فرورانش را برای این سنگ‏‌ها درنظر گرفته ‌می‌شود.

 

پ- عوامل مؤثر در تحول ماگمای باختر نوبران

ماگما در هنگام تکامل و بالاآمدن دستخوش فرایندهای گوناگونی می‌شود. این فرایندها (مانند: جدایش بلورین، آمیزش ماگمایی، هضم، آلایش و آغشتگی) هریک چه‌بسا مسیر خاصی را در روند تحول پدید می‌آورند. ویژگی‌‏‌های زمین‏‌شیمیایی (مانند:غنی‌شدگی LREEها نسبت به HREE‌ها، به‌همراه غنی‌شدگی LILE و ناهنجاری منفی Nb، Ti و P در روند تغییرات عنصرهای کمیاب) نشان‏‌دهندة وابستگی آنها به پهنه‌های فرورانش (Marchev et al., 2004; Asiabanha et al. 2012) و خاستگاه‌گرفتن ماگمای سازندة آنها از گوشتة سنگ‏‌کره‌ای غنی‌شده است (Helvacı et al., 2009). فلوگوپیت و آمفیبول خاستگاه اصلیِ عنصرهای LILE در گوشتة سنگ‏‌کره‌ای هستند. در مقایسه با آمفیبول، ضریب توزیع فلوگوپیت نسبت به Rb و Ba بیشتر است؛‌ اما ضریب توزیع کمی برای Sr دارد. همچنین، نسبت Nb/Th نشانه‌ای از سازگاری عنصر Nb در ترکیب آمفیبول دربرابر فلوگوپیت است (Ionov et al., 1997). Nb تحرک کمی هنگام دگرسانی دارد از این رو، این نسبت برای بررسی نوع فاز پتاسیم‌دار در خاستگاه بسیار سودمند است. بر این پایه و همان‌گونه‌که در شکل 10- A دیده می‌شود، ماگمای اولیه از گوشته‌ای فلوگوپیت‌دار خاستگاه گرفته است.

نسبت Sr/Y بیشتر با فراوانی نسبی گارنت، آمفیبول و پلاژیوکلاز در فاز بجامانده کنترل می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که میزان بالای گارنت و مقدار کم آمفیبول و پلاژیوکلاز در فاز بجامانده پیدایش نسبت بالا Sr/Y در مذاب را به‌دنبال دارد. از سوی دیگر، در ماگمای پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ خاستگاه گوشته‌ای گارنت‌دار مقدارهای Lu/Hf از 1/0 کمتر است (Regelous et al., 2003). مقدار این نسبت در گدازه‌های باختر نوبران برابربا 02/0 تا 04/0 درصد است و نشان‏‌دهندة خاستگاه پریدوتیت گارنت‌دار ماگمای بررسی‏‌شده است. Smith و همکاران (1999) پیشنهاد کردند که ازآنجایی‌که عنصرهای HFSE (مانند: Nb و Ta) در گوشتة سنگ‏‌کره‌ای نسبت به LREEs تهی‌شده هستند؛ ازاین‌رو، نسبت بالای Nb/La (<~ 1) نشان‌دهندة خاستگاه سست‌کره‌ای مانند بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و نسبت کم Nb/La (0.5>~) نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‏‌کره‌ای است. دامنة نسبت Nb/La در سنگ‌های بررسی‏‌شده از یک کمتر است و نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‏‌کره‌ای برای ماگمای مادر آنهاست (شکل 10- B). به گفتة Wilson و همکاران (1995)، الیوین‌میلیلیت‌ها ویژگی‌های مشابه ذوب‌بخشی نخستینِ لایه‌های مرزی حرارتی در بخش پایین سنگ‏‌کره را نشان می‌دهند. فرایندهای ذوب‌بخشی به‌شدت فراوانی عنصرهای ناسازگار را کنترل می‌کنند (Pearce and Peate, 1995). در نمودار Nb/Zr دربرابر Y، نمونه‏‌ها در راستای روند ذوب‌بخشی جای دارند و این روند را نشان می‏‌دهند (شکل 10- C). در نمودار Rb/Zr در‌برابر K2O/Na2O نیز نمونه‏‌ها در امتداد روند (AFC) جای می‌گیرند و روند تبلور و آلایش را به خوبی نشان می‌دهند (شکل 8- D). عنصرهای Th و Ta دو عنصر کلیدی برای شناسایی فرایندهایی هستند که بر گوشته اثر می‌گذارند. Th در پهنه‌های فرورانش متحرک‌تر است و در بخش گوة گوشته‌ای، در بالای پهنه فرورانشی، غنی‌شدگی دارد. از این رو، ماگمای برآمده از گوة گوشته‌ای از Th غنی و از Ta و Nb تهی است (Xia et al., 2008). در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb همة سنگ‌های بررسی شده روند متاسوماتیسم گوشته‌ای نشان می‌دهند (شکل 10- E)؛ اما ازآنجایی‌که نسبت Th/Yb در این نمونه‌ها بالاست، خاستگاه آنها گوشته‌ای غنی‌شده درون‌صفحه‌ای دانسته می‌شود (Temel et al., 1998) (شکل 10- F) که چه‌بسا دچار آلودگی با پوسته بالایی شده است. بررسی‌های تجربی نشان داده‌اند که Mg# شاخص خوبی برای شناخت مذاب‌‏‌های خاستگاه‌گرفته از پوسته یا گوشته است. مذاب‌های خاستگاه‌گرفته از پوستة زیرین بازالتی، جدای از درجة ذوب‌بخشی با Mg# کم (40>) شناخته می‏‌شود؛ اما مذاب‌های با 40Mg#> تنها با مشارکت اجزاء گوشته پدید می‌آیند (Geng et al., 2009). مقدار عدد منیزیم در گدازه‌‏‌های بررسی‏‌شده برابربا 8/72 تا 4/76 درصد است و نشان‏‌دهندة نقش اجزاء گوشته‌ای در پیدایش آنهاست.

 

 

 

شکل 10- جایگاه گدازه‌‏‌های آتشفشانی باختر نوبران در نمودارهای دوتاییِ: A) Nb/Th دربرابر Rb/Sr (Furman and Graham, 1999)؛ B) La/Yb دربرابر Nb/La (Abdel-Fattah and Philip, 2004)؛ C) نمودار Nb/Zr دربرابر Y (Stacey and Wade, 2016)؛ D) Rb/Zr دربرابر K2O/Na2O (Esperanca et al., 1992)؛ E) Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Helvacı et al., 2009; Pearce, 1983)؛ F) نمودار Nb/Rb دربرابر Rb/Y (Temel et al., 1998)


 


ت- درصد ذوب‌بخشی و ژرفای خاستگاه ماگما

برپایة ویژگی‌‏‌های عنصرهای خاکی کمیاب درصد ذوب‌بخشی ارزیابی و بررسی می‌شود. به باور Shaw و همکاران (2003)، عنصرهای خاکی کمیاب یا نسبت‌های آنها (مانند: La/Yb و Sm/Yb) برای شناخت ترکیب گوشتة بالایی، کانی‌شناسی و ژرفای پیدایش مذاب به‌کار می‌روند؛ زیرا این عنصرها ضریب جدایش متفاوتی برای اسپینل و گارنت دارند. در نمودار Sm دربرابر Sm/Yb و نمودار Yb دربرابر La/Yb، نمونه‌های بررسی شده در محدودة گوشتة اولیه لرزولیتی با فاز گارنت‌دار و ذوب‌بخشی 1/0 تا 3 درصد جای می‌گیرند (شکل‌های 11- A و 11- B). درجة کم ذوب‌بخشی (کمتر از 10 درصد) چه‌بسا به پیدایش ماگمای بازالتی آلکالن می‌انجامد (Wass and Roger, 1980). گارنت‌داربودن خاستگاه گوشته‌ای نسبت Sm/Yb در مذاب را می‌افزاید. Coban (2007) نسبت 5/2 =Sm/Yb را مرز شناسایی بود یا نبود گارنت در خاستگاه دانسته است؛ به‌گونه‏‌ای‌که Sm/Yb بیشتر از 5/2 نشان‌دهندة خاستگاه گارنت‌دار است. در نمونه‌های بررسی‏‌شده باختر نوبران این مقدار برابربا 10- 19 به‌دست آمده است. این مقدار نشان‌دهندة گارنت‌داربودن سنگ خاستگاه نمونه‌هاست. به باور Ellam و Cox (1991)، پهنة انتقال از اسپینل‌لرزولیت به گارنت‌لرزولیت در ژرفای 60 تا 80 کیلومتری است. به باور برخی دیگر، این پهنه در ژرفای 70 تا 80 کیلومتری گوشتة بالایی است (Frey et al., 1991). ازآنجایی‌که شکل‌های 11- A و 11- B نشان‌دهندة گارنت‌داربودن و نبود اسپینل در خاستگاه سنگ‌های منطقه است، شاید کم‌ترین ژرفای خاستگاه ماگمای سازنده این سنگ‌ها ژرفای با میانگین 70 کیلومتر باشد که با گوشتة سنگ‏‌کره‌ای زیر قاره‏‌ای نیز همخوانی دارد (Smith et al., 1999). برپایة الگوی پیشنهادیِ Wedepohl (1987)، ماگما الیوین نفلینیت/ ملیلیت با ذوب‌بخشی در ژرفایی مشابه 90 کیلومتری ساخته شده است.

 

 

 

شکل 11- جایگاه نمونه‌‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده باختر نوبران در: A) نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (Alici Sen et al., 2004)؛ B) نمودار Yb دربرابر La/Yb (Nédli and Tóth, 2007)


 


ث- متاسوماتیسم کربناتیتی (سیال سرشار از CO2یا ماگماهای کربناته؟)

بسیاری از پژوهشگران وابستگی سنگ‌های برون‌بوم گوشته‌ای با ترکیب شیشه سیلیکاتی- کربناتیتی را در ارتباط با اختلاط‌ناپذیری آبگون سیلیکاتی و کربناتیتی توجیه کرده‌اند (Panina, 2005; Sokolov, 2007; Guzmics et al., 2012; Mikhno and Korsakov, 2015). پیدایش سنگ‌های برون‌بوم کربناتیتی و سنگ‌های آتشفشانی کربنات‌دار در کمان‌های ماگمایی وابسته به فرایندهای پایانی فرورانش، کمان‌های پس از برخورد، فرایند آبزدایی صفحة اقیانوسی فرورونده، آزادشدن سیال‌هایی مانند H2O و CO2 در گذر از رخساره آمفیبولیتی به اکلوژیتی، سیال‌های سیلیکاتی اسیدی پدیدآمده از ذوب صفحة فرورونده و مواد فرار بالا آماده نسبت داده شده است (Poli, 1993; Bühn and Trumbull, 2003; Perchuk et al., 2013). این شاره‌ها و یا سیال‌های اسیدی در برخورد با گوشتة پریدوتیتی گوشته را دگرنهادی کرده‌اند و ذوب‌بخشی گوشتة غنی‌شده با نرخ بسیار اندک، سیال‌های کربناتیتی را پدید آورده است (Chazoti et al., 2003). دو الگوی سنگ‌زایی برای پیدایش سنگ‌های کربناتیتی پیشنهاد شده است: برپایة نخستین الگو، کربناتیت‌ها فراوردة بجامانده از تبلوربخشی گسترده یک ماگمای مادر نفلینیتی کربن‌دار هستند؛ جایی‌که توده‌های سنگی سیلیکاتی (یعنی محصول سولیدوس پدیدآمده از فرایند جدایش ماگما) زودتر پدید آمده‌اند (Wu et al., 2016)؛ به‌گونه‌ای‌که با افزایش پیشرونده درجة ذوب‌بخشی، طیف تدریجی از کربناتیت تا گدازه‌های سیلیکاتی گوناگون از یک خاستگاه گوشته‌ای سرشار از CO2 متبلور می‌شوند (Dalton and Presnal, 1998).

 

برپایة الگوی دوم، سنگ‌های سیلیکاتی و کربناتیت‌های همراه از یک مذاب امتزاج‌ناپذیر (سیلیکاتی- کربناتی) تبلور می‌یابند. این ناپیوستگی محلول سیلیکات- کربنات از چندین مجموعه آتشفشانی گزارش شده است (Panina, 2005; Sokolov, 2007; Sharygin et al., 2012). شماری از سیال‌ها و ترکیب‌های گدازه‏‌ای سیلیکاتی آلکالن و کربناتی سرشار از مواد فرار (مانند: H2O و CO2) از عوامل متاسوماتیسم گوشته شناخته شده‌اند (Hauser et al., 2010; O’Reilly and Griffin, 2013). گاز CO2 چه‌بسا از ته‌نشست‌های کربناتی روی پوستة فرورونده آزاد شده است و پریدوتیت گوشته را به پریدوتیت کربنات‌دار دگرنهاده کرده است. داشتن کانی‌های آبدار (مانند: فلوگوپیت و آمفیبول) نیز شاید نقش بخار آب در دگرنهادی گوشته را نشان می‌دهد. همچنین، حضور فاز گازی CO2 چه‌بسا نشان‌دهندة شرایط اختلاط‌ناپذیری در ماگمای سیلیکاته با ترکیب کربن‌دار مانند ماگمای کربناتیتی، آلایش پوسته‌ای هنگام بالاآمدن ماگما و یا فرایندهای متاسوماتیسم است (Andersen and Neumann, 2001). Ishimaru و همکاران (2011)، متاسوماتیسم پدیدآمده از فاکتور سیال/ مذاب با گوشته‌ای را عامل اصلی غنی‌شدن گوشتة بالایی از فازهای گازی می‌دانند. Brey و Green (1977) نقش اصلی CO2 در پیدایش سنگ‌های آتشفشانی میلیلیتی را ثابت کرده‌اند. انتشار CO2 در هنگام بالاآمدگی ماگما در پی انحلال کم در فشار کم از ویژگی‌های فیزیکی، شیمیایی و کانی‌شناسی ماگماهای این چنینی دانسته می‌شود (Melluso et al., 2011). میزان بالای Ba/Sr (5/1- 4/0) و CaO (7/13- 3/18 درصدوزنی)، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب (Nelson et al., 1988) و آنومالی منفی Zr و Ti (Demeny et al., 2008) همگی از ویژگی‌هایی هستند که نشان می‌دهند خاستگاه گوشتة ماگمای سازندة نوبران به‌دست گدازه‌ها و یا سیال‌های کربناتیتی متاسوماتیزه شده است. شکل‌های 12- A و 12- B، روند متاسوماتیسم کربناتی در نمونه‌ها را به‌خوبی نشان می‌دهند.

 

 

 

شکل 12- جایگاه نمونه‏‌های آتشفشانی نوبران در A) نمودار Hf/Sm دربرابر Zr/Sm (Glenn, 2004)؛ B) نمودار P2O5/TiO2 دربرابر Ba/La (Andersson et al., 2006)؛ C) نمودار TaN/LaN دربرابر HfN/SmN (LaFlèche et al., 1998)؛ D) نمودار SiO2/Al2O3 دربرابر CaO/MgO (Gudfinnsson and Presnall, 2005)

 

 

همچنین، این شکل‌ها نشان می‌دهند سیال‌های جداشده و برخاسته از تختة فرورو تأثیر مهمی در سرشت زمین‌شیمیایی ماگمای مادر سنگ‌ها داشته‌اند (شکل 12- C). مقایسه میان ترکیب سنگ کل و داده‌های تجربی در نقاط سیستم‏‌های CaO–MgO–Al2O3–SiO2–CO2 (شکل 12- D) نشان‌دهندة مذابی پدیدآمده در تعادل با یک گارنت‌پریدوتیت کربناتة کمابیش سرشار از CO2 است که در فشار نزدیک به 3 گیگاپاسکال و ژرفای ذوبِ شاید دست‌کم برابربا 90- 100 کیلومتر این نوع ماگما را پدید آورده است. با همة این توصیف‌ها، میزان کربنات در ماگمای نوبران نزدیک به بیست درصد است و در محدودة کلسیت ایژولیت جای می‏‌گیرد (Andreeva et al., 2007) و کربناتیت کامل به‌شمار نمی‌رود.

 

نتیجه‌گیری

سنگ‌های منطقة نوبران آتشفشان‌هایی الترابازیک با ترکیب نفلینیتی تا میلیلیت- نفلینیتی هستند که از یک ماگمای اولیه با سرشت آلکالن سدیک پدید آمده است. در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت و گوشتة اولیه، روانه‌های نفلینیتی نوبران از LREE غنی‌شدگی و از HREE تهی‌شدگی نشان می‌دهند. چنین ویژگی‌هایی چه‌بسا پیامد درجة کم ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‏‌ای و بالابودن نسبت CO2/H2O در ماگمای مادر سازندة سنگ‏‌های منطقه هستند. ناهنجاری منفی Ti و Nb نیز شاید نشان‏‌دهندة دخالت سیال‌های فرورانشی و یا فرایند آلایش با مواد پوسته‌ای در پیدایش آنهاست. نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی نیز نشان‌دهندة پیدایش سنگ‏‌ها در محیط درون‌صفحه‌ای است. پیدایش این ماگما با درصد ذوب‌بخشی کم (1 تا 3 درصد) از گوشته‌ای غنی‌شده‌ای با ترکیب گارنت لرزولیتی فلوگوپیت‌دار در ژرفای نزدیک به 90 تا 100 کیلومتری ممکن شده است. ماگمای نخستین در پی آمیختگی با آبگون‌های فرورانشی یا در هنگام بالاآمدن به سطوح بالاتر و در برخورد با فازهای کربناته متاسوماتیسم پدید آمده و مؤلفه کربناتیتی به ماگما افزوده شده است. تحول کربناتیتی ماگما باعث تشدید آلکالینیته ماگما شده و زیراشباع‌بودن آن را افزایش داده است. داشتن کانی‌هایی مانند کلسیت ماگمایی، آپاتیت با کلسیم بالا و پرووسکیت در همراهی فلدسپاتوئیدها نشان‌دهندة مؤلفه کربناتیتی (کلسیت ایژولیت) این سنگ‌هاست.

از دیدگاه ژئودینامیکی، پیدایش این ماگما نفلینیتی چه‌بسا پیامد فروافتادن پاره‌های سنگ‏‌کره نئوتتیس به ژرفای گوشتة پس از برخورد صفحة عربی به اوراسیاست. پس از برخورد، نیروی پیش‌برندة پاره‌های اقیانوسی از میان رفته است و پاره‌های اقیانوسی به‌صورت سقوط آزاد در گوشته به‌سوی ژرفای بیشتر حرکت کرده‌اند. در ژرفای بیشتر از صد کیلومتری، بیشتر این پاره‌ها دچار ذوب‌بخشی اندکی شده‌اند و ماگماهای الترابازیک الکالن کواترنری را پدید آورد‏‌ه‏‌اند. با توجه به گسل‏‌های کشویی با مؤلفه گاه کششی (Malacotian et al., 2006) و نتایج به‌دست‌آمده از نمودارهای شناسایی محیط‌های زمین‌ساختی، چه‌بسا رخداد یک ذوب‌بخشی گوشتة زیر قاره‏‌ای در پی کاهش فشار و فعالیت‏‌های کششی محلی و نازک‌شدن پوسته در محل حوضه‏‌های گسیخته در پیدایش آتشفشان‏‌های باختر نوبران دخالت کرده است. در حقیقت، کشش محلی و باز‌شدگی در راستای گسل‏‌های ژرف، راه را برای بالاآمدن ماگما به‌سوی سطح فراهم کرده است. ماگماتیسم کواترنری شمال‌باختری سنندج- سیرجان، به‌ویژه محور قروه- تکاب نیز در راستای گسل‏‌های کشویی موازی زاگرس بالا آمده‌اند. به‌هر روی، عامل اصلی ذوب‌بخشی پیامد مشارکت فرورانش در ژرفای بیشتر از صد کیلومتر است.

References

Abdel-Fattah, M. and Philip, E. N. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: petrogenesis of alkali basalts from northern Lebanon. Geological Magazine 141: 545–563.
Abu-Hamatteh, Z. S. H. (2005) Geochemistry and petrogenesis of mafic magmatic rocks of the Jharol Belt, India: geodynamic implication. Journal of Asian Earth Sciences 25: 557–581.
Aird, H. M. and Boudreau, A. E. (2013) High- temperature carbonate minerals in the Stillwater Complex, Montana, USA. Contributions to Mineralogy and Petrology 166: 1143- 1160.
Alaie Mahabadi, S. and Fodazi, M. (2002) Geological map of the Razan, Scale /100,000. Published by Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations, Tectonophysics 229: 211–238.
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102(1- 2): 67- 95.
Ali, S. and Ntaflos, T. (2011) Alkali basalts from Burgenland, Austria: Petrological constraints on the origin of the westernmost magmatism in the Carpathian- Pannonian Region. Lithos 121: 76- 87
Alici Sen, P., Abidin, T. and Alain, G. (2004) Petrogenetic modelling of Quaternary post- collisional volcanism, a case study of central and eastern Anatolia. Geology Magazine 141: 81- 98.
Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A- type Hasanrobat granite, Sanandaj–Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122-134.
Allen, M. B., Jackson, J. and Walker, R. (2004) Late Cenozoic reorganization of the Arabia- Eurasia collision and the comparison of short- term and long- term deformation rates. Tectonics 23: 1- 16.
Andersen, T., and Neumann, E. R. (2001) Fluid inclusions in mantle xenoliths. Lithos 55: 299–318.
Andreeva, I. A., Kovalenko, V. I., Nikiforov, A. V. and Kononkova, N. N. (2007) Compositions of Magmas, Formation Conditions, and Genesis of Carbonate- Bearing Ijolites and Carbonatites of the Belaya Zima Alkaline Carbonatite Complex, Eastern Sayan. Petrology 15(6): 551–574.
Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post- collisional transition from an extensional volcano- sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N- Iran, Lithos 148: 98–111.
Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M. Kananian, A. and Rahimi, G. (2012) Post- Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences 45: 79–94.
Ayati, F., Yavuz, F., Asadi, H. H., Richards, J. P. and Jourdan, F. (2012) Petrology and geochemistry of calc- alkaline volcanic and subvolcanic rocks, Dalli porphyry copper–gold deposit, Markazi Province, Iran. International Geology Review 1: 1–27.
Azizi, H. and Jahangiri, A. (2008) Cretaceous subduction- related volcanism in the northern Sanandaj- Sirjan zone, Iran. Journal of Geodynamics 45: 178- 190.
Azizi, H., Kazemi, T. and Asahara, Y. (2017) A- type granitoid in Hasansalaran complex, northwestern Iran: Evidence for extensional tectonic regime in northern Gondwana in the Late Paleozoic. Journal of Geodynamics 108: 56- 72.
Bailey, D. K. (1987) Mantle metasomatism- perspective and prospect. In: Alkaline igneous rocks (Eds. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J.) Special Publication 30: 1–13. Geological Society of London, UK.
Bea, F., Montero, P. and Molina, J. F. (1999). Mafic precursors, peraluminous granitoids and late lamprophyres in the Ávila batholith: A model for the generation of Varsican batholiths in Iberia. Journal of Geology 107: 399- 417.
Belousova, E. A., Griffin, W. L., O Reilly, S. Y. and Fisher, N. I. (2002) Apatites as indicator mineral for mineral exploration: trace- element compositions and their relationship to host rock type. Journal of Geochemical Exploration 76(1): 45- 69.
Brey, G. and Green, D. H. (1977) Systematic study of liquidus phase relations in olivine melilitite + H2O + CO2 at high pressures and petrogenesis of an olivine melilitite magma. Contributions to Mineralogy and Petrology 61:141- 162.
Brooker, R. A. and Kjarsgaard, B. A. (2011) Silicate-carbonate liquid immiscibility and phase relations in the system SiO2-Na2O-Al2O3-CaO-CO2 at 0.1-2.5 GPa with applications to carbonatite genesis. Journal of Petrology 52: 1281- 1305.
Bühn, B., and Trumbull, R, B. (2003) Comparison of petrogenetic signatures between mantle- derived alkali silicate intrusives with and without associated carbonatite, Namibia. Lithos 66: 201– 221.
BVSP. (1981) Basaltic Volcanism on the Terrestrial Planets. Pergamon Press, New York, US.
Caran, S. (2016) Mineralogy and petrology of leucite ankaratrites with affinities to kamafugites and carbonatites from the Kayık¨oy area, Isparta, SW Anatolia, Turkey: Implications for the influences of carbonatite metasomatism into the parental mantle sources of silica- undersaturated potassic magmas. Lithos 256: 13- 25.
Cebriá, J. M. and López-Ruiz, J. (1995) Alkali basalts and leucitites in an extensional intercontinental plate setting: the Late Cenozoic Calatrava Volcanic Province (Central Spain). Lithos 35: 27–46.
Chazoti, G., Bertrand, H., Mergoil, J. and Sheppard, S. M. F. (2003) Mingling of Immiscible Dolomite Carbonatite and Trachyte in Tuffs from the Massif Central, France, Journal of Petrology 44: 1917- 1936.
Clague, D. A. and Frey, F. A. (1982) Petrology and trace element geochemistry of the Honolulu Volcanics, Oahu: Implications for the oceanic mantle below Hawaii, I. Journal of Petrology 23: 447- 504.
Çoban, H., Hoang, N., Flower, M. F. J., Dallai, L., Caran, S. and Yılmaz, K. (2009) Oxygen And Strontium Isotopic Evidence For The Effect Of Carbonate Metasomatism On The Genesis Of Inner Isparta Angle Potassic Volcanism, SW Anatolia. MinPet 2009 & 4th Mineral Sciences in the Carpathians Conferencethe Minpet 2009 & 4th MSCC, September 7- 11, Budapest, Hungary, p. 44.
Corrigan, C. M. and Harvey, R. P. (2004) Multi- generational carbonate assemblages in Martian meteorite Allan Hills 84001: Implications for nucleation, growth and alteration. Meteoritics and Planetary Science39: 17- 30.
Dalton, J. A. and Presnall, D. C. (1998) The continuum of primary carbonatitic- kimberlitic melt compositions in equilibrium with lherzolite: data from the system CaO- MgO- Al2O3- SiO2- CO2 at 6GPa. Journal of Petrology 39: 1953- 1964.
Deer, W. A., Howie R. A. and Zussman J. (1991) An Introduction to the rock forming minerals, 2end ed., Longman, London, UK.
Demeny, A., Casillas, R., Ahijado, A., de La Nuez, J., Milton, A. and Nagy, G. (2008) Carbonate xenoliths in La Palma: Carbonatite or alteration product? Chemie der Erde 68: 369–381.
Drüppel, K., Hoefs, J., and Okrusch, M. (2005) Fenitizing Processes Induced by Ferrocarbonatite
Magmatism at Swartbooisdrif, NW Namibia. Journal of Petrology 46: 377- 406.
Edward, C. M. H., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F., Morrid, J. D., Leeman, W. P. and Harmon, R. S. (1994) The transition to potassic alkaline volcanism in island arcs: the Ringgite- Beser Complex, East Java. Journal of Petrology 35: 1557- 1595.
Ellam, R. M, and Cox, K. G. (1991) An interpretation of Karoo picrite basalts in terms of interaction between asthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth and Planetary Science Letter 105: 330- 342.
Esfahani Nejad, M. (1998) The petrology and structural study of quaternary alkaline ultramafic lava in the Saveh- Kaboutarahang area. M.Sc. thesis, Tehran university, Tehran, Iran.
Esperanca, S., Crisci, M., De Rosa, R. and Mazzuli, R. (1992) The role of the crust in the magmatic evolution of the island Lipari (Aeolian islands, Italy). Contributions to Mineralogy and Petrology 112: 450- 462.
Frey, F. A., Garcian, M. O., Wise, W. S., Kennedy, A., Gurriet, P. A. and Albarede, F. (1991) The evolution of Mauna Kea volcano, Hawaii: petrogenesis of theoleiitic and alkalic basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology 106: 183- 200.
Furman, T. and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Lithos 48: 237–262.
Geng, H. Y., Sun, M., Yuan, C., Xiao, W., Xian, W., Zhao, G., Zhang, L., Wong, K. and Wu, F. (2009) Geochemical, Sr‐Nd and zircon U‐Pb‐Hf isotopic studies of Late Carboniferous magmatism in the West Junggar, Xinjiang: Implications for ridge subduction? Chemical Geology 266: 364–389.
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.
Ghasemi, H., Barahmand, M. and Sadeghian, M. (2011) The Oligocene basaltic lavas of east and southeast of Shahroud: Implication for back- arc basin setting of Central Iran Oligo- Miocene basin. Petrology (2228- 5210). Scientific Quarterly Journal of University of Isfahan 2: 77- 94.
Glenn, A. G. (2004) The Influence of melt structure on Trace Element Partitioning near the Peridotite Solidus. Contributions to Mineralogy and Petrology 147: 511- 527.
Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics 381: 235–273.
Green, N. L. and Harry, D. L. (1999) On the relationship between subducted slab age and arc basalt petrogenesis, Cascadia subduction system, North America. Earth Planetary Sciences Letters 171: 367–381.
Gudfinnsson, G. H. and Presnall, D. C. (2005) Continuous gradations among primary carbonatitic, kimberlitic, melilititic, basaltic, picritic, and komatiitic melts in equilibrium with garnet lherzolite at 3–8 GPa. Journal of Petrology 46: 1645–1659.
Guzmics, T., Mitchell, R. H., Szabó, C., Berkesi, M., Milke, R. and Ratter, K. (2012) Liquid immiscibility between silicate, carbonate and sulfide melts in melt inclusions hosted in co- precipitated minerals from Kerimasi volcano (Tanzania): evolution of carbonated nephelinitic magma. Contributions to Mineralogy and Petrology 164:101–122.
Hassanzadeh, J. and Wernicke, B. (2016) The Neotethyan Sanandaj- Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin- arc transitions. Tectonics 35: 589- 621.
Hauser, M., Matteini, M., Omarini, R. H. and Pimentel, M. M. (2010) Constraints on metasomatized mantle under Central South America: evidence from Jurassic alkaline lamprophyre dykes from the Eastern Cordillera, NM Argentina. Mineralogy and Petrology 100:153- 184.
Helvacı, C., Ersoy, E.Y., Sözbilir, H., Erkül, F., Sümer, Ö. and Uzel, B. (2009) Geochemistry and 40Ar/39Ar geochronology of Miocene volcanic rocks from the Karaburun Peninsula: Implications for amphibole- bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research 185: 181–202.
Hess, P. C. (1989) Origins of Igneous Rocks, Harvard University Press, Cambridge, US.
Hogarth, D. D. (1989) Pyrochlore, apatite and amphibole: distinctive minerals in carbonatite. In: Carbonatites: Genesis and Evolution (Ed. Bell, K.) 105- 148.Unwin Hyman, London, UK.
Ionov D. A., Griffin W. L. and O’Reilly S. Y. (1997) Volatile- bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle. Chemical Geology 141: 153-184.
Ishimaru, S. and Arai, S. (2011) Possible high- PGE- Au silicate melt/aqueous fluid in mantle wedge: Inferred from Ni metasomatism in Avacha peridotite xenolith. Goldschmidt 2011 conference, No: 1087.
Jahangiri, A. and Moayyed, N. (2007) Mineralogy and geochemistry of carbonatite- silicate xenoliths of volcanic rocks from Gheklar area west of Marand (E. Azerbaijan province). Journal of Crystallography and Mineralogy 2: 259- 270 (in Persian).
Keller, J., Klaudius, J., Kervyn, M., Ernst, G. G. J. and Mattson, H. B. (2010) Fundamental changes in the activity of the natrocarbonatite volcano Oldoinyo Lengai, Tanzania: new magma composition during the 2007-2008 explosive eruptions. Bulletin of Volcanology 72(8): 913–931.
Khalatbari Jafari, M. and Alaie Mahabadi, S. (1998) Geological map of the Nowbaran Quadrangle, Scale/100,000. Published by Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Kurkcuoglu, B. (2010) Geochemistry and petrogenesis of basaltic rocks from the Develidag volcanic complex, Central Anatolia, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 37:42- 51.
LaFlèche, M. R., Camire, G., and Jenner, G. A. (1998) Geochemistry of post Acadian, Carboniferous contintal intraplate basalts from the Marimes Basin, Magdalen Islands, Quebec, Canada. Chemical Geology 148: 115- 136.
Le Bas, M. J. and Handley, C. D. (1979) Variation in apatite composition in ijolitic and carbonatitic igneous rocks. Nature 279: 54-56.
Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.
Lechmann, A., Burg, J. P., Ulmer, P., Guillong, M. and Faridi, M. (2018) Metasomatized mantle as the source of Mid- Miocene- Quaternary volcanism in NW- Iranian Azerbaijan: Geochronological and geochemical evidence. Lithos 304: 311- 328.
Li, Q., Santosh, M., Li, S. R., and Guo, P. (2014). The formation and rejuvenation of continental crust in the central North China Craton: evidence from zircon U- Pb geochronology and Hf isotope. Journal of Asian Earth Science 95: 17–32.
Maarten de Moor, J., Fischer, T., King, P., Botcharnikov, R., Hervig, R. L., Hilton, D., Barry, P., Mangasini, F. and Ramirez, C. (2013) Volatile- rich silicate melts from Oldoinyo Lengai volcano (Tanzania): Implications for carbonatite genesis and eruptive behavior. Earth and Planetary Science Letters 361: 379- 390.
Malacotian, S., Hagh-Nazar, S., Ghorbani, M. and Emami, M. H. (2006) Magmatic evolution in quaternary basaltic rocks in Ghorveh- Takab Axis. Geosience Journal 16(64): 166–178 (in Persian).
Marchev, P., Raicheva, R., Downes, H., Vaselli, O., Chiaradia, M. and Moritz, R. (2004) Compositional diversity of Eocene- Oligocene basaltic magmatism in the Eastern Rhodopes, SE Bulgaria: implications for genesis and tectonic setting. Tectonophysics 393: 301–328.
Marsh, B. D. (1998) On the interpretation of crystal size distribution in magmatic systems. Journal of Petrology 39: 553–599.
Melluso, L., le Roex, A., Stoppa, P. and Morra, V. (2011) Petrogenesis and Nd- Pb- Sr- isotope geochemistry of the olivine melilitites and olivine nephelinites (Ankaratrites) in Madagascar. Lithos 127: 505- 521.
Mikhno, A. O. and Korsakov, A. V. (2015) Carbonate, silicate, and sulfide melts. Heterogeneity of the UHP mineral- forming media in calc- silicate rocks from the Kokchetav massif. Russian Geology and Geophysics 56:81–99.
Moghadam, H. S., Li, X., Ling, X., Stern, R. J., Josef, S., Meinhold, G., Ghorbani, G. and Shahabi, S. (2015) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A- type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos 212 : 266- 279.
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 Science 21: 397- 412.
Mohammadi Siani, M. (2005) Petrology of quaternary volcanic rocks in Taleqan area comparison with Qom- Saveh axis volcanism volcanism. M.Sc. thesis, Shahid Behesti University, Teharan, Iran.
Moinevaziri, H., Akbarpour, A. and Azizi, H. (2015) Mesozoic magmatism in the northwestern Sanandaj–Sirjanzone as an evidence for active continental margin. Arabian Journal of Geosciences 8: 3077- 3088.
Monsef, I., Rahgoshay, M. and Whitechurch, H. (2011) Petrogenetic variations of the Jurassic magmatic sequences of Hoseinabad‐Hajiabad regions in Sanandaj‐Sirjan Zone (south of Iran). Petrology 4: 89–112 (in Persian).
Moore, K. R, Wall, F, Divaev, F. K. and Savatenkov, V. M. (2009) Mingling of carbonate and silicate magmas under turbulent flow conditions: Evidence from rock textures and mineral chemistry in sub- volcanic carbonatite dykes, Chagatai, Uzbekistan. Lithos 110: 65-82.
Moretti, R. (2005) Polymerization, basicity, oxidation state and their role in ionic modelling of silicate melts. Geophysics 48: 583- 608.
Nadeau, O., Stevenson, R., and Jébrak, M. (2018) Interaction of mantle magmas and fluids with crustal fluids at the 1894 Ma Montviel alkaline- carbonatite complex, Canada: Insights from metasomatic and hydrothermal carbonates. Lithos 296–299: 563–579.
Nédli, Z. and Tóth, T. M. (2007) Origin and geodynamic significance of Upper Cretaceous lamprophyres from the Villány Mts (Hungary). Mineralogy and Petrology 90: 73–107.
Nelson, D. R., Chivas, A. R., Chappell, B. W., and McCulloch, M. T. (1988) Geochemical and isotopic systematics in carbonatites and implications for the evolution of ocean- island sources. Geochimica et Cosmochimica Acta 52: 1- 17.
Nouri, F., Azizi, H., Stern, R., Asahara, Y., Khodaparast, S., Madanipour, S. and Yamamoto, K. (2018) Zircon U- Pb dating, geochemistry and evolution of the Late Eocene Saveh magmatic complex, central Iran: Partial melts of sub- continental lithospheric mantle and magmatic differentiation. Lithos 314–315: 274–292.
O’Reilly, S. Y., and Griffin, W. L. (2013) Mantle metasomatism. In: Harlov DE, Austrheim H (Eds) Metasomatism and the Chemical Transformation of Rock, Lecture Notes in Earth System Sciences, Springer- Verlag 471- 533.
Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2013) Eocene–Oligocene post- collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications, Lithos, 180–181: 234- 251.
Panina, L. I. (2005) Multiphase carbonate- salt immiscibility in carbonate melts: data on melt inclusions from the Krestovskiy massif minerals (Polar Siberia). Contributions to Mineralogy and Petrology 150: 19–36.
Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Orogenic Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 528–548. Wiley, Chichester, U.K.
Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks", Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33- 47.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W, and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956- 983.
Pearce, J. and Peate, D. W. (1995) Tectonic Implications of the Composition of Volcanic ARC Magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23: 251- 285.
Perchuk, A. L., Shur, M. Y., Yapaskurt, V. O. and Podgornova, S. T. (2013) Experimental modeling of mantle metasomatism coupled with eclogitization of crustal material in a subduction zone. Petrology 21: 579–598.
Pirajno, F. (2013) Effects of Metasomatismon Mineral Systems and their Host Rocks: Alkali Metasomatism, Skarns, Greisens, Tourmalinites, Rodingites, Black- Wall Alteration and Listvenites. In: Metasomatism and the Chemical Transformation of Rock: the Role of Fluids in Terrestrial and Extraterrestrial Processes (Eds. Harlov, D. E. and Austrheim, H.) 203–251. Springer, Berlin, Germany.
Poli, S. (1993) The amphibolite- eclogite transformation: an experimental study on basalt. American Journal of Science 293: 1061–1107.
Prytulak, J. and Elliott, T. (2007) TiO2 enrichment in ocean island basalts. Earth and Planetary Science Letters 263(3- 4): 388- 403.
Regelous, M., Hofman, A. W., Abouchami, W. and Galer, S. J. G. (2003) Geochemistry of lavas from the Emperor Seamounts and the geochemical evolution of Hawaiian magmatism from 85 to 42 Ma. Journal of Petrology 44: 113- 140.
Reichow, M. K., Saunders, A. D., White, R. V., Al'Mukhamedov, A. I. and Medvedev, A. Y. (2005) Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Siberian Basin: an extension of the Permo- Triassic Siberian Traps, Russia. Lithos 79: 425- 452.
Riley, T. R., Bailey, D. K. and Lloyd, F. E. (1996) Extrusive carbonatite from the quaternary Rockeskyll complex, West Eifel, Germany. The Canadian Mineralogist 34: 389- 401.
Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London, UK.
Rudnick, R. L., McDonough, W. F. and Chappell, B. C. (1993) Carbonatitemetasomatism in the northern Tanzanian mantle. Earth and Planetary Science Letters 114: 463- 475.
Saccani, E., Azimzadeh, Z., Dilek, Y. and Jahangiri, A. (2013) Geochronology and Petrology of the Early Carboniferous Misho Mafic Complex (NW Iran), and Implications for the Melt Evolution of Paleo- Tethyan Rifting in Western Cimmeria. Lithos 162-163: 264- 278.
Shahabpour, J. (2007) Island- arc affinity of the Central Iranian Volcanic Belt. Journal of Asian Earth Sciences 30: 652- 665.
Shakerardakani, F., Neubauer, F., Bernroider, M., Von Quadt, A., and Liu, X. and Genser, J. (2017) Geochemical and isotopic evidence for Carboniferous rifting- mafic dykes in the central Sanandaj- Sirjan zone (Dorud–Azna, West Iran). Geologica Carpathica 68: 229- 247.
Sharygin, V. V., Kamenetsky, V. S., Zaitsev, A. N. and Kamenetsky, M. B. (2012) Silicate- natrocarbonatite liquid immiscibility in 1917 eruption combeite–wollastonite nephelinite, Oldoinyo Lengai Volcano, Tanzania: Melt inclusion study. Lithos 152: 23- 39.
Shaw, J. E., Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F. and Ibrahim, K. M. (2003) Petrogenesis of the largest intraplate volcanic field on the Arabian Plate (Jordan): a mixed lithosphere as- thenosphere source activated by lithospheric extension. Journal of Petrology 44: 1657- 1679.
Smith, E. I., Sanchez, A., Walker, J. D. and Wang, K. (1999) Geochemistry of mafic magmas in the Hurricane Volcanic field, Utah: implications for small- and large- scale chemical variability of the lithospheric mantle. Journal of Geology 107: 433- 448.
Sokolov, S. V. (2007) Phase composition of melt inclusions in monticellite and niocalite from carbonatites of the Oka complex (Quebec, Canada): confirmation of silicate–carbonate liquid immiscibility. Abstracts of ECROFIXIX. University of Bern, Switzerland 17- 20.
Srivastava, R. K. and Singh, R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dikes from the Indian craton: Evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences 23: 373- 389.
Stacey, C. and Wade, C. (2016) Stratigraphy of the lower Gawler Range Volcanics in the Roopena area, north- eastern Eyre Peninsula. Geological Survey of South Australia. Report Book 2015/00021.
Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229- 1258.
Stoppa, F. and Schiazza, M. (2013) An overview of monogenetic carbonatitic magmatism fromUganda, Italy, China and Spain: Volcanologic and geochemical features. Journal of South American Earth Sciences 41: 140- 159.
Stoppa, F., and Woolley, A. R. (1997) Italian carbonatites: field occurrence, petrology and regional significance. Mineralogy and Petrology 59: 43- 67.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) 42: 313- 345. Geological Society of London, London, UK.
Tchameni, R., Pouclet, A., Penay, J., Ganwa, A. A. and Toteu, S. F. (2006) Petrography and geochemistry of the Ngaondere Pan- African granitoids in Central North Cameroon: Implication for their sources and geological setting:, Journal of African Earth Sciences 44 : 511- 529.
Temel, A., Gundogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high- K calc- alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327- 354.
Thompson, R. N. and Fowler, M. B. (1986) Subdaction related shoshonitic and ultrapotassic magmatism, a study of Siluro- Ordovician syenites, from the Scottish Caledonids. Contributions to Mineralogy and Petrology 94: 507- 522.
Upadhyay, D., Raith, M. M., Mezger, K. and Hammerschmidt, K. (2006) Mesoproterozoic rift- related alkaline magmatism at Elchuru, Prakasam Alkaline Province, SE India. Lithos 89: 447- 477.
Vahdati Daneshmand, F. (1975) Investigating geology and petrology of Dokhan area (Km west of Saveh 75). M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Wass, S. Y. and Roger, N. W. (1980) Mantle metamorphism- Precursor to alkaline continental volcanism. Geochimica et Cosmochimica Acta 44: 1811- 1823.
Wayer, S., Munker, C. and Mezger, K. (2003) Nb/Ta, Zr/Hf and REE in the depleted mantle: implications for the differentiation history of the crust- mantle system. Earth and Planetary Science Letters 205: 309- 324.
Wedepohl, K. H. (1987) Kontinentaler Intraplaten- Vulkanismus am Beispiel der tertiären basalts der Hessischen Senke. Fortschr Mineral 65: 19–47.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist 95: 185- 187.
Wiedenmann, D., Zaitsev, A. N., Britvin, S. N., Krivovichev, S. V. and Keller, J. (2009) Alumoakermanite (Ca,Na)2(Al,Mg,Fe2+)(Si2O7) a new mineral from the active carbonatite- nephelinite-phonolite volcano Oldoinyo Lengai, northern Tanzania. Mineralogical Magazine 73(3): 373-384.
Wilson, M. Rosenba, J. M. and Dunworth, E. A. (1995) Melilitites: partial melts of the thermal boundary layer Contributions to Mineralogy and Petrology 119: 181–196.
Wilson, M. and Patterson, R. (2001) Intra- plate magmatism related to hot fingers in the upper mantle: Evidence from the Tertiary- Quaternary volcanic province of western and central Europe. In: Mantle Plumes: Their identification through time (Eds. Ernst, R. and Buchan, K.) Special Paper 352: 37-58. Geological Society of America, US.
Wood, D. A. (1980) The Application of a Th- Hf- Ta diagram to problems of tectonomagnetic classification and to establishing nature of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth Planetary Sciences Letters 50: 11- 30.
Woolley, A. R., Bergman, S. C., Edgar, A. D and Barbara H. (1996) Classification of lamprophyres, lamproites, kimberlites, and the kalsilitic, melilitic, and leucitic rocks. The Canadian Mineralogist 34: 175- 186.
Wu, Fy- Yu., Mitchell, R. G., Li, Q- L., Zhang, C., and Yang, Yu- H. (2016) Emplacement age and isotopic composition of the Prairie Lake carbonatite complex, Northwestern Ontario, Canada. Geological Magazine 1- 20.
Xia, B., Chen, G., Wang, R. and Wang, Q. (2008) Seamount volcanism associated with the Xigaze Ophiolite, southern

Files

History

  • Receive Date: 16 October 2018
  • Revise Date: 17 February 2019
  • Accept Date: 18 February 2019

Share

How to cite

Statistics