نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

2 استاد، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

3 استاد، گروه مهندسی معدن، ، دانشکده مهندسی، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران

چکیده

بخش گسترده‌ای از ایران‏‌مرکزی و البرز هنگام پالئوزوییک زیرین، به‏‌ویژه سیلورین، تحت‏‌تأثیر نیرو‏‌های کششی بوده ‏‌است. برپایة ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختیِ کمابیش یکسان و جایگاه زمین‏‌شناسی مشترک و شباهت‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی یا کانی‏‌شناسی، بازالت‏‏‌های هم‌سن منطقة ماکو در شمال‏‌باختری و سلطان‏‌میدان در خاور ایران بررسی و مقایسه شدند. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی بازالت‏‏‌ها ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة سرشت آلکالن و محیط کششی درون‏‌صفحه‏‏‌ای آنهاست. برپایة سنگ‏‌نگاری، سرشت ماگما و محیط زمین‏‌ساختی می‏‌توان دریافت محیط پیدایش این سنگ‏‌ها، یکسان بوده است؛ اما فرایند‏‌های مؤثر بر تغییر و تحول ماگما در دو منطقة یاد شده متفاوت بوده ‏‌است. در منطقة ماکو، تبلوربخشی ماگمای نخستین همراه با آلایش مواد پوسته‏‏‌ای سنگ‏‌های گوناگونی از بازالت تا ریولیت را پدید آورده ‏‌است؛ اما بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان، ترکیب کمابیش یکنواختی دارند و فرایند تبلوربخشی نقش کمتری را در پیدایش آنها بازی کرده است. میزان برون‏‌ریزی مذاب‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان بسیار حجیم‏‌تر از منطقة ماکو بوده است. این حجم بزرگ از ماگمای بازالتی پیامد گسیختگی شدید سنگ‏‌کرة قاره‏‌ای و کاهش ناگهانی فشار وارد بر ستون‏‌های ‏‌گوشته‏‏‌ای در حال بالاآمدن و فراهم‏‌شدن شرایط لازم برای ذوب گسترده بوده ‏‌‏‌است. با دانستن شواهد یادشده، سرعت کافتی‏‌شدن و در پی آن سرعت گسترش اقیانوس پالئوتتیس از خاور به باختر کاهش داشته است و این نکته کلیدی برای تطابق و فهم تغییرات افیولیت‏‏‌های پالئوتتیس از خاور تا باختر است.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Magma source and the evolution of Early Paleozoic (Silurian) metavolcanic rocks of Maku area (northwest of Iran): An evidence for Paleotethys drifting

نویسندگان [English]

  • Farzaneh Valinasab Zarnagh 1
  • Mohsen Moayyed 2
  • Ahmad Jahangiri 2
  • Haji Hossein Azizi 3

1 Ph.D. Student, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

2 Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

3 Professor, Department of Mining Engineering, Faculty of Engineering, Kurdistan University, Sanandaj, Iran

چکیده [English]

A vast part of the Central Iranian and Alborz zones have affected by an extensional tectonic regime in the lower Paleozoic, especially the Silurian period. Due to some clear relation of lithological exposes, similar geochemical and mineralogical as well as the ages, we have compared the early Paleozoic basaltic rocks in the two key areas including Maku in the northwest and Soltan Maidan in the east of Iran. The geochemical properties demonstrate the alkaline nature and intra-plate extensional regime for these rocks. In the Maku area, despite the Soltan Maidan, magma differentiation and crustal contamination had a main role to produce different types of rocks from basalt to rhyolites. Whereas, in the Soltan Maidan,  undifferentiated basaltic rocks were floated in a large area probably it infer the fast rises of parent magma comparing to that of the Maku area due to the violent detaching in continental lithosphere led to sudden decompression on the rising mantle plumes, providing conditions for extensive partial melting. This process more highlighted on the Paleotethys drifting rate getting slower from the east to the west. This finding more be useful to understand the Paleotethys evolution and also can explain the variety of ophiolite types along the Paleotethys suture zone in the northern Iran

کلیدواژه‌ها [English]

  • alkaline basalts
  • Early Paleozoic
  • Paleotethys
  • Northwestern Iran

باور وجود دارد که در زمان پالئوزوییک، آرامش نسبی بر سرزمین ایران حاکم بوده است (Aghanabati, 2004). شاید نبود نسبی سنگ‏‌های ماگمایی پالئوزوییک پیامد نبود تأثیر فاز‏‌های کوهزایی و دربرابر آن، تشدید فعالیت‏‏‌های کافتی درون‏‌قاره‏‌ای در ایران بوده است.

ماگماتیسم کششی اردویسین- سیلورین در ایران از مباحث مهم در ایران است. ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین- میانی (اردوویسین- دونین) در البرز و بسیاری از بخش‌‌های ایران مرکزی، که در آن زمان سرزمین یک‏‌پارچه‌ای بوده‏‌اند، پیامد تکاپو‏‌های ماگمایی در مراحل آغازین کافت‏‌زایی اقیانوس پالئوتتیس دانسته شده است (Stampfli, 1978; Berberian and King, 1981; Boulin, 1991; Alavi, 1996; Ghasemi and Derakhshi, 2008; Balaghi et al., 2010; Salehian and Ghasemi, 2011; Sahami, 2012; Ghasemi and Khanalizadeh, 2012; Ghasemi and Kazemi, 2013; Moayyed, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014, 2015; Ghasemi et al., 2013, 2015; Derakhshi et al., 2014, 2017).

حضور سنگ‏‌های ماگمایی با سرشت آلکالن و انتقالی، از ویژگی‏‌های ماگماتیسم پالئوزوییک زیرین، به‏‌ویژه اردوویسین تا دونین، در ایران است. این سنگ‏‌ها با سرشت آلکالن تا تحولی درون‏‌صفحه‏‏‌ای مرتبط با کافت قاره‏‌ای در بخش‌های گوناگون ایران، به‏‌ویژه در پهنة البرز و ایران مرکزی برونزد دارند (Alavi- Naïni, 1972; Fathi, 1998; Ahmadi, 2003; Mirlohi, 2008; Torabi, 2009; Ayati et al., 2010; Torabi and Hashemi, 2010; Ghasemi and Khanalizadeh, 2012; Balaghi et al., 2010; Kamali et al., 2011; Bayat and Torabi, 2012; Buchs et al., 2013; Torabi and Arai, 2013; Moayyed, 2013; Kazemi, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014; Ghasemi et al., 2015; Derakhshi et al., 2015; Ghasemi and Dayhimi, 2015; Delavari et al., 2016; Vesali et al., 2018)

در این پژوهش برای بررسی دقیق ویژگی‏‌های خاستگاه و فرایند‏‌های مؤثر بر سنگ‏‌های متاولکانیک بایمودال منطقة ماکو، پس از بازدید‏‌های دقیق صحرایی چند رخنمون در نزدیکی روستا‏‌های عیسی‏‌خان، حسولزکو، خرز، شورآغل و آغ‏‌گل برگزیده و برداشت‏‏‌های صحرایی از آنها انجام شد. داده‌های به‏‌دست‏‌آمده‏ از این سنگ‏‌ها با سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان (مهم‏‌ترین، ستبرترین و حجیم‏‌ترین فوران سنگ‏‌های بازیک پالئوزوییک پیشین) مقایسه شده‏‌اند.

 

زمین‏‌شناسی عمومی مناطق ماکو و سلطان‌میدان

مناطق بررسی‌شده (شکل 1- A) در برگیرندة سنگ‏‌های متاولکانیک بایمودال در شمال ماکو و سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان در شمال و شمال‏‌خاور شاهرود هستند. سنگ‏‌های ماگمایی پالئوزوییک زیرین در ایران، در فریمان، رباط قره‏‌بیل، نیشابور، جام، دامغان، شاهرود، گرگان، عجب‏‌شیر و ماکو برونزد دارند (شکل 1- B). برپایة رده‏‌بندی واحد‏‌های ساختاری- رسوبی ایران، منطقة ماکو و سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان به‏‌ترتیب در پهنة زمین‏‌ساختی ایران‏‌مرکزی و البرز (Stöcklin, 1968) (شکل 1- A) و البرز- آذربایجان و البرز خاوری (Nabavi, 1976) جای دارند. در منطقة ماکو رخساره‏‌های مربوط به بخش‌های کم‏‌شیب و کم‏‌ژرفا حوضه‏‌های دریایی مربوط به دوران پالئوزوییک، مانند سازند‏‌های باروت، زاگون، لالون، میلا، شیل‏‌های اردوویسین، گدازه‏‌ها و توف‏‌های سیلورین، رخسارة کربناته و ماسه‏‌سنگی دونین میانی- بالایی (هم‏‌ارز عضو A سازند جیرود و سازند خوش‏‌ییلاق)، سنگ‏‌های کربناته کربونیفر زیرین (سازند مبارک) و سنگ‏‌های کربناته پرمین گسترش دارند. وجود دو رخسارة دونین میانی و بالایی (عضو A سازند جیرود) و کربونیفر زیرین (سازند مبارک) ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة وابستگی بیشتر این محدوده به پهنة زمین‏‌شناسی- ساختمانی البرز در دوران پالئوزوییک است (Aminiazar and Abbasi, 2003). در بخش‌های شمال ماکو، رخنمون‏‌های ناپیوسته‌ای از سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی و بازیک بایمودال به‌همراه یکدیگر، در نزدیکی روستا‏‌های عیسی‏‌خان، حسولزگو، حسوشکی، مولی، خرز، سارنج، شورآغل و آق‏‌گل برونزد دارند. این سنگ‏‌ها روی نقشة زمین‏‌شناسی با نماد Sv نشان داده شده‏‌اند (شکل 1- C).

 

 

 

شکل 1- A) رده‏‌بندی پهنه‏‌های ساختاری ایران (Stöcklin, 1968) و جایگاه مناطق بررسی‌شده روی آن؛ B) جایگاه سنگ‏‌های ماگمایی پالئوزوییک زیرین در ایران؛ C) نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 ساده‌شده منطقة بررسی‌شده برپایة نقشه 1:100000 ماکو (Aminiazar and Abbasi, 2003) و علی‏‌حاجی (Abbasi and Aminiazar, 2004)

 

 

وجود سنگ‏‌های بازیک و اسیدی به‌همراه یکدیگر و نبود ترکیب‌های حد واسط نشان‏‌دهندة ماگماتیسم بایمودال است. گدازه‏‌های این واحد، واحد‏‌های سنگی کامبرین (باروت، زاگون، لالون و میلا) و اردویسین (هم‏‌ارز لشگرک) را پوشانده‌اند. همچنین، به‏‌طور پیشرونده با ماسه‏‌سنگ‏‌های قاعده واحد دولومیتی‌شدة دونین پوشیده می‏‌شوند (شکل‌های 2- A، 2- B و 2- C). ازاین‏‌رو، این سنگ‏‌ها از دیدگاه چینه‌ای به سن سیلورین شمرده می‌شوند. در درون این مجموعه، دایک‏‌های میکرودیوریتی با فنوکریست‏‏‌های پلاژیوکلاز، در باختر روستای عیسی‏‌خان و گابرودیوریتی با فنوکریست‏‏‌های آمفیبول، در شمال‏‌باختری روستای سارنج تزریق شده اند (شکل‌های 2- D و 2- E). دگرگونی در حد سطوح پایین رخسارة شیست‌سبز، همة سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه را تحت‏‌تأثیر قرار داده است. در نزدیکی روستای حسولزکو، دگرگونی دینامیکی سنگ‏‌های متاولکانیک و رسوبی دگرگونی را برشی و میلونیتی‏ کرده است.

سنگ‏‌های متاولکانیک در منطقة بررسی‌شده دچار دگرگونی در حد شیست‌سبز و سیال‌های دگرسان‌کننده شده‌اند و تغییرات کانی‏‌شناسی در آنها رخ داده است. جایگزینی کانی‌‏‌های فرومنیزین با اپیدوت، آمفیبول، کلریت و اکسید‏‌های آهن و وجود رگه‌های با کانی‌‏‌های کوارتز، اپیدوت و کلسیت و گاه رگه‏‌های با کوارتز، کلریت و به مقدار کم تورمالین از شمار این تغییرات هستند. این تغییرات ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة تأثیر سیال‌های کلسیم و سیلیس‌دار پس از تبلور شمرده می‌شوند. افق‏‌های متاولکانیک در تناوب با رسوب‌هاب آهکی هستند (شکل 2- F) و این افق‏‌ها در چند فاز پیاپی و با وقفة زمانی اندکی فوران کرده‌اند و رسوبگذاری رسوب‌های آهکی و آهک‏‌های ماسه‏‏‌ای در وقفة زمانی میان دو فوران متوالی روی داده است.

 

 

 

شکل 2- A) همبری سازند میلا با سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی در نزدیکی روستای خرز (دید رو به شمال‏‌خاوری)؛ B) نمایی کلی از سازند‏‌های میلا، لشکرک و سنگ‏‌های متاولکانیک با ترکیب بازیک (دید رو به شمال‏‌باختری)؛ C) برونزد سنگ‏‌‏‌های آهک دولومیتی دونین با جهت شیب لایه‏‌ها به‏‌سوی شمال که سنگ‏‌های متابازیک را پوشانده است (دید رو به شمال‏‌خاوری، در نزدیکی روستای عیسی‏‌خان)؛ D) برونزد دایک میکرودیوریتی نفوذکرده در میان سنگ‏‌های متابازیک نزدیک روستای عیسی‏‌خان با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری (دید رو به شمال)؛‌ E) برونزد دایک گابرودیوریتی نفوذکرده درون سازند باروت (دید رو به شمال‏‌باختری)؛ F) دورنمایی از روستای حسولزگو و برونزد سنگ‏‌های متاولکانیک به‌همراه میان‏‌لایه‏‌های آهکی دگرگون‌شده در نزدیکی آن (دید رو به باختری)


 

 

ساخت‏‏‌های حفر‏‌ه‌ای پرشده و میان‏‌لایه‏‌های آهکی و آهکی- ماسه‏‏‌ای دگرگونه نشان‏‌دهندة رخداد فعالیت ماگمایی در محیط آبی هستند. در این میان در ‏‌لایه‏‌های آهکی دگرگونه فسیلی یافت نمی‏‌شود.

از دیدگاه جایگاه چینه‏‌شناسی، مجموعه بازالتی یا سازند سلطان‏‌میدان (Jenny, 1977) به‏‌طور همشیب روی سازند قلی جای گرفته و سازند پاد‏و با ناپیوستگی فرسایشی آن را پوشانده است. مجموعة بازالتی سلطان‏‌میدان از انباشتگی جریان‏‌های گدازه بازالتی، آگلومرا، توف و چندین لایة نازک شیلی و کنگلومرایی ساخته شده است که در دورة فعالیت ماگمایی روی هم انباشته شده‏‌اند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). حجم ماگماتیسم در توالی‏‌های اردویسین تا دونین در پهنة البرز خاوری به‏اندازه‌ای است که در برخی رخنمون‏‌ها، ستبرای سنگ‏‌های آتشفشانی به بیشتر از 1200 متر می‏‌رسد؛ به‌گونه‌ای‌که گویی شدیدترین فعالیت ماگمایی ایران در پالئوزوییک زیرین تا میانی در این بخش از البرز رخ داده است (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). Derakhshi و همکاران (2014) رخنمون‏‌های این مجموعه در بخش‌های شمال‏‌خاوری تا شمال‏‌باختری شاهرود در چشمه‏‌سید، نکارمن، خوش‏‌ییلاق تا تیل‏‌آباد و در شمال میغان را بررسی کرده‌اند. جریان‏‌های گدازه و دایک‏‌ها ترکیب بازیک دارند و درون این گدازه‏‌ها تکه‌هایی از ماسه‏‌سنگ‏‌های سازند قلی به‏‌صورت انکلاو دیده می‏‌شوند. گدازه‏‌های یادشده، گاه بسیار پرحفره هستند و پر‏‌شدگی حفره‌های آنها به پیدایش بافت بادامکی انجامیده است. برپایة گرانروی کم ماگمای بازالتی و همچنین، فراوانی و درشتی نسبی انکلاو‏‌ها، انفجار ماگما در ژرفای کم درون حوضة رسوبی رخ داده است. شواهد صحرایی نشان می‌دهند برون‏‌ریزی گدازه‏‌ها در هر دو محیط خشکی و زیرآبی روی داده‌اند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). حضور بازالت‏‏‌های منشوری در مناطق نکارمن و چشمه‏‌سید نشان‏‌دهندة رخداد فعالیت ماگمایی در محیط خشکی است. ارتفاع این گدازه‏‌های منشوری گاه به بیشتر از 20 متر می‏‌رسد و از سوی دیگر، وجود گدازه‏‌های بالشی در ناحیه خوش‏‌ییلاق تا تیل‏‌آباد، ساخت‏‏‌های حفر‏‌ه‌ای پرشده با کانی‏‌های ثانویه (کلریت، اپیدوت، کوارتز و کلسیت)، هیدروکلاستیت‏‏‌ها، و نیز میان‏‌لایه‏‌های شیلی درون این توالی، نشان‏‌دهندة رخداد بخشی از این فعالیت ماگمایی در محیط زیر آبی است (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015). دایک‏‌ها با کناره‏‌های انجماد سریع و مراکز تبلور، ترکیب بازیکی همانند بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان دارند و این ویژگی نشان‏‌دهندة ماگمای بجا‏‌مانده در مجاری تغذیه‌کننده این فعالیت ماگمایی هستند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015).

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‏‌های صحرایی، نمونه‏‌برداری و تهیة مقاطع نازک، برای بررسی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های ماکو، شمار 21 نمونه از سنگ‏‌های سالم و با کمترین دگرسانی برای انجام تجزیة عنصر‏‌های اصلی و فرعی در ترکیب سنگ کل، با همراهی شرکت زمین‏‌ریزکاوان به آزمایشگاه MSAnalytical کانادا فرستاده شدند. برای تجزیة شیمیایی و اندازه‏‌گیری اکسید‏‌های اصلی سنگ کل، در مرحلة آماده‌سازی محلول‌ها، روش آمیختن 5 گرم پودر 180 مش نمونه‏‌ها با لیتیم‌‌بورات در دمای 1000 درجة سانتیگراد و سپس انحلال در اسیدنیتریک به‏‌کار برده شد. سپس محلول در دمای 6000 درجة سانتیگراد و به‌صورت پلاسما با دستگاه ICP-OES خوانش انجام شد. غلظت اکسید‏‌ها به‏‌صورت کمی گزارش شد. در این روش، دقت سنجش کمی برای ارزیابی اکسید‏‌های اصلی از 01/0% است. همچنین، عنصر‏‌های فرعی و کمیاب و عنصرهای REE پس از انجام فرایند آماده‏‌سازی مشابه با به‏‌کارگیری روش پرتوسنجی جرمی در دستگاه ICP-MS مجهز به پرتوسنج حرارتی X-1 و خطای بیشینة ppm 10 اندازه‏‌گیری شدند. داده‏‌های به‏‌دست‌آمده در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‏‌اند. همچنین، داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی مربوط به سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان از Derakhshi و Ghasemi (2015) هستند. پس از تجزیة شیمیایی نمونه‌های سنگی، و انجام تصحیحات لازم برای حذف مواد فرار و تعیین آهن دو ظرفیتی و سه ظرفیتی، داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی به‏‌دست‌آمده با نرم‏‌افزار‏‌های گوناگونی مانند Excel و GCDkit پردازش شدند و سپس از آنها در تعبیر و تفسیر‏‌ها استفاده شد.

‏‌‏‌

سنگ‏‌نگاری

سنگ‏‌های ماگمایی مناطق ماکو و سلطان‌میدان برپایة سرشت‌شان به دو گروه بازیک و اسیدی دسته‌بندی می‌شوند:

 

1- سنگ‏‌های بازیک

1- 1- سنگ‏‌های متابازیک ماکو

پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند (شکل 3- A ). اندازة کانی‏‌ها و نسبت آنها در مقاطع گوناگون با یکدیگر متفاوت است. کانی پلاژیوکلاز بیشتر به‏‌صورت میکرولیت در زمینة سنگ دیده می‏‌‏‌شود و شکل‏‌های فنوکریست آن در این سنگ‏‌ها محدود است (شکل 3- A). کلینوپیروکسن به‏‌صورت درشت‌بلور‏‌های نیمه‏‌‏‌شکل‏‌‏‌دار تا بی‏‌‏‌شکل‏‌است (شکل 3- A). پیروکسن‏‌ها دچار کمترین دگرسانی شده‌اند و عموماً از نوع اوژیت و تیتان‌اوژیت هستند و ارتوپیروکسن در آنها حضور ندارد. زمینة این سنگ‏‌ها از میکرولیت‏‏‌های ریز پلاژیوکلاز، دانه‏‌های ریز پیروکسن و کانه کدر ساخته شده است که در بیشتر موارد دگرسان شده‏‌‏‌اند. در برخی نمونه‏‌ها زمینه از شیشه ساخته شده است (شکل 3- A). کانی‏‌های کلریت، اپیدوت، سرپانتین، آمفیبول، اسفن و کانه‏‌های کدر از مهم‏‌ترین کانی‏‌های دگرگونی این مجموعه هستند. برپایة کانی‏‌های دگرگونی و حالت برگوارگی، این سنگ‏‌ها در سطوح پایین رخسارة شیست‌سبز قرار می‏‌‏‌گیرند (شکل 3- B). افزون‏‌بر دگرگونی، در پی تأثیر سیال‌ها، سنگ‏‌های این مجموعه دگرسان نیز شده‏‌اند. کانی‏‌های کلریت، سریسیت، کلسیت، کوارتز، ایدنگزیت و کانی‏‌های کدر از مهم‏‌ترین کانی‏‌های دگرسانی این مجموعه هستند. کلریتی‏‌شدن و اپیدوتی شدن، به‌فراوانی در این سنگ‏‌ها رخ داده‌اند. مهم‏‌ترین بافت‏‏‌هایِ بازالت‏‏‌های منطقه، پورفیری با خمیره میکرولیتی- شیشه‌ای، جریانی، اینترسرتال، سرییتی، گلومروپورفیری (که پیامد تجمع کانی‏‌های کلینوپیروکسن است) و آمیگدالوییدال هستند (شکل 3- C).

 

1- 2- مجموعة بازالتی سلطان‏‌میدان

این سنگ‌ها ترکیب کمابیش یکنواخت بازالتی دارند. سنگ‏‌نگاری این مجموعة بازالتی نشان می‏‌دهد کانی‏‌های اصلی سازندة آن پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین هستند (شکل‌های 3- D تا 3- F). البته نسبت کانی‏‌های اصلی در روانه‏‌های گوناگون با یکدیگر متفاوت است و الیوین در برخی از آنها حضور ندارد. پیروکسن‏‌ها بیشتر از نوع اوژیت و تیتان‏‌اوژیت هستند و ارتوپیروکسن در این سنگ‏‌ها حضور ندارد. پلاژیوکلاز‏‌ها دگرسان شده‌اند و بیشتر سوسوریتی و سریسیتی شده‏‌اند. الیوین‏‌ها همه با کانی‏‌های ثانویه کلریت، کلسیت و کوارتز جانشین شده‏‌اند. مهم‏‌ترین بافت‏‏‌هایِ بازالت‏‏‌های منطقه، پورفیری با خمیرة میکرولیتی- شیشه‏‌ای، جریانی، پویی‌کیلیتیک، افیتیک، ساب‌افیتیک، اینترسرتال، بادامکی و گلومروپورفیری هستند (Derakhshi et al., 2014; Derakhshi and Ghasemi, 2015) (شکل‌های 3- D تا 3- F).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) سنگ‏‌های بازیک. A) درشت‏‌بلور‏‌های کلینوپیروکسن در زمینة میکرولیتی در متابازالت‏‏‌های ماکو؛ B) بافت آمیگدالوییدال و اینترسرتال در سنگ‏‌های متابازیک که فضای بین بلور‏‌های Pl توسط شیشه و کانی‏‌های کدر پر شده است و حفره پرشده با کوارتز و کلریت؛ C) جهت‏‌یافتگی ترجیحی کانی‏‌های کدر و کلریت که در سنگ‏‌های متابازیک برگوارگی پدید آورده است؛ D) درشت‏‌بلور‏‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز با بافت سریسیتی در بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان؛ E) بلور بسیار درشت و نیمه‏‌شکل‏‌دار اوژیت که در خمیر‏‌ه‌ای میکرولیتی- شیشه‌ای دیده می‌شود؛ F) درشت‏‌بلور‏‌های نیمه‏‌شکل‏‌دار الیوین که کاملاً با کلسیت و اکسید آهن جایگزین شده است. (تصویرهای A، B و C از سنگ‏‌های متابازیک ماکو و تصویرهای E، D و F از بازالت‏‏‌های سلطان‌میدان و برگرفته از Derakhshi و همکاران (2014) هستند)

 

 

2- سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی

سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی به‌همراه سنگ‏‌های متابازالتی در منطقة ماکو برونزد دارند. کوارتز، پتاسیم‏‌فلدسپار و پلاژیوکلاز از کانی‏‌‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند (شکل‌های 4- A تا 4- C). کوارتز هم به‏‌صورت فنوکریست و هم در زمینه به‏‌صورت ریزبلور روی داده است. فنوکریست‏‏‌های کوارتز به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار با فراوانی 25- 35 درصدحجمی در این سنگ‏‌ها یافت می‏‌شوند و در بیشتر آنها خوردگی خلیجی شکل به‌خوبی دیده می‏‌شود (شکل 4- A). برخی بلور‏‌های کوارتز خاموشی موجی نشان می‌دهند. همچنین، در حاشیه بیشتر آنها پتاسیم‏‌فلدسپار رشد کرده است (شکل 4- B). پتاسیم‏‌فلدسپار هم به‏‌صورت فنوکریست و هم به‏‌صورت ریزبلور در زمینة سنگ با فراوانی 10- 20 درصدحجمی یافت می‏‌شود. فنوکریست‏‏‌های پتاسیم‏‌فلدسپار به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار و گاه بی‏‌شکل با بافت پرتیتی در سنگ روی داده‌اند (شکل 4- C). در نمونة دستی، کانی‏‌‏‌های درشت پتاسیم‏‌فلدسپار با چشم نامسلح دیده می‏‌شوند. در برخی نمونه‏‌ها فلدسپار‏‌ها به‌شدت سریسیتی شده‏‌اند. کانی پلاژیوکلاز به‏‌صورت میکروفنوکریست و به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل در این سنگ‏‌ها دیده می‌شود و فراوانی کمتری نسبت به پتاسیم‏‌فلدسپار دارد (5 تا 10 درصدحجمی). بیشتر پلاژیوکلازها به مجموعة سریسیت، کائولینیت و کربنات آهن‏‌دار تجزیه شده‌اند. کانی‏‌‏‌های تیره با فراوانی کمتر از 5 درصدحجمی، هم به‏‌صورت نخستین و هم ثانویه در سنگ یافت می‌شوند. شدت دگرسانی در این سنگ‏‌ها متوسط تا شدید است. سریسیت، کلریت، کانی‏‌‏‌های کربناته و کانی‏‌‏‌های تیره از کانی‏‌‏‌های دگرسانی گوناگون این سنگ‌ها هستند. کانی فرعی زیرکن در این سنگ‏‌ها به‏‌صورت بلور‏‌های نیمه‏‌شکل‏‌دار ریز دیده می‏‌شود (شکل 4- D). بافت متاریولیت‏‏‌ها پورفیریک با خمیرة ریزبلور و گاه با زمینة درشت‌بلور (شکل 4- A) و هیالوپورفیریک است. در منطقة ماکو، دگرگونی دینامیکی کانی‏‌‏‌های زمینه، فنوکریست‏‏‌های کوارتز و فلدسپار‏‌های زمینه را خرد کرده است. در پی دگرگونی دینامیکی، متاریولیت‏‏‌ها ساخت برشی و کاتاکلاستی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 4- E و 4- F).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) سنگ‏‌های متاولکانیک اسیدی (متاریولیت‏‏‌ها) ماکو. A) درشت بلور‏‌های کوارتز با خوردگی خلیجی شکل در خمیرة ریزبلور و شیشه‏‌ای؛ B) رشد پتاسیم‌فلدسپار به دور درشت‏‌بلور کوارتز با خاموشی موجی؛ C) درشت‏‌بلور پتاسیم‌فلدسپار با بافت پرتیتی با ماکل کارلسباد در خمیرة ریزبلور؛ D) کانی فرعی زیرکن در متاریولیت‏‌ها؛ E) کوارتز با خاموشی موجی و شکسته‌شده در پی تأثیر تنش‏‌های دینامیکی؛ F) متاریولیت‏‏‌های دگرریخته با ساخت برشی و کاتاکلاستی

 

 


زمین‏‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی 13 نمونة بازیک و 8 نمونة اسیدی در جدول‌های 1 و 2 نشان داده شده‏‌اند. برای نام‏‌گذاری و بررسی سری ماگمایی سنگ‏‌های متاولکانیک منطقه به‌علت دگرگونی درجه پایین سنگ‏‌های ماکو و دگرسانی در سنگ‏‌ها، نمودار‏‌های عنصر‏‌های فرعی نامتحرک به‌کار برده شدند. در نمودار رده‏‌بندی برپایة Nb/Y دربرابر SiO2، سنگ‏‌های بازیک منطقة ماکو در محدودة آلکالی‏‌بازالت و تراکی‏‌آندزیت و سنگ‏‌های اسیدی در محدودة کومندیت- پانتلریت و ریولیت و سنگ‏‌های سلطان‌میدان در محدودة آلکالی‏‌بازالت تا بازالت ساب‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 5). جایگیری نمونه‏‌ها در محدوده یادشده چه‌بسا نشان‏‌دهندة سرشت انتقالی تا آلکالن آنهاست.

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های متابازیک ماکو پیش از انجام اصلاحات و حذف مواد فرار (اکسید‏‌های عنصر‏‌های اصلی به درصدوزنی و عنصر‏‌های فرعی و کمیاب به ppm هستند)

B14

B13

B12

B11

B10

B9

B8

B6

B5

B4

B3

B2

B1

Sample No.

48.65

44.28

44.32

51.41

50.97

45.69

45.59

44.57

46.32

47.68

52.12

49.12

46.22

SiO2

2.88

3.48

3.59

2.54

3.84

3.14

3.45

3.08

4.01

3.54

3.08

3.24

3.92

TiO2

16.22

13.93

15.78

16.76

13.43

13.93

15.94

13.63

13.15

13.49

15.02

14.28

13.24

Al2O3

11.37

14.71

13.92

10.3

13.81

134.3

14.47

12.84

13.54

14.28

12.68

13.12

14.08

Fe2O3(T)

0.20

0.24

0.17

0.12

0.21

0.3

0.28

0.27

0.25

0.16

0.26

0.24

0.18

MnO

5.11

6.33

6.06

3.65

4.36

9.18

6.30

8.63

9.08

6.35

4.42

6.25

8.14

MgO

2.65

9.59

5.31

4.13

4.66

9.55

6.55

8.55

7.74

5.78

4.32

6.25

8.42

CaO

7.24

2.44

3.30

4.29

4.52

2.47

3.34

3.03

3.08

3.12

4.08

3.62

3.12

Na2O

0.79

1.21

1.12

1.22

0.20

0.05

0.28

0.09

0.58

0.72

1.05

0.24

0.68

K2O

0.37

0.47

0.73

0.42

0.59

0.42

0.58

0.41

0.84

0.74

0.44

0.68

0.72

P2O5

163.1

378.8

390.6

140.9

585.2

84.8

169.0

28.5

149.6

322.7

214.6

184.2

163.2

Ba

23.5

23.0

24.6

31.7

2.2

0.9

6.5

3.8

2.8

4.1

3.4

1.6

2.8

Rb

102.7

374.1

365.9

45.8

104.5

512

1055

551.4

388.2

198.6

223.1

423.2

486.3

Sr

107

120

96

155

180

128

155

102

134.8

182.1

177.4

145.6

132.8

Zr

26

33.6

34.7

31.12

42.5

31.9

44.7

35.3

48.2

42.6

40.4

38.6

32.4

Nb

34.7

60.7

72.5

12.9

4.3

166.3

67

161.5

186.5

174.2

98.4

162.6

148.4

Ni

34

40.9

34.3

24.9

33.4

49

44.5

46.6

69.6

71.2

62.7

45.4

35.6

Co

1.88

4.39

4.9

6.35

3.58

2.59

4.58

2.53

2.94

3.88

4.18

3.24

2.68

Th

62

62

161

0

0

445

43

439

54.8

47.4

82.5

45.4

68.6

Cr

18.7

25.2

29.5

30.8

34.8

23.4

36

23.7

35.6

31.2

29.8

24.5

28.2

La

42.1

58.6

64.5

64.1

74.1

53.7

76.6

53.8

67.4

72.5

74.6

56.4

62.8

Ce

5.4

7.33

8.01

7.8

9.19

6.82

9.09

6.84

9.31

9.12

8.32

6.94

7.22

Pr

23.7

30.6

33.3

31.1

37.5

27.7

35.4

28.5

36.71

35.8

32.45

26.54

28.41

Nd

2.74

3.83

4.14

3.89

4.98

3.12

4.24

3.29

4.02

3.82

4.58

4.23

3.82

Sm

1.43

2.01

2.19

1.58

2.32

1.53

2.01

1.7

2.32

1.68

2.36

2.15

1.68

Eu

5.79

6.97

7.25

6.69

8.31

6.1

7.26

6.34

6.94

8.45

6.32

7.28

6.54

Gd

0.88

1.04

1.08

1

1.25

0.9

1.09

0.91

1.34

0.89

1.24

1.03

0.98

Tb

4.76

5.63

5.77

5.72

6.91

4.94

5.89

4.78

6.08

5.82

6.32

4.56

4.88

Dy

0.87

1.02

1.04

1.02

1.22

0.87

1.09

0.88

1.42

0.94

1.35

1.21

0.98

Ho

2.30

2.67

2.93

2.85

3.25

2.36

2.91

2.39

2.98

2.45

3.62

3.25

2.86

Er

0.07

0.12

0.13

0.14

0.19

0.07

0.15

0.06

0.14

0.12

0.09

0.18

0.15

Tm

1.55

1.83

1.95

2.02

2.21

1.53

2.11

1.57

1.94

2.08

2.31

1.82

12.56

Yb

0.25

0.29

0.33

0.33

0.36

0.26

0.34

0.26

0.31

0.36

0.32

0.25

0.28

Lu

22.1

25.3

27.4

26.9

31

23.1

27.2

22.8

24.8

25.3

27.8

26.4

28.2

Y

0.8

0.57

1.01

0.91

0.13

0.03

0.21

0.24

 

 

 

 

 

Cs

1.3

1.7

1.7

1.4

1.8

1.5

1.8

1.6

1.8

1.6

1.5

1.8

1.6

Ta

4.8

6.6

5.4

6.7

8.1

5.5

6.9

5.3

6.8

5.9

7.1

6.4

5.17

Hf

19

21.5

17.6

22.1

23.7

20.8

20.7

20.3

188.3

196.1

158.4

174.6

168.2

Ga

26.1

30.1

19.9

16.8

19.4

34.3

22.1

33.9

33.7

22.6

24.2

29.8

32.5

Sc

0.57

0.66

0.61

1.43

0.9

0.59

0.96

0.65

0.84

0.92

0.75

0.94

0.86

U

270

331

255

203

273

324

250

319

286

332

308

321

298

V

18

48

53

58

38

31

52

44

25.6

38.2

32.6

30.7

28.6

Pb


جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های متاریولیتی ماکو پیش از انجام اصلاحات و حذف مواد فرار (اکسید‏‌های عنصر‏‌های اصلی به درصدوزنی و عنصر‏‌های فرعی و کمیاب به ppm هستند)

VI- 36

VI- 26

VI- 19

A5

A4

A3

A2

A1

Sample No.

66.92

73.26

76.12

71.98

70.58

74.36

72.38

69.54

SiO2

0.41

0.65

0.31

0.58

0.63

o.42

0.52

0.74

TiO2

16.23

12.29

11.96

12.52

12.54

11.68

12.14

12.84

Al2O3

3.11

3.91

3.32

3.58

3.74

3.02

3.46

4.02

Fe2O3(T)

0.02

0.02

0.02

0.04

0.07

0.02

0.05

0.08

MnO

0.22

1.03

0.22

0.33

0.36

0.35

0.41

0.62

MgO

1.03

0.74

0.05

0.76

0.92

0.63

0.84

1.32

CaO

4.78

4.8

2.1

3.58

4.16

3.54

3.38

4.83

Na2O

3. 40

1.10

5.88

3.45

3.36

3.77

3.37

4.86

K2O

0.03

0.14

0.02

0.04

0.06

0.03

0.04

0.33

P2O5

27

130.6

 

45.7

42.7

61.2

52.7

44.6

Ba

93.2

40.6

177.8

106.5

145.2

116.7

102.4

98.2

Rb

0

147.9

15.7

33.6

45.2

12.3

9.6

14.8

Sr

742

129

629

456.2

698.3

775.4

725.2

682.6

Zr

165.5

49.9

171.4

154.8

186.4

176.7

144.6

168.2

Nb

2.2

13.1

3.7

6.2

3.1

5.3

4.2

3.6

Ni

1.9

6.4

0.8

1.3

0.9

1.1

0.8

1.6

Co

34.93

13.79

26.07

33.14

22.64

19.68

31.54

28.42

Th

0

1.43

0

1.4

5.1

3.2

0.8

1.1

Cr

234

49.3

81.5

154.2

188.4

135.6

98.4

123.5

La

472.6

104.6

182.2

289.5

206.4

386.5

332.6

228.4

Ce

48.95

12.74

19.17

19.82

37.25

28.42

18.12

20.32

Pr

167

52.9

65

98.21

112.6

62.88

68.94

74.32

Nd

17.95

11.57

12.69

12.08

16.12

14.54

12.98

13.01

Sm

0.39

1.33

0.42

0.94

0.76

1.23

0.68

0.54

Eu

23.23

12.22

12.22

20.14

18.35

12.14

12.66

14.28

Gd

3.31

1.99

2.03

3.08

2.56

2.89

3.04

2.31

Tb

17.66

12.6

12.27

17.18

16.02

15.77

12.24

11.88

Dy

3.36

2.35

2.54

2.74

3.12

3.08

2.48

2.32

Ho

9.78

6.59

7.99

6.88

9.15

8.36

7.24

6.92

Er

1.04

0.93

1.18

1.22

0.98

1.12

1.06

0.92

Tm

8.2

5.39

7.96

6.48

7.26

7.14

5.98

6.02

Yb

1.25

0.8

1.19

1.03

1.18

0.86

0.98

1.12

Lu

87.1

60.5

67.7

72.4

69.8

82.3

70.8

62.4

Y

1.15

1.43

1.77

 

 

 

 

 

Cs

5.1

2.2

6

6.3

5.2

4.8

6.2

4.6

Ta

29.7

8.4

17.4

18.6

25.4

19.8

22.7

18.2

Hf

38.4

20.5

29.7

34.7

35.6

29.7

33.6

32.4

Ga

14.6

5.8

5.9

7.3

4.8

5.2

5.4

6.3

Sc

4.4

3.56

6.11

5.34

3.98

4.62

6.12

0.88

U

0

43

0

24

28

14

8

11

V

124

89

165

145.2

72.6

62.8

122.4

98.6

pb

 

 

حضور به نسبت بالای تیتانیم در سنگ‏‌های بازیک با مقدار میانگینِ 42/2 و 45/3 درصدوزنی به‌ترتیب در بازالت‏‏‌های سلطان‌میدان (Derakhshi and Ghasemi, 2015) و سنگ‏‌های بازیک ماکو، با سرشت آنها به‏‌طور کامل سازگار است.

برپایة نمودار‏‌های متغیر اکسید- اکسید (Harker, 1909) (این نمودارها در مقاله آورده نشده است) و شکل 5، سنگ‏‌های منطقة ماکو دو جایگاه اسیدی و بازیک را پر می‏‌کنند؛ اما یک نبود (Gap) میان دو سری دیده می‏‌شود و سری‏‌های حد واسط وجود ندارند. این نبود سنگ‏‌های حد واسط در سری سنگ‏‌های قاره‏‌ای یا جزیره‌های اقیانوسی به نام وقفة دیلی شناخته می‏‌شود و سنگ‌شناس‏‌هایی مانند Boot و همکاران (1978)، Carmicheal (1965)، Chayes (1963)، Harris (1963)، Mukherjee (1967) و Presnall (1969) آن را بحث و بررسی کرده‌اند.

 

شکل 5- رده‏‌بندی زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان برپایة نمودار رده‏‌بندی Nb/Y دربرابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)

 

به‌دنبال Daly (1925)، Chayes (1963) نشان داد که سنگ‏‌های حد واسطِ میان بازالت‏‏‌ها و ریولیت و تراکیت در مجتمع‏‌های آتشفشانی اندک هستند. او این پدیده را پیامد سازوکار‏‌های فوران دانسته است. فراوانی گاز‏‌ها و آزاد‏‌شدن آنها در مذاب‏‌های اسیدی کمک فراوانی به بالاآمدن و ریختن ماگما‏‌های اسیدی می‏‌کند و بازالت‏‏‌ها نیز به‌علت دما و رقت بسیار آسان‏‌تر به سطح زمین می‌رسند؛ اما ماگما‏‌های حد واسط گرانروی و وزن مخصوص بیشتری دارند (به‌علت مقدار درصد FeO بیشتر) و به‌علت جدایش بلوری در ژرفای بیشتر، دشوار‏‌تر به سطح زمین می‏‌رسند. دربارة علل بایمودال‏‌بودن برون‏‌ریزی‏‌ها و وقفه دیلی در محیط‏‌های کششی دیدگاه‌های بسیاری وجود دارد و افزون‏‌بر دیدگاه‏‌های یادشده، پدیده‏‌های فراوانی مانند اثر سورت (sorret effect) (McBriney, 1984)، همرفت یا انتشار مضاعف (double diffusive convection) (Best, 1982)، نامیژاکی به حالت مایع (liquid immiscibility) (Middlemost, 1987) و انتقال گازی (gaseous transfer) (Middlemost, 1987) پیشنهاد شده‌اند. عملکرد همةاین پدیده‏‌ها به‏‌طور قطع یک نتیجه اصلی دارد و آن اینکه در بالای آشیانة ماگمایی، مذاب‏‌های سیلیکاته پرآلکالن و در پایین آن مذاب‏‌های بازالتی به‏‌صورت دو مذاب کاملاً جدا از هم روی هم پدیدار می‏شوند. بی‌گمان جدایش بلوری در این پدیده‏‌ها نقش مهمی را دارد. برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و وجود حباب‏‌های گازی که بافت آمیگدالوییدال را در متابازالت‏‏‌های منطقه پدید آورده‌اند، ماگمای نخستین یک فاز سیال گازی داشته است. به احتمال بالا پدیدة انتقال گازی نقش بسیار مؤثری در پدیداری پهنه‏‌بندی ترکیبی در آشیانة ماگمایی داشته است. پیامد برونریزی‏‌های این آشیانه‏‌ها، سنگ‏‌های آذرین بایمودال بازالتی- ریولیتی هستند. افزون‏‌بر آن، مقدار Al2O3 نمونه‏‌های بازیک کمابیش بالا و در بازة 98/13 تا 78/17 درصدوزنی است. مقدار Al2O3 بالا در بازالت‏‏‌ها ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة تبلور کانی‏‌های مافیک از مذاب نخستینِ سازندة آنها در فشار‏‌های کمابیش بالاست (Yoder, 1976). این امر باعث تمرکز آلومینیم در مذاب بجامانده و تبلور پلاژیوکلاز در فشار‏‌های کمتر می‏‌شود. این پدیده با تبلوربخشی سنگ‏‌های آلکالن در فشار‏‌های بالا، نبود سنگ‏‌های حد واسط و روی‌دادن پدیدة انقطاع دیلی سازگار است.

 

زمین‏‌شیمی و پهنة زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های بازیک

الگوی بهنجارسازی عنصر‏‌های خاکی کمیاب سنگ‏‌های  بررسی‌شده نسبت به مقادیر کندریتی (Nakamura, 1974) ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة غنی‏‌شدگی همةاین عنصرها نسبت به ترکیب کندریت است (شکل 6). الگوی کمابیش مشابه نمونه‏‌های بررسی‌شده روی این نمودار‏‌ها نشان‏‌دهندة شباهت‏‌هایی در زایش و تحول ماگمای سازندة این سنگ‏‌هاست. بالا‏‌بودن نسبت LREE/HREE ‏‌‏‌چه‌بسا نشان‏‌دهندة بالا‏‌بودن فوگاسیتة CO2/H2O و ژرفای بسیار برای پیدایش ماگما (یعنی حضور گارنت در محل خاستگاه) است؛ زیرا گارنت با نگهداشتن عنصر‏‌های خاکی کمیاب سنگین (HREE) در خود، مقدار آنها را در مذاب کاهش می‏‌دهد (Rollinson, 1993). نبود نا‏‌هنجاری منفی Eu در نمونه‏‌های بازیک، ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة مهم‌نبودن نقش پلاژیوکلاز هنگام جدایش بلوری و یا بالا‏‌بودن فوگاسیتة اکسیژن است (Drake and Weill, 1975). قله تیز منفی Eu در سنگ‏‌های متاریولیتی ‌چه‌بسا در ارتباط با جدایش و تبلوربخشی پلاژیوکلاز‏‌های کلسیک است (Rollinson, 1993).

 

 

 

شکل 6- نمودار‏‌های بهنجارشده نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)

 

 

Xia و همکاران (2012) برپایة نسبت Ti/Y گدازه‏‌های بازیک را به دو گروه بازالت‏‏‌های Ti/Y بالا (HT, Ti/Y>500) و Ti/Y کم (LT, Ti/Y<500) دسته‌بندی کرده‏‌اند. همچنین، برپایة نسبت Nb/La (شاخص آلایش پوسته‏‌ای)، گدازه‏‌های HT و LT به‌ترتیب به گدازه‏‌های HT1 (Nb/La>0.85) و HT2 (Nb/La≤0.85) و گدازه‏‌های LT1 (Nb/La>0.85) و LT2 (Nb/La≤0.85) رده‌بندی شده‏‌اند. برپایة رده‏‌بندی Xia و همکاران (2012)، نمونه‏‌های بازالتی ماکو در محدودة بازالت‏‏‌های HT1 و نمونه‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان در محدودة بازالت‏‏‌های HT1 و LT1 جای می‏‌گیرند (شکل 7- A). به باور ایشان، گدازه‏‌های HT1 در ژرفای زیاد و در پی ذوب‏‌بخشی درجة پایین یک ستون ‏‌گوشته‏‏‌ای پدید می‏‌آیند؛ اما پیدایش گدازه‏‌های LT1 به‌دنبال درجات بالاتر ذوب‏‌بخشی در سطوح کم‏‌ژرفاتر روی می‏دهد. همچنین، به باور Reichow و همکاران (2005)، مذاب‏‌های بازالتی تیتانیم بالا، از یک خاستگاه گارنت‏‌دار در ژرفای بسیار پدید می‏‌آیند و پیدایش آنها پیامد دخالت مستقیم ستون ‏‌گوشته‏‏‌ای دانسته‏‌ شده است. برای بررسی درجة ذوب‏‌بخشی در خاستگاه بازالت‏‏‌های منطقه؛ نمودار نسبت La/Yb دربرابر Dy/Yb به‌کار برده شد. برپایة این نمودار (شکل 7- B)، نمونه‏‌های بررسی‌شده روی منحنی ذوب گارنت‌پریدوتیت با درجة ذوب‏‌بخشی 12- 14 درصد برای بازالت‏‏‌های ماکو و 14تا بیش از 16 درصد برای بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان جای می‏‌گیرند. در نمودار Sm/Th دربرابر Th/Y، سنگ‏‌های بازالتی بررسی‌شده در مقایسه با بازالت‏‏‌های پشته‏‌های میان‏‌اقیانوسی عادی (N-MORB)، دارای نسبت کم Sm/Th و نسبت بالای Th/Y هستند (شکل7- C). در این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة خاستگاه غنی‌شدة نوع OIB جای گرفته‏‌اند. همچنین، نمودار (La/Nb)N دربرابر (Th/Nb)N نشان می‏‌دهد بیشتر نمونه‏‌ها از یک خاستگاه ‏‌گوشته‏‏‌ای غنی‌شدة سست‏‌کر‏‌ه‌ای و بدون آلایش پوسته‏‏‌ای جدا شده‏‌اند (شکل 7- D). Pearce (2008) پیدایش MORB را پیامد ذوب گوشتة بالایی تهی‌شده در ژرفای کم و پیدایش OIB را پیامد ذوب یک خاستگاه کمابیش غنی‌شده (شاید یک ستون ‏‌گوشته‏‏‌ای در ژرفای بیشتر) دانسته است. همانندی‏‌های بسیاری میان ویژگی‏‌های عنصرهای ناسازگار و REE در بازالت‏‏‌های آلکالن بررسی‌شده و بازالت‏‏‌های OIB دیده می‌شوند که نشان‏‌دهندة خاستگاه‌گرفتن ماگمای سازندة سنگ‏‌های منطقه از ‏‌گوشته‏‏‌ای همانندِ گوشتة خاستگاه OIB است.

 

 

 

شکل 7- ترکیب نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان در: A) نمودار Ti/Y دربرابر Nb/La (Xia et al., 2012)؛ B) La/Yb دربرابر Dy/Yb (Thirwall et al., 1994)؛ C) Sm/Th دربرابر Th/Y (Saunders et al., 1992)؛ D) نمودار (La/Nb)N دربرابر (Th/Nb)N (Dai et al., 2011)


 

 

برپایة ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری، زمین‏‌شیمیایی و نمودار‏‌های پیشنهادیِ Whalen و همکاران (1987)، نمونه‏‌های ریولیتی در گسترة گرانیتویید‏‌های (ریولیت‏‌های) نوع A جای می‏‌گیرند (شکل 8- A). Eby (1992) گرانیت‏‏‌های A-type را برپایة شیمی به دوگروه A1 و A2 دسته‌بندی کرده است. نسبت‏‏‌های عنصری سنگ‏‌های گرانیتی نوع A1 همانند بازالت جزیره‌‏‏‌های اقیانوسی هستند. این سنگ‌ها در پی جدایش بلوری ماگمای به‌دست‌آمده از منابعی با ترکیب مشابه با ترکیب محل منبع بازالت‏‏‌های جزیره‌‏‏‌های اقیانوسی که هنگام کافت درون‌قاره‏‌ای یا هنگام رویداد ماگماتیسم درون‏‌قاره‏‌ای جایگیر شده‏‌اند، پدید آمده‌اند (Eby, 1992). سنگ‏‌های گرانیتی نوع A2 نسبت‏‏‌های عنصری متغیری دارند که از نسبت‏‏‌های عنصری میانگین پوستة قاره‏‌ای تا بازالت جزیره‌های کمانی تغییر می‏‌کنند (Eby, 1992). برپایة نمودار‏‌های پیشنهادیِ Eby (1992)، متاریولیت‏‏‌های نوع A ماکو به انواع A1 وابسته‏‌ هستند (شکل 8- B).

بیشتر نمونه‏‌های بازیک بررسی‌شده در نمودار‏‌های شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی در محدودة بازالت‏‏‌های درون‏‌صفحه‏‏‌ای و به‏‌طور ویژه در محیط کافت درون‏‌قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل‌های 9- A و 9- B).

 

 

 

شکل 8- A) شناخت نوع سنگ‏‌های ریولیتی ماکو در نمودار‏‌های پیشنهادی Whalen و همکاران (1987)؛ B) شناخت نوع ‏‌های ریولیتی ماکو در نمودار‏‌های پیشنهادی Eby (1992)

 

 

شکل 9- ترکیب نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان در نمودار‏‌های زمین‏‌ساختی: A) نمودار Zr دربرابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ B) نمودار DF1 دربرابر DF2 (Agrawal et al., 2008)؛ C) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)

DF1 = 0.5533 loge (La/Th) + 0.2173 loge (Sm/Th) – 0.0969 loge (Yb/Th) + 2.0454 loge (Nb/Th) – 5.6305

DF2 = –2.4498 loge (La/Th) + 4.8562 loge (Sm/Th) – 2.1240 loge (Yb/Th) – 0.1567 loge (Nb/Th) + 0.94

 

 

نمودار پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) نشان می‏‌دهد متاریولیت‏‏‌های ماکو در یک محیط درون‏‌صفحه‏‏‌ای جایگیری کرده‏‌اند (شکل 9- C). این محیط‏‌ها، با رژیم کششی حاکم بر لبة شمال‏‌خاوری ابرقارة گندوانا و پیدایش کافت توران در اردوویسین- سیلورین (که سبب پیدایش اقیانوس پالئوتتیس و جدا‏‌شدن البرز از گندوانا شده است) همخوانی دارد. همچنین، با محیط زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های آذرین به سن اردویسین- سیلورین در دیگر بخش‌های ایران نیز همخوانی دارد (Ghasemi and Derakhshi, 2008; Ghasemi et al., 2013; Ghasemi and Kazemi, 2013; Ghasemi et al., 2015; Derakhshi and Ghasemi, 2015; Derakhshi et al., 2015, 2017).

 

تغییر و تحولات ماگمایی

در کل، ماگما‏‌های نخستین که با کانی‏‌شناسی شاخص گوشتة بالایی (الیوین+ ارتوپیروکسن+ گارنت+ اسپینل) در تعادل هستند، باید مقدار MgO بیشتر از wt.% 10، #Mg بزر‌گ‌تر از 7/0، Ni بزرگ‌تر‌ از ppm 300 و مقدار SiO2 کمتر از 50 درصدوزنی داشته باشند (Glenn, 2004). با وجود این، یک ماگمای بازیک چه‌بسا به‌جای جدا‏‌شدن از یک گوشتة عادی از مناطقی با خاستگاه متاسوماتیسم‌شده جدا شده باشد که این معیار‏‌ها دیگر کاربردی نخواهند داشت (Wilson, 1989). همچنین، با افزایش تحول ماگمایی از میزان عدد منیزیم کاسته می‏‌شود. در سنگ‏‌های متابازیک مناطق بررسی‌شده، مقدار MgO برای سنگ‏‌های بازالتی ماکو و سلطان‌میدان به‌ترتیب برابربا 54/4تا 39/9 (با میانگین 69/6) و 8/2 تا 1/10 (با میانگین 32/5) درصدوزنی است. مقدار Ni به‌ترتیب برابر 3/4 تا 5/186 و 6 تا 218 بخش در میلیون است. پس ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها از ماگما‏‌های نخستین و در حال تعادل با گوشتة عادی نبوده است و پس از پیدایش در گوشتة عادی و یا متاسوماتیسم‌شده دچار تحولات ماگمایی شده‏‌ است. یکی از اهداف بنیادین در بررسی سنگزایی سنگ‏‌های آذرین اینست که ویژگی‏‌‏‌های خاستگاه ماگما برپایة مذاب‏‌‏‌های بخشی اولیه جداشده در عمق و سیر تحولی آن در هنگام بالاآمدن بررسی شود (Wilson, 1989). سنگ‏‌های منطقة بررسی‌شده سرشت آلکالن نشان می‏‌دهند. بحث‏‌‏ دربارة سنگ‌زایی سنگ‏‌های آلکالن در برگیرندة پیچیده‏‌ترین مباحث دانش سنگ‌شناسی است. با به‌کارگیری داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی و نمودار‏‌های گوناگون، تأثیر فرایند‏‌های مؤثر بر تحولات ماگمایی مانند تبلوربخشی، ذوب‏‌بخشی، فرایند‏‌های AFC و هضم و آلایش پوسته‏‏‌ای بر سنگ‏‌های مناطق بررسی‌شده بررسی خواهد شد. سنگ‏‌های بازالتی سلطان‌میدان از دیدگاه ترکیبی تقریباً یکنواخت هستند و ترکیب بازیک دارند. ازاین‏‌رو، گمان می‏‌رود فرایند‏‌های تغییر و تحولات ماگمایی بر آن تأثیر چندانی ندارد؛ اما در منطقة ماکو سنگ‏‌های بازیک به‌همراه سنگ‏‌های اسیدی برونزد دارند. سنگ‏‌های بازیک و اسیدی از دیدگاه پیدایش به یگدیگر وابسته‏‌ هستند (Moayyed et al., in Press).

فرایند تبلوربخشی یکی از عوامل مؤثر در تحولات ماگمایی و پیدایش سنگ‏‌های گوناگون منطقة ماکو است. در نمودار SiO2 دربرابر CaO/Al2O3 برای سنگ‏‌های ماکو همخوانی منفی دیده می‌شود (شکل 10- A). کاهش بالای CaO/Al2O3 با افزایش SiO2 از سوی بازالت به ریولیت، پدیدة جدایش پلاژیوکلاز را نشان می‏‌دهد (Kabeto et al., 2009)؛ اما در سنگ‏‌های بازالتی سلطان‌میدان هیچ همخوانی میان CaO/Al2O3 و SiO2 دیده نمی‌شود. افزون‏‌بر آن Eu در سنگ‏‌های بازیک ماکو آنومالی مثبت و در سنگ‏‌های اسیدی آنومالی شدید منفی نشان می‌دهد. این ویژگی ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة جدایش بلورین شدید پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های اسیدی است. همچنین، در نمودار MgO دربرابر SiO2 دیده می‏‌شود که در سنگ‏‌های ماکو با افزایش SiO2 در سنگ‏‌ها از مقدار MgO کاسته می‏‌شود. این پدیده ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة تبلوربخشی الیوین و کلینوپیروکسن در این سنگ‏‌ها‏‌‏‌ست (شکل 10- B). در سنگ‏‌های بازالتی سلطان‏‌میدان کاهش اندک در مقدار MgO با افزایش SiO2 ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة جدایش کم الیوین و کلینوپیروکسن در این سنگ‏‌هاست. ازاین‏‌رو، تبلوربخشی در تحول سنگ‏‌های بازالتی سلطان‌میدان چندان مؤثر نبوده است. در کنار تبلوربخشی، هضم مواد پوسته‏‌ای در ماگما اهمیت ویژه‏‌ای در تکامل و تحول ماگمای سازندة سنگ‏‌ها دارد. برای تعیین نقش AFC (آلایش پوسته‏‏‌ای و تبلوربخشی) در تحول نمونه‏‌های بررسی‌شده، نمودار‏‌‏‌های نسبت‏‌‏‌های عنصر‏‌های کمیاب به‌کار برده شد. در نمودار Th/Y دربرابر Nb/Y به‏‌صورت لگاریتمی از Pearce (1983) سنگ‏‌های بررسی‌شده در محدودة آرایة گوشته‏‌ای جای می‏‌گیرند و خاستگاه گوشته غنی‏‌شده را نشان می‏‌دهند. این نمونه‌ها از روند AFC پیروی می‏‌کنند. همان‏‌گونه‏‌که نمودار‏‌های یادشده نشان می‏‌دهند، فرایند AFC نقش مؤثری در تحول سنگ‏‌های منطقة ماکو و سلطان‏‌میدان داشته است.

ماگما‏‌های صعودکنند‏‌ه‌ای که از گوشته جدا شده‏‌اند، شاید در هر مرحله از بالاآمدن با هضم‏‌ سنگ‏‌های دیواره خود آلوده شوند. برای بررسی میزان آلایش پوسته‏‏‌ای و نقش آن در تحول ماگما‏‌های سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده، نسبت‌های پیشنهادیِ Hart و همکاران (1989) برپایة عنصر‏‌های کمیاب به‌کار برده شد. بر این پایه، نسبت La/Nb بیشتر از 5/1 و La/Ta بیشتر از 22 ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة آلایش ماگما با ترکیب‌های پوسته‏‏‌ای است (شکل 10- D). کمتر‏‌بودن این نسبت‏‏‌ها از مقدارهای پیشنهادشده برای ماگما‏‌های بازالتی این مناطق ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة روی‌ندادن آلایش یا آلایش بسیار ناچیز ماگمای سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده با ترکیب‌های پوسته هنگام بالاآمدن است؛ اما سنگ‏‌های ریولیتی نسبت‏‏‌های La/Ta بالایی دارند. ازآنجایی‌که آلایش ماگمای ریولیتی با مواد پوسته‏‏‌ای احتمال ندارد، این نسبت بالا و ناهنجاری‏‌های پوسته‏‏‌ای بیشتر پیامد نقش خاستگاه غنی‌شده و درجة جدایش بلوری بالا بوده است. به باور Dai و همکاران (2011)، در ماگما‏‌های جداشده از گوشته نسبت Lu/Yb کم است (میانگین: 14/0- 15/0)؛ اما این نسبت در پوستة قاره‏‌ای بیشتر است (نزدیک به 16/0- 18/0). میانگین نسبت Lu/Yb در سنگ‏‌های بازیک ماکو و سلطان‏‌میدان به‌ترتیب نزدیک به 14/0 و 143/0 و در سنگ‏‌های اسیدی نزدیک به 156/0 است. این مقدارها نشان‏‌دهندة جدا‏‌شدن ماگمای سازندة سنگ‏‌های بازیک از یک خاستگاه گوشته‏‏‌ای، بدون آلایش پوسته‏‏‌ای است. همچنین، این مقدارها نشان می‌دهند سنگ‏‌های اسیدی از یک خاستگاه غنی‌شده و درجة جدایش بلوری بالا پدید آمده‏‌اند.

برای بررسی نقش پدیدة ذوب‏‌بخشی در تکامل و تحول ماگمای سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده، نمودار La دربرابر La/Sm به‌کار برده شد. برپایة این نمودار‏، پدیده ذوب‏‌بخشی نیز در پیدایش سنگ‏‌های منطقه به‏‌ویژه سنگ‏‌های اسیدی، مؤثر بوده است (شکل 10- E)؛ اما ذوب‏‌بخشی به‌تنهایی نمیاین مقدار گوناگونیِ سنگی را پدید نمی‌آورد و عامل اصلی گوناگونیِ سنگی در منطقه پدیده جدایش بلوری است.

 

 

 

شکل10- ترکیب نمونه‏‌های ماکو و سلطان‌میدان در: A) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر CaO/Al2O3 (Kabeto et al., 2009)؛ B) نمودار درصدوزنی MgO دربرابر SiO2 (Zhu et al., 2007)؛ C) نمودار Nb/Y دربرابر Th/Y برای سنگ‏‌های بررسی‌شده در مقایسه با ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1983) برای بازالت‏‏‌های میان‌اقیانوسی و بازالت‏‏‌های جزیره‌های اقیانوسی؛ D) نمودار La/Nb دربرابر La/Ta (Hart et al., 1989)؛ E) نمودار La دربرابر La/Sm (Fan et al., 2003)

 

 

سرشت آلکالن و میزان بالای LREE و HFSE در سنگ‏‌های مناطق بررسی‌شده نشان می‏‌دهند ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها از خاستگاه گوشته‌ای غنی‏‌شده‌ای خاستگاه گرفته است. برای شناخت میزان غنی‏‌شدگی این خاستگاه، نسبت‏‌های Zr/Y و Zr/Nb (برپایة مقدارهای پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989)) به‌کار برده شدند. به باور Sun و McDonough (1989)، نسبت‌‏‌های Zr/Y بیشتر از 46/2 و Zr/Nb کمتر از 71/15 جداکنندة خاستگاه‏‌های غنی‌شده و تهی‌شده هستند. ازاین‏‌رو، نسبت‏‏‌های Zr/Y برابر 50/3 تا 51/8 و 88/4 تا 68/7 به‌ترتیب برای سنگ‏‌های بازالتی ماکو و سلطان‏‌میدان و Zr/Nb برابر 54/2 تا 98/4 و 33/6 تا 38/11 به‌ترتیب برای سنگ‏‌های بازالتی ماکو و سلطان‏‌میدان نشان می‏‌دهند ماگمای سازنده سنگ‏‌های بازالتی منطقة ماکو و سلطان‏‌میدان از یک خاستگاه غنی‏‌شده سرچشمه گرفته‏‌اند.

 

برداشت

برپایة ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی کمابیش یکسان، سنگ‏‌های بازیک و جایگاه زمین‏‌شناسی مشترک و همانندی‏‌های بسیارِ سنگ‏‌های بازیک منطقة ماکو (در پهنة البرز- آذربایجان) و بازالت‏‏‌های سلطان‏‌میدان (در پهنة البز خاوری) بررسی و مقایسه شدند. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی مانند مقدار بالای LREE و HFSE و Ti ‏‌‏‌نشان‏‌دهندة سرشت آلکالن و جایگاه درون‏‌صفحه‏‏‌ای سنگ‏‌های بازیک بررسی‌شده هستند. برپایة سرشت روابط سنگ‏‌نگاری، سن پیدایش، سرشت ماگما، پهنة زمین‏‌ساختی، محیط پیدایش این سنگ‏‌ها، یکسان بوده و به مراحل آغازین فرایند کافت‏‌زایی شمال ابرقاره گندوانا در اردویسین- سیلورین و پیدایش اقیانوس پالئوتتیس مربوط بوده است. البته فرایند‏‌های مؤثر بر تغییر و تحول ماگما در دو منطقة یادشده متفاوت هستند. در منطقة ماکو، ماگما در آشیانة ماگمایی دچار تبلوربخشی شده و جدایش کانی‏‌های الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز از ماگمای نخستین همراه با آلایش با مواد پوسته‏‏‌ای پیدایش ریولیت‏‏‌های A-type وابسته به محیط کافتی را به دنبال داشته است. در منطقة سلطان‌میدان، ریولیت‏‏‌ها و سنگ‏‌های فلسیک کمتر حضور دارند و یا اصلاً وجود ندارند و در شمال‏‌باختری ایران در عجب‏‌شیر و ماکو دیده می‏‌شوند. این پدیده پیامد نرخ گسترش متفاوت در حرکات آغازین کافت پالئوتتیس است؛ به‌گونه‌ای‌که در منطقة شمال‏‌خاوری به‌علت سرعت گسترش بالا و شدت حرکات کششی، بازالت‏‏‌های با خاستگاه ‏‌گوشته‏‏‌ای فرصت جدایش بلوری در ژرفا را نداشته‌اند و به سرعت بالا آمده و فوران کرده‌اند؛ ازاین‌رو، انقطاع دیلی به‌ندرت دیده می‏‌شود. اما در شمال‏‌باختری و به‏‌سوی باختر کافت پالئوتتیس، به‌علت سرعت اندک گسترش و شدت کم حرکات کششی، ماگمای بازالتی فرصت تبلوربخشی در ژرفا را پیدا کرده است و ازاین‌رو، ترم‏‌های جدایش‌یافتة اسیدی پدیدار شده‌اند. با دانستن شواهد یادشده تصور می‌شود سرعت کافتی‏‌شدن و در پی آن، سرعت گسترش اقیانوس پالئوتتیس از خاور به باختر کاهش یافته است. این نکته کلیدی است که برای تطابق و فهم تغییرات افیولیت‏‏‌های پالئوتتیس از خاور تا باختر به‌کار برده می‌شود.

 

Abbasi, S. and Aminiazar, R. (2004) Geological map of Alihaji 1:100000, series sheet 4969, Geological Survey and Mineral Exploration, Tehran, Iran.
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Agrawal, S., Guevara, M. and Verma, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50(12): 1057-1079.
Ahmadi, A. (2003) Petrography, petrogenesis and geochemistry of metamorphic rocks of tootak complex. Ph. D. thesis, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran (in Persian).
Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in Northern Iran. Journal of Geodynamics 21: 1- 33.
Alavi-Naïni, M. (1972) Etude géologique de la région de Djam (Nord de l'Iran central). Ph.D. dissertation, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.‏
Aminiazar, R. and Abbasi, S. (2003) Geological map of Maku 1:100000, series sheet 4968, Geological Survey and Mineral Exploration, Tehran, Iran.
Ayati, F., Khalili, M., Noghreyan, M. and Mackizade, M. A. (2010) The Silurian magmatism in the Abyane-Soh area (Kashan-Central Iran). Journal of Science, University of Tehran 35(4): 21- 31 (in Persian).
Balaghi, Z., Sadegheian, M. and Ghasemi, H. (2010) Petrogenesis of the lower Paleozoic igneous rocks, south of Bahabad (Bafq, Central Iran): Implication for rifting. Iranian Journal of Petrology 1(4): 45- 64 (in Persian).
Bayat, F. and Torabi, G. (2012) Petrology of metabasalts of south Arusan (northeast of Esfahan). Journal of Economic Geology 2(4): 271- 284 (in Persian).
Berberian, F. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 5: 101- 117.
Best, M. G. (1982) Igneous and metamorphic petrology. Freeman, San Francisco, US.
Boot, B., Croasdale, R. and Walker, G. P. L. (1978) A quantitative study of five Thousand years of volcanism on Sao Miguel. Azores. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 288: 271- 319.
Boulin, J. (1991) Structures in Southwest Asia and evolution of the eastern Tethys. Tectonophysics 196: 211- 268.
Buchs, D. M., Bagheri, S., Martin, L., Hermann, J. and Arculus, R. (2013) Paleozoic to Triassic ocean opening and closure preserved in Central Iran: constraints from the geochemistry of meta-igneous rocks of the Anarak area. Lithos 172: 267- 287.‏
Carmicheal, I. S. E. (1965) Trachytes and their feldspar phenocrysts. Mineralogical Magazine 34: 107- 25.
Chayes, F. (1963) Relative abundance of intermediate members of the oceanic basalt-trachyte association. Journal of Geophysical Research 68: 1519- 1534.
Dai, J., Wang, Ch., Hebert, R., Li, Y., Zhong, H., Guillaume, R., Bezard, R. and Wei, Y. (2011) Late Devonian OIB alkaline gabbro in the Zangbo Zone: Remnants of the Paleo-Tethys? Gondwana Research 19: 232- 243.
Daly, R. A. (1925) The geology of Ascension island. Proceedings of the American Academy of Arts and Sciences 60(1): 3- 80.‏
Delavari, M., Dolati, A., Mohammadi, A. and Rostami, F. (2016) The Permian volcanics of central Alborz: implications for passive continental margin along the southern border of Paleotethys. Ofioliti 41(2): 59- 74.
‏Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2015) Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: Magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geoscience 8(2): 849- 866.
Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2014) Ordovician-Devonian magmatism in the north of Shahrood: Implication for long lived rifting of Paleotethys in eastern Alborz. Iranian Journal of Petrology 5(18): 105- 122 (in Persian).
Derakhshi, M., Ghasemi, H. and Toksoy Koksal, F. (2015) Mineral chemistry and thermo-barometry of Sultan Maidan basalts. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 23(2): 257- 268 (in Persian).
Derakhshi, M., Ghasemi, H. and Sahami, T. (2014) Geology and petrology of the Soltan Maydan basaltic complex in North-Northeast of Shahrud, Eastern Alborz, North of Iran. Journal of Geosciences, 23(19): 63- 76 (in Persian).
Derakhshi, M., Ghasemi, H. and Miao, L. (2017) Geochemistry and petrogenesis of Soltan Maidan basalts (E Alborz, Iran): Implications for asthenosphere-lithosphere interaction and rifting along the N margin of Gondwana. Geochemistry 77(1): 131- 145.
Drake, M. J. and Weill, D. F. (1975) Partition of Sr, Ba, Ca, Y, Eu2+, Eu3+ and other REE between plagioclase feldspar and magmatic liquid: an experimental study. Geochimica et Cosmochimica Acta 39: 689- 712.
Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20(7): 641- 644.‏
Fan, W. M., Guo, F., Wang, Y. J. and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extension in the northern Da Hinggan Mountains, northeastern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research 121(1): 115- 135.
Fathi, T. (1998) Petrological and geochemical investigations of volcanic rocks of lower peleozoic age in northeast Iran (Shahruad, Robat-e-Gharabil, and Bojnurd regions). M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Ghasemi, H. and Dayhimi, M. (2015) Devonian Alkaline Basic Magmatism in Eastern Alborz, North of Shahrood: Evidence for Paleotethys Rifting. Iranian Journal of Geology 32: 19-32 (in Persian).
Ghasemi, H. and Derakhshi, M. (2008) Mineralogy, geochemistry and role of olivine mechanical separation in generation of Lower Paleozoic igneous rocks in Shirgesht area, NW of Tabas, Central Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 16(2): 207–224 (in Persian).
Ghasemi, H. and Kazemi, Z. (2013) Tectonic setting and source characteristics of the Abarsej formaion igneous rocks (upper Ordovician), eastern Alborz, north of Shahrood. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(2): 319-330 (in Persian).
Ghasemi, H. and Khanalizadeh, R. (2012) Toye-Darvar A-type granitoid southwest of Damghan: constrains on the Paleotethyan extentional basin of lower Paleozoic in Alborz. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 20(1): 3-24 (in Persian).
Ghasemi, H., Kazemi, Z. and Salehian, S. (2015) Comparsion of the mafic igneous rocks from the Ghelli formation (upper Ordovician) and the Gorgan schists in the eastern Alborz zone. Journal of Geosciences 24(96): 263- 276 (in Persian).
Ghasemi, H., Kazemi, Z. and Taheri, A. (2013) Geochemistry and petrogenesis of Abarsej formation basalts (upper Ordovician), Eastern Alborz, North Shahrood. Journal of Geochemistry 1(1): 12- 23 (in Persian).
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.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, Landon, UK.
Harris, P. G. (1963) Comments a paper by F. Chayes, “Relative abundance of intermediate members of the oceanic basalt-trachyte association”. Journal of Geophysical Research, 68(17): 5103-7.
Hart, W. K., WoldeGabriel, G., Walter, R. C. and Mertzman, S. A. (1989) Basaltic volcanism in Ethiopia: constraints on continental rifting and mantle interactions. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 94(B6): 7731-7748.‏
Jenny, J. (1977) Percambrian et paleozoiqe in ferieure, del Elburz oriental enre Aliabad et Shahrood, Iran du inrod-east. Eclogae geologica helvetiae 70(3): 761- 770
Kabeto, K. Sawada, Y and Roser, B. (2009) Compositional differences between felsic volcanic rocks from the margin and center of the northern main Ethiopian Rift. Momona Ethiopian Journal of Science 1: 4- 35.
Kamali, A., Pirvaj, H., Nemati, F., Ameri, A. and Fadaian, M. (2011) Petrology and Tectonic setting of basalts of Dizabad of Neishabur. Journal of Geosciences 21(84): 119- 128 (in Persian).
Kazemi, Z. (2013) Petrology, geochemistry and characteristics of source's of Ordovician igneous rocks in Abarsaj formation, Shahrood. M.Sc. thesis, Shahrood University of Thechnology, Shahrood, Iran (in Persian).
McBriney A. R. (1984) Igneous petrology. Freeman, Cooper & Co., San Francisco, US.
Middlemost E. A. K. (1987) Magmas and magmatic rocks, An Introduction to igneous petrology. Longman, London, UK.
Mirlohi, A. (2008) Petrology and geotectinic setting of early Paleozoic basalts of Jahagh valley (east of Ghohrud village, south of Kashan). M.Sc. thesis, university of Esfahan, Esfahan, Iran (in Persian).
Moayyed, M. (2013) Petrography and petrology of A–type rhyolites of Ghaleh-Chay (Ajabshir, East-Azerbaidjan). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(3): 403- 416 (in Persian).
Moayyed, M., Valinasabzarnagh, F., Jahangiri, A. and Azizi, H. (in press). Petrography and petrology of early Paleozoic bimodal metavolcanic rocks in north of Maku, North West of Iran. Journal of Geosciences, DOI: 10.22071/gsj.2020.196325.1693.
Mukherjee, A. (1967) Role of fractional crystallization in the descent: basalt-trachyte. Contributions to Mineralogy and Petrology 16: 139- 48.
Nabavi, M. H. (1976) An introduction to the geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).‏
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38(5): 757- 775.‏
Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100:14- 48
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(1): 33- 47.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Thindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of Petrology 25: 956- 983.
Pearce, J. A. (1983) The role of sub-continental lithospere in magma genesis at destructive plate margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230–249. Shiva, Nantwhich, UK.
Presnall, D. C. (1969) The geometrical analysis of partial fusion. American Journal of Science, 267: 1178- 1194.
Reichow, M., Saunders, A., White, R., Al’Mukhamedov, A. and Medvedev, A. (2005) Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Siberian Basin: an extension of the Permo–Triassic Siberian Traps, Russia. Lithos 79: 425- 452.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data, evalution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, Wiley, New York, US.
Sahami, T. (2012) Geology and petrogenesis of Soltan Maidan basalts in Negarman and Abarsej areas, north of Shahrood. M.Sc. thesis, Shahrood University of Thechnology, Shahrood, Iran (in Persian).
Salehian, S. and Ghasemi, H. (2011) Petrology and geochemistry of mafic igneous rocks in Gorgan schist. 16th Iranian Conference of Crystallography and Mineralogy, Golestan University, Golestan, Iran (in Persian).
Saunders, A. D., Storey, M., Kent, R. W. and Norry, M. J. (1992) Consequence s of plume lithosphere interactions. In: Magmatism and the cause of continental breakup (Eds. Storey, B. C., Alabaster, T. and Pankhurst, R. J.) Special Publication, 68: 41- 60. Geological Society of London, UK.
Stampfli, G. M. (1978) Étude Géologique Générale de l'Elburz Oriental au S de Gonbad-e-Qabus Iran NE. Ph.D. these. Genève, l'Université de Genève, Switzerland.
Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229- 1258.
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. Saunder, A. D. and Norry, M. J.). Geological Society, London 42(1): 313- 345.
Thirwall, F. M., Upton, B. J. and Jenkins, C. (1994) Intraction between continental lithosphere and Iceland plume-Sm-Nd-Pb isotope geochemistry of Tertiary basalts, Ne Greenland. Journal of Petrology 35: 839- 879.
Torabi, G. (2009) Late Permian lamprophyric magmatism in north-east of Isfahan Province, Iran: A mark of rifting in the Gondwanaland. Comptes Rendus Geoscience 341(1): 85- 94.‏
Torabi, G. and Hashemi, F. (2010) Petrology of Devonian basalts from Pol-e-Khavand area (SE of Anarak, NE of Isfahan). Iranian Journal of Petrology 1(3): 29- 46 (in Persian).
Torabi, G. and Arai, S. (2013) Back-arc Paleo-Tethys related blueschist from Central Iran, south of Chupanan, Isfahan Province. Petrology 21(4): 393- 407.
Vesali, Y., Esmaeili, D. and Sepidbar, F. (2018) Petrology, geochemistry and tectonic setting of alkaline mafic rocks in the Jalal Abad area in the NW of Zarand (Kerman Province): Evidence for Paleo-Tethys rifting in the Central Iran. Iranian Journal of Petrology 9(33): 1-20 (in Persian).
Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95: 407- 419.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hymen, London, UK.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325- 342.
Xia, L., Xia, Z., Xu, X., Li, X. and Ma, Z. (2012) Mide Late Neop roterozoic rift-related volcanic rocks in China: Geological records of rifting and break-up of Rodinia. Geoscince Frontiers 3(4): 375- 399.
Yoder, H. S. Jr. (1976) Generation of basaltic magma. National Academy of Sciences, Washington D. C., US.
Zhu, D., Pan, G., Mo, X., Liao, Z., Jiang, X., Wang, L. and Zhao, Z. (2007) Petrogenesis of volcanic rocks in the Sangxiu Formation, central segment of Tethyan Himalaya: A probable example of plume- lithosphere interaction. Journal of Asian Earth Sciences 29 320- 335.