Petrographic and geochemical characteristics of olivine basalts from east of Nehbandan and Chahchocho (Sistan suture zone, eastern Iran)

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of Geology, Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan 98167-45845, Iran

2 Faculty of Earth Science, College of Science, University of Tehran, Tehran 14155-64155, Iran/Department of Geology and Environmental Earth Sciences, Miami University, OH 45056, USA

Abstract

Olivine basalts from east of Nehbandan and Chahchocho regions belong to sodic alkaline and transitional magma series. Compared to alkaline olivine basalts (AOB), the transitional olivine basalts (TOB) have higher MgO, SiO2, Ni, Cr, Ba, Th, Pb, and U, and lower TiO2, FeOt, REE, and HFSE. High MgO, Mg#, Ni, and Cr (13.8 wt%, 77, 531 and 860 ppm, respectively) of the TOBs indicate that their chemical composition is close to a primary magma in equilibrium with mantle peridotites, whereas, the same values of the AOBs (8.3 wt%, 59, 155 and 176 ppm, respectively) are not quite close to a presumed primary magma. Based on petrographic and geochemical criteria, the TOBs have undergone both crystal fractionation and crustal assimilation, but the AOBs just show evidence of fractional crystallization. The enrichment of all rocks in the LREEs compared to the HREEs, LILEs relative to the HFSEs, together with the REE and multi-element patterns close to those of OIB may be indicative of an enriched asthenospheric-lithospheric mantle source. Non-modal batch melting models show that the AOBs are generated by ~7% partial melting of an asthenospheric mantle source at garnet lherzolite stability field. Furthermore, the TOBs are formed either by 7-15% partial melting of a metasomatized lithospheric mantle, or they are products of partial melting of an asthenospheric-lithospheric mantle source at 50% garnet-50% spinel lherzolite stability field.
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

بررسی بازالت‏‌ها به‌عنوان سنگ‏‌هایی که ماگماهای سازندة آنها از ذوب گوشته پدید آمده‌اند، رهنمود خوبی برای شناخت سرشت گوشته یک منطقه است؛ به‌ویژه بازالت‏‌های اولیه که ترکیب آنها با پریدوتیت گوشته‏‌ای (بازالت هایی با Mg#، MgO، Ni و Cr بالا و SiO2 کمتر از 52 درصدوزنی) در تعادل است، اهمیت و کاربرد بسیاری در زمینة بررسی شیمیایی خاستگاه گوشته دارند. همچنین، پژوهشگران با بررسی آنها اطلاعات ارزشمندی دربارة شرایط حاکم بر گوشته هنگام ذوب به‌دست می‌آورند (Wilson, 1989).

پهنة زمین‌درز سیستان (Tirrul et al., 1983) از زیررده‌بندی‌های زمین‌شناسی خاور ایران به‌شمار می‌رود. این پهنه مجموعه‏‌ای از بلندی‌ها و فرونشست‏‌ها است که گسل‏‌هایی با روند شمالی- جنوبی ساختارهای اصلی آن را می‌سازند (Tirrul et al., 1983; Alavi Naini and Lotfi, 1989, 1990). در این پهنه حجم بزرگی از رخنمون‏‌ سنگ‏‌های آتشفشانی در بخش‏‌های شمالی و پهنة گسلی نه (Neh) دیده می‌شود (Walker et al., 2009; Pang et al., 2012, 2013; Kheirkhah et al., 2015) (شکل 1). برپایة بررسی‌های انجام‌شده، تا کنون از این مجموعه‏‌های ماگمایی، سنگ‏‌های مافیک که ترکیب زمین‌شیمیایی نزدیک به ماگمای نخستین (با مقدار SiO2 کمتر از 52 درصدوزنی و MgO بیشتر از 8 درصدوزنی) نشان بدهند تنها در چند بررسی گزارش شده است. در بررسی‌های Pang و همکاران (2012) و Kheirkhah و همکاران (2015)، سنگ‏‌های مافیک با مقدار SiO2 کمتر از 52 درصدوزنی و MgO برابربا 5 تا 8 درصدوزنی گزارش شده‌اند. ایشان این سنگ‏‌ها را از سری آلکالن و از دیدگاه ترکیب زمین‌شیمیایی، همانند بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) دانسته‏‌اند. Delavari و همکاران (2014) نیز بازالت‏‌هایی با مقدار SiO2 برابربا 47 تا 53 درصدوزنی، MgO برابربا 6 تا 12 درصدوزنی و Mg# 60 تا 77 را در منطقة نهبندان گزارش کرده و آنها را از دو سری ماگمایی توله‌ایت و کالک‌آلکالن و مرتبط با ماگماتیسم فرورانش دانسته‏‌اند.

سنگ‏‌های مافیک بررسی‌شده در این پژوهش، با SiO2 کمتر از 52 درصدوزنی و MgO بیشتر از 8 درصدوزنی، در پهنة گسلی نه، در نهبندان و چاه چوچو و در راستای گسل نهِ خاوری رخنمون یافته‏‌اند.

تا کنون بررسی‏‌ ‌روی این رخنمون‏‌های آتشفشانی مافیک انجام نشده است. با توجه به این موضوع و نزدیکی ترکیب زمین‌شیمیایی این سنگ‏‌های مافیک به ماگماهای اولیه جداشده از گوشته، بررسی آنها دربارة شناخت بهتر سرشت گوشته در پهنة زمین‏‌درز سیستان یاری‌دهنده است. ازاین‌رو، در این پژوهش به بررسی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی و سنگ‌نگاشتی این سنگ‏‌ها، تأثیر فرایندهای جدایش بلورین (تفریق بلورین) و آلایش پوسته‏‌ای ‌روی آنها، الگوسازی ذوب و بررسی سرشت گوشته خاستگاه پرداخته شده است.

 

جایگاه زمین‌شناختی و پیشینة بررسی‌های انجام‌شده در منطقه

محدودة میان دو گسل نه خاوری و نه باختری «پهنة گسلی نه» دانسته شده است. این پهنه در پی فعالیت این دو گسل پدید آمده است (Khatib, 1998). این گسل‏‌ها به‌صورت شاخه‌شاخه‌اند و روند شمالی- جنوبی نشان می‌دهند (Walker and Jakson, 2004) (شکل 1).


 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی تهیه‌شده برپایة بررسی‌های صحرایی، سنگ‌شناختی و زمین‌شیمیایی انجام‌شده در این پژوهش، برپایة تصویرهای ماهواره‏‌ای گوگل‌ارث و نقشة زمین‌شناسی 100000/1 خونیک (Alavi Naini and Lotfi, 1990) (مناطق بررسی‌شده در خاور نهبندان و چاه چوچو در کادر نشان داده شده‏‌اند)

 

 

پهنة گسلی نه با درازای نزدیک به 200 کیلومتر و گسترش 10 تا 40 کیلومتر در مرز میان پهنة لوت در باختر و پهنة زمین‌درز سیستان در خاور جای دارد و خود بخشی از پهنة زمین‌درز سیستان به‌‌شمار می‌رود (Tirrul et al., 1983; Alavi Naini and Lotfi, 1989, 1990). در این پهنه، مرز میان بیشتر واحدهای سنگی گسلی است (Alavi Naini and Lotfi, 1989, 1990). واحدهای دگرگونی در حد رخساره اسلیت و فیلیت به سن کرتاسه، واحدهای توربیدایتی به سن احتمالی کرتاسه تا ائوسن و واحدهای آذرین به سن کرتاسه تا کواترنری از واحدهای سنگی پهنة گسلی نه هستند (Tirrul et al., 1983; Alavi Naini and Lotfi, 1989, 1990, 1991). واحدهای آذرین بیشتر دربردارندة سنگ‏‌های آتشفشانی و درونیِ مجموعه‏‌های افیولیتی، به سن کرتاسه پسین (Tirrul et al., 1983) و سنگ‏‌های آتشفشانی به سن ائوسن تا کواترنری (Camp and Griffis, 1982; Walker and Jackson, 2004; Pang et al., 2012, 2013; Kheirkhah et al., 2015) هستند. بیشتر واحدهای سنگی آذرین روند شمالی- جنوبی تا شمال باختری- جنوب‌خاوریی دارند و در راستای گسل‏‌ها رخنمون نشان می‌دهند (Alavi Naini and Lotfi, 1989, 1990). سنگ‏‌های مافیک بررسی‌شده، با 52 درصدوزنی SiO2، بیشتر از 6 درصدوزنی MgO و با سن نسبی جوان‌تر از میوسن (Alavi Naini and Lotfi, 1989, 1990) به‌صورت پلاگ و مخروط‏‌های سیندر در مناطق نهبندان و چاه چوچو دیده می‌‏شوند (شکل 1). ‌گفتنی است برپایة بررسی‏‌های سنگ‌نگاشتی و زمین‌شیمیایی، پلاگ‏‌ها از نوع الیوین‌بازالت تحولی (از این پس به اختصار تحولی یا TOB خوانده خواهند شد) و مخروط‏‌های سیندر از نوع الیوین‌بازالت آلکالن (از این پس به اختصار آلکالن یا AOB خوانده خواهند شد) هستند.

پلاگ‏‌ها در سنگ‏‌های توربیدایتی ائوسن، سنگ‏‌های آتشفشانی الیگوسن- میوسن و کنگلومرای میوسن نفوذ کرده‏‌اند. ستبرای آنها نزدیک به 30 سانتیمتر تا 50 متر است و به‌رنگ سیاه تا قهوه‏‌ای تیره دیده می‏‌شوند. بیشترین رخنمون این پلاگ‏‌ها را می‏‌توان در مجموعه‏‌های سنگی قرار گرفته در جنوب‌خاوری و شمال‌خاوری شهرستان نهبندان دید (شکل 1). در این مناطق واحدهای سنگی، با مرز گسلی، در امتداد یک نوار افیولیتی و با فاصله کمتر از 5 کیلومتر در راستای گسل نه خاوری واقع شده‏‌اند.

مخروط‏‌های سیندر در راستای گسل بندان در منطقة چاه چوچو دیده می‏شوند (شکل 1). گسل بندان گسلی ریدل و مربوط به پهنة گسلی راستالغز نه دانسته شده است (Khatib, 1998). این مخروط‏‌های سیندر با رنگ سیاه تا خاکستری تیره و بلندای کمتر از 50 متر ‌روی سنگ‏‌های کهن‏‌تر از میوسن دیده می‏‌شوند. بمب، پامیس و واریزه‏‌های آتشفشانی از سازندگان اصلی این مخروط‏‌های سیندر هستند.

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‏‌های میکروسکوپی، شمار 11 نمونه، کاملاً سالم و یا با کمترین نشانه‌های دگرسانی برگزیده و برای انجام تجزیة شیمیایی به روش‏‌های XRF و ICP-MS به آزمایشگاه Met-Solve Analytical در کانادا فرستاده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة این نمونه‏‌ها در جدول 1 آورده شده‏‌اند. همچنین، شمار 3 نمونه استاندارد TD-1 (Dunn and Stringer, 1990) نیز برای ارزیابی دقت (precision) و صحت (accuracy) داده‌ها، به‌طور ناشناس تجزیه شده‏‌اند. مقدار انحراف معیار 2δ ‌روی متوسط مقادیر 3 نمونه استاندارد، میزان دقت داده‏‌های به‌دست‌آمده را نشان می‏‌دهد (Jeffrey, 1975). براین پایه، دقت به‌دست‌آمده برای عنصرهای اصلی کمتر از 08/0 درصد، برای عنصرهای با پتانسیل یونی کم (LILE)‏‌ کمتر از 5/7 درصد، برای عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE)‏‌ کمتر از 7 درصد و برای عنصرهای خاکی کمیاب (REE) و فلزها 4 درصد است. صحت نیز برای عنصرهای اصلی کمتر از 5/6 درصد، برای عنصرهای LILE‏‌ کمتر از 11 درصد، برای عنصرهای HFSE‏‌ کمتر از 15 درصد، برای عنصرهای REE کمتر از 6 درصد و برای فلزهای پایه 15 درصد ‌است. همچنین، برای رسم نمودارها از نرم‌افزار اکسل بهره گرفته شد. نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است.

 

جدول 1- مقدار عنصرهای اصلی (درصدوزنی)، مقدار عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (ppm یا بخش در میلیون) و درصد نورم CIPW کانی‌هایِ نفلین (Nph)، الیوین (Ol) و کلینوپیروکسن (Cpx) در نمونه‏‌های الیوین‌بازالت تحولی (TOB) و الیوین‌بازالت آلکالن (AOB) خاور نهبندان و چاه چوچو

Sample No.

E 21

E 22

P 10

P 32

P 35

P42

C 12

C 13

A 16

A 18

A 19

TOB

TOB

TOB

TOB

TOB

TOB

AOB

AOB

AOB

AOB

AOB

SiO2

48.08

48.15

49.45

48.25

48.66

48.57

45.81

45.57

46.16

46.55

45.72

TiO2

0.78

0.77

0.72

0.71

0.71

0.72

3.09

3.10

3.08

3.09

3.11

Al2O3

13.67

13.78

13.93

13.61

13.82

13.90

14.21

14.12

14.14

14.37

14.10

Fe2O3

1.30

1.29

1.24

1.23

1.24

1.22

1.87

1.88

1.78

1.82

1.80

FeO *

7.40

7.37

6.98

7.08

7.10

6.94

10.67

10.71

10.18

10.26

10.32

MnO

0.15

0.15

0.14

0.14

0.14

0.14

0.17

0.17

0.17

0.16

0.16

MgO

14.59

14.32

13.65

13.72

13.50

13.21

8.14

8.35

8.20

8.45

8.42

CaO

8.61

8.25

7.87

8.19

8.01

8.19

7.78

7.86

7.87

8.09

8.02

Na2O

3.42

3.40

3.23

3.29

3.32

3.39

5.46

5.42

4.95

4.89

4.74

K2O

1.15

1.25

1.18

1.16

1.19

1.14

1.48

1.53

1.49

1.53

1.43

P2O5

0.24

0.24

0.20

0.20

0.20

0.20

0.61

0.62

0.68

0.69

0.68

LOI

0.33

0.54

1.49

1.93

1.33

1.65

0.06

0.01

0.12

0.23

0.40

Total

99.72

99.52

100.07

99.51

99.22

99.26

99.35

99.34

98.81

100.13

98.90

Mg# **

78

78

78

78

77

77

58

58

59

60

60

La

18.30

18.50

14.70

16.20

15.30

21.10

19.40

20.40

22.30

22.40

22.60

Ce

38.70

38.80

30.70

31.30

32.00

37.90

61.90

61.80

66.40

67.00

67.00

Pr

4.70

4.65

3.82

3.74

4.00

4.09

9.06

9.22

9.76

9.66

9.38

Nd

19.08

19.72

15.90

17.38

17.38

18.02

43.25

43.99

44.52

46.53

44.63

Sm

4.29

3.66

3.52

3.73

3.69

3.47

9.06

8.77

9.74

9.39

9.12

Eu

1.12

1.04

1.10

0.99

1.03

1.12

2.62

2.58

2.34

2.39

2.74

Gd

4.17

3.97

3.62

3.52

4.44

3.12

9.28

8.15

8.83

9.34

8.24

Tb

0.59

0.53

0.51

0.56

0.56

0.52

1.11

1.16

1.06

1.02

1.13

Dy

3.61

3.43

2.87

3.64

3.00

3.14

5.43

6.35

5.96

5.37

6.06

Ho

0.60

0.61

0.52

0.61

0.61

0.49

0.99

0.97

0.98

0.88

0.98

Er

1.63

1.50

1.68

1.48

1.99

1.45

2.21

2.54

2.55

2.05

2.39

Tm

0.26

0.29

0.21

0.22

0.27

0.22

0.28

0.32

0.32

0.34

0.28

Yb

1.81

1.58

1.14

1.54

1.64

1.35

1.89

2.03

2.07

1.90

1.90

Lu

0.27

0.30

0.25

0.22

0.29

0.26

0.30

0.31

0.22

0.36

0.35

Y

15.01

15.39

13.21

13.78

15.96

13.59

23.47

23.47

22.14

22.33

23.37

Rb

33.58

33.58

30.25

30.02

35.88

31.05

42.78

43.36

31.05

29.90

29.67

Sr

478

445

382

378

452

368

726

723

699

739

751

Ba

559

573

505

499

529

483

250

237

254

253

253

Pb

5.20

5.40

8.30

6.10

6.40

6.80

7.40

6.10

3.70

3.70

3.90

Zr

115

119

93

99

91

99

264

293

237

335

350

Hf

2.53

2.76

2.19

2.65

2.76

2.07

6.33

6.33

5.87

6.10

7.82

Nb

7.60

5.70

3.80

7.60

19.00

5.70

26.60

22.80

38.00

66.50

58.90

Ta

0.95

0.95

1.33

0.95

1.33

0.76

1.90

1.90

2.28

2.28

2.28

Th

4.34

4.32

4.02

3.99

4.17

4.17

1.62

1.53

2.13

2.17

2.11

U

0.95

1.07

1.00

0.90

1.04

0.89

0.80

0.79

0.62

0.65

0.50

Ni

597

606

505

541

497

482

159

168

140

141

145

Cr

666

630

930

930

1035

915

189

194

129

133

218

Co

60

64

62

59

62

58

57

58

51

54

53

V

256

258

326

315

341

310

317

332

247

242

322

Nph

5.53

5.40

1.22

3.15

2.84

2.94

15.42

15.56

12.14

11.90

11.55

Cpx

18.43

16.93

14.58

16.50

15.75

16.40

20.43

20.75

19.05

19.12

18.84

Ol

28.11

28.54

27.69

27.51

27.36

26.48

17.25

17.52

17.39

17.77

17.99

* FeO = 0.85∑Fe (McBirney, 2006); **Mg# = [Mg/(Mg+Fe)]×100

 


سنگ‌نگاری

بافت اصلی در سنگ‏‌های بررسی‌شده پورفیری (شکل‏‌های 2- A و 2- C) و در برخی از نمونه‏‌های تحولی میکروگرانولر است. فنوکریست‏‌ها شامل الیوین و به‌ندرت کلینوپیروکسن هستند. اکسیدهای آهن و تیتانیم نیز 1 تا 2 درصدحجمی سنگ را می‏‌سازند. با وجود این شباهت‏‌های میکروسکوپی، نمونه‏‌های تحولی و آلکالن از دیدگاه ویژگی‏‌های میکروسکوپی، فنوکریست‏‌های الیوین، فراوانی میکروفنوکریست‏‌ها، ابعاد و ترکیب کانی‌شناختی زمینه با یکدیگر متفاوت هستند.

 

 

 

شکل 2- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از: A، B) الیوین‌بازالت‏‌های تحولی؛ C، D) الیوین‌بازالت‏‌های آلکالن

 

 

در نمونه‏‌های تحولی، فنوکریست‏‌ها و میکروفنوکریست‏‌های الیوین 1 تا 15 درصدحجمی سنگ را دربر می‏گیرند (شکل 2- A). این کانی بیشتر به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‏‌دار، شکل‏‌دار و بی‌شکل دیده می‌شود و بزرگی آنها به 5/0 تا 5/1 میلیمتر می‌رسد. همچنین، بیشتر الیوین‏‌ها شکستگی‏‌های فراوان و دگرسانی ایدینگزیتی (شکل 2- B) نشان می‌دهند و برخی نمونه‏‌ها تنها در بخش حاشیة خود کمی کلریتی‏‌ و سرپانتینی شده‌اند. فنوکریست‏‌ها و میکروفنوکریست‏‌های کلینوپیروکسن در این سنگ‏‌ها به‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و به رنگ زرد روشن تا بی‌رنگ (در PPL) دیده می‏‌شوند. بزرگی آنها نیز برابربا 1/0 تا 1 میلیمتر است و شاید دیوپسید باشند. در این سنگ‏‌ها، زمینه دانه‌درشت‏‌تر از نمونه‏‌های آلکالن است. پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار/فلدسپاتویید، الیوین و کلینوپیروکسن از کانی‌های سازندة این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند.

در نمونه‏‌های آلکالن، 2 تا 5 درصدحجمی سنگ را فنوکریست‏‌های الیوین می‏‌سازند. این کانی به‌صورت بلورهای شکل‏‌دار، نیمه‌شکل‏‌دار، دندریتی و اسکلتی‌شکل، به بزرگی 7/0 تا 1 میلیمتر و اغلب سالم دیده می‏‌شود (شکل 2- C). به‌ترتیب فراوانی، الیوین، سانیدین، نفلین (شکل 2- D) و به ندرت کلینوپیروکسن از میکروفنوکریست‏‌هایِ این سنگ‏‌ها هستند. میکروفنوکریست‏‌های الیوین به بزرگی 1/0 تا 5/0 میلیمتر 2 تا 3 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند و بیشترشان به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‏‌دار تا شکل‏‌دار و سالم هستند (شکل 2- D). بلورهای سانیدین و نفلین نیز به‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند و بزرگی آنها نیز برابربا 1/0 تا 4/0 میلیمتر است (شکل 2- D). در این نمونه‏‌ها، زمینه دانه‏‌ریزتر از نمونه‏‌های تحولی است و به‌ترتیب فراوانی، از سانیدین، نفلین و کلینوپیروکسن ساخته شده است. این کانی‏‌ها به‌صورت بلورهای ریز، سوزنی و بی‏‌شکل دیده می‏‌شوند. همچنین، در این سنگ‏‌ها هیچ‌ نشانه‌ای از دگرسانی و کانی‏‌های ثانویه دیده نمی‌شود.

 

زمین‌شیمی

عنصرهای اصلی: همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، مقدار LOI نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 01/0 تا 93/1 درصدوزنی (میانگین: 84/0 درصدوزنی) است. برپایة مقدار LOI و بررسی‌های میکروسکوپی انجام‌شده، نمونه‏‌های بررسی‌شده سالم هستند و دگرسانی ویژه‏‌ای ندارند. برپایة نمودار پیشنهادیِ Yoder و Tilley (1962) (شکل 3- A) و تعاریف و رده‌بندی Williams و همکاران (1982)، همة نمونه‏‌ها الیوین‌بازالت آلکالن هستند؛ اما برپایة کانی‏‌های نورماتیو به‌دست‌آمده (جدول 1)، به روش نورم CIPW و شکل 3- B این سنگ‏‌ها از دو سری ماگمایی متفاوت هستند. برپایة مقدار نفلین نورماتیو بالا (55/11 تا 56/15) و شکل 3- B، پنج نمونه از الیوین‌بازالت‌های برداشت‌شده از مخروط‏‌های سیندر به سری ماگمایی آلکالن مرتبط هستند. مقدار نفلین نورماتیو کم (22/1 تا 53/5)، نداشتن کوارتز و هیپرستن نورماتیو در نورم CIPW و شکل 3- B نشان می‌دهند شش نمونه برداشت‌شده از پلاگ‏‌ها به سری ماگمایی تحولی مرتبط هستند. همچنین، مقدار Na2O/K2O بیشتر از یک (20/3 تا 69/3 در نمونه‏‌های آلکالن و 67/2 تا 97/2 در نمونه‏‌های تحولی) و شکل 3- C، وابستگی الیوین‌بازالت‏‌های بررسی‌شده با سری و یا سری‏‌های ماگمایی با ترکیب سدیک (Farmer, 2007) را نشان می‌دهند.

نمونه‏‌های تحولی با مقدار MgO برابربا 21/13 تا 59/14 درصدوزنی و Mg# برابربا 77 تا 78 درصد، ترکیب مافیک‏‌تری نسبت به نمونه‏‌های آلکالن (MgO برابربا 14/8 تا 45/8 درصدوزنی و Mg# برابربا 58 تا 60 درصد) نشان می‏‌دهند. هرچند در مقایسه با نمونه‏‌های آلکالن، مقدار SiO2 بیشتر و FeOt و TiO2 کمتری دارند. ازاین‌رو، گمان نمی‌رود نمونه‏‌های آلکالن از جدایش بلورینِ ماگمایی با ترکیب همانند نمونه‏‌های تحولی پدید آمده باشند. در نمودارهای تغییرات اکسیدهای عنصرهای اصلی دربرابر کاهش مقدار MgO (شکل 4) نیز ارتباط روشنی میان این بازالت‏‌ها دیده نمی‌شود.


 

 

 

شکل 3- نمودارهای شناسایی سری ماگمایی سنگ‏‌های مافیک. A) نمودار چهاروجهی Yoder و Tilley (1962)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Abou El Maaty et al., 2011)؛ C) نمودار Na2O دربرابر K2O (Middlemost, 1975) (نماد نمونه‌ها در همة شکل‌ها همانند شکل 3-A است)

 

 

شکل 4- نمودارهای تغییر ترکیب نمونه‏‌های الیوین‌بازالت تحولی و الیوین‌بازالت آلکالن خاور نهبندان و چاه چوچو (ازآنجایی‌که مقدار عنصرها در نمونه‏‌های آلکالن و تحولی متفاوت است، برای بررسی بهتر، تغییر در مقدار عنصرها جداگانه رسم شده‏‌ است؛ نماد نمونه‌ها همانند شکل 3-A است)

 

 

عنصرهای کم‌مقدار: از دیدگاه فراوانی عنصرهای کم‌مقدار، نمونه‏‌های تحولی نیز تفاوت‏‌هایی با نمونه‏‌های آلکالن نشان می‏‌دهند (جدول 1). این سنگ‏‌ها از عنصرهای سازگار با گوشته (مانند: Ni، Cr) و عنصرهای ناسازگارِ Ba، Th، U و Pb نسبت به نمونه‏‌های آلکالن سرشار‏‌تر هستند. دربرابر، از عنصرهایی مانند Sr، Y، REE‏‌ و HFSE‏‌ تهی‏‌تر هستند. همچنین، مقایسه ترکیب زمین‌شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‌شده با بررسی‌های انجام‌شده ‌روی سنگ‏‌های آتشفشانی پهنة گسلی نه (Pang et al., 2012; Kheirkhah et al., 2015) نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های آلکالن از دیدگاه ترکیب شیمیایی کمابیش همانند نمونه‏‌های الیوین‌بازالت بررسی‌شده در این پژوهش‌ها هستند؛ اما ‌روی نمونه‏‌های تحولی تا کنون بررسی انجام نشده است.

در نمودار عنصرهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت C1 (Sun and McDonough, 1989)، در همة نمونه‏‌ها غنی‌شدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE)‏‌ نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE)‏‌ و خاکی کمیاب سنگین (HREE)‏‌ دیده می‌شود (شکل 5- A)؛ هرچند نمونه‏‌های تحولی نسبت به نمونه‏‌های آلکالن از عنصرهای LREE‏‌ و MREE‏ تهی‌شده‏‌تر هستند. در نمونه‏‌های آلکالن و نمونه‏‌های تحولی، میانگین نسبت N(La/Yb) به‌ترتیب 37/7 و 75/7 و میانگین نسبت N(La/Sm) به‌ترتیب 46/1 و 98/2 است. میانگین نابهنجاری منفی Eu نیز در نمونه‏‌های آلکالن برابربا 86/0 و در نمونه‏‌های تحولی برابربا 85/0 است (شکل 5- A). این ویژگی نشان‌دهندة نبود جدایش بلورین و یا جدایش ناچیز پلاژیوکلاز است (Firouzkouhi et al., 2017).

 

 

 

 

شکل 5- ترکیب الیوین‌بازالت تحولی و الیوین‌بازالت آلکالن خاور نهبندان و چاه چوچو در: A) نمودار REE بهنجارشده به ترکیب کندریت C1 (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989). در این نمودارها الگوهای ترکیب میانگین در نمونه‏‌های آلکالن و تحولی نشان داده شده است. برای مقایسه، الگوهای بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB)، NMORB و EMORB (Sun and McDonough, 1989) نیز آورده شده‏‌اند.

 


در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (شکل 5- B)، در همة نمونه‏‌ها، عنصرهای LILE و LREE غنی‏‌تر از HFSE و HREE هستند. هرچند با اینکه الگوی نمونه‏‌های بررسی‌شده شباهت کلی دارند، نمونه‌های تحولی‏‌ نسبت به آلکالن‏‌ها از LILE غنی‏‌تر و از REE و HFSE تهی‏‌تر هستند. همچنین، در نمونه‏‌های تحولی، نابهنجاری منفی در Nb و Ti و نابهنجاری مثبتی در Ba دیده می‌شود؛ اما در آلکالن‏‌ها تنها نابهنجاری منفی در Th و Ta دیده می‏‌شود.

مقایسه الگوهای میانگین REE و عنکبوتی بهنجارشده نمونه‏‌های آلکالن با الگوهای REE و عنکبوتی بهنجارشده بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB)، NMORB و EMORB (با ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough، 1989)، نزدیکی آشکار ترکیب زمین‌شیمیایی این سنگ‏‌ها به بازالت‏ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) را نشان می‌دهد (شکل 5). همچنین، همان‌گونه‌که در شکل 5 دیده می‏‌شود، الگوهای REE و عنکبوتی برای نمونه‏‌های تحولی نیز کمابیش همانند الگوی بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) هستند؛ هرچند نسبت به بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) کمی از REE و HFSE تهی‏‌تر و از عنصر Ba غنی‏‌تر هستند. تفاوت‏‌های میان نمونه‏‌های تحولی و بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و همچنین، نمونه‏‌های آلکالن، چه‌بسا پیامد تأثیر فرایندهای جدایش بلورین، آلایش پوسته‏‌ای و یا تفاوت‏‌هایی در ترکیب شیمیایی خاستگاه و یا درصد ذوب‌بخشی ماگمای سازندة آنها بوده‌اند (Xu et al., 2005; Soltanmohammadi and Rahgoshay, 2015) که در ادامه بررسی می‌شوند.

بحث

بررسی ویژگی‌های سنگ‏‌نگاشتی و زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند الیوین‌بازالت‏‌های بررسی‌شده از دو سری ماگمایی آلکالن و تحولی هستند. مقایسه مقدار میانگین MgO، Mg#، Ni و Cr در نمونه‏‌های تحولی (به‌ترتیب 8/13 درصدوزنی، 77، 531 و 860 ppm) با مقدار آنها در مذاب در تعادل با پریدوتیتِ گوشته‌ای (Mg# برابربا 66 تا 75، Ni برابربا 400 تا 500 ppm و Cr بیشتر از 1000 ppm؛ White، 2013) نشان می‏‌دهد ترکیب زمین‌شیمیایی نمونه‏‌های تحولی کمابیش با پریدوتیت گوشته‏‌ای در تعادل است. همچنین، این سنگ‏‌ها با توجه به مقدار Mg# و MgO بالا و نبود نشانه‌های کومه‏‌ای‌بودن (مانند: بافت گلوموپورفیری و داشتن بیشتر از 15 درصدحجمی فنوکریست)، به ترکیب شیمیایی ماگمای اولیه پیکریتی (Le Bas, 2000) نزدیک هستند؛ اما ترکیب زمین‌شیمیایی نمونه‏‌های آلکالن با مقدار کمتری از MgO، Mg#، Ni و Cr (به‌ترتیب 3/8 درصدوزنی، 59، 155 و 176 ppm)، در مقایسه با مذاب اولیه، از ترکیب ماگمای اولیه کمی دور است. پیدایش این مذاب چه‌بسا پیامد رخداد فرایند جدایش بلورین از ماگمای اولیه بوده است. ازاین‌رو، در ادامه به بررسی فرایندهای جدایش بلورین و آلایش پوسته‏‌ای پرداخته می‌شود؛ زیرا این فرایندها تأثیر بسیاری بر دورشدن ترکیب ماگماهای آلکالن و تحولی بررسی‌شده از ترکیب ماگمای اولیه دارند.

 

الف- جدایش بلورین

همخوانی در روند نمونه‏‌های تحولی (شکل 6- A) با روند جدایش بلورینِ کانی الیوین و روند کاهشیِ مقدار Ni و Mg# (شکل 6- B) نشان‌دهندة جدایش بلورینِ کانی الیوین هستند (Wilson, 1989). همچنین، وجود فنوکریست‏‌های الیوین نیز نشانة دیگری برای احتمال جدایش بلورینِ کانی الیوین است. روند کاهشیِ CaO و روند افزایشیِ Al2O3 با کاهش مقدار MgO (شکل‏‌های 4- B و 4- C) و روند کاهشیِ نسبت CaO/Al2O3با افزایشِ SiO2 (شکل 6- C) در نمونه‏‌های تحولی نشان‌دهندة جدایش بلورینِ احتمالی کانی کلینوپیروکسن به‌شمار می‌روند (Cox, 1980). در این سنگ‏‌ها، نابهنجاری منفی ضعیف Eu با توجه به ضریب توزیع کمتر آن در کانی‏‌های آلکالی‌فلدسپار/ فلدسپاتویید و یا پلاژیوکلاز سدیک نسبت به پلاژیوکلازهای کلسیک نشان‌دهندة جدایش این فازهاست (MacDonald et al., 2008; Khubanov et al., 2015). روند کمابیش کاهشی دیده‌شده در مقدار Na2O با کاهش مقدار MgO (شکل 4- D) و همخوانی روند دیده‌شده در نمونه‏‌های تحولی در شکل 6- D با روند جدایش بلورین میان کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار نیز نشانه‌هایی بر جدایش احتمالی آلکالی‌فلدسپار/ فلدسپاتویید و یا پلاژیوکلازهای سدیک هستند. در این سنگ‏‌ها، روند کاهشیِ مقدار TiO2 (شکل 4- A) با روند افزایشیِ نسبت Na/Ti (شکل 6- E) و کاهش مقدار MgO نیز جدایش احتمالی اکسیدهای آهن و تیتانیم (Zhi et al., 1990) را نشان می‌دهند.

در نمونه‏‌های آلکالن، روند افزایشیِ مقدار Ni با کاهش مقدار Mg# (شکل‏‌های 6- B)، نبود جدایش بلورین کانی الیوین را نشان می‏‌دهد؛ هرچند در این سنگ‏‌ها، کانی الیوین با فراوانی 4 تا 13 درصدحجمی و به‌صورت فنوکریست دیده‌ شده است. براین پایه و نیز برپایة مقدار Mg# و MgO کمِ این سنگ‏‌ها، فنوکریست‏‌های الیوین چه‌بسا نشانه‌ای از جدایش احتمالی این کانی در ماگمای نخستین سازندة این سنگ‏‌ها هستند. در نمونه‏‌های آلکالن، با کاهش مقدار MgO، روندی کاهشی در مقدار CaO دیده می‏‌شود (شکل 4- F)؛ اما مقدار نسبت CaO/Al2O3 آنها با افزایش مقدار اکسید SiO2 افزایش نشان می‏‌دهد (شکل 6- C). ازاین‌رو، شاید در این سنگ‏‌ها جدایش بلورین کانی کلینوپیروکسن روی نداده است و یا به مقدار ناچیزی روی داده است. در این سنگ‏‌ها، وابستگی مستقیم میان فراوانی عنصر Cr و TiO2 (شکل 6- F)، افزایش مقدار نسبت Na/Ti با کاهش مقدار MgO (شکل 6- E) و روند دیده‌شده در شکل 6- A همگی نشان‌دهندة جدایش احتمالی اکسیدهای آهن و تیتانیم هستند (Zhi et al., 1990). همچنین، در نمونه‏‌های آلکالن، نابهنجاری منفی ضعیف Eu، روندهای کاهشی در مقدار K2O و CaO، با کاهش مقدار MgO (شکل‏‌های 4- H و 4- F) و روند دیده‌شده در شکل 6- D همگی جدایش احتمالی کانی آلکالی‌فلدسپار/ فلدسپاتویید و یا پلاژیوکلاز (Litvinovsky et al., 1996; Yang et al., 2008) را نشان می‌دهند.

ازاین‌رو، گمان می‌رود در نمونه‏‌های تحولی، جدایش کانی‏‌های الیوین، اکسیدهای آهن و تیتانیم و به مقدار کمتر کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز سدیک و یا آلکالی‌فلدسپار/ فلدسپاتویید و در نمونه‏‌های آلکالن، جدایش اکسیدهای آهن و تیتانیم و آلکالی‌فلدسپار/ فلدسپاتویید و یا پلاژیوکلاز برخی تغییرات را در ترکیب شیمیایی سنگ‏‌ها پدید آورده‌اند.


 

 

 

شکل 6- ترکیب الیوین‌بازالت تحولی و الیوین‌بازالت آلکالن خاور نهبندان و چاه چوچو در: A) نمودار Cr دربرابر V (Yang et al., 2012)؛ B) نمودار Mg# دربرابر Ni؛ C) نمودار SiO2 دربرابر CaO/Al2O3 (Wilson, 1989)؛ D) نمودار Sr دربرابر Ba (Yang et al., 2012)؛ E) نمودار MgO دربرابر Na/Ti (Xu et al., 2005)؛ F) نمودار Cr دربرابر TiO2 (Wilson, 1989) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3-A است)

 


ب- آلایش پوسته‏‌ای

نسبت‏‌های 2>(Ba/Nb)N و 1>(La/Nd)N در سنگ‏‌های مافیک نشانة آلایش پوسته‏‌ای دانسته می‏‌شوند (Kerr et al., 1995). مقدار این نسبت‏‌ها در نمونه‏‌های تحولی و آلکالن، به‌ترتیب برابربا 73/2 و 30/25 و 62/1 و 01/2 است. همچنین، در این نمونه‏‌ها، نسبت‌های Ce/Pb و Nb/U (نسبت‌های با تأثیر ناچیز جدایش بلورین (Furman, 2007; Xu et al., 2017)) به‌ترتیب برابربا 70/3 تا 44/7 و 32/2 تا 27/18) نزدیک به مقدار آنها در پوسته قاره‏‌ای (9/3 تا 2/6؛ Rudnick و Gao، 2003) است. همچنین، برپایة شکل 7- A، نمونه‏‌های تحولی در محدوده‏‌ای بالاتر از MORB-OIB و با فاصله از محدودة سنگ‏‌های مرتبط با فرورانش جای گرفته‏‌اند. به باور Pearce (2008)، جای‌گرفتن سنگ‏‌های مافیک در این محدوده پیامد تأثیر فرایندهای جدایش بلورین و آلایش پوسته‏‌ای ‌روی ماگمای سازندة آنها باشد. در نمودارهای PM(La/Nb) دربرابر PM(Th/Ta) (شکل 7- B) و PM(Th/Nb) دربرابر PM(Hf/Th) (شکل 7-C) نیز نمونه‏‌های تحولی در محدوده پوسته قاره‏‌ای جای گرفته‏‌اند (بهنجارسازی برپایة ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه یا PM انجام شد). ازاین‌رو، گمان می‌رود شاید ماگمای سازندة این نمونه‏‌ها دچار فرایند آلایش پوسته‏‌ای، به‌همراه جدایش بلورین شده است. در این سنگ‏‌ها، گسترة تغییرات مقدار عنصر Nb (برابربا 90/1 تا 0/19 بخش در میلیون)، نابهنجاری منفی Nb و نابهنجاری مثبت Pb (شکل 5- B) نیز از نشانه‌های رخداد آلایش پوسته‏‌ای به شمار می‌روند (Peng et al., 1994; Reichew et al., 2004; Amel and Akbarzadeh Laleh, 2017). اگرچه برپایة بررسی‌های Watson (1982) و Zhang و Wang (2002)، مقدار کمتر از 7 و نزدیک به 1 میانگین نسبت La/Nb (از 81/0 تا 89/8؛ میانگین: 58/3)، مقدار کم SiO2 و K2O و مقدار بالای MgO و Mg# در نمونه‌های تحولی نشان میدهند میزان آلایش پوسته‏‌ای و جدایش بلورین شاید چندان چشمگیر نبوده است. در برابر نمونه‏‌های تحولی، در نمونه‏‌های آلکالن، مقدار نسبت‏‌های 2>(Ba/Nb)N و 1>(La/Nd)N (به‌ترتیب برابربا 41/0 تا 10/1 و 81/0 تا 98/0)، نبود نابهنجاری منفی Nb و نابهنجاری مثبت Pb نشان‌دهندة نبود تأثیر و یا تأثیر بسیار ناچیز آلایش پوسته‏‌ای ‌روی ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. همچنین، در شکل 7- A، این سنگ‏‌ها در محدودة نزدیک به بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و در نمودارهای PM(La/Nb) دربرابر PM(Th/Ta) (شکل 7- B) و PM(Th/Nb) دربرابر PM(Hf/Th) (شکل 7- C) نیز در محدودة نزدیک به پلوم جای گرفته‏‌اند. مقدار نسبت‏‌های Ce/Pb و Nb/U نیز در آنها به‌ترتیب برابربا 36/8 تا 11/18 و 86/28 تا 80/117 است. این مقدارها به مقدار این نسبت‌ها در گوشته‌ای غنی‌شده (به‌ترتیب 9±29 و 10±47 (Hofmann et al., 1986)) نزدیک هستند.

 

 

 

شکل 7- ترکیب الیوین‌بازالت تحولی و الیوین‌بازالت آلکالن خاور نهبندان و چاه چوچو در: A) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 2008)؛ B) نمودار PM(La/Nb) دربرابر PM(Th/Ta) (Neal et al., 2002)؛ C) نمودار PM(Th/Nb) دربرابر PM(Hf/Th) (Neal et al., 2002) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3-A است)


 


پ- شرایط حاکم بر ذوب گوشتة خاستگاه

آنچنان‌که پیشتر گفته شد، شاید ماگماهای سازندة الیوین‌بازالت‏‌های آلکالن دچار فرایند جدایش بلورین و الیوین‌بازالت‏‌های تحولی دچار فرایندهای جدایش بلورین و آلایش پوسته‏‌ای شده‏‌اند؛ اما میزان تأثیر این فرایندها بر تغییر ترکیب شیمیایی ماگماهای سازندة این سنگ‏‌ها اندک بوده است. ازاین‌رو، این فرایندها مقدار بالاتر SiO2، CaO و MgO و مقدار کمتر TiO2، FeOt، REE و HFSE در الیوین‌بازالت‏‌های تحولی نسبت به الیوین‌بازالت‏‌های آلکالن را توضیح نمی‌دهند. پس شاید این تمایزهای دیده‌شده در سنگ‏‌های مافیک منطقة نهبندان پیامد تفاوت ترکیب زمین‌شیمیایی- کانی‌شناختی خاستگاه و یا تفاوت در شرایط حاکم بر گوشته در هنگام ذوب باشند (Xu et al., 2005).

به باور Farmer (2007)، بیشتر بازالت‏‌های آلکالن سدیک در سراسر دنیا ترکیب شیمیایی نزدیکی دارند. او و پژوهشگرانی مانند Fitton و Dunlop (1985)، پیدایش ماگمای سازندة این بازالت‏‌ها را پیامد درجة کم ذوب‌بخشیِ گوشتة سست‌کره‌ای فعال بالارو (پلوم) و یا غیرفعال دانسته‏‌اند. پژوهشگرانی دیگری مانند McKenzie (1989)، Ellam و Cox (1991) و Baker و همکاران (1997) پیدایش این بازالت‏‌ها را پیامد ذوب گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرنهادی (متاسوماتیسم‌شده) دانسته‌اند که با سیال‌ها/مذاب‏‌های جداشده از گوشتة سست‌کره‌ای و یا گوشتة کم‌ژرفای نوع مورب (DMM) غنی شده است.

برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی (مانند: غنی‏‌تربودن LREE نسبت به HREE و LILE نسبت به HFSE)، پیدایش سنگ‏‌های بررسی‌شده شاید پیامد ذوب گوشته‌ای غنی‌شده (گوشتة سست‌کره‌ای/گوشتة سنگ‌کره‌ایِ دگرنهاد) بوده است. در نمونه‏‌های آلکالن، شباهت آشکار الگوی REE و الگوی عنکبوتی آنها (شکل 5) به الگوی بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB)، نبود نابهنجاری منفی دربارة عنصرهای Nb، Ta و Ti (شکل 5- B) و جایگیری آنها در شکل‏‌های 7- C و 8 در محدودة بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) از شواهد قاطع برای اشتقاق آنها از ذوب گوشتة سست‌کره‌ای هستند. الگوهای REE و عنکبوتیِ نمونه‏‌های تحولی (شکل 5) نیز کمابیش همانند الگوی بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) هستند.

در شکل‏‌های 8- A تا 8- C نیز نمونه‏‌های تحولی در محدوده‏‌ای نزدیک به بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) جای گرفته‏‌اند. برپایة این ویژگی‌ها، ماگمای سازندة آنها نیز شاید یا از ذوب‌بخشی گوشتة سست‌کره‌ای (همانند خاستگاه نمونه‏‌های آلکالن) و یا در پی ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرنهاد پدید آمده باشد. ‌گفتنی است از آنجایی‌که برخی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی (شکل‏‌های 8- A، 8- B و 8- C) این سنگ‏‌ها به بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) نزدیک است، دگرنهادی‌بودن آنها شاید پیامد ‌تأثیر سیال‌ها و یا مذاب‏‌های ‌به‌دست‌آمده‌ از گوشتة سست‌کره‌ای بوده است.

برپایة آنچه گفته شد گمان می‌رود ماگماهای سازندة بازالت‏‌های بررسی‌شده شاید پیامد ذوب گوشته‏‌ای با ترکیب شیمیایی کمابیش مشابه بوده‏‌اند. جایگیری نمونه‏‌های بررسی‌شده در مکان‏‌های جغرافیای نزدیک به یکدیگر و به فاصله کمابیش کم و سن نزدیک آنها نیز گواه دیگری بر درستی این نکته هستند. ازاین‌رو، تفاوت‏‌های زمین‌شیمیایی میان آنها شاید پیامد تفاوت در ترکیب کانی‌شناختی، شرایط حاکم در زمان ذوب گوشته و یا درصد ذوب‌بخشی گوشته باشد.

 

 

 

شکل 8- ترکیب الیوین‌بازالت تحولی و الیوین‌بازالت آلکالن خاور نهبندان و چاه چوچو در: A) نمودار Zr/Y دربرابر Nb/Y (Zhu et al., 2008)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Y/Tb؛ C) نمودار Ba/Yb دربرابر Sr/Yb؛ D) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 2008) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3-A است)

 

 

مقدار فشار در زمان ذوب و درجة ذوب‌بخشی، دو عامل بسیار مؤثر ‌روی درجة اشباع‌شدگی از سیلیس ماگماهای ‌به‌دست‌آمده‌ از ذوب‌بخشی گوشته به‌شمار می‌روند (Klein and Plank, 1992; Kushiro, 2001).

ذوب‌بخشی در فشار بالاتر و درجة ذوب‌بخشیِ کمتر، ماگماهایی با نفلین نورماتیو بیشتر پدید می‌آورد (DePaolo and Daley, 2000; Haghnazar and Malakotian, 2011). ازاین‌رو، تحت‌اشباع‌بودن از سیلیس، مقدار نفلین نورماتیو بالا (55/11 تا 56/15) و جای‌گرفتن نمونه‌ها در محدودة ذوب ژرف در شکل 8- D نشان می‌دهند پیدایش ماگمای سازندة نمونه‏‌های آلکالن چه‌بسا پیامد درجة کم ذوب‌بخشی در بخش‏‌های ژرف گوشته (شرایط فشار بالا) بوده است. مقدار نفلین نورماتیو کمتر (22/1 تا 40/5) در نمونه‏‌های تحولی و شکل 8- D نیز چه‌بسا نشان می‌دهند پیدایش ماگمای سازندة این سنگ‌ها پیامد درجة بیشتر ذوب‌بخشی در ژرفای کم گوشته (شرایط فشار کمتر نسبت به الیوین‌بازالت‏‌های آلکالن) بوده‏‌ است. در شکل 6- E، تفاوت در مقدار نسبت Na/Ti برای نمونه‏‌های آلکالن و تحولی، اشتقاق ماگماهای سازندة این سنگ‏‌ها در ژرفای متفاوت گوشته را نشان می‌دهد. در این شکل مقدار بالاتر نسبت Na/Ti در نمونه‏‌های تحولی نشان‌دهندة پیدایش آنها در فشارهای کمتری (Putirka, 1999) نسبت به نمونه‌های آلکالن است. همچنین، تفاوت در ژرفای (به گفتة دیگر، تفاوت در فشار هنگام رویداد فرایند ذوب) اشتقاق ماگماهای سازندة بازالت‏‌های بررسی‌شده چه‌بسا مقدار FeOt کمتر و SiO2 و CaO بیشتر (Xu et al., 2005) در نمونه‌های تحولی نسبت به آلکالن را توضیح می‌دهد. ‌گفتنی است دیگر تفاوت‏‌های زمین‌شیمیایی یادشده میان نمونه‏‌های آلکالن و تحولی نیز شاید پیامد تفاوت‏‌های کانی‌شناختی گوشته در ژرفای متفاوت (مانند: حضور کانی گارنت در فشار بالا و کانی‏‌های اسپینل و پلاژیوکلاز در فشارهای کمتر) باشند (White, 2013). دربارة نمونه‏‌های آلکالن، غنی‌تر‌بودن از LREE نسبت به HREE، نسبت N(Tb/Yb) بیشتر از 80/1 (از 30/2 تا 55/2)، نسبت N(Dy/Yb) بیشتر از 60/1 (از 80/1 تا 0/2) و شکل 9 نشان‌دهندة گارنت‌داربودن خاستگاه (Wang et al., 2002) این سنگ‏‌ها هستند. در نمونه‌های تحولی، مقدار کمتر نسبت‏‌های N(Tb/Yb) (از 28/1 تا 95/1) و N(Dy/Yb) (از 10/1 تا 50/1) و شکل 9 گویای اشتقاق ماگمای سازندة آنها از ژرفای پایداری کانی اسپینل (Wang et al., 2002) هستند. هرچند در این سنگ‏‌ها، تهی‌تر‌بودن HREE نسبت به LREE و نیز نسبت به ترکیب NMORB (شکل 5- B) نیز نشان‌دهندة حضور احتمالی کانی گارنت در خاستگاه هستند. این نکته نشان‌دهندة این فرض است که شاید ماگمای سازندة نمونه‏‌های تحولی از ذوب پریدوتیتی در زون انتقالی کانی گارنت به اسپینل جدا شده باشد.

 

 

شکل 9- ترکیب الیوین‌بازالت تحولی و الیوین‌بازالت آلکالن خاور نهبندان و چاه چوچو در نمودار N(La/Sm) دربرابر N(Tb/Yb) (Wang et al., 2002) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3-A است)

 

همچنین، تهی‏‌تر‌بودن از عنصر K و غنی‏‌تر‌بودن از عنصر Ba نسبت به دیگر LILE (شکل 5- B) و ترکیب سدیک این سنگ‏‌ها نشانة حضور احتمالی کانی آمفیبول سدیک، مانند پاراگازیت و یا هورنبلند پاراگازیتی، در خاستگاه هستند (Baker et al., 1997; Wilson and Downes, 1991). براین پایه، بخشی از نابهنجاری منفی Nb و Ti در این نمونه‏‌ها و تهی‌شده‌تربودن آنها از REE و HFSE نسبت به نمونه‏‌های آلکالن (شکل 5- B) شاید پیامد حضور کانی‏‌های اسپینل، گارنت و آمفیبول (Moine et al., 2001; Wijbrans et al., 2015) در گوشته تهی‌شده باشند. ازاین‌رو، با توجه به ژرفای پایداری این کانی‏‌ها در گوشته، شاید ماگمای سازندة نمونه‌های تحولی از ذوب گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای و دگرنهاد (متاسوماتیسم‌شده با سیال‌ها و یا مذاب‏‌های ‌پدید‌آمده‌ از ذوب گوشتة سست‌کره‌ای) و یا از مرز انتقال گوشتة سست‌کره‌ای به سنگ‌کره‌ای پدید آمده باشد (Wallace and Green, 1991; Pilet et al., 2010).

برای بررسی درصد احتمالی ذوب‌بخشی و ترکیب خاستگاه سنگ‏‌های بررسی‌شده، الگوی ذوب‌بخشی غیرمودال (Albarede, 1996) به‌کار برده شده است. این الگو ‌روی ترکیب‌های احتمالی گوشته (شکل 10- A) اعمال شده است. همچنین، در این الگو مقدار ضریب‌های توزیع مذاب- کانی (McKenzie and O'Nions, 1991) برای سیستم‏‌های بازالتی به‌کار برده شده‏‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 10- A دیده می‌شود، نمونه‏‌های بررسی‌شده نزدیکی بیشتری به لرزولیت گارنت‏‌دار گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) و لرزولیت اسپینل‏‌دار مکران (Moslempour et al., 2015) نشان می‏‌دهند. همچنین، برپایة الگوسازی ذوب‌بخشی غیرمودال انجام‌شده ‌روی ترکیب گوشته با مقدارهای متغیری از گارنت و اسپینل (شکل 10- B)، پیدایش ماگمای سازندة نمونه‏‌های آلکالن حاصل نزدیک به 7 درصد ذوب‌بخشیِ لرزولیتی گارنت‏‌دار بوده است؛ اما ماگمای سازندة نمونه‏‌های تحولی شاید پیامد 7 تا 15 درصد ذوب‌بخشی لروزلیتی با نزدیک به 50 درصدحجمی گارنت و 50 درصدحجمی اسپینل بوده است. این نتایج با نتایج ‌به‌دست‌آمده‌ از بررسی و مقایسه نمونه‏‌ها در الگوی ذوب‌بخشی پیشنهادیِ Cheng و همکاران (2018) ‌روی ترکیب‌های گوناگون گوشته همخوانی چشمگیری نشان می‏‌دهند (شکل 10- C). همان‌گونه‌که در شکل 10- C دیده می‏‌شود، در این الگوسازی نیز نمونه‏‌های آلکالن ‌روی منحنی ذوب لرزولیت گارنت‏‌دار و نمونه‏‌های تحولی ‌روی منحنی ذوب لرزولیت زون انتقالی گارنت- اسپینل جای گرفته‏‌اند. نتایج ‌به‌دست‌آمده‌ از الگوسازی انجام‌شده با استنتاج ‌به‌دست‌آمده‌ از کانی‌شناختی احتمالی گوشته، برپایة ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‌شده، نیز کاملا همخوانی دارد. ‌گفتنی است با توجه به نزدیکی ترکیب زمین‌شیمیایی نمونه‏‌های تحولی به بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) و حضور احتمالی کانی آمفیبول در خاستگاه، چه‌بسا گوشتة خاستگاه این سنگ‏‌ها تحت‌تأثیر سیال‌ها و یا مذاب‏‌های ‌به‌دست‌آمده‌ از گوشتة سست‌کره‌ایِ کمی متاسوماتیسم‌شده شده باشد. همچنین، فاصله نمونه‏‌های بررسی‌شده در شکل 10- C از لرزولیت آمفیبول و گارنت‏‌دار و لرزولیت آمفیبول و اسپینل‏‌دار (Cheng et al., 2018) نیز چه‌بسا نشان‌دهندة تفاوت ترکیب زمین‌شیمیایی گوشته دگرنهاد خاستگاه نمونه‏‌های تحولی از گوشته متاسوماتیسم‌شده با سیال‌های ‌به‌دست‌آمده‌ از فرورانش باشند.


 

 

 

شکل 10- ترکیب الیوین‌بازالت تحولی و الیوین‌بازالت آلکالن خاور نهبندان و چاه چوچو در: A) نمودار La/Yb دربرابر Yb؛ B) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (نمودارهای A و B برپایة داده‏‌های ‌به‌دست‌آمده‌ از الگوسازی انجام‌شده رسم شده‏‌اند)؛ C) نمودار K/Yb*1000 دربرابر Dy/Yb (Cheng et al., 2018) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3-A است)

 


برداشت

سنگ‏‌های مافیک بررسی‌شده در این پژوهش الیوین‌بازالت‏‌هایی از دو سری ماگماییِ آلکالن (سدیک) (AOB) و تحولی (TOB) هستند. در نمودارهای چندعنصری و REE، ترکیب بازالت‏‌های هر دو سری ماگمایی شبیه یا نزدیک به ترکیب بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) است؛ اما از دیدگاه‏‌ سنگ‌نگاشتی، عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای کم‌مقدار کاملاً از یکدیگر متمایز هستند. از دیدگاه سنگ‌نگاشتی، گروه AOB زمینه دانه‏‌ریزتری دارد؛ اما گروه TOB گاه بافت میکروگرانولر نشان می‌دهد. در TOB، کانی‏‌های فنوکریست الیوین فراوان‏‌تر و دانه‏‌درشت‌تر هستند و حاشیة ایدینگزیتی‌شده نشان می‌دهند؛ اما در AOB، فنوکریست‏‌ها و میکروفنوکریست‏‌های الیوین حاشیة تجزیه‌شده ندارند. میکروفنوکریست‏‌های کلینوپیروکسن در نمونه‌های TOB بیشتر هستند. کانی نفلین هم به‌صورت میکروفنوکریست و هم در زمینة نمونه‌های AOB به فراوانی دیده می‏‌شود؛ اما مقدار این کانی در زمینة نمونه‌های TOB ناچیز است. مقدار Na2O، TiO2، FeO و P2O5 در نمونه‌های AOB و مقدار SiO2، MgO، Mg#، Ni و Cr در نمونه‌های TOB بیشتر است. سنگ‏‌های هر دو سری تحت‌اشباع از سیلیس هستند. ازاین‌رو، نفلین نورماتیو در هر دو نوع بازالت دیده می‏‌شود که در نمونه‌های TOB مقدار میانگین نفلین نورماتیو برابربا 5/3 درصد و در AOB برابربا 3/13 درصد است. با اینکه ترکیب نمونه‌های TOB به یک ماگمای اولیه نزدیک‏‌تر است، اما گمان می‌رود اندکی دچار جدایش بلورین و آلایش پوسته‏‌ای شده‏‌اند؛ اما نمونه‌های AOB شاید تنها دچار جدایش بلورین شده‏‌اند. هر دو نوع بازالت از گوشته‌ای غنی‌شده با ترکیب نزدیک به سنگ خاستگاه نزدیک به بازالت‏‌ جزیره‌های اقیانوسی (OIB) خاستگاه گرفته‏‌اند. الگوسازی ذوب‌بخشی نشان می‌دهد درجات متفاوت ذوب‌بخشی و نیز ژرفای متفاوت سنگ خاستگاه این دو نوع ماگمای مافیک را در منطقه پدید آورده است. براین پایه، گمان می‌رود پیدایش نمونه‌های TOB پیامد 7 تا 15 درصد ذوب‌بخشیِ پریدوتیتی در مرز رخساره‏‌های اسپینل‏‌دار و گارنت‏‌دار با نسبت نزدیک به 50 درصد اسپینل‌لرزولیت و 50 درصد گارنت‌لرزولیت بوده است. پیدایش نمونه‌های AOB ها نیز پیامد نزدیک به 7 درصد ذوب‌بخشی یک گارنت‌لرزولیت بوده‌ است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از آقای امان‌الله آبچر (براهویی) و خانم سمیه سراوانی برای همراهی و کمک در مراحل نمونه‌برداری و بازدید‏‌های صحرایی و تلاش‌های خانم دکتر زهرا فیروزکوهی و داوران گرامی مجلة وزین پترولوژی برای بررسی و بهبود کیفیت این نوشتار سپاس‌گزاری می‏کنند.

References

Abou El Maaty, M. A., Ali-Bik, M. W. and Sadek, M. F. (2011) Petrogenesis and age dating of continental Mesozoic basalts, Um Bogma area, Sinai, Egypt. Neues Jahrbuch Für Mineralogie-Abhandlungen 188(2): 199-210.
Alavi Naini, M. and Lotfi, M. (1989) Geological Nehbandan Map 1:100000. No. E 8053. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Alavi Naini, M. and Lotfi, M. (1990) Geological Khunik Map 1:100000. No. E 8052. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Alavi Naini, M. and Lotfi, M. (1991) Geological Seyasteragi Map 1:100000. No. E 8051. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Albarede, F. (1996) Introduction to Geochemical Modeling. Cambridge University Press. New York, US.
Amel, N. and Akbarzadeh Laleh, M. (2017) Geochemical study of young basalts in East Azerbaijan (Northwest of Iran). Iranian Journal of Petrology 28: 109-126 (in Persian).
Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F. and MacPherson, C. G. (1997) Petrogenesis of Quaternary intraplate volcanism, Sana’a, Yemen: implications for plume–lithosphere interaction and polybaric melt hybridization. Journal of Petrology 38: 1359-1390.
Camp, V. E. and Griffis, R. J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, of Eastern Iran. Lithos 15: 221-239.
 
Cheng, X., Xu, J., Wei, H., Yang, F., Zhang, H. and Zhang, G. (2018) Petrology, geochronology and geochemistry of Late Triassic alkaline rocks of the Bailinchuan district in Liaodong Peninsula, Northeast China. Minerals 8(11): 528-540.
Cox, K. G. (1980) A model for flood basalt volcanism. Journal of Petrology 21: 629-650.
Delavari, M., Amini, S. A. and Saccani, A. (2014) Geochemistry and tectonomagmatic setting of Tertiary volcanism in East and Northeast of Nehbandan, Eastern Iran. Iranian Journal of Geosciences 23:125-134 (in Persian).
DePaolo, D. J. and Daley, E. E. (2000) Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension. Chemical Geology 169: 157–185.
Dunn, T. and Stringer, P. (1990) Petrology and petrogenesis of the Ministers island dike, Southwest New Brunswick, Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology 105: 55-65.
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 Letters 105: 330–342.
Farmer, G. L. (2007) Continental Basaltic Rocks. University of Colorado, Boulder, USA.
Firouzkouhi, Z., Ahmadi, A., Moinevaziri, H., Moridi Farimani, A. A. and Lentz, D. R. (2017) Geochemical characterization of basalts from West of Khash (SE Iran): An approach to the nature of the mantle source. Iranian Journal of Petrology 30: 99-118 (in Persian).
Fitton, J. G. and Dunlop, H. M. (1985) The Cameroon line, West Africa, and its bearing on the origin of oceanic and continental alkali basalt. Earth and Planetary Science Letters 72: 23–38.
Furman, T. (2007) Geochemistry of East African rift basalts: An overview. Journal of African Earth Sciences 48: 147–160.
Haghnazar, S. and Malakotian, S. (2011) Mantle source characteristics of the Quaternary alkali olivine basalts in Qorveh-Takab area. Iranian Journal of Petrology 6: 17-30 (in Persian).
Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert, M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79: 33-45.
Jeffrey, P .G. (1975) Chemical Methods of Rock Analysis. 2nd edition, Pergamon Press, Oxford, England.
Kerr, A. C., Kempton, P. D. and Thompson, R. N. (1995) Crustal assimilation during turbulent magma ascent (ATA); new isotopic evidence from the Mull Tertiary lava succession, N. W. Scotland. Contributions to Mineralogy and Petrology 119:142-154.
Khatib, M. (1998) Geometry of strike-slip Fault termination. Ph.D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).
Kheirkhah, M., Neill, M. I. and Allen, M. B. (2015) Petrogenesis of OIB-like basaltic volcanic rocks in a continental collision zone: Late Cenozoic magmatism of Eastern Iran. Journal of Asian Earth Sciences 106: 19–33.
Khubanov, V. B., Vrublevskaya, T. T., Tsyrenov, B. T. and Tsygankov, A. A. (2015) Formation of the trachybasalt–trachyte bimodal series of the Malo-Khamardaban volcanotectonic complex, Southwestern Transbaikalia: Role of fractional crystallization and magma mixing. Petrology 23: 451– 479.
Klein, E. M. and Plank, T. (1992) Petrological systematics of mid-ocean ridge basalts: constraints on melt generation beneath ocean ridges. In: Morgan, J. P. Blackman, D. K. and Sinton, J. M (eds) Mantle flow and melt generation at mid-ocean ridges. AGU (American Geophysic Union) Geophysical Monographs 71: 183-280.
Kushiro, I. (2001) Partial melting experiments on peridotite and origin of mid-ocean ridge basalt. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 29: 71-107.
Le Bas, M. J. (2000) IUGS reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks. Journal of Petrology 41: 1467–1470.
Litvinovsky, B. A., Zanvilevich, A. N., Shadaev, M. G. and Lyapunov, S. M. (1996) The role of fractional crystallization in the formation of a bimodal trachybasalt-trachyte series: Malo- Khamardabanskaya volcano-tectonic structure, Transbaikalia. Petrologiya 4: 26–45.
Macdonald, R., Belkin, H. E., Fitton, J. G., Rogers, N. W., Nejbert, K., Tindle, A. G. and Marshall, A. S. (2008) The roles of fractional crystallization, magma mixing, crystal mush remobilization and volatile melt interactions in the genesis of a young basalt- peralkaline rhyolite suite, the Greater Olkaria volcanic complex, Kenya rift valley. Journal of Petrology 40: 1515-1547.
McBirney, A. R. (2006) Igneous Petrology. 3rd edition, Jones and Bartlett Learning, Burlington, US.
McKenzie, D. (1989) Some remarks on the movement of small melt fractions in the mantle. Earth and Planetary Science Letters 95: 53–72.
McKenzie, D. and O' Nions, R. K. (1991) Partial melt distributions from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology 32: 1021-1091.
Middlemost, E. A. K (1975) The basalt clan. Earth Science Reviews 11: 337-364.
Moine, B. N., Gregoire, M., O’Reilly, S. Y., Suzanne, Y., Sheppard, S. M. F. and Cottin, J. Y. (2001) High field strength element fractionation in the upper mantle: Evidence from amphibole-rich composite mantle xenoliths from the Kerguelen islands (Indian Ocean). Journal of Petrology 42 (11): 2145–2167.
Moslempour, M. E., Khalatbari Jafari, M., Ghaderi, M., Yousefi, H. and Shahdadi, S. (2015) Petrology, geochemistry and tectonics of the extrusive sequence of Fannuj-Maskutan ophiolite, Southeastern Iran. Journal of the Geological Society of India 85: 604-618.
Neal, C. R., Mahoney, J. J. and Chazey, W. J. (2002) Mantle sources and the highly variable role of continental lithosphere in basalt petrogenesis of the Kergulen plateau and Broken ridge LIP: results from ODP Leg 183. Journal of Petrology 43: 1177–1205.
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.
Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Yang, H. M., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2012) Age, geochemical characteristics and petrogenesis of Late Cenozoic intraplate alkali basalts in the Lut–Sistan region, Eastern Iran. Chemical Geology 306-307:35-40.
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.
Peng, Z. X., Mahoney, L. L., Hopper, P., Harris, C. and Beane, J. (1994) A role for lower continental crust in flood basalt genesis? Isotopic and incompatible element study of the lower six formations of the Western Deccan traps. Geochimica Cosmochimica Acta 58: 267-288.
Pilet, S., Ulmer, P. and Villiger, S. (2010) Liquid line of descent of a basanitic liquid at 1.5 GPa: constraints on the formation of metasomatic veins. Contributions to Mineralogy and Petrology 159 (5): 621–643.
Putirka, K. (1999) Melting depth and mantle heterogeneity beneath Hawaii and the East Pacific Rise: constraints from Na/Ti and rare earth element ratios. Journal of Geophysical Research 104: 2817-2829.
Reichew, M. K., Saunders, A. D., White, R. V. and Ukhamedov, A. I. (2004) Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Sibrian basin: An extention of the Permo-Triassic Sibrian traps, Russia. Lithos 79: 425-452.
Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) Composition of the continental crust. Treatise on Geochemistry 3:1-64.
Soltanmohammadi, A. and Rahgoshay, M. (2015) Mineralogy and geochemistry of analcime bearing alkaline rocks in Salavat range, Azerbaijan magmatic plateau, NW Iran. Iranian Journal of Petrology 22: 91-118 (in Persian).
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) A chemical and isotopic systematics of oceanic basalts implication for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313–345. Geological Society of London, UK.
Tirrul, L., Bell. I. R., Griffis, R. J., and Camp, V. E. (1983) Sistan suture zone of Eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94: 134-150.
Walker, R. T. and Jackson, J. (2004) Active tectonics and Late Cenozoic strain distribution in Central and Eastern Iran. Tectonics 23.
Walker, R. T., Gans, P., Allen, M. B., Jackson, J., Khatib, M., Marsh, N. and Zarrinkoub, M. (2009) Late Cenozoic volcanism and rates of active faulting in Eastern Iran. Geophysical Journal International 177: 783–805.
Wallace, M. and Green, D. (1991) The effect of bulk rock composition on the stability of amphibole in the upper mantle- implications for solidus positions and mantle metasomatism. Mineralogy and Petrology 44(1-2): 1–19.
Wang, K., Plank, T., Walker, J. D. and Smith, E. I. (2002) A mantle melting profile across the Basin and Range. SW USA. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 107(B1): ECV 5-1-ECV 5-21.
Watson, B. E. (1982) Basalt contamination by continental crust: Some experiments and models. Contributions to Mineralogy and Petrology 80:73-87.
White, W. M. (2013) Geochemistry. 1st edition, Wiley- Blackwell, Chichester, UK.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010)Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.
Wijbrans, C. H., Klemme, S., Berndt, J. and Vollmer, C. (2015) Experimental determination of trace element partition coefficients between spinel and silicate melt: The influence of chemical composition and oxygen fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 169: 45.
Williams, H., Turner, F. J. and Gilbert, C. M. (1982) Petrography: An Introduction to the Study of Rocks in Thin Sections. W. H. Freeman and Company. New York, US.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. Chapman and Hall. London, UK.
Wilson, M. and Downes, H. (1991) Tertiary-Quaternary extension related alkaline magmatism in Western and Central Europe. Journal of Petrology 32(4): 811–849.
Xu, W., Xu, X. and Zeng, G. (2017) Crustal contamination versus an enriched mantle source for intracontinental mafic rocks: Insights from Early Paleozoic mafic rocks of the South China block. Lithos 4355-4375.
Xu, Y. G., Ma, J. L., Frey, F. A., Feigenson, M. D. and Liu, J. F. (2005) Role of lithosphere–asthenosphere interaction in the genesis of Quaternary alkali and tholeiitic basalts from Datong, Western North China craton. Chemical Geology Including Isotope Geoscience 224: 247– 271.
Yang, J. H., Sun, J. F., Zhang, M., Wu, F. Y. and Wilde, S. A. (2012) Petrogenesis of silica-saturated and silica-undersaturated syenites in the Eastern North China craton related to post-collisional and intraplate extension. Chemical Geology 328: 149–167.
Yang, J. H., Wu, F. Y., Wilde, S. A., Chen, F., Liu, X. M. and Xie, L. W. (2008) Petrogenesis of an alkali syenite-granite-rhyolite suite in the Yanshan fold and thrust belt, Eastern North China craton: Geochronological, geochemical and Nd-Sr-Hf isotopic evidence for lithospheric thinning. Journal of Petrology 49: 315-351.
Yoder, H. S. Jr. and Tilley, C. E. (1962) Origin of basalt magmas: An experimental study of natural and synthetic rock systems. Journal of Petrology 3: 342-532.
Zhang, Z. and Wang, F. (2002) Geochemistry of two type of basalts in the Emeishan basaltic province: Evidence for mantle plume-lithosphere interaction. Acta Geologica Sinica 76(2): 229-236.
Zhi, X., Song, Y., Frey, F. A., Feng, J. and Zhai, M. (1990) Geochemistry of Hannouba basalts, Eastern China: constraints on the origin of continental alkali and tholeiitic basalt. Chemical Geology 88: 1-33.
Zhu, D. C., Mo, X. X. and Wang, L. Q. (2008) Hotspot-ridge interaction for the evolution of Neo Tethys: insights from the Late Jurassic-Early Cretaceous magmatism in Southern Tibet. Acta Petrological Sinica 24: 225–237.

Files

History

  • Receive Date: 08 December 2019
  • Revise Date: 02 March 2020
  • Accept Date: 30 May 2020

Share

How to cite

Statistics