Late Paleozoic basaltic magmatism of Tarom- Masuleh area (western Alborz): whole-rock chemical characteristics and tectonic implications

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

2 M.Sc. Student, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

Abstract

The Tarom- Masuleh area (western Alborz) exposes considerable Late Paleozoic volcanic rocks. Stratigraphic relationships indicate that the igneous units are of Carboniferous- Permian age. Based on whole- rock chemical data, the samples are compositionally basic (SiO2= 45.3- 50.7 wt.%) and alkaline (TiO2= 1.1- 4.4 wt.%; Nb/Y=0.9- 2.3). Furthermore, these rocks are characterized by nearly primitive to evolved compositions (MgO= 14.5- 2.5 wt.%). Major and trace elements data show that chemical variations were predominantly controlled by crystal fractionation and, mantle source processes or crustal contamination was not so effective. Trace element theoretical modeling of crystallization process also shows that fractional crystallization of olivine + clinopyroxene has played a major role in the chemical evolution of the melt. The chemical characteristics of the samples in terms of HFSE enrichment and elevated LREE/HREE ratio ((La/Yb)N= 4.8- 17.5) are identical to those of oceanic island basalts (OIB). Thus, the Late Paleozoic magmatism of the Tarom-Masouleh region took place in an intraplate setting (passive continental margin) influenced by the extensional tectonic regime. Coeval magmatism in other parts of Iran, including Central Iran, Sanandaj- Sirjan and Azerbaijan, as well as other areas of the northern margin of Gondwana (Oman, North Africa) and China, similarly represent intraplate magmatic signature attributed to the mantle plume and/or hot spot activity or extensional tectonics and rifting concurrent with the early stages of the appearance of the Neotethys Ocean.

Keywords

Main Subjects

Full Text

رشته کوه البرز که بخشی از پهنه کوهزایی آلپ- هیمالیا به‌شمار می‌رود، دربردارندة وقایع مهمی از سرگذشت دیرین ماگماتیسم و زمین‌ساختی این پهنه است. جایگاه البرز (که بخشی از سرزمین‌های قاره‌ای سیمرین است) در نزدیکی قلمرو گسترش پهنه‌‌های اقیانوسی تتیسی باعث می‌شود تحولات زمین‌شناختی آن با مراحل مختلف ظهور، تکامل و افول پهنه‌‌های اقیانوسی یادشده ارتباط تنگاتنگی داشته باشد (Stampfli and Borel, 2002; Zanchetta et al., 2013; Mattei et al., 2015). برای نمونه، در محدودة زمانی پالئوزوییک پسین- مزوزوییک آغازین، رویدادهای ژئودینامیکی همراه با بسته‌شدن پالئوتتیس از یک‌سو و بازشدن نئوتتیس از سوی دیگر را می‌توان در سرزمین‌های سیمرین از جمله البرز ردگیری کرد (Besse et al., 1998; Gaetani et al., 2009; Zanchi et al., 2009). یکی از ابزارهای شناختی مناسب برای درک و استنباط فرایندهای دیرین زمین‌ساختی، بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های ماگمایی به‌ویژه بازالت‌هاست که اطلاعات ارزشمندی از خاستگاه زمین‌ساختی مذاب دارند و ازاین‌رو، به بازسازی رخدادها و گره‌گشایی از تحولات پیچیدة زمین‌شناختی کمک شایانی خواهند داشت. در محدودة شمال طارم تا جنوب ماسوله (البرز باختری) سنگ‏‌های آتشفشانی پالئوزوییک پسین بیرون‏‌زدگی‏‌های فراوانی دارند. پیشتر پژوهش‌های بسیاری به بررسی ماگماتیسم پالئوزوییک البرز پرداخته‌اند (Derakhshi and Ghasemi, 2014, 2015; Delavari et al., 2016). بررسی‌های گذشته نشان می‌دهند سرزمین ایران در بازة زمانی پالئوزوییک فازهای مختلفی از رخدادهای زمین‌ساختی کششی مرتبط با زایش پهنه‌‌های اقیانوسی تتیسی را پشت سر گذاشته است (Berberian and King, 1981; Derakhshi et al., 2014; Ghasemi and Dayhimi 2015; Azizi et al., 2017; Delavari et al., 2019). در همین راستا در این پژوهش به بخش دیگری از سنگ‌های ماگمایی پالئوزوییک ایران در محدودة البرز باختری از دیدگاه ویژگی‌های صحرایی و زمین‌شیمیایی پرداخته می‌شود. این سنگ‌ها را پیشتر کمتر بررسی دقیق زمین‌شیمیایی کرده‌اند و اطلاعات چندانی از آنها در دست نیست؛ اگرچه تاکنون بررسی‌های بسیاری در منطقة البرز باختری با رویکرد بررسی سنگ‌های دگرگونی فشار بالای پالئوزوییک پسین انجام شده است (Zanchetta et al., 2009; Omrani et al., 2013; Rossetti et al., 2017; Moazzen et al., 2020). بیشتر سنگ‌های دگرگونی یادشده بازمانده‌هایی از رخساره‌های سنگی زمین‌درز اقیانوسی پالئوتتیس شمرده شده‌اند. سنگ‌های آذرین بررسی‌شده نیز که در راستای همین زمین‌درز جای دارند اطلاعات ارزشمندی از وضعیت زمین‌ساختی حاشیة قاره‌ای پالئوتتیس ارائه می‌دهند. سرشت سنگ‌های آذرین منطقة طارم- ماسوله از نظر اینکه به ماگماتیسم کوهزایی یا غیرکوهزایی وابسته باشد، دو داستان کاملاً متفاوت را دربارة سازوکار بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس نشان می‌دهد. Nazari و همکاران (2004) در نقشة 100000/1 بندرانزلی سنگ‏‌های آتشفشانی پالئوزوییک پسین را با نام سنگ‏‌های آتشفشانی سری کالک‏‌آلکالن معرفی کرده‏‌اند. در صورت درستی این ادعا، واحدهای آذرین منطقة طارم- ماسوله را می‏‌توان به ماگماتیسم حاشیة فعال وابسته دانست. برعکس، وجود سنگ‌های بازالتی آلکالن با سرشت درون‌صفحه‌ای چه‌بسا نشان‌دهندة محیط زمین‌ساختی حاشیة غیرفعال است ( Maury et al., 2003; Chauvet et al., 2011) که در این صورت با فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی پالئوتتیس به زیر البرز (بلوک‌های قاره‌ای سیمرین) همخوانی ندارد (Delavari et al., 2017b; Rostami et al., 2018). ازاین‌رو، شناخت ترکیب شیمیایی سنگ‌های آذرین پالئوزوییک پسین در منطقة طارم- ماسوله و بررسی خاستگاه زمین‌ساختی آنها، نقش مهمی در استنباط محیط زمین‌ساختی و بازسازی رخدادهای دیرین زمین‌شناختی در مقیاس محلی (البرز باختری) و ناحیه‌ای (سرزمین‌های قاره‌ای سیمرین در جنوب اقیانوس پالئوتتیس) دارد. درک این موضوع انگیزة اصلی این پژوهش است.

 

زمین‌شناسی منطقه

محدودة بررسی‌شده در شمال طارم و جنوب ماسوله جای دارد. این منطقه بخشی از البرز باختری است (شکل 1) و وضعیت زمین‌ریخت‌شناسی آن نیز طبیعتاً متأثر از رویدادهای زمین‌ساختی شکل‌دهندة بلندی‌های البرز است که ارتفاعات بلندی را در کنار دره‌های ژرف و پرتگاه‌های تند و پرشیب پدید آورده‌اند (شکل‌های 2- A و 2- B). پیدایش ارتفاعات در این بخش از البرز بیشتر پیامئ فرایندهای زمین‌ساختی فشاری- برشی است. از گسل‌های مهمی که در وضعیت زمین‌ریخت‌شناسی البرز باختری و منطقة طارم- ماسوله مؤثر بوده‌اند می‌توان گسل‌های تالش، ماسوله، الموت‌رود، رودبار، لاهیجان و کلیشوم را نام برد ( Hessami et al., 2003; Berberian and Walker, 2010; Aziz Zanjani et al., 2013). بیشتر گسل‌های تراستی منطقه موازی روند ساختاری چین‌خوردگی‌ها و بالاآمدگی‌ها هستند و بیشتر از روند شمل‌باختری– جنوب‌خاوری پیروی می‌کنند. افزون‌بر اینها، گسل‌های فراوان راستالغزی نیز با روندهای متغیر در منطقه دیده ‌می‌شوند (Nazari and Omrani, 2004). در بسیاری موارد، شدت درهم‌ریختگی‌های ساختاری در پی فعالیت گسل‌های یادشده واحدهای سنگی گوناگون را با همبری زمین‌ساختی (گسلی) در کنار هم قرار داده‌اند و ازاین‌رو، درک روابط چینه‌شناختی آنها در مقیاس ناحیه‌ای آسان نیست.

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی ساده‌شده منطقة طارم- ماسوله با رسم دوباره و اندکی تغییرات پس از Davies و همکاران (1975)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

افزون‌بر واحدهای آذرین (موضوع این پژوهش)، رخنمون گسترده‌ای از سنگ‌های دگرگونی با درجة ضعیف اسلیتی- فیلیتی و واحدهای آهکی کربونیفر- پرمین نیز در منطقه دیده می‌شوند. در نقشة زمین‌شناسی منطقه (Davies et al., 1975) واحدهای آهکی کربونیفر و پرمین به‌طور مشخص از یکدیگر تفکیک و بحث نشده‌اند (شکل 2- C). ازاین‌رو، در این پژوهش شماری از نمونه‌ها با هدف بررسی محتوای فسیلی برداشت شدند. بررسی‏‌های فسیل‌شناسی نشان دادند در برخی مقطع‌های میکروسکوپی، روزنه‏‌دار Pseudoammodiscus دیده می‏‌شود که نشان‌دهندة سن کربونیفر ‏‌پیشین (پایان ویزئن) است. در برخی دیگر از نمونه ‏‌‌سنگ‏‌های آهکی نیز، وجود فسیل‏‌هایی مانند Hemigordius و Agathamina که از میکرو‏‌فسیل‏‌های ةاخص پرمین هستند سن دوره زمانی پرمین را نشان می‌دهد. پس برپایة آنچه پیشتر از آن یاد شد (Davies et al., 1975)، وجود واحدهای آهکی کربونیفر و پرمین تأیید می‏‌شود. در گسترة نقشة 100000/1 بندر انزلی نیز ادامه همین واحدهای آهکی به‌صورت سنگ‌های آهکی نازک تا متوسط لایه بیومیکرایتی خاکستری رنگ دیده می‌شود که به آشکوب ویزئن نسبت داده شده‌اند (Nazari and Omrani, 2004). دیگر واحدهای سنگی که رخنمون گسترده‌ای در منطقة بررسی‌شده (محدودة شمال طارم- جنوب ماسوله) دارند، سنگ‌های دگرگونی با درجة ضعیف اسلیتی و فیلیتی هستند (شکل 2- D). در محدودة باختر و جنوب‌باختری ماسوله، افزون‌بر فیلیت‌ها، رخساره‌های درجه بالاتر دگرگونی مانند شیست‌ و گنیس نیز دیده می‌شوند که کانی‌هایی مانند بیوتیت، استارولیت، سیلیمانیت، کیانیت و کردیریت دارند (کمپلکس گشت) (Nazari and Omrani, 2004). ادامه این سنگ‌های دگرگونی به‌سوی شمال‌باختری در محدودة باختر ماسال (کمپلکس شاندرمن) با گارنت- استارولیت میکاشیست، متابازیت‌ و اکلوژیت شناخته می‌شوند (Zanchetta et al., 2009). دوباره در ادامة همین پهنه به‌سوی شمال‌باختری در جنوب اسالم نیز رخنمون‌هایی از دگرگونه‌های میکاشیست، شیست سبز و شیست آبی دیده می‌شوند (Rossetti et al., 2017). سن‌سنجی آرگون- آرگون دگرگونه‌های فشار بالا در کمپلکس شاندرمن و جنوب اسالم به‌ترتیب نشان‌دهندة سن‌های 9 ± 315 میلیون سال پیش (Zanchetta et al., 2009) و 350 میلیون سال پیش (Rossetti et al., 2017) است که با بازة زمانی دوره کربونیفر همخوانی دارد. پس برپایة سن‌های فسیلی و دگرگونه‌های فشار بالا، منطقة البرز باختری (و نیز محدودة بررسی‌شده) در راستای زمین‌درز پالئوتتیس جای دارد و ‌دربردارندة بازمانده‌های مهمی از واحدهای افیولیتی- دگرگونی اقیانوس یادشده و حاشیة قاره‌ای کنار آن است. همجواری صحرایی و وابستگی چینه‌شناختی رخنمون‌های سنگ‌های آذرین بازیک با دگرگونه‌ها و واحدهای رسوبی پالئوزوییک پسین (کربونیفر- پرمین) تعیین‌کنندة سن این سنگ‌ها هستند؛ به‌گونه‌ای‌که بازالت‌ها در مناطقی به‌صورت میان‌لایه با واحدهای پرمو- کربونیفر یا با رابطة چینه‌شناختی روی سنگ‌های آهکی کربونیفر و در زیر واحدهای آواری پرمین (سازند درود) جای گرفته‌اند (Nazari and Omrani, 2004). گفتنی است افزون‌بر بازالت‌ها (شکل 2- E)، شماری از رخنمون‌های گابرویی نیز در منطقه دیده می‌شوند و همان‌گونه‌که به آن پرداخته خواهد شد، شباهت زمین‌شیمیایی آنها با بازالت‌ها نشان‌دهندة زایش مشابه آنهاست. از نکته‌های مهم دربارة سنگ‌های آذرین بررسی‌شده اینست که در آنها نشانه‌هایی از دگرگونی دیده نمی‌شود. با گذر به دوران مزوزوییک، سازند شمشک مجموعه‌های گوناگون سنگی پالئوزوییک پسین مانند بازالت‌ها را می‌پوشاند؛ هرچند گاه (مانند باختر روستای نوکیان) سنگ‌آهک‌های سیلتی- ماسه‌ای سازند زیارت (پالئوسن پسین تا ائوسن میانی) نیز بازالت‌های بررسی‌شده را پوشانده‌اند.

 

 

 

شکل 2- A) ریخت‌شناسی منطقه بررسی‌شده در محدودة شمال طارم (شهر آب‌بر) و جنوب ماسوله (برگرفته از گوگل‌ارث)؛ B) دورنمایی از وضعیت ریخت‌شناسی و ارتفاعات منطقه؛ C) واحدهای آهکی پرمو- کربونیفر که متأثر از رفتارهای زمین‌ساختی دچار درهم‌ریختگی شدید ساختاری شده‌اند؛ D) دگرگونه‌های ضعیف اسلیتی- فیلیتی که رخنمون گسترده‌ای در منطقه دارند؛ E) نمایی از واحدهای بازالتی (این پژوهش) در سطح رخنمون

 

 

 

 

 

 

روش انجام پژوهش

پس از پیمایش‌های صحرایی و نمونه‌برداری از واحدهای موردنظر، از همة نمونه‌ها مقطع نازک تهیه شد و ویژگی‌های میکروسکوپی آنها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. سپس نمونه‌هایی که دگرسانی کمتری داشتند برای تهیه پودر و بررسی‌های شیمیایی سنگ کل برگزیده شدند. با توجه به شدت دگرسانی، پرشدگی ثانویه حفره‌ها و وجود رگه‌های ثانویه، بسیاری از نمونه‌ها کیفیت خوبی برای بررسی زمین‌شیمیایی نداشتند و تنها شمار اندکی از آنها (نزدیک به 11 نمونه) وضعیت بهتری داشتند. این نمونه‌ها نخست با سنگ‌شکن فکی خرد و سپس با دستگاه تنگستن کارباید پودر شدند. در ادامه، پودر نمونه‌ها برای سنجش ترکیب شیمیایی به آزمایشگاه دانشگاه فرارای ایتالیا (University of Ferrara, Italy) فرستاده شدند. نخست میزان مواد فرار (LOI) اندازه‌گیری شد. برای این کار، جرم معینی از پودر نمونه‌ها در کورة الکتریکی با دمای نزدیک به 1000 درجه سانتیگراد گذاشته و اختلاف جرم به‌عنوان LOI به‌دست‌ آورده شد. پس از آن، از هر نمونه قرص تهیه شد و با دستگاه فلورسانس پرتوی ایکس یا XRF (مدل ARL Advant XP automated X- ray spectrometer) تجزیه شدند. در این مرحله میزان عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای کمیاب (مانند Ni، Sc، Co، V، Pb، Rb، Sr و Th) اندازه‌گیری شد. سپس مقدار عنصرهای کمیاب با به‌کارگیری روش ICP-MS (دستگاه Thermo Series X- I) به‌دست آمد. در این مرحله مقدار عنصرهای خاکی کمیاب (REE) و برخی عنصرهای کمیاب دیگر همانند (Nb، Ta، Th، U ، Y، Hf و ...) اندازه‌گیری شد. گفتنی است برخی عنصرهای کمیاب به هر دو روش XRF و ICP-MS اندازه‌گیری شده‌اند که مقدار آنها برای مقایسة صحت روش‌های اندازه‌گیری در جدول 1 آمده است.

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی اکسیدها (برپایة درصدوزنی یا wt.%) و عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایة ppm) در ترکیب سنگ کل نمونه‌های منطقة طارم- ماسوله به روش‌های XRF و ICP-MS (برخی عنصرهای فرعی و کمیاب به هر دو روش XRF و ICP- MS اندازه‌گیری شده‌اند که برای مقایسه داده‌های هر دو روش در این جدول آورده شده‌اند؛‌ نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans، 2010)

Rock Type

Ol- basalt

Ol- gabbro

basalt

Mineralogy

Ol- Pl- porphyry

Ol- porphyry

Pl+Cpx+Ol

Pl- porphyry

No Phenocryst

Pl- Cpx- porphyry

Sample No.

ST16

ST11

ST10

ST32

ST1

ST25

ST20

ST23

ST26

ST18

ST24

SiO2

43.54

47.15

47.64

45.10

45.90

43.94

44.50

45.26

46.29

45.26

47.70

TiO2

1.80

2.08

1.95

1.46

1.03

2.49

2.79

2.51

4.14

2.50

2.46

Al2O3

13.09

14.58

15.09

14.08

15.20

15.51

13.52

17.45

14.23

13.76

15.57

Fe2O3

1.50

1.09

1.55

1.42

1.20

1.71

2.82

1.38

2.13

1.73

1.83

FeO

10.03

7.26

10.31

9.45

7.98

11.40

18.78

9.21

14.20

11.51

12.20

MnO

0.12

0.26

0.27

0.14

0.16

0.28

0.10

0.20

0.23

0.18

0.27

MgO

14.06

7.39

7.49

11.74

11.11

3.03

2.48

7.34

4.27

9.70

5.68

CaO

6.89

7.11

4.81

8.10

9.29

10.18

6.02

7.39

5.14

7.29

6.71

Na2O

2.29

5.02

4.87

1.81

2.57

4.67

6.52

2.84

2.74

2.59

4.24

K2O

0.43

0.23

0.15

0.33

1.03

0.61

0.04

1.20

0.20

1.07

0.56

P2O5

0.34

0.81

0.81

0.27

0.27

0.85

0.65

0.40

0.65

0.33

0.81

LOI

5.80

6.99

4.63

5.70

4.01

5.67

2.19

4.36

4.73

3.57

2.95

Total

99.90

99.96

99.56

99.60

99.74

100.35

100.41

99.53

98.96

99.49

100.98

Mg#

71.4

64.5

56.4

68.9

71.3

32.1

19.0

58.7

34.9

60.0

45.3

جدول 1- ادامه

Rock Type

Ol- basalt

Ol- gabbro

basalt

Mineralogy

Ol- Pl- porphyry

Ol- porphyry

Pl+Cpx+Ol

Pl- porphyry

No Phenocryst

Pl- Cpx- porphyry

Sample No.

ST16

ST11

ST10

ST32

ST1

ST25

ST20

ST23

ST26

ST18

ST24

(XRF)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Zn

73

212

204

67

66

211

87

101

164

99

159

Cu

22

8

25

228

121

32

56

56

21

62

49

Sc

29

19

18

25

27

20

23

22

25

27

22

Ga

18

24

26

17

13

29

22

23

20

16

30

Ni

211

30

39

214

67

13

18

23

2

66

14

Co

51

35

36

66

51

56

35

48

46

58

30

Cr

740

353

339

707

145

89

84

61

17

154

38

V

252

142

130

250

202

142

313

287

174

293

146

Rb

13

8

5

7

28

14

 

27

8

15

14

Ba

223

72

138

194

485

282

95

329

262

704

307

Th

3

14

12

2

2

5

5

2

5

2

6

Nb

28

67

68

22

20

49

31

21

47

25

47

Pb

4

5

6

3

4

5

6

3

4

3

5

Sr

443

368

382

340

952

482

145

781

1322

1125

626

Zr

147

260

218

104

76

316

172

149

368

186

261

Y

21

29

31

22

13

42

24

22

45

22

44

Hf

5

6

7

2

3

8

6

5

11

5

10

)ICP- MS(

Rb

 

 

4.42

6.52

25.09

14.84

0.61

24.15

8.98

13.09

15.23

Sr

 

 

366.94

360.21

798.49

452.93

132.98

658.89

1440.53

1064.83

646.01

Y

 

 

35.88

24.79

12.63

41.87

25.93

24.58

46.12

25.57

49.75

Zr

 

 

217.91

102.50

74.42

318.53

185.11

145.94

352.81

186.05

264.02

Nb

 

 

60.95

21.38

17.50

49.92

38.45

24.96

57.55

26.30

49.81

La

 

 

58.77

16.07

11.07

44.07

27.37

16.74

53.92

19.11

48.18

Ce

 

 

106.49

32.74

21.71

87.68

58.28

35.88

116.58

40.63

100.98

Pr

 

 

11.40

3.84

2.62

10.97

6.97

4.19

14.09

5.16

12.32

Nd

 

 

39.06

14.86

10.69

42.71

26.88

15.54

52.68

20.58

46.31

Sm

 

 

7.89

3.87

2.80

10.30

6.50

4.19

12.55

5.51

11.84

Eu

 

 

2.03

1.42

1.00

3.03

1.86

1.39

3.93

1.73

3.46

Gd

 

 

7.23

4.26

2.77

9.29

5.71

4.46

11.25

5.11

10.48

Tb

 

 

1.10

0.70

0.43

1.39

0.89

0.72

1.66

0.80

1.64

Dy

 

 

5.86

4.26

2.41

7.60

4.99

4.42

9.07

4.57

8.97

Ho

 

 

1.11

0.85

0.49

1.40

0.96

0.92

1.63

0.87

1.74

Er

 

 

2.86

2.34

1.24

3.46

2.38

2.52

4.02

2.22

4.34

Tm

 

 

0.40

0.35

0.18

0.48

0.34

0.38

0.55

0.31

0.61

Yb

 

 

2.41

2.24

1.11

2.93

2.08

2.49

3.34

1.89

3.67

Lu

 

 

0.35

0.33

0.16

0.41

0.31

0.36

0.48

0.27

0.52

Hf

 

 

7.81

3.29

2.12

7.63

5.02

3.81

8.81

4.10

8.83

Ta

 

 

4.75

1.53

1.43

3.52

2.44

1.84

4.47

1.86

3.25

Th

 

 

10.29

2.49

1.73

4.54

3.47

2.99

6.26

2.64

4.85

U

 

 

2.38

0.74

0.54

1.58

0.94

0.93

2.07

0.76

1.58

جدول 1- ادامه

Rock Type

Ol- basalt

Ol- gabbro

basalt

Mineralogy

Ol- Pl- porphyry

Ol- porphyry

Pl+Cpx+Ol

Pl- porphyry

No Phenocryst

Pl- Cpx- porphyry

Sample No.

ST16

ST11

ST10

ST32

ST1

ST25

ST20

ST23

ST26

ST18

ST24

Nb/Y

 

 

1.70

0.86

1.39

1.19

1.48

1.02

1.25

1.03

1.00

Ta/Yb

 

 

1.97

0.69

1.29

1.20

1.17

0.74

1.34

0.98

0.89

Th/Yb

 

 

4.26

1.11

1.55

1.55

1.67

1.20

1.88

1.40

1.32

Eu/Eu*

 

 

0.81

1.06

1.08

0.93

0.91

0.98

0.99

0.98

0.93

Ti/Y

 

 

35.88

24.79

12.63

41.87

25.93

24.58

46.12

25.57

49.75

Ti/V

 

 

95.08

37.28

32.00

111.36

54.42

54.99

151.88

53.40

103.06

Pb/Nb

 

 

0.10

0.14

0.22

0.10

0.17

0.13

0.07

0.13

0.11

Nb/La

 

 

1.04

1.33

1.58

1.13

1.40

1.49

1.07

1.38

1.03

Lu/Yb

 

 

0.14

0.15

0.15

0.14

0.15

0.15

0.14

0.14

0.14

(La/Sm)N

 

 

4.81

2.68

2.55

2.76

2.72

2.58

2.77

2.24

2.63

(Sm/Yb)N

 

 

3.63

1.92

2.80

3.91

3.47

1.87

4.17

3.23

3.59

(La/Yb)N

 

 

17.46

5.15

7.14

10.79

9.44

4.83

11.58

7.24

9.42

 

 

ویژگی‌های میکروسکوپی

الف- الیوین‌بازالت: بیشترِ این سنگ‌ها الیوین- پلاژیوکلاز- فیریک هستند و در آنها فنوکریست‌ها در زمینه‏‌ای از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و ریزبلورهای کلینوپیروکسن پراکنده هستند. بیشتر فنوکریست‌های الیوین شکل‌دار تا گاهی نیمه‌شکل‌دار هستند و در برخی نمونه‏‌ها تا بیشتر از 10% مودال سنگ‏‌ را دربر می‏‌گیرند (شکل‌های 3- A و 3- B). این بلورها دگرسانی شدیدی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که بیشتر آنها سرپانتینی شده‏‌اند و به‌ندرت کانی سالم یافت می‌شود. در برخی نمونه‏‌ها پدیده‏‌ ایدنگسیتی‌شدن الیوین نیز رخ داده است و قالب کانی به‌طور کامل با ایدنگسیت و سرپانتین پر شده است. پلاژیوکلاز از دیگر کانی‌های معمول در سنگ‏‌های الیوین‏‌بازالتی است. این کانی هم به‌صورت فنوکریست و هم میکرولیت‏‌های درون‌زمینه دیده می‌شود. در برخی نمونه‌ها، فنوکریست‌های پلاژیوکلاز از نظر اندازه تا 3 میلیمتر و از نظر فراوانی مودال تا 5 درصدحجمی می‌رسند. میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز نیز از فراوان‌ترین فازهای زمینة سنگ هستند و گاه تا نزدیک به 40 تا 50 درصدحجمی مودال را دربر گرفته‏‌اند. پلاژیوکلازها گاه نشانه‌هایی از بافت‌های غیرتعادلی مانند بافت غربالی را نیز نشان می‌دهند. دگرسانی پلاژیوکلاز به کانی‌های ثانویه مانند سریسیت و کلسیت معمول است. فنوکریست‏‌های کلینوپیروکسن در این سنگ‌ها کمتر دیده می‌شوند و بیشتر آنها به‌صورت فازهای میان‌بلوری در زمینة سنگ (بافت اینترسرتال) یافت می‌شوند (شکل 3- B). افزون‌براین، در این سنگ‌ها کانی‏‌های فرعی مانند کانی‏‌های کدر متداول هستند که هم ممکن است فاز ماگمایی اولیه و یا فاز ثانویه پدیدآمده از دگرسانی کانی‏‌های فرومنیزین باشند.

ب- بازالت: این سنگ‌ها با بافت‌های متنوعی مانند میکرولیتی پورفیری، تراکیتی پورفیری و بادامکی شناخته می‌شوند. پلاژیوکلاز به‌همراه پیروکسن (کلینوپیروکسن) از کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌هاست و کلریت، کلسیت و اکسید آهن از کانی‏‌های ثانویه شمرده می‌شوند. پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن کانی معمول در زمینة این سنگ‌ها‌ هستند.

 

 

 

 

 

 

شکل 3- ویژگی‌های میکروسکوپی سنگ‌ها. A) فنوکریست‌های الیوین که به‌شدت سرپانتینی شده‌اند (الیوین‌بازالت)؛ B) فنوکریست شکل‌دار الیوین که در زمینه‌ای با بافت اینترسرتال دیده می‌شوند (الیوین‌بازالت)؛ C) فنوکریست‌های سریسیتی‌شده پلاژیوکلاز در بازالت‌ها؛ D) فراوانی میکرولیت‌های پلاژیوکلاز در زمینه برخی نمونه‌های بازالتی؛ E) بافت افیتیک– ساب‌افیتیک در سنگ‌های بازالتی که در آن، کلینوپیروکسن میکرولیت‌های پلاژیوکلاز را به‌صورت بخشی یا کامل دربرگرفته است؛ F) الیوین‌گابروها که در آنها بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن سالم مانده‌اند؛ اما الیوین و پلاژیوکلاز دگرسان شده‌اند (همة تصویرها در حالت نوری XPL گرفته شده‌اند)

 

 

در برخی نمونه‏‌ها پلاژیوکلازها بیشتر از 50 درصدحجمی مودال سنگ را فراگرفته است. بیشتر فنوکریست‌های پلاژیوکلاز نیمه‌شکل‌دار تا کمابیش شکل‌دار‏‌ و معمولاً از 3 میلیمتر کوچک‌تر هستند (شکل 3- C). در زمینة سنگ نیز پلاژیوکلاز فراوان‌ترین فاز است (شکل 3- D). به‌علت فرایندهای ثانویه و واکنش سیال‌ها با سنگ، بیشتر بازالت‏‌ها دستخوش دگرسانی شده‏‌‌ و بلورهای پلاژیوکلاز کمابیش سریسیتی تا کلسیتی شده‏‌اند. در این سنگ‌ها، بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن در اندازة‏‌ کمتر از 1 میلیمتر دیده‏‌ می‏‌شوند و کمتر از 20% از حجم مودال را دربر می‏‌گیرند. در برخی نمونه‏‌ها زمینة سنگ افزون‌بر بافت اینترسرتال، بافت‌ افیتیک تا ساب‌افیتیک نیز نشان می‌دهد (شکل 3- E). در این گروه از سنگ‌ها، الیوین فراوانی ناچیزی دارد و در صورت وجود، بیشتر الیوین‌ها سرپانتینی شده‏‌اند. در این سنگ‌ها نیز کانی‌های کدر معمول‌ترین فاز فرعی سنگ هستند.

پ- الیوین‌گابرو: الیوین‏‌گابروها رخنمون کمی در منطقه دارند. این سنگ‌ها کمابیش دانه درشت هستند و بافت هیپ‏‌ایدیومورفیک‏‌گرانولار دارند. کانی‌های الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز فازهای اصلی سنگ هستند (شکل 3- F). الیوین فراوانی حجمی از 5 تا 10 درصد دارد و بیشتر الیوین‌ها بسیار سرپانتینی شده‌اند. پلاژیوکلازها فراوان‌ترین فاز هستند و گاهی تا نزدیک به 60 درصدحجمی سنگ را دربر می‏گیرند. همانند بلورهای الیوین، بیشتر پلاژیوکلازها نیز دستخوش دگرسانی شدید شده‌اند. بلورهای کلینوپیروکسن در این سنگ‏‌ها نزدیک به 30 درصدحجم مودال را فرا می‏گیرند. این کانی اندازة 2 تا 3 میلیمتر دارد و برخلاف الیوین و پلاژیوکلاز کمتر دگرسان شده است. با توجه به کانی‌شناسی الیوین گابروها و آنچه که در ادامه از زمین‌شیمی آنها گفته خواهد شد، این سنگ‌ها با واحدهای آذرین بیرونی منطقه ارتباط زایشی دارند. در واقع، گابروها بخش‏‌هایی از مذاب الیوین‏‌بازالتی هستند که در بخش‌های ژرف‌تری متوقف و متبلور شده‌اند.

 

زمین‌شیمی

داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند. در نمونه‌های بررسی‌شده، مقدار مواد فرار (LOI) برابربا 19/2 تا 99/6 درصدوزنی است. همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، برخی نمونه‌ها دگرسانی بالایی دارند و این پارامتر به ناگزیر در آنها مقدار بالایی دارد. برپایة مقدارهای بدون LOI، SiO2 در نمونه‌های منطقه برابربا 3/45 تا 7/50 درصدوزنی است و ازاین‌رو، نمونه‌ها همگی در محدودة سنگ‌های بازیک جای می‌گیرند. با توجه به دگرسانی نمونه‌ها از تمرکز عنصرهای کمیاب نامتحرک برای رده‌بندی و نامگذاری سنگ‌ها بهره گرفته شد. در نمودار تغییرات Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (شکل 4- A)، همة نمونه‌ها در محدودة آلکالی‌بازالت جای می‌گیرند. مقدار بالای عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O) (تا 68/6 درصدوزنی)، TiO2 (تا 40/4 درصدوزنی) و نسبت Nb/Y (تا 33/2) (جدول 1) نیز با ترکیب آلکالن نمونه‌ها همخوانی دارند. نسبت K2O/Na2O در این نمونه‌ها برابربا 01/0 تا 42/0 است و نشان‌دهندة سرشت سدیک آنهاست. در همین راستا، در نمودار Zr/P2O5 دربرابر TiO2 (شکل 4- B) نیز همة نمونه‌ها در محدودة سری آلکالن جای می‌گیرند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4- رده‌بندی و سری ماگمایی واحدهای بازیک منطقة طارم- ماسوله. A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 برای رده‌بندی و نامگذاری شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار Zr/P2O5 دربرابر TiO2 برای بررسی سری ماگمایی سنگ‌های بازیک (Winchester and Floyd, 1976) (مربع سرخ: بازالت؛ مربع سیاه: گابرو)

 

 

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت در شکل 5- A نمایش داده شده است. در این نمودار الگوهای مشابه همة نمونه‌ها با شیب منفی با کاهش تدریجی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) به‌سوی عنصرهای خاکی کمیاب میانه (MREE) و سنگین (HREE) دیده می‌شود. نسبت عنصرهای خاکی کمیاب نیز گویای این ویژگی است. در نمونه‌های منطقه نسبت‌های (La/Sm)N، (La/Yb)N و (Sm/Yb)N به‌ترتیب نزدیک به 24/2 تا 8/4، 8/4 تا 5/17 و 9/1 تا 2/4 هستند. همچنین، در نمونه‌ها، میانگین تمرکز La، Sm و Yb نسبت به ترکیب کندریت به‌ترتیب نزدیک به 138، 47 و 14 برابر غنی‌شدگی دارد. نکته دیگر اینکه در این نمودار، همسانی شکل الگوها و شیب‌های آنها چه‌بسا به ارتباط زایشی نمونه‌ها اشاره دارد.

 

 

 

شکل 5- نمودارهای نمایش فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در ترکیب زمین‌شیمیای سنگ کل سنگ‌های بازیک منطقة طارم- ماسوله. A) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب N-MORB (ترکیب Chondrite، N-MORB و OIB (Ocean island basalt) برگرفته از Sun و McDonough (1989)؛ ترکیب بازالت‌های کمانی (Arc basalts) برگرفته از ترکیب میانگین بازالت‌های ائوسن منطقة ساوه (Delavari et al., 2017a))؛ نمونة ST1 گابرو و دیگر نمونه‌ها بازالت‌ها هستند)

 

 

در شکل 5- B، نمودارهای عنکبوتی چندعنصری دیده می‌شوند. در این نمودارها شماری از عنصرهای ناسازگار مانند عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE[1]) و عنصرهای لیتوفیل یون بزرگ (LILE[2]) به‌ترتیبِ میزان ناسازگاری نمایش داده شده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که عنصرهای LILE از Sr به‌سوی Ba و عنصرهای HFSE از Yb به‌سوی Th کم‌کم ناسازگاری بیشتری پیدا می‌کنند. در نمودارهای عنکبوتیِ همة نمونه‌ها، یک شکل برآمده در بخش میانی (عنصرهای ناسازگارتر) دیده می‌شود که نشان می‌دهد غلظت عنصرها با افزایش شدت ناسازگاری آنها بیشتر می‌شود. چنین ویژگی نشان‌دهندة خاستگاه‌گرفتن مذاب از خاستگاه گوشته‌ای غنی (یا تهی‌نشده) است (Yu et al., 2011) که در ادامه به آن پرداخته خواهد شد.

 

بحث

الف- تبلوربخشی

همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، مقدار عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O) در نمونه‌ها تغییر بالایی دارد و از 28/2 تا 68/6 درصدوزنی متغیر است. از سوی دیگر، مقدار TiO2 نیز تنوع بالایی دارد و تغییراتی از 08/1 تا 40/4 درصدوزنی نشان می‌دهد. با نگاهی به غلظت دیگر عنصرهای اصلی مانند MgO (52/2 تا 94/14 درصدوزنی)، FeO (8/7 تا 1/19 درصدوزنی) و CaO (06/5 تا 76/10 درصدوزنی) تنوع ترکیبی چشمگیری میان نمونه‌ها دیده می‌شود. مقدار عدد منیزیم (Mg#= 100*MgO/(MgO+FeO)) (04/19 تا 42/71)، Cr (3/17 تا 5/739 ppm) و Ni (2/2 تا 7/213 ppm) نیز گواه این نکته هستند. ازاین‌رو، روشن است که برخی نمونه‌ها ترکیب کاملاً تحول‌یافته‌ای دارند؛ اما برخی دیگر به ترکیب مذاب‌های اولیه بازالتی نزدیک‌تر هستند. در مذاب‌های بازالتی اولیه که در تعادل با کانی‌شناسی معمول گوشته بالایی (Ol + Opx + Cpx ± Gt ± Spl) پدید آمده باشند، مقدار Ni، Cr و Mg# به‌ترتیب اندازه‌هایی بیشتر از 400 تا 500 پی‌پی‌ام، بیشتر از 1000 پی‌پی‌ام و بیشتر از 70 نشان می‌دهند (Wilson, 2007). اگرچه نباید این نکته را نادیده گرفت که افزایش عنصرهای سازگاری مانند Mg، Ni و Cr در نمونه‌ها چه‌بسا تا اندازه‌ای تحت‌تأثیر انباشتگی [3] کانی‌های مافیک بوده است (Zhou et al., 2009). ویژگی‌های سنگ‌نگاری این فرض را تأیید نمی‌کند؛ زیرا برای نمونه، الیوین به‌ندرت از 10 درصد مودال بیشتر می‌شود.

فرایند تبلوربخشی از علت‌های اصلی تحول ترکیب مذاب‌هاست که در اینجا به آن پرداخته خواهد شد. در این ارتباط، کاربرد نمودارهای تغییرات (شکل 6) بسیار کارآمد است. با توجه به ترکیب بازیک نمونه‌ها و تغییرات چشمگیر مقدار MgO در آنها، تغییرات عنصرها نسبت به MgO نمایش داده شده است. با کاهش مقدار MgO و یا پیشرفت تحول شیمیایی مذاب، تمرکز CaO، Ni و Cr کاهشی است؛ اما مقدار عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O)، TiO2، Nb و Yb روند افزایشی دارند. افزون‌براین، Al2O3 تغییرات چندانی ندارند و Sr نیز پراکندگی دارد و روند خاصی نشان نمی‌دهد. با فرض اینکه روندهای شکل 6 نشان‌دهندة خط کاهشی مایع [4] باشند و یا به اصطلاح تغییرات تدریجی ترکیب مذاب تحول‌یافته از یک مذاب مادر را نشان دهند، به‌طور منطقی انتظار می‌رود تمرکز عنصرهای ناسازگاری مانند عنصرهای آلکالن، Nb و Yb در مذاب تحول‌یافته‌تر افزایش یابد. از سوی دیگر، تغییرات کاهشی عنصرهای سازگاری مانند Ni و Cr که ضریب جدایش بالایی در الیوین و کلینوپیروکسن دارند، با تبلوربخشی کانی‌های یادشده همخوانی دارند.

 

 

 

شکل 6- نمودارهای تغییرات که در آنها تغییرات برخی عنصرهای اصلی و کمیاب نسبت به MgO نمایش داده شده است (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

افزون‌براین، نبود روند کاهشی روشن در Al2O3 و یا پراکندگی تغییرات Sr با تبلوربخشی اثرگذار پلاژیوکلاز ناسازگار است. در این سنگ‌ها نسبت Eu/Eu* نزدیک به 1 (81/0 تا 08/1) است (جدول 1). همان‌گونه‌که در شکل 5- A نیز دیده می‌شود نبود آنومالی منفی روشن برای Eu در الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب نشان‌دهندة نبود اثرات تأثیرگذار جدایش بلورین پلاژیوکلاز است (Bachmann and Bergantz, 2008; Pang et al., 2016; Eyuboglu et al., 2019). پس گمان می‌رود کاهش مقدار CaO با پیشرفت تحول شیمیایی مذاب (کاهش MgO) نیز بیشتر متأثر از تبلوربخشی کلینوپیروکسن بوده باشد. همچنین، روند افزایشی TiO2 در نمونه‌ها با تبلوربخشی کانی‌های اکسیدی (اکسیدهای آهن- تیتانیم) ناسازگار است (Hunziker, 2014; Rollinson, 2014; Özdamar, 2016). ازاین‌رو، بطور کلی می‌توان دریافت که تنوع شیمیایی نمونه‌ها اگر از فرایند تبلوربخشی متأثر شده باشد، بیشتر پیامد جدایش بلورین کانی‌هایی مانند الیوین و کلینوپیروکسن بوده است و اثرات جدایش بلورین پلاژیوکلاز و کانی‌های اکسیدی پررنگ نبوده است.

ب- آلایش پوسته‌ای

دیگر عاملی که شاید باعث تغییرات ترکیب شیمیایی مذاب شود آلایش پوسته‌ای است؛ زیرا مذاب‌های گوشته‌ای هنگام گذر از پوستة قاره‌ای و رسیدن به سطح زمین با سنگ‌های مسیر در تماس هستند و چه‌بسا دچار آلایش شوند (Cook et al., 2005; Alpaslan, 2007; Çoban, 2007; Allen et al., 2013). با وجود این، میزان آلایش شاید شیمی مذاب را دچار تغییر چشمگیری کرده و یا اینکه اثر چشمگیری نداشته باشد. تمرکز عنصرهای کمیاب یا نسبت فراوانی آنها برای استنباط آلایش پوسته‌ای کارآمد است. عنصرهای Lu و Yb رفتار زمین‌شیمیایی مشابهی دارند و ازاین‌رو، نسبت Lu/Yb به‌ندرت تحت‌تأثیر فرایند تبلوربخشی و یا ذوب‌بخشی قرار می‌گیرد. این نسبت در سنگ‌های پوستة قاره‌ای بیشتر (16/0 تا 18/0) (Rudnick and Gao, 2003) و در مذاب‌های گوشته‌ای کمتر است (14/0 تا 15/0) (Sun and McDonough, 1989). در نمونه‌های منطقة طارم- ماسوله، این نسبت برابربا 14/0 تا 15/0 است (جدول 1) که دقیقاً در بازة ترکیبی مذاب‌های گوشته‌ای است و به سنگ‌های پوسته‌ای گرایش نشان نمی‌دهد. همچنین، با توجه به تهی‌شدگی مشخص Nb و برعکس، غنی‌شدگی Pb در سنگ‌های پوستة قاره‌ای (Rudnick and Gao, 2003)، نسبت‌های عنصرهای Pb/La و Pb/Nb در سنگ‌های پوستة قاره‌ای و مذاب‌های گوشته‌ای تمایز آشکاری دارند. در شکل‌های 7- A و 7- B، نسبت Lu/Yb به‌ترتیب دربرابر نسبت‌های Nb/La و Pb/Nb نمایش داده شده است. برپایة این شکل‌ها، نسبت‌های یادشده در نمونه‌های منطقه به‌خوبی به مذاب‌های گوشته‌ای نزدیک هستند، اما به‌ سنگ‌های پوستة قاره‌ای گرایش ندارد. ازاین‌رو، می‌توان گفت تأثیرات آلایش پوسته‌ای در سنگ‌های بازالتی منطقة طارم- ماسوله چشمگیر نبوده است.

 

 

 

شکل 7- مقایسه نسبت برخی عنصرهای کمیاب در سنگ‌های بازیک منطقة طارم- ماسوله با انواعی از بازالت‌ها، منابع گوشته‌ای و پوسته‌ای. A) نمودار نسبت Nb/La دربرابر Lu/Yb؛ B) نمودار نسبت Pb/Nb دربرابر Lu/Yb (ترکیب N-MORB، Primitive Mantle و OIB برگرفته از Sun و McDonough (1989) و ترکیب پوستة قاره‌ای (زیرین، میانی و بالایی) از Rudnick وGao (2003)؛ نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

 

 

 

 

پ- الگوسازی فرایند تبلوربخشی

در مباحث پیشین گفته شد فرایند تبلوربخشی از محتمل‌ترین عوامل تنوع شیمیایی سنگ‌های بازیک منطقة طارم- ماسوله است. این فرایند تمرکز عنصرهای ناسازگاری که در ساختمان کانی‌های متبلورشده وارد نشده‌اند را در مذاب بجامانده کم‌کم افزایش می‌دهد. عنصرهای REE به‌علت شباهت رفتار زمین‌شیمیایی در الگوسازی‌هایگوناگون سنگ‌شناسی بسیار به‌کار برده می‌شوند (Mahéo et al., 2004; Chiaradia et al., 2009; Pang et al., 2012). هنگام تبلور مذاب بازالتی، با توجه به کانی‌های متبلورشونده و ضریب جدایش عنصرهای خاکی کمیاب در آنها، تمرکز عنصرهای خاکی کمیاب معمولاً در مذاب بجامانده به آرامی افزایش می‌یابد؛ اگرچه نسبت عنصرهای خاکی کمیاب تغییرات چندانی نشان نمی‌دهد و ازاین‌رو، شکل الگوی عنصرهای خاکی کمیاب میان مذاب مادر و مذاب‌های بجامانده از آن هنگام تبلور تفاوت چشمگیری ندارد. تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در شکل 8 نمایش داده شده است. در این شکل تغییرات La/Sm نسبت Sm دربرابر و Yb دربرابر Sm/Yb نمایش داده شده‌اند. همان‌گونه‌که در این نمودارها (شکل‌های 8- A و 8- B) دیده می‌شود هنگام تبلوربخشی، غلظت عنصرهای خاکی کمیاب مانند Sm و Yb در مذاب بجامانده روند افزایشی دارد؛ اما نسبت عنصرهای La/Sm و Sm/Yb کمابیش ثابت است. تغییرات شیمیایی نمونه‌های منطقه در شکل‌های 8- A و 8- B موازی روند تبلوربخشی است و ازاین‌رو، همان‌گونه‌که پیشتر گفته شده، نقش غالب فرایند تبلوربخشی در تحول شیمیایی مذاب را نشان می‌دهد. با این فرض در اینجا فرایند تبلوربخشی با به‌کارگیری الگوسازی عنصرهای کمیاب دقیق‌تر بررسی می‌شود.

 

 

 

شکل 8- نمایش تغییرات تمرکز عنصرهای خاکی کمیاب توأم با روندهای حاصل از فرایندهای ذوب بخشی و تبلوربخشی. A) نمودار تغییرات نسبت Sm دربرابر .La/Sm؛ B) نمودار تغییرات نسبت Yb دربرابر Sm/Yb (روندهای نمایش داده شده از Zhang و همکاران (2008) برگرفته شده‌اند؛ نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

فرایند تبلور آذرین از سه دیدگاه بررسی می‌شود (Ersoy, 2013):1- تبلور کاملاً تعادلی یا PEC [5]؛

2- تبلوربخشی کامل یا PFC [6]؛

3- تبلور تعادلی- تبلوربخشی ناکامل یا EC- IFC [7].

آنچه در طبیعت رخ می‌دهد را به‌سختی می‌توان فرایند تبلور کاملاً تعادلی یا تبلوربخشی کامل دانست بلکه فرایند بینابینیِ تبلور تعادلی- تبلوربخشی ناکامل بیشتر مصداق دارد (O’Hara and Herzberg, 2002; Claeson and Meurer, 2004). با این وصف در اینجا الگوسازی برپایة فرایند EC-IFC انجام شده است. در این فرایند رابطه به‌صورت زیر است:

 

 

 

: تمرکز اولیه عنصر در مذاب

D0: ضریب جدایش کلی عنصر

: تمرکز عنصر در مذاب بجامانده

δ: درصدجرمی بلورهای معلق در مذاب

 

 

 

الگوسازی انجام‌شده در شکل 9 نمایش داده شده است. برپایة ویژگی‌های سنگ‌نگاری و حضور کانی‌های الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در سنگ‌های بررسی‌شده، الگوسازی برپایة تبلور این فازها انجام شده است. ضریب جدایش عنصرهای La و Yb میان کانی‌های الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز با مذابی بازالتی است که ترکیب آن از بررسی‌های پیشین (McKenzie and O'Nions, 1991; Foley et al., 1996) برگرفته شده است. افزون‌براین، نمونة ST1 که از یک سو کمترین سطح تمرکز عنصرهای کمیاب ناسازگار (شکل 5- A) و از سوی دیگر، بالاترین عدد منیزیم (Mg#) را دارد به‌عنوان مذاب مادر در نظر گرفته شد. گفتنی است این الگوسازی‌ها با توجه به محدودیت‌های مختلف مانند نبود اطلاع از شرایط دقیق تبلور هرگز نمی‌توانند به‌درستی و دقت فرایند تبلور را بازسازی کنند. از سوی دیگر، در اینجا یکی از فرض‌ها اینست که تغییرات ترکیبی نمونه‌ها نشان‌دهندة ترکیب مذاب در حال تحول (LLD [8]) باشند. با وجود این، حضور فنوکریست‌ها در نمونه‌ها باعث تاثیرگذاری بر ترکیب شیمیایی و دورشدن ترکیب نمونه از ترکیب واقعی مذاب می‌شود و ازاین‌رو، اعتبار خروجی الگوسازی‌های تئوریک باید به‌صورت نسبی ارزیابی شود. در شکل 9- A روند تغییرات شیمیایی با فرض تبلور اختصاصی هریک از کانی‌های الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن نمایش داده شده است. ازاین‌رو، اثر تبلوربخشی هر کانی به‌صورت جداگانه روی ترکیب مذاب بجامانده سنجیده شد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود نمونه‌های منطقه از روند تبلوربخشی پلاژیوکلاز بسیار دور هستند. در شکل 9- B، فرض شده است مجموعه فازهای متبلورشونده با حضور پلاژیوکلاز در کنار یکی از کانی‌های الیوین یا کلینوپیروکسن پدیدآمده باشند. در این شکل نیز تغییرات شیمیایی نمونه‌ها با روندهای یادشده همخوانی خوبی ندارد. در شکل 9- C برعکس، حالتی در نظر گرفته شده که نقش تبلور پلاژیوکلاز در آن کم‌رنگ است (40%Ol+50%Cpx+10%Pl) و در آن، روند به‌دست‌آمده با نمونه‌های منطقه تناسب بهتری دارد. شکل 9- D نیز فازهای متبلورشونده را نشان می‌دهد که ترکیبی از کلینوپیروکسن و الیوین بدون حضور پلاژیوکلاز دارند (30%Ol+70%Cpx و یا 50%Ol+50%Cpx). در این نمودار نیز روندهای به‌دست‌آمده تناسب نزدیک‌تری با روند تغییرات شیمیایی نمونه‌های منطقه دارند. پس آنچه از روند شکل 9- C و یا روندهای شکل 9- D بر می‌آید اینست که نقش جدایش بلورین کلینوپیروکسن و الیوین در روند تحول شیمیایی مذاب بسیار پررنگ‌تر است و جدایش پلاژیوکلاز اثرگذاری چندانی نداشته است. این نتیجه با آنچه پیشتر از نمودارهای تغییرات به‌دست آمد کاملاً همخوانی دارد. افزون‌براین، با در نظر گرفتن اینکه خطوط روی روندها هر کدام نشان‌دهندة 9 درصد تبلوربخشی است، پس چنین پنداشته می‌شود که رسیدن از ترکیب مذاب مادر (ST1) تا ترکیب تحول‌یافته‌ترین نمونه‌ها، نیازمند درصد کلی تبلوربخشی تا اندازة 60%< است.

 

 

 

شکل 9- الگوسازی فرایند تبلوربخشی برپایة تغییرات تمرکز عنصرهای La و Yb. این الگوسازی برپایة فرایند تبلور تعادلی- تبلوربخشی ناکامل (EC-IFC) با فرض نمونة ST1 به‌عنوان مذاب مادر انجام شده است. در شکل‌های بالا هر کدام از خطوط روی روندها نمایندة 9 درصد جدایش بلورین از نوع کانی‌های نمایش‌داده‌شده است. الگوسازی بالا برپایة روابط پیشنهادیِ Ersoy (2013) و در محیط اکسل انجام شده است. A) نمایش روندهای تبلوربخشی که در آن هر روند مربوط به تبلور جداگانة یکی از کانی‌های کلینوپیروکسن، الیوین و پلاژیوکلاز است؛ B) روندهایی که در آنها تأثیرات تبلوربخشی الیوین + پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن+ پلاژیوکلاز به‌نمایش درآمده است؛ به‌شرط اینکه در هر کدام از روندها سهم کانی‌های جدایش‌یافته به نسبت یکسان (50 به 50) باشد؛ C) روندی که تأثیرات جدایش بلورین سه فاز مختلف الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن را نشان داده است. سهم هرکانی هنگام جدایش بلورین در شکل نمایش داده شده است. در این روند مدل، کانی‌های الیوین و کلینوپیروکسن نقش اصلی (90%) و پلاژیوکلاز نقش فرعی (10%) را دارند؛ D) نمایش روندهایی که تأثیرات جدایش بلورین مجموعه کانی‌های الیوین + کلینوپیروکسن را به تصویر کشیده است (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

ت- جایگاه زمین‌ساختی

در شکل 5- A و B الگوی نمونه‌ها با OIB و بازالت‌های کمانی مقایسه شده است. نمونه‌های منطقه در مقایسه با بازالت‌های کمانی الگوی عنصرهای خاکی کمیاب پرشیب‌تری دارند که در حقیقت، نشان‌دهندة نسبت‌های بالاتر LREE/HREE و MREE/HREE در نمونه‌های منطقه است (شکل 5- A). این نکته با خاستگاه گوشته‌ای غنی‌تر نسبت به گوشته زیرکمانی تفسیر می‌شود (Rollinson, 2014).

همچنین، در شکل 5- B، تفاوت آشکاری میان ترکیب نمونه‌ها و بازالت‌های کمان آتشفشانی وجود دارد: نخست اینکه، برخلاف بازالت‌های کمانی، نمونه‌های منطقه تهی‌شدگی نسبی Nb و Ta نشان نمی‌دهند. بنابراین اثرات مواد فرورانشی در خاستگاه گوشته‌ای و/یا آلایش پوسته‌ای چشمگیر در نمونه‌ها منتفی است (Woodhead et al., 1993; Rudnick and Gao, 2003; Zhou et al., 2009). دوم اینکه، تمرکز همة عنصرهای HFS در نمونه‌های منطقه به‌طور چشمگیری بیشتر از بازالت‌های کمانی است. ازآنجایی‌که عنصرهای HFS به‌طور معمول نامتحرک هستند پس غنی‌شدگی آنها در خاستگاه گوشته‌ای بیشتر به سرشت خاستگاه ارتباط دارد و در پی فرایندهای فرورانشی دچار غنی‌شدگی نمی‌شود (Pearce and Peate, 1995)؛ اما برعکس، غنی‌شدگی عنصرهای LIL چه‌بسا در پی فرایندهای پهنة فرورانش رخ دهد. ازاین‌رو، با اینکه عنصرهای LIL نیز در نمونه‌های منطقة طارم- ماسوله غنی‌شدگی دارند، اما غنی‌شدگی آنها از بازالت‌های کمانی کمتر است؛ اگرچه در برخی نمونه‌ها (مانند: ST10، ST20 و ST26) K و یا Rb کمی تهی‌شدگی نشان می‌دهند که به احتمال بالا پیامد دگرسانی است. در شکل 5، نمونه‌های منطقه با OIB نیز مقایسه شده‌اند. خواه از نظر الگوی عنصرهای خاکی کمیاب (شکل 5- A) و خواه از نظر نمودارهای عنکبوتی، تناسب بسیار خوبی میان ترکیب نمونه‌ها و OIB دیده می‌شود. نسبت‌های عنصرهای کمیاب نیز گواه این ویژگی هستند؛ به‌گونه‌ای‌که در شکل 10، نسبت‌های Th/Yb، Ta/Yb و Zr/Y تناسب خوبی با مقادیر OIB یا مذاب‌های درون‌صفحه‌ای دارند. پس به‌طور کلی نمونه‌های بازیک منطقة طارم- ماسوله از دیدگاه تکتونوماگمایی با جایگاه درون‌صفحه‌ای همخوانی دارند و ترکیب زمین‌شیمیایی آنها به ترکیب بازالت‌های جزیرة‌ اقیانوسی نزدیک است. ازاین‌رو، می‌توان گفت خاستگاه آنها با یک گوشتة غنی (تهی‌نشده) و ژرف سست‌کره‌ای همانند خاستگاه OIB سازگاری دارد. با توجه به نسبت‌های La/Yb (7/6 تا 3/24) و Sm/Yb (7/1 تا 8/3) در نمونه‌ها و در قیاس با الگوسازی فرایند ذوب و برپایة این نسبت‌ها (Xu et al., 2005)، ترکیب شیمیایی این سنگ‌ها با مذاب‌های بخشی گوشته‌ای گارنت لرزولیتی با درصد ذوب نسبتاً کم (کمتر از 15 درصد) سازگاری دارد.

 

 

 

شکل 10- نمودارهای تعیین خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی نمونه‌های بازیک منطقة طارم- ماسوله. A) نمودار تغییرات نسبت Ta/Yb دربرابر Th/Yb برای تفکیک جایگاه زمین‌ساختی مذاب‌های جایگاه‌های فرافرورانشی از جایگاه‌های غیرفرورانشی (درون‌صفحه‌ای) (Pearce, 1982)؛ B) نمودار تغییرات نسبت Zr دربرابر Zr/Y برای شناسایی محیط زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های بازالتی (Pearce and Norry, 1979) (Th: توله‌ایتی؛ CA: کالک‌آلکالن؛ SHO: شوشونیتی؛ PM: گوشتة اولیه؛ TR: انتقالی؛ ALK: آلکالن؛ VAB: بازالت کمان آتشفشانی؛ WPB: بازالت درون‌صفحه‌ای؛ OIB: بازالت جزیره‌های اقیانوسی؛ BPB: بازالت‌های پرمین بلده در البرز مرکزی (Delavari et al., 2016)؛ نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

 

 

 

 

 

ث- ماگماتیسم پالئوزوییک پسین

دوران پالئوزوییک ایران در مقایسه با دیگر دوران‌ها، از دیدگاه گستردگی فعالیت آذرین و حجم توده‌های آذرین درونی و بیرونی وضعیت آرام‌تری دارد. با وجود این، رخنمون‌های آذرین پالئوزوییک در بخش‌های مختلف ایران مانند البرز، ایران مرکزی و سنندج- سیرجان در دوره‌های مختلفِ اردویسین - سیلورین، دونین- کربونیفر و پرمین نشان‌دهندة فازهای متعدد کششی در سکوی قاره‌ای ایران هستند (Berberian and King, 1981). در پالئوزوییک و پیش از بازشدن نئوتتیس بخش بزرگی از سرزمین ایران در حاشیة شمالی گندوانا جای داشته است (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Domeier and Torsvik, 2014) (شکل 11). در این زمان تحولات زمین‌ساختی ایران بیشتر پیامد رژیم‌های کششی بوده‌اند و رژیم‌های کوهزایی‌های مهم دوران پالئوزوییک مانند کالدونین و هرسی‌نین بیشتر با خشکی‌زایی نمایان شده‌‌اند (Berberian and King, 1981). از این‌رو، ماگماتیسم پالئوزوییک ایران نیز بطور شاخص همراهی زمانی و فضایی با رخدادهای زمین‌ساختی کششی دارند. ماگماتیسم پالئوزوییک پسین (پرموکربونیفر) منطقة طارم- ماسوله نمونه‌ای از ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای همزمان با یکی از فازهای زمین‌ساختی کششی است. هنگام رویداد این فاز، افزون‌بر البرز (Delavari et al., 2016; Rostami et al., 2018) (شکل 10) در دیگر بخش‌های ایران مانند سنندج- سیرجان (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Azizi et al., 2017)، ایران مرکزی (Torabi, 2009) و آذربایجان (Shafaii Moghadam et al., 2015; Delavari et al., 2019) نیز ماگماتیسم آذرین درونی و بیرونی با ویژگی‌های درون‌صفحه‌ای دیده می‌شود. افزون‌براین، ماگماتیسم پالئوزوییک پسین در یک مقیاس گسترده‌تر در شمال گندوانا (Veevers and Tewari, 1995; Wilson et al., 1998; Maury et al., 2003; Lapierre et al., 2004) و چین (Xu et al., 2001; Wang et al., 2007; Yang et al., 2007; Zhou et al., 2009; Zhang et al., 2010a, 2010b; Yu et al., 2011; Xia et al., 2012) نیز دیده می‌شود که بیشتر با فعالیت بزرگ پلوم گوشته‌ای ارتباط داده شده است. در مناطقی مانند لهاسا (Lhasa)، تبت و تاریم (Tarim)، حجم بزرگی از بازالت‌های طغیانی در زمان پرمین پیشین فوران کرده و منطقة گسترده‌ای (نزدیک به 1 میلیون کیلومتر مربع) را پوشش داده است. این حجم بزرگِ فوران بازالتی به فعالیت پلوم گوشته‌ای ارتباط داده شده است که شاید در متلاشی‌شدن حاشیة قاره‌ای شمال گندوانا و پیدایش نئوتتیس نیز مؤثر بوده است (Zhang and Zhang, 2017). بازالت‌های بالشی پرمین در عمان نیز پیامد فعالیت یک پلوم گوشته‌ای در زیر حاشیة غیرفعال صفحة عربی پس از بازشدن پهنة‌ اقیانوسی نئوتتیسی دانسته شده‌اند (Maury et al., 2003; Lapierre et al., 2004). از سوی دیگر، این رخدادها در ارتباط با مراحل آغازین کافت و زایش پهنة اقیانوسی نئوتتیس نیز تفسیر شده‌اند (Veevers and Tewari, 1995; Alirezaei and Hassanzadeh, 2012). به نظر ما، گستردگی ماگماتیسم کربونیفر- پرمین در البرز به اندازه‌ای نیست که بتوان آن را مستقیماً پیامد فعالیت پلوم گوشته‌ای دانست؛ اگرچه در مناطق مجاور مانند عمان، تاریم و تبت از فعالیت پلوم گوشته‌ای در این زمان یاد شده است. البته بی‌گمان فعالیت ماگمایی درون‌صفحه‌ای کربونیفر- پرمین البرز با رژیم زمین‌ساختی کششی در ارتباط بوده است و شاید تحت‌تأثیر آنومالی دمایی گوشته‌ای مانند نقطة داغ روی داده است.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 11- موقعیت البرز در ارتباط با پهنه‌‌های اقیانوسی پالئوتتیس و نئوتتیس در زمان: A) کربونیفر پسین؛ B) پرمین میانی (برگرفته از Domeier و Torsvik (2014)؛ C) الگوی زمین‌ساختی پیشنهادی برای استنباط ماگماتیسم کربونیفر پسین- پرمین در البرز، منطقة طارم- ماسوله (در این زمان، البرز به‌عنوان بخشی از سرزمین‌های سیمرین در حاشیه جنوبی اقیانوس پالئوتتیس جای  داشته و دچار ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای (حاشیة غیرفعال قاره‌ای) شده است. این رژیم زمین‌ساختی کششی با آغازین مراحل زایش و گسترش اقیانوس نئوتتیس هم‌زمان بوده و شاید با آنومالی دمایی گوشته‌ای مانند نقطة داغ نیز در ارتباط بوده است)

 

 

نکته مهم دیگر دربارة ماگماتیسم پالئوزوییک پسین منطقة طارم- ماسوله، کاربرد آن در بازسازی محیط دیرین‌زمین‌ساختی است. جای‌گرفتن سرزمین‌های سیمرین در حاشیة شمالی گندوانا و جنوب اقیانوس پالئوتتیس این فرض را محتمل می‌کند که فرورانش پهنة اقیانوسی یادشده به زیر سرزمین‌های سیمرین روی داده باشد. در بررسی‌های گذشته بیشتر به فرورانش رو به سوی شمال اقیانوس پالئوتتیس اشاره شده است و حاشیة جنوبی آن با سرزمین‌های سیمرین مانند خرده قاره‌های تورید (Taurides)، البرز، سنندج- سیرجان، ایران مرکزی، هلمند (Helmand)، فرح (Farrah)، کاراکورام (Karakoram) و تبت به‌صورت یک حاشیة غیرفعال در نظر گرفته شده است (Stampfli and Borel, 2002; Gaetani et al., 2009; Muttoni et al., 2009; Liu et al., 2013; Berra and Angiolini, 2014; Delavari et al., 2016). با وجود این، در برخی مدل‌ها نیز به فرورانش پهنة اقیانوسی پالئوتتیس به زیر سرزمین‌های تتیسی اشاره شده است (Şengör, 1990; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). بررسی زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین پالئوزوییک پسین در سرزمین‌های سیمرین شواهد مهمی برای تحلیل جایگاه زمین‌ساختی مناطق یادشده فراهم می‌کند. همان‌گونه‌که گفته شد ماگماتیسم کربونیفر- پرمین منطقة طارم- ماسوله به‌روشنی ویژگی‌های درون‌صفحه‌ای یا حاشیة غیرفعال را نشان می‌دهد. ازاین‌رو، برپایة این شواهد می‌توان گفت سرزمین‌های سیمرین (و یا دست‌کم خردقارة البرز) شواهد ماگمایی حاشیة فعال قاره‌ای را ندارند و ازاین‌رو، فرورانش اقیانوس پالئوتتیس به زیر سرزمین‌های سیمرین در حاشیة شمالی گندوانا را نفی می‌کنند.

 

برداشت

برپایة روابط چینه‌شناختی، واحدهای بازالتی- گابرویی منطقة طارم- ماسوله سن پالئوزوییک پسین (کربونیفر- پرمین) دارند. وجود دگرگونه‌های فشار بالای البرز باختری نشان‌ می‌دهد جایگاه این منطقه بر زمین‏‌درز پالئوتتیس منطبق است. برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی در این پژوهش نتایج زیر به‌دست آورده ‌شدند:

1- جایگاه زمین‌ساختی واحدهای آذرین بررسی‌شده (بیشتر بازالت و اندکی گابرو) با محیطی درون‌صفحه‌ای در حاشیة قاره‏‌ای غیرفعال مرتبط است. ازاین‌رو، فرورانش رو به جنوب پهنة اقیانوسی پالئوتتیس به زیر حاشیة شمالی گندوانا پذیرفتنی نیست؛

2- با توجه به جایگاه تکتونوماگمایی پیدایش سنگ‌ها که حاشیة غیرفعال قاره‏‌ای را نشان می‌دهد، منطقی است این بخش از سرزمین ایران را بخشی از گندوانا در زمان پالئوزوییک پسین دانست؛

3- برپایة مقایسة داده‏‌های منطقه با دیگر مناطق البرز مانند منطقة بلده (البرز مرکزی)، ماگماتیسم پالئوزوییک پسین البرز در مقیاس گسترده‌تر ویژگی‌های مذاب‏‌های درون‌صفحه‌ای (شبیه OIB) را نشان می‏‌دهد. پس بخش‏‌های مختلف البرز از دیدگاه سرشت ماگمایی و تحولات زمین‌ساختی در زمان پالئوزوییک پسین سرگذشت مشابهی داشته‏‌اند؛

4- ماگماتیسم پالئوزوییک پسین البرز چه‌بسا با رژیم‌های کششی مراحل آغازین زایش و گسترش پهنة اقیانوسی نئوتتیس ارتباط داشته باشد. در حقیقت، بالاآمدگی سست‌کره گوشته در محیط زمین‌ساختی کششی و شاید همراه با فعالیت‏‌های پلوم گوشته‏‌ای یا نقاط داغ توجیهی برای ذوب‏‌بخشی گوشته و پیدایش مذاب‏‌های بازالتی آلکالن باشد.

 

[1] High Field Strength Elements

[2] Large Ion Lithophile Elements

[3] accumulation

[4] liquid line of descent

[5] Perfect Equilibrium Crystallization

[6] Perfect Fractional Crystallization

[7] Equilibrium Crystallization- Imperfect Fractional Crystallization

[8] Liquid Line of Descent

References

Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A- type Hasanrobat granite, Sanandaj–Sirjan belt: A new record of the Gondwana break- up in Iran. Lithos 151(0): 122- 134.
Allen, M. B., Kheirkhah, M., Neill, I., Emami, M. H. and McLeod, C. L. (2013) Generation of Arc and Within- plate Chemical Signatures in Collision Zone Magmatism: Quaternary Lavas from Kurdistan Province, Iran. Journal of Petrology 54(5): 887- 911.
Alpaslan, M. (2007) Early to Middle Miocene intra- continental basaltic volcanism in the northern part of the Arabian plate, SE Anatolia, Turkey: geochemistry and petrogenesis. Geological Magazine 144(05): 867- 882.
Aziz Zanjani, A., Ghods, A., Sobouti, F., Bergman, E., Mortezanejad, G., Priestley, K., Madanipour, S. and Rezaeian, M. (2013) Seismicity in the western coast of the South Caspian Basin and the Talesh Mountains. Geophysical Journal International 195(2): 799-814.
Azizi, H., Kazemi, T. and Asahara, Y. (2017) A- type granitoid in Hasansalaran complex, northwestern Iran: Evidence for extensional tectonic regime in northern Gondwana in the Late Paleozoic. Journal of Geodynamics 108: 56- 72.
Bachmann, O. and Bergantz, G. W. (2008) Rhyolites and their Source Mushes across Tectonic Settings. Journal of Petrology 49(12): 2277-2285.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210- 265.
Berberian, M. and Walker, R. (2010) The Rudbār Mw 7.3 earthquake of 1990 June 20; seismotectonics, coseismic and geomorphic displacements, and historic earthquakes of the western ‘High-Alborz’, Iran. Geophysical Journal International 182(3): 1577-1602.
Berra, F. and Angiolini, L. (2014) The Evolution of the Tethys Region throughout the Phanerozoic: A Brief Tectonic Reconstruction. in L. Marlow, C. Kendall and L. Yose, eds., Petroleum systems of the Tethyan region: AAPG Memoir 106 1-27.
Besse, J., Torcq, F., Gallet, Y., Ricou, L. E., Krystyn, L. and Saidi, A. (1998) Late Permian to Late Triassic palaeomagnetic data from Iran: constraints on the migration of the Iranian block through the Tethyan Ocean and initial destruction of Pangaea. Geophysical Journal International 135(1): 77- 92.
Chauvet, F., Lapierre, H., Maury, R. C., Bosch, D., Basile, C., Cotten, J., Brunet, P. and Campillo, S. (2011) Triassic alkaline magmatism of the Hawasina Nappes: Post-breakup melting of the Oman lithospheric mantle modified by the Permian Neotethyan Plume. Lithos 122(1–2): 122-136.
Chiaradia, M., Müntener, O., Beate, B. and Fontignie, D. (2009) Adakite- like volcanism of Ecuador: lower crust magmatic evolution and recycling. Contributions to Mineralogy and Petrology 158(5): 563- 588.
Claeson, D. T. and Meurer, W. P. (2004) Fractional crystallization of hydrous basaltic “arc- type” magmas and the formation of amphibole- bearing gabbroic cumulates. Contributions to Mineralogy and Petrology 147(3): 288- 304.
Çoban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision- and extension- related provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia. Earth- Science Reviews 80(3–4): 219- 238.
Cook, C., Briggs, R. M., Smith, I. E. M. and Maas, R. (2005) Petrology and Geochemistry of Intraplate Basalts in the South Auckland Volcanic Field, New Zealand: Evidence for Two Coeval Magma Suites from Distinct Sources. Journal of Petrology 46(3): 473- 503.
Davies, R. G., Jones, C. R., Hamzepour, B. and Clark, G. C. (1975) Geological map of Masuleh area. Scale 1:100000, Sheat 5764, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Delavari, M., Arab Asadi, F. and Mohammadi, A. (2019) Paleozoic magmatism in the southwest of Julfa (northwestern Iran): Geochemical characteristics, U- Pb dating and tectonic setting. Iranian Journal of Petrology 38: 99- 120 (in Persian).
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.
Delavari, M., Rezaei, P. and Dolati, A. (2017a) Eocene magmatism of Orumieh- Dokhtar belt (North of Saveh): variation of volcanic suites in an extensional tectonic setting. Earth Science Resrearches 30: 1-17 (in Persian).
Delavari, M., Rostami, F. and Dolati, A. (2017b) The Permian magmatism of Central Alborz: evidence of southern passive continental margin of Paleo- Tethys. Petrology 8(1): 81-100.
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 18: 105- 122 (in Persian).
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 Geosciences 8(2): 849- 866.
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. Geosciences Scientific Quarterly Journal 23(91): 63- 76 (in Persian).
Domeier, M. and Torsvik, T. H. (2014) Plate tectonics in the late Paleozoic. Geoscience Frontiers 5(3): 303- 350.
Ersoy, E. Y. (2013) PETROMODELER (Petrological Modeler): a Microsoft® Excel© spreadsheet program for modelling melting, mixing, crystallization and assimilation processes in magmatic systems. Turkish Journal of Earth Sciences 22(1): 115- 125.
Eyuboglu, Y., Dudas, F. O., Zhu, D.-C., Liu, Z. and Chatterjee, N. (2019) Late Cretaceous I- and A-type magmas in eastern Turkey: Magmatic response to double-sided subduction of Paleo- and Neo-Tethyan lithospheres. Lithos 326-327: 39-70.
Foley, S. F., Jackson, S. E., Fryer, B. J., Greenouch, J. D. and Jenner, G. A. (1996) Trace element partition coefficients for clinopyroxene and phlogopite in an alkaline lamprophyre from Newfoundland by LAM- ICP- MS. Geochimica et Cosmochimica Acta 60(4): 629- 638.
Gaetani, M., Angiolini, L., Ueno, K., Nicora, A., Stephenson, M. H., Sciunnach, D., Rettori, R., Price, G. D. and Sabouri, J. (2009) Pennsylvanian–Early Triassic stratigraphy in the Alborz Mountains (Iran). Geological Society, London, Special Publications 312(1): 79- 128.
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).
Hassanzadeh, J. and Wernicke, B. P. (2016) The Neotethyan Sanandaj‐Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin‐arc transitions. Tectonics 35(3): 586-621.
Hessami, K., Jamali, F. and Tabassi, H. (2003) Major active faults of Iran, scale 1: 2,500,000. International Institute of Earthquake Engineering and Seismology, Tehran, Iran.
Hunziker, D. (2014) Magmatic and metamorphic history of the North Makran ophiolites and blueschists (SE Iran): Influence of Fe3+/Fe2+ ratios in blueschist facies minerals on geothermobarometric calculations. Ph. D. Thesis, ETH Zurich University, Switzerland.
Lapierre, H., Samper, A., Bosch, D., Maury, R. C., Béchennec, F., Cotten, J., Demant, A., Brunet, P., Keller, F. and Marcoux, J. (2004) The Tethyan plume: geochemical diversity of Middle Permian basalts from the Oman rifted margin. Lithos 74(3–4): 167- 198.
Liu, J., Li, J., Chi, X., Qu, J., Hu, Z., Fang, S. and Zhang, Z. (2013) A late-Carboniferous to early early-Permian subduction–accretion complex in Daqing pasture, southeastern Inner Mongolia: Evidence of northward subduction beneath the Siberian paleoplate southern margin. Lithos 177: 285-296.
Mahéo, G., Bertrand, H., Guillot, S., Villa, I. M., Keller, F. and Capiez, P. (2004) The South Ladakh ophiolites (NW Himalaya, India): an intra- oceanic tholeiitic arc origin with implication for the closure of the Neo- Tethys. Chemical Geology 203(3–4): 273- 303.
Mattei, M., Cifelli, F., Muttoni, G. and Rashid, H. (2015) Post- Cimmerian (Jurassic–Cenozoic) paleogeography and vertical axis tectonic rotations of Central Iran and the Alborz Mountains. Journal of Asian Earth Sciences 102: 92- 101.
Maury, R. C., Béchennec, F., Cotten, J., Caroff, M., Cordey, F. and Marcoux, J. (2003) Middle Permian plume- related magmatism of the Hawasina Nappes and the Arabian Platform: Implications on the evolution of the Neotethyan margin in Oman. Tectonics 22(6): 1073.
McKenzie, D. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distributions from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology 32(5): 1021- 1091.
Moazzen, M., Salimi, Z., Rolland, Y., Bröcker, M. and Hajialioghli, R. (2020) Protolith nature and P–T evolution of Variscan metamorphic rocks from the Allahyarlu complex, NW Iran. Geological Magazine 1- 24.
Muttoni, G., Gaetani, M., Kent, D. V., Sciunnach, D., Angiolini, L., Berra, F., Garzanti, E., Mattei, M. and Zanchi, A. (2009) Opening of the Neo-Tethys Ocean and the Pangea B to Pangea A transformation during the Permian. Geoarabia 14(4): 17-48.
Nazari, H., Omrani, J., Shahidi, A., Salamati, R. and Moosavi, A. (2004) Geological map of Bandar-e-Anzali, scale: 1:100000, No. D3-5864. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
O’Hara, M. J. and Herzberg, C. (2002) Interpretation of trace element and isotope features of basalts: relevance of field relations, petrology, major element data, phase equilibria, and magma chamber modeling in basalt petrogenesis. Geochimica et Cosmochimica Acta 66(12): 2167- 2191.
Omrani, H., Moazzen, M., Oberhänsli, R., Tsujimori, T., Bousquet, R. and Moayyed, M. (2013) Metamorphic history of glaucophane‐paragonite‐zoisite eclogites from the Shanderman area, northern I ran. Journal of Metamorphic Geology 31(8): 791- 812.
Özdamar, Ş. (2016) Geochemistry and geochronology of late Mesozoic volcanic rocks in the northern part of the Eastern Pontide Orogenic Belt (NE Turkey): Implications for the closure of the Neo-Tethys Ocean. Lithos 248: 240-256.
Pang, K. -N., Chung, S. -L., Zarrinkoub, M. H., Li, X. -H., Lee, H. -Y., Lin, T. -H. and Chiu, H. -Y. (2016) New age and geochemical constraints on the origin of Quaternary adakite-like lavas in the Arabia–Eurasia collision zone. Lithos 264: 348-359.
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(0): 40- 53.
Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525- 548. John Wiley & Sons,New York, NY.
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. and Peate, D. W. (1995) Tectonic Implications of the Composition of Volcanic ARC Magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23: 251- 285.
Rollinson, H. R. (2014) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Routledge, London, UK.
Rossetti, F., Monié, P., Nasrabady, M., Theye, T., Lucci, F. and Saadat, M. (2017) Early Carboniferous subduction- zone metamorphism preserved within the Palaeo- Tethyan Rasht ophiolites (western Alborz, Iran). Journal of the Geological Society 174(4): 741- 758.
Rostami, F., Delavari, M., Amini, S. A. and Dolati, A. (2018) Mineral chemistry of the Permian basalts from North of Baladeh Central Alborz: Geothermobarometry and tectonomagmatic setting. Geosciences Scientific Quarterly Journal 27(106): 3- 14.
Rudnick, R. and Gao, S. (2003) Composition of the continental crust. Treatise on Geochemistry 3: 1- 64.
Şengör, A. M. C. (1990) A new model for the late Palaeozoic-Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. Geological Society, London, Special Publications 49(1): 797-831. 
Shafaii Moghadam, H., Li, X. H., Ling, X. X., Stern, R. J., Santos, J. F., Meinhold, G., Ghorbani, G. and Shahabi, S. (2015) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A- type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos 212: 266- 279.
Stampfli, G. M. (2000) Tethyan oceans. Geological Society, London, Special Publications 173(1): 1- 23.
Stampfli, G. M. and Borel, G. D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters 196(1–2): 17- 33.
Sun, S. - S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313- 345.
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.
Veevers, J. J. and Tewari, R. C. (1995) Permian- Carboniferous and Permian- Triassic magmatism in the rift zone bordering the Tethyan margin of southern Pangea. Geology 23(5): 467- 470.
Wang, C. Y., Zhou, M. F. and Qi, L. (2007) Permian flood basalts and mafic intrusions in the Jinping (SW China)–Song Da (northern Vietnam) district: Mantle sources, crustal contamination and sulfide segregation. Chemical Geology 243(3–4): 317- 343.
Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Springer Science & Business Media, Netherlands.
Wilson, M., Guiraud, R., Moreau, C. and Bellion, Y. J. C. (1998) Late Permian to Recent magmatic activity on the African- Arabian margin of Tethys. Geological Society, London, Special Publications 132(1): 231- 263.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1976) Geochemical magma type discrimination: application to altered and metamorphosed basic igneous rocks. Earth and Planetary Science Letters 28(3): 459- 469.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20(0): 325- 343.
Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island arc and back- arc basin basalts: Evidence for multi- phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 114(4): 491- 504.
Xia, L., Xu, X., Li, X., Ma, Z. and Xia, Z. (2012) Reassessment of petrogenesis of Carboniferous–Early Permian rift- related volcanic rocks in the Chinese Tianshan and its neighboring areas. Geoscience Frontiers 3(4): 445- 471.
Xu, Y., Chung, S. - L., Jahn, B. - M. and Wu, G. (2001) Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian–Triassic Emeishan flood basalts in southwestern China. Lithos 58(3–4): 145- 168.
Yang, S. F., Li, Z., Chen, H., Santosh, M., Dong, C. W. and Yu, X. (2007) Permian bimodal dyke of Tarim Basin, NW China: Geochemical characteristics and tectonic implications. Gondwana Research 12(1–2): 113- 120.
Yu, X., Yang, S. F., Chen, H. L., Chen, Z. Q., Li, Z. L., Batt, G. E. and Li, Y. Q. (2011) Permian flood basalts from the Tarim Basin, Northwest China: SHRIMP zircon U–Pb dating and geochemical characteristics. Gondwana Research 20(2–3): 485- 497.
Zanchetta, S., Berra, F., Zanchi, A., Bergomi, M., Caridroit, M., Nicora, A. and Heidarzadeh, G. (2013) The record of the Late Palaeozoic active margin of the Palaeotethys in NE Iran: Constraints on the Cimmerian orogeny. Gondwana Research 24(3–4): 1237- 1266.
Zanchetta, S., Zanchi, A., Villa, I., Poli, S. and Muttoni, G. (2009) The Shanderman eclogites: a Late Carboniferous high- pressure event in the NW Talesh Mountains (NW Iran). Geological Society, London, Special Publications 312(1): 57- 78.
Zanchi, A., Zanchetta, S., Berra, F., Mattei, M., Garzanti, E., Molyneux, S., Nawab, A. and Sabouri, J. (2009) The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) orogeny in north Iran. Geological Society, London, Special Publications 312(1): 31- 55.
Zhang, C. L., Xu, Y. G., Li, Z. X., Wang, H. Y. and Ye, H. M. (2010a) Diverse Permian magmatism in the Tarim Block, NW China: Genetically linked to the Permian Tarim mantle plume? Lithos 119(3–4): 537- 552.
Zhang, L. - C., Zhou, X. - H., Ying, J. - F., Wang, F., Guo, F., Wan, B. and Chen, Z. G. (2008) Geochemistry and Sr–Nd–Pb–Hf isotopes of Early Cretaceous basalts from the Great Xinggan Range, NE China: Implications for their origin and mantle source characteristics. Chemical Geology, 256(1): 12- 23.
Zhang, Y. and Zhang, K. (2017) Early Permian Qiangtang flood basalts, northern Tibet, China: A mantle plume that disintegrated northern Gondwana? Gondwana Research 44: 96-108.
Zhang, Y., Liu, J. and Guo, Z. (2010b) Permian basaltic rocks in the Tarim basin, NW China: Implications for plume–lithosphere interaction. Gondwana Research 18(4): 596- 610.
Zhou, M. F., Zhao, J. H., Jiang, C. Y., Gao, J. F., Wang, W. and Yang, S. H. (2009) OIB- like, heterogeneous mantle sources of Permian basaltic magmatism in the western Tarim Basin, NW China: Implications for a possible Permian large igneous province. Lithos 113(3–4): 583- 594.

Files

History

  • Receive Date: 14 April 2021
  • Revise Date: 24 May 2021
  • Accept Date: 16 June 2021

Share

How to cite

Statistics