ماگماتیسم بازالتی پرمین البرز مرکزی: شاهدی بر حاشیه قاره‌ای غیرفعال جنوب پالئوتتیس

دلاوری, مرتضی; رستمی, فرزانه; دولتی, اصغر

doi:10.22108/ijp.2017.21500

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,652
تعداد مقالات	13,408
تعداد مشاهده مقاله	30,253,435
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,089,902

ماگماتیسم بازالتی پرمین البرز مرکزی: شاهدی بر حاشیه قاره‌ای غیرفعال جنوب پالئوتتیس

پترولوژی

مقاله 5، دوره 8، شماره 29، خرداد 1396، صفحه 53-74 اصل مقاله (14.35 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.21500

نویسندگان

مرتضی دلاوری^* ؛ فرزانه رستمی؛ اصغر دولتی

گروه ژئوشیمی، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه خوارزمی تهران، ایران

چکیده

منطقه بررسی‌شده در البرز مرکزی (شمال‌خاوری بلده) واقع شده است. ماگماتیسم پرمین در این منطقه به‎صورت واحدی بازالتی میان سازند روته- نسن رخنمون دارد. از دیدگاه سنگ‎نگاری، سنگ‎های بازالتی از گروه پلاژیوکلاز- فیریک‌ها هستند و از دیدگاه زمین‎شیمیایی، سرشت آلکالن سدیک نشان می‌دهند. در الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت، نسبت‌های (La/Sm)_N از 95/1 تا 62/4، (Sm/Yb)_N از 23/4 تا 45/5، (La/Yb)_N از 30/8 تا 52/20 و غنی‌شدگی بالایی از عنصرهای خاکی نادر سبک در برابر سنگین نشان دهنده شباهت این سنگ‌ها به بازالت‌های جزایر اقیانوسی (OIB) است. افزون‌براین، الگوهای چندعنصری نمونه‎ها، بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه، نیز همانند OIB است. مدل‌سازی برپایه تمرکز عنصرهای کمیاب و همچنین، برخی عنصرهای اصلی، نشان‌دهندة ذوب درجه کم (کمتر از 10%) گوشته‌ای گارنت‌دار در ژرفای نزدیک به 110 کیلومتری است. افزون‌براین، تغییرات نسبت‌های برخی عنصرهای کمیاب، مانند Nb/Rb، K/La، La/Nb، Ba/Nb، Th/Nb و K/Nb نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای نوع HIMU است. زمین‎شیمی نمونه‎ها با جایگاه زمین‌ساختی ماگمای درون‌ورقه‌ای بدون تأثیر فرایندهای پهنه‎های فرورانشی سازگار است. ازاین‌رو، البرز در زمان پرمین (و پیش از آن) حاشیه‌ای غیرفعال در راستای مرز جنوبی پالئوتتیس بوده و ماگماتیسم آن پیامد زمین‌ساخت کششی و یا فعالیت پلوم گوشته‌ای بوده است.

کلیدواژه‌ها

بازالت آلکالن؛ درون‌ورقه‌ای؛ پرمین؛ البرز مرکزی

اصل مقاله

به‌طورکلی، فعالیت ماگمایی پالئوزوئیک در ایران گسترش چندانی ندارد (مانند: Berberian and King, 1981). با وجود این، بررسی این سنگ‎ها کلید بسیار مهمی برای شناخت بهتر رویدادهای زمین‎شناسی این دوران در گسترة سرزمین ایران و فراتر از آن است. برای نمونه، بررسی زمان پیدایش اقیانوس کهن پالئوتتیس یا نئوتتیس نیازمند درک رویدادهای زمین‌شناختی وابسته به آنها (مانند ماگماتیسم در بازة زمانی دوران پالئوزوئیک) است. یکی از این رویدادها، فعالیت ماگمایی اردویسین و سیلورین البرز خاوری (کمپلکس سلطان میدان) است که می‌تواند گواهی برای رویداد زمین‌ساخت کششی در مرحله‌های آغازین پیدایش اقیانوس پالئوتتیس دانسته شود (Derakhshi and Ghasemi, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014; Derakhshi et al., 2014).

پس از آن نیز فازهای دیگری از ماگماتیسم پالئوزوئیک در ایران رخ داده است (Berberian and King, 1981). ماگماتیسم پرمین یکی از این رویدادهاست. بحث‌ها و دیدگاه‌ها درباره جایگاه ایران در زمان پرمین و نیز زمان پیدایش اقیانوس نئوتتیس و یا حیات اقیانوس پالئوتتیس اهمیت بررسی ماگماتیسم پرمین را آشکارتر می‌سازد. از پرمین به بعد، با پیدایش اقیانوس نئوتتیس بخش‌هایی از ایران (مانند: ایران‎مرکزی و البرز)، به‌صورت سرزمین‌های سیمرین، از شمال گندوانا جدا شده و به‌سوی شمال جابجا شده‌اند. با بسته‌شدن پالئوتتیس در آغاز ژوراسیک (Boulin, 1988) یا تریاس پایانی که با ناپیوستگی ائو‏‌سیمرین در البرز مشخص می‌شود (Alavi et al., 1997; Horton et al., 2008; Stampfli and Borel, 2002; Stöcklin, 1974; Wilmsen et al., 2009; Zanchi et al., 2009) اتصال خرده قاره‌های سیمرین به جنوب اوراسیا صورت گرفته است. ازاین‌رو، در بازة زمانی پرمین میانی تا پایانی، سرزمین‌های سیمرین در میان دو پهنه اقیانوسی (نئوتتیس تازه‌پدیدآمده در جنوب و پالئوتتیس رو به نیست‌شدن در شمال) در حال نزدیک‌شدن به اوراسیا بوده‌اند (Berra and Angiolini, 2014; Domeier and Torsvik, 2014; Gaetani et al., 2009; Nikishin et al., 2002; Stampfli et al., 2001).

از دیدگاه Berberian و King (1981)، در دوران پالئوزوئیک، ایران دچار سه فاز کششی شده است. فاز کششی پرمو- تریاس، از مهم‏‌ترین فازهای ریفتی و نشان‌دهنده بازشدن حوضه اقیانوسی نئوتتیس است (Ghasemi and Jamshidi, 2012; Ghasemi and Jamshidi, 2013). نشانه‌های این فاز به‎صورت ولکانیسم بازالتی در البرز و دیگر نقاط ایران (مانند سنندج- سیرجان) دیده می‌شود (Berberian and King, 1981).

منطقه بررسی‌شده در شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) و دربرگیرنده سنگ‌های آذرین میان‌لایه‌ای با رسوب‌های پرمین است. هدف این پژوهش، بررسی توالی ولکانیک- رسوبی در منطقه و ارزیابی سن نسبی ولکانیسم، بررسی زمین‎شیمیایی عنصرهای اصلی و نادر در سنگ‎های ولکانیک، شناخت فرایندهای مؤثر در پیدایش و تحول ماگما و در پایان، شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگمایی در منطقه بررسی‌شده در دوره پرمین است. یافته‌های این بررسی در کنار یافته‌های بررسی‌های پیشین می‏‌تواند کلیدی برای درک بهتر وضعیت البرز در زمان یادشده باشد. گفتنی است که درباره واحد بازالتی یادشده و یا ماگماتیسم همزمان در گسترة البرز مرکزی، هنوز بررسی ویژه‌ای انجام نشده است. بررسی‌های پیشین بیشتر یافته‌هایی درباره چینه‌شناسی منطقه و جایگاه سنگ‌چینه‌ای واحد بازالتی بوده‌اند ( Gaetani et al., 2009; Saidi and Ghasemi, 1993; Vahdati Daneshmand, 1991)؛ هرچند در نقاط دیگر البرز، بررسی‌هایی انجام شده است که از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی ماگما و فرایند زایش مذاب، همانندی‌هایی با این پژوهش دارد (Derakhshi and Ghasemi, 2013; Derakhshi et al., 2014; Derakhshi et al., 2015).

زمین‎شناسی منطقه

منطقه بررسی‌شده از دیدگاه زمین‌شناختی بخشی از البرز مرکزی است. این منطقه دارای مختصات طول جغرافیایی ˊ 10˚ 51 تا ´56˚51 خاوری و عرض جغرافیایی 13˚36 تا ˊ22˚36 شمالی است (شکل 1). افزون‌بر واحدهای رسوبی و ولکانیک پرمین، رخنمون گسترده‌ای از دیگر واحدهای سنگ‌چینه‌ای متعلق به زمان‌های دیگر نیز رخنمون دارند (شکل 1). این واحدها شامل واحدهای پرکامبرین (سازند کهر)، کربونیفر (سازند مبارک)، تریاس (سازند الیکا)، ژوراسیک (سازند شمشک)، کرتاسه (سازند تیزکوه) و ائوسن (سازند کرج) هستند. سنگ‎های آتشفشانی بررسی‌شده به رنگ خاکستری تیره تا سیاه، با بافت حفره‌دار تا متراکم، در میان سازندهای روته و نسن دیده می‌شوند. این سنگ‎ها بیشتر ترکیب بازالتی دارند که برپایه جایگاه چینه‏‌‌شناسی، سن پرمین میانی- پسین دارند (Saidi and Ghasemi, 1993).

شکل 1- نقشه ساده زمین‎شناسی شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی)، برگرفته از نقشه 250000/1 آمل (Vahdati Daneshmand, 1991)

نخستین واحدهای سنگی پرمین در این منطقه، سکانس ستبری (بیش از 500 متر) از سازند درود با سن آغاز پرمین (آسلین- ساکمارین) است (Vahdati Daneshmand, 1991). این واحدهای آهکی- ماسه‏‌ای به‎صورت هم‌شیب با آهک‏‌های ستبرلایه تا توده‏‌ایِ خاکستری‌رنگ سازند روته پوشیده شده‌اند. بر روی این واحدها سازند نسن جای می‌گیرد. سازند نسن، برخلاف سازند روته، دارای گوناگونیِ رخساره‌ای است و نشان‌دهنده ناپایداری حوضه رسوبی و تغییرات ژرفای آن است. در بخش زیرین سازند نسن، یک واحد بازالتی (موضوع این پژوهش) به ستبرای 30 تا 50 متر و با درازای رخنمون بیش از 20 کیلومتر دیده می‌شود (شکل‌های 2- A و 2- B). این واحد به‎صورت هم‌شیب بر روی سازند روته جای گرفته است. برداشت‌ها و بررسی‌های فسیل‌شناسی در این پژوهش نشان می‌دهد که جایگاه دقیق این واحد در میان سازند روته و نسن است. این یافته با بررسی‌های پیشین (Vahdati Daneshmand, 1991) نیز همخوانی دارد؛ هرچند جایگاه این واحد کمی مورد بحث بوده است. برای نمونه، برپایه پیشنهاد Gaetani و همکاران (2009)، واحد بازالتی معادل در البرز بر روی سازند روته جای نگرفته است؛ بلکه درون بخش بالایی سازند روته جای ‌می‌گیرد. گاه در مرز میان سازند روته و نسن واحدی کنگلومرایی نیز دیده می‌شود. این واحد را می‌توان پیامد بالاآمدگی سازند روته دانست که با شواهد کارستی و آهک‌های لاتریتی در البرز شناخته می‌شود (Gaetani et al., 2009). پس از آن در پرمین پسین یک پیشروی دریا وجود داشته که سازند نسن را پدید آورده است. در پی اهمیت واحد بازالتی بررسی‌شده در زمان پرمین، Besse و همکاران (1998) نیز برای بررسی جایگاه پالئوژئوگرافی پرمین-تریاس ایران، داده‏‌های پالئومغناطیس این سنگ‎ها را در کوه سیاه سنگ در جاده میان بلده- ورزه بررسی کرده‌اند. برپایه بررسی آنها جداشدن مجموعه خرد بلوک‌های سرزمین ایران از گندوانا در پرمین پسین روی داده است. از سوی دیگر، جابجایی رو به شمال ایران نسبت به اوراسیا در تریاس میانی پایان یافته است. این پدیده گواهی برای زمان برخورد به اوراسیا دانسته شده است.

شکل ۲- نمای صحرایی واحد بازالتی پرمین در ۱۰ کیلومتری شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) و رابطه چینه‌شناسی آن با سازندهای رسوبی مجاور؛ A) واحد بازالتی بررسی‌شده در نزدیکی سازند روته (پرمین) و الیکا (تریاس). در این جایگاه نظم واحدها در پی چین‌خوردگی و گسلش به‌هم ‌ریخته است؛ B) جایگیری سازند نسن (پرمین پسین) بر روی واحد بازالتی.

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های سنگ‎نگاری و گزینش نمونه‎ها برای آنالیز شیمیایی، خردایش آنها در آزمایشگاه دانشگاه خوارزمی انجام شد. در فرایند خردایش، نخست نمونه‎ها به تکه‌های با اندازه نزدیک به 1 سانتیمتر و کمتر، خردشده و تلاش شد تا حد امکان، بخش‌های سطحی و دگرسان‌شده و نیز رگه‌ها و پرشدگی‌های ثانویه حفره‌ها جدا شود. سپس برای آماده‌کردن پودر، نمونه‎ها به مرکز فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شده و با دستگاه تنگستن کارباید پودر شدند. در همه مرحله‌ها آماده‌سازی نمونه‎ها، برای جلوگیری از هرگونه آلایش احتمالی با حساسیت بسیار رفتار شد.

برای انجام آنالیز، نمونه‎ها به آزمایشگاه دانشگاه ETH (سوئیس)، فرستاده شدند. عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی و کمیاب با دستگاه XRF روی قرص‌های آماده‌شده و با به‌کارگیری اسپکترومتر WDXRF, 2.4KV اندازه‌گیری شد. عنصرهای خاکی نادر و برخی از عنصرهای فرعی و کمیاب دیگر با دستگاه LA-ICP-MS و بر روی قرص‌های ذوب‌شده بررسی شدند. از هر قرص سه نقطه جداگانه (با قطر 90 میکرون)، هر کدام با زمان 1 دقیقه، دانسیته انرژی 15 ژول بر سانتیمتر مربع و فرکانس 12 هرتز تجزیه شده و میانگین آنها گرفته شد. از مقدار CaO به‌دست آمده از روش XRF برای استاندارد درونی بهره گرفته شد (جدول 1).

جدول 1- داده‌های شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی)، فرعی و کمیاب (برپایه ppm) در سنگ‎های بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) به روش XRF

Sample No.	MDB-32	MDB-30	MDB-28	MDB-27	MDB-20	MDB-19	MDB-16	MDB-15	MDB-13	MDB-11
SiO₂	48.01	54.26	45.70	50.72	47.92	51.40	53.46	47.08	49.62	45.07
TiO₂	3.45	3.01	3.62	2.35	3.44	2.51	3.93	3.98	3.48	2.56
Al₂O₃	15.69	15.35	14.77	15.49	14.74	16.16	15.14	15.75	15.03	16.80
Fe₂O₃	1.80	1.08	1.75	1.88	1.77	1.80	1.49	1.78	1.33	1.53
FeO	11.99	7.17	11.70	12.53	11.83	11.99	9.93	11.87	8.88	10.18
MnO	0.16	0.15	0.25	0.19	0.22	0.15	0.13	0.17	0.16	0.10
MgO	3.95	5.23	4.98	2.99	5.19	1.88	3.18	4.81	4.94	5.49
CaO	4.08	3.75	5.07	3.00	4.97	2.87	3.18	3.96	4.66	6.36
Na₂O	4.40	3.52	4.10	5.43	4.38	7.60	4.97	5.22	4.72	3.42
K₂O	1.74	0.75	0.34	0.37	0.54	0.11	0.63	0.53	0.43	0.62
P₂O₅	0.62	0.31	0.90	1.08	0.78	1.04	0.87	0.87	0.78	0.98
LOI	3.54	5.14	6.59	2.96	3.43	1.84	2.41	3.35	5.23	6.21
Total	99.44	99.73	99.77	98.99	99.20	99.34	99.33	99.37	99.26	99.33
Mg#	34.11	53.35	40.06	27.25	40.79	19.72	33.48	38.87	46.61	45.86
Zn	195	108	167	212	160	194	126	190	151	125
Cu	48	114	86	41	62	49	46	144	135	39
Sc	16	27	21	16	18	18	19	20	22	10
Ga	31	24	26	31	25	28	22	27	24	24
Ni	29	155	81	2	96	5	60	74	90	30
Co	49	64	48	34	49	32	40	52	44	35
Cr	0	219	48	0	75	0	11	8	80	10
V	186	205	199	91	196	89	199	202	189	126
Rb	44	14	6	7	8	4	9	9	8	8
Ba	676	182	141	133	290	104	282	240	156	892
Nb	49	28	42	59	36	59	35	37	36	76
Sr	1054	560	1028	570	976	417	1174	865	873	1283
Nd	53	23	45	69	43	63	44	44	43	58
Zr	296	169	375	529	306	519	324	333	315	225
Y	40	26	39	56	35	55	32	33	35	30
Hf	9	6	5	13	8	9	9	8	5	6

جدول 2- داده‌های شیمیایی عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایه ppm) در سنگ‎های بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) به روش LA-ICP-MS

Sample No.	MDB-32	MDB-30	MDB-28	MDB-27	MDB-20	MDB-19	MDB-16	MDB-15	MDB-13	MDB-11
Cs	0.4	1.4	1.2	0.5	0.3	0.1	0.3	0.2	0.5	0.7
Ba	669.3	164.1	140.3	121.1	270.7	100.1	270.1	226.3	157.3	849.2
Rb	39.0	12.6	4.4	5.8	7.2	1.3	8.6	7.8	6.6	7.9
Sr	1024.5	539.9	990.2	554.3	964.8	415.5	1176.8	855.6	850.7	1241.1
La	39.219	16.873	35.343	47.885	30.035	49.547	32.909	27.365	33.579	57.020
Ce	84.730	39.099	79.045	115.943	67.341	117.008	72.926	64.391	72.137	107.275
Pr	10.612	4.871	10.263	15.205	8.779	15.590	9.496	8.853	9.155	11.782
Nd	46.292	22.166	44.056	67.088	38.718	66.853	41.281	39.562	40.464	45.867
Sm	10.438	5.555	9.462	15.822	8.547	14.974	9.702	8.882	8.991	7.973
Eu	3.459	1.973	3.844	5.060	3.101	5.057	3.331	3.462	3.223	2.764
Gd	10.329	5.527	9.508	14.160	8.160	13.788	8.996	8.623	8.684	6.643
Tb	1.329	0.857	1.256	1.864	1.074	1.869	1.214	1.151	1.229	0.927
Dy	7.571	4.509	7.147	10.514	6.271	10.568	6.698	6.406	6.613	5.331
Ho	1.331	0.784	1.267	1.851	1.163	1.811	1.206	1.113	1.165	0.936
Er	3.070	2.099	3.054	4.555	2.821	4.582	2.934	2.865	2.764	2.522
Tm	0.390	0.245	0.368	0.544	0.349	0.548	0.359	0.329	0.359	0.333
Yb	2.278	1.458	2.364	3.520	2.216	3.656	1.977	2.039	2.326	1.993
Lu	0.355	0.202	0.305	0.473	0.281	0.526	0.309	0.291	0.289	0.277
Y	33.1	20.7	31.7	48.0	29.2	47.6	28.7	28.7	29.8	25.3
Zr	277.4	154.8	343.8	489.8	287.1	491.8	329.8	315.0	296.9	206.9
Nb	46.8	25.1	37.3	56.7	32.7	56.8	35.4	35.3	32.9	72.6
Hf	7.264	4.228	7.956	11.824	6.888	11.492	8.144	7.328	7.168	4.898
Ta	2.696	1.474	2.139	3.367	1.891	3.209	2.166	2.138	1.904	3.766
Th	4.421	2.538	3.264	6.720	2.977	6.810	2.873	2.854	3.031	6.709
U	1.063	0.542	0.968	1.649	0.836	1.658	0.695	0.758	0.770	1.387
Sc	17.5	26.0	20.3	16.3	21.1	17.1	20.6	20.0	22.0	10.7
V	188.5	206.4	198.8	94.2	200.5	97.9	199.1	207.1	187.8	127.6
Cr	28.7	226.4	63.8	17.2	101.2	22.7	27.5	30.2	89.6	26.6
Co	45.3	57.3	42.7	29.7	43.3	28.1	35.6	47.5	38.8	29.4
Cu	38.7	94.6	70.5	31.9	51.7	38.3	34.3	113.4	110.5	29.2
Pb	2.647	1.755	4.165	4.306	3.639	5.380	5.213	7.029	3.714	3.345
Zn	141.9	79.0	126.8	156.9	122.7	153.5	108.2	148.3	109.8	90.6
Ga	24.3	19.7	22.8	26.4	20.9	23.6	18.0	22.8	20.2	18.5
(La/Sm)_N	2.43	1.96	2.41	1.95	2.27	2.14	2.19	1.99	2.41	4.62
(Sm/Yb)_N	5.09	4.23	4.45	4.99	4.28	4.55	5.45	4.84	4.29	4.44
(La/Yb)_N	12.35	8.30	10.72	9.76	9.72	9.72	11.94	9.63	10.36	20.52
Ba/La	17.24	10.77	3.99	2.77	9.67	2.10	8.56	8.75	4.65	15.64
Zr/Nb	5.93	6.16	9.22	8.63	8.78	8.65	9.32	8.92	9.01	2.85
La/Nb	0.84	0.67	0.95	0.84	0.92	0.87	0.93	0.78	1.02	0.79
Ba/Nb	14.45	7.23	3.78	2.34	8.88	1.83	7.96	6.78	4.74	12.29
Ba/Th	152.9	71.6	43.2	19.7	97.5	15.3	98.1	83.9	51.5	132.9
Rb/Nb	0.83	0.50	0.12	0.10	0.22	0.02	0.24	0.22	0.20	0.11
K/Nb	322.0	263.1	82.1	56.7	142.7	16.7	152.6	128.8	115.2	76.5
Th/Nb	0.09	0.10	0.09	0.12	0.09	0.12	0.08	0.08	0.09	0.09

سنگ‎نگاری

واحد بازالتی بررسی‌شده با اینکه در برخی نمونه‎ها دچار دگرسانی بالایی شده است؛ اما برخی نمونه‎ها کمابیش سالم بوده و از آنها می‌توان برای بررسی ویژگی‌های سنگ‎نگاری بهره گرفت. با اینکه کانی‎شناسی تنوع گسترده‌ای ندارد؛ اما تغییرات بافتی بزرگی در این سنگ‌ها دیده می‌شود.

در یک نگاه کلی، در بیشتر نمونه‎ها، پلاژیوکلاز (چه به‎صورت فنوکریست و چه به‎صورت میکرولیت‌های درون زمینه) فراوان‌ترین کانی است. کانی‎های فرومنیزین (مانند: کلینوپیروکسن) کمتر به‎صورت فنوکریست یا میکروفنوکریست دیده می‌شوند (شکل 3- A) و اگر هم باشند نیز بیشترشان تجزیه شده‎اند. بافت میکرولیتی در بسیاری از نمونه‎ها دیده می‌شود. میکرولیت‌های پلاژیوکلاز (که درازای آنها عموماً کمتر از 1 میلیمتر است) بیش از نیمی از حجم سنگ را پر می‌کنند. کانی‎های فرومنیزین (کلینوپیروکسن و الیوین) چه به‎صورت فنوکریست یا میکروفنوکریست چندان فراوان نیستند. اگرچه این کانی‎ها چه‌بسا در پی دگرسانی کاملاً از میان رفته‌ باشند؛ اما قالب برجای‌مانده از آنها را نیز به‌خوبی نمی‌توان شناسایی کرد. با توجه به شدت و نوع فرایند دگرسانی در بازالت‌ها، چه‌بسا کانی‎های گوناگونی پدید ‌آمده باشند (مانند: کوارتز، کلریت، ایدنگسیت، آلبیت، اپیدوت، پیریت، کربنات کلسیم، تالک، کائولینیت، ایلیت، سریسیت، اسمکتیت و کانی‎های اکسیدی (مانند: اکسیدهای آهن- تیتانیم)). در نمونه‎های منطقه دگرسانی کلریتی با محصول‌های ثانویه‌ای مانند کلریت، سیلیس و سریسیت فراوان‌ترین فرایند است (شکل 3- B). در سنگ‎های بررسی‌شده، کانی‎های کدر (اکسیدهای آهن- تیتانیم) ریزدانه درون زمینه سنگ پراکنده هستند و یا فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز را پر می‌کنند (شکل 3- C). این کانی‌ها گاه تا نزدیک به 15% حجم سنگ را فراگرفته‌اند. این پدیده با درصد کلی بالای اکسید آهن در داده‌های تجزیه شیمیایی نمونه‎ها همخوانی دارد (جدول 1). برخی نمونه‎ها بافت سری‌ایت (شکل 3- D) تا میکرولیتیک پورفیری نشان می‌دهند که در آنها فنوکریست‌های پلاژیوکلاز تا اندازه یک سانتیمتر نیز رسیده است. بیشتر فنوکریست‌ها نیمه‌شکل‌دار هستند و معمولاً کمتر از 20 درصد حجم سنگ را ساخته‌اند. همچنین، فنوکریست‌ها گاه کاملاً کلریتی و کلسیتی شده‎اند. فنوکریست‌های سالم ماکل پلی‌سینتتیک دارند و زونینگ شاخصی نشان نمی‌دهند که بتوان در زیر میکروسکوپ دید. افزون‌براین، بیشتر این فنوکریست‌ها کناره‌های گردشده دارند که نشان‌دهنده نبود تعادل با مذاب میزبان و هضم‌شدن آنها در شرایط فیزیکوشیمایی کم‌ژرف و سطحی است (شکل 3- E). برخی نمونه‎ها نیز بافت حفره‌ای دارند (شکل 3- F) و حفره‌ها بیشتر با مجموعه کانی‎های ثانویه پرشده‎اند. بافت اینترسرتال نیز در برخی نمونه‎ها دیده می‌شود. در این بافت، فنوکریست‌ها کمتر دیده می‌شود و میکرولیت‌های پلاژیوکلاز بیش از نیمی از حجم سنگ را ساخته‌اند. فضای میان میکرولیت‌ها با بخش نامتبلور و کلینوپیروکسن‌های ریز دانه (کوچک‌تر از 5/0 میلیمتر) پر شده است (شکل 3- G). بیشتر کلینوپیروکسن‌ها نیز کلریتی شده‌اند و گاه سالم هستند. گاه برخی نمونه‎ها بافت حفره‌ای و هیالوپورفیری نیز نشان می‌دهند. در پی تماس دراز مدت با آب و چرخش سیال‌ها، ته‌نشست کلسیت در فضاها (مانند: منفذهای زمینه و حفره‌ها) به‌طور معمول دیده می‌شود. کلریت معمول‌ترین کانی ثانویه در بیشتر نمونه‎هاست و گاه درصد چشمگیری از سنگ را دربر گرفته است (شکل 3- B). یافته‌های سنگ‎نگاری روند تبلوری را نشان می‌دهد که برپایه آن، نخست پلاژیوکلاز (+ الیوین) و پس از آن کلینوپیروکسن و در پایان، اکسیدهای آهن- تیتانیم ساخته می‌شوند.

شکل 3- ویژگی‌های سنگ‎نگاری واحد بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی). A) بافت میکرولیتی با فراوانی حجمی بالا از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و اکسیدهای آهن- تیتانیم که با درصد چشمگیری فضای میان میکرولیت‌ها را پر کرده‎اند (تصویر PPL)؛ B) فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با کناره‌های گردشده که می‌تواند گواهی بر نبود تعادل آنها با مذاب میزبان، در پی تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی مذاب باشد (تصویر XPL)؛ C) بافت اینترسرتال که فضای میان میکرولیت‌های ریز پلاژیوکلاز با بخش شیشه‌ای و کانی‎های ریز کلینوپیروکسن پرشده است (تصویر XPL)؛ D) دگرسانی کلریتی که گاه درصد بالای از سنگ دچار آن شده‌اند (تصویر PPL)؛ E) فنوکریست‌ کلینوپیروکسن که گهگاه می‌توان آنها را سالم یافت (تصویر XPL)؛ F) توده‌ای سرشار از اکسیدآهن- تیتانیم که مرز آشکاری با پیرامون داشته و در آن میکرولیت‌های پلاژیوکلاز کاملاً در زمینه سرشار از آهن شناور هستند. این تودها ممکن است یک مایع ناهم‌آمیز سرشار از آهن باشد (تصویر XPL)؛ G) بافت سری‌ایت که در آن اندازه بلورها یک تغییر تدریجی را به نمایش می‌گذارد؛ H) بافت وزیکولار یا حفره‌دار که حفره‌ها با مجموعه کانی‎های ثانویه، به‌ویژه کلریت، پرشده‎اند.

از نکته‌های مهم در برخی نمونه‎ها اینست که توده‌های کوچک گردشده یا بی‌شکل، درصد بالای اکسید آهن، با اندازه‌ چند میلیمتر تا بیش از1 سانتی‌متر، دارند. در این توده‌ها، زمینه کدر فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز را پر کرده است (شکل 3- H). پیدایش این کانی‌ها چه‌بسا پیامد تجزیه کانی‎های فرومنیزین و یا در پی فرایند‌های ثانویه (مانند: رفتار سیال‌ها) بوده و اکسید‌های آهن- تیتانیم را در بخش‌هایی از سنگ انباشته است. یا اینکه، چه بسا در پی درصد بالای آهن، فازی سرشار از آهن، از فاز سرشار از سیلیس جدایش یافته باشد. پیشنهاد دوم بررسی بیشتری نیاز دارد.

زمین‎شیمی

نتایج تجزیه شیمیایی نمونه‎ها در جدول 1 آورده شده است. مقدار LOI برابر 84/1 تا 59/6 درصد وزنی است و نشان دهنده تأثیر بالای دگرسانی در برخی نمونه‎هاست. ازاین‌رو، چه‌بسا تمرکز برخی عنصرهای متحرک، مانند عنصرهای لیتوفیل سبک یا LILE (مانند: K، Cs و Rb) دستخوش تغییراتی شده باشد. برعکس، عنصرهای نامتحرک مانند عنصرهای دارای قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Hf، Ta، Nb، Zr، Ti) و عنصرهای خاکی نادر تغییرات چندانی نمی‌کنند. برای رده‌بندی سنگ‎ها، نمودارهای عنصرهای نامتحرک به‌کار برده می‌شوند. برای نمونه، در نمودار Zr/TiO₂ در برابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977) (شکل 4)، همه نمونه‎ها در گسترة آلکالی بازالت جای گرفته‌اند. ‌اگر ترکیب شیمیایی نمونه‎ها را برپایه مقادیر بدون LOI بررسی شود؛ با اینکه همه نمونه‎ها در گسترة بازالت هستند؛ اما مقدار برخی عنصرها تغییرات چشمگیری دارد. میزان TiO₂ نمونه‎ها بالا است و از 45/2 تا 15/4 درصد وزنی تغییر می‌کند .آهن کل یا FeO^T نیز در برخی نمونه‎ها بالا بوده و از 14/8 تا 22/14 درصد وزنی است. این پدیده را می‌توان فراوانی مودال اکسیدهای آهن-تیتانیم دانست. مقدار Al₂O₃ و CaO نیز به ترتیب 39/15 تا 04/18 و 95/2 تا 83/6 درصد وزنی است. مقدار CaO، از یک سو، کمتر از مقادیر معمول در بازالت‌هاست و از سوی دیگر، با انباشته‌شدن پلاژیوکلاز در نمونه‎ها همخوانی ندارد.

شکل 4- نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO₂ (Winchester and Floyd, 1977) برای رده‌بندی سنگ‎های ولکانیک و بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی)

مقدار عنصرهای آلکالن تمرکز بالایی دارند و ازاین‌رو، بیشتر نمونه‎ها در سری آلکالن جای گرفته‌اند؛ هرچند Na₂O (67/3 تا 79/7 درصد وزنی) در آنها نقش غالب‌تری در برابر K₂O (11/0 تا 81/1 درصد وزنی) دارد و نشان می‌دهد که سنگ‎های بازالتی منطقه سرشت آلکالن سدیک دارند.

مقدار MgO تمرکز بالایی ندارد (92/1 تا 90/5 درصد وزنی) و به‌همراه درصد بالای آهن، پایین‌آمدن Mg# ](Mg#=100.MgO/(MgO+FeO^T در برخی نمونه‎ها را در پی داشته است. تغییرات Mg# از 7/19 تا 4/53 است.

در شکل 5، تغییرات برخی عنصرها در برابر MgO نمایش داده شده است. روند تغییرات TiO₂ و FeO^T افزایشی است. این پدیده می‌تواند نشان‌ بدهد که اکسیدهای آهن- تیتانیم در مرحله‌های نخستین روند تبلور متبلور نشده‌اند و انباشته‌شدن این عنصرها در مذاب با پیشرفت تحول باشد. این نکته که با یافته‌های سنگ‎نگاری و درصد مودال بالای این اکسیدها نیز همخوانی دارد.

شکل 5 – تغییرات برخی عنصرهای اصلی و کمیاب در برابر MgO برای بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی)

عنصر Ni روند کاهشی دارد و برپایه سرشت این عنصر و ضریب جدایش بالای آن در کانی‎های فرومنیزین، به‌ویژه الیوین، می‌تواند نشان‌دهنده تبلور جدایشی این کانی‎ها باشد. CaO و CaO/Al₂O₃ نیز روند کاهشی دارند و این روند با تبلور جدایشی پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن همخوانی دارد. با اینکه Sr در نمودار پراکندگی نشان می‌دهد؛ اما روند کلی تغییرات را می‌توان با تبلور جدایشی توضیح داد. همخوانی روند تغییرات عنصرهای ناسازگاری (مانند: Ta، Y، Nb) و عنصرهای آلکالن نیز با روند تحول ترکیب مذاب پیش‌بینی می‌شود. ازاین‌رو، با اینکه در برخی نمودارها پراکندگی دیده می‌شود؛ اما به‌طور‌کلی، روند تغییرات را می‌توان با تحول مذاب هنگام فرایند تبلور جدایشی و جدایش برخی کانی‎ها (مانند: پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن) توجیه کرد. همچنین، می‌توان گفت نبود فنوکریست‌های الیوین نشان‌دهندة تبلورنیافتن آنها نیست؛ بلکه می‌تواند نشان‌دهندة تبلور آنها در ژرفای بیشتر و جدایش آنها باشد. افزون‌براین، فاکتورهایی مانند مقدار Mg# (4/53>)، Ni (11 تا 153 پی‌پی‌ام) و Cr (17 تا 226 پی‌پی‌ام) در سنگ‎های منطقه نیز نشان می‌دهد که ترکیب مذاب با مذاب اولیة در تعادل با کانی‎شناسی گوشته‌ بالایی فاصله بسیاری دارد. در مذاب اولیه بازالتی گوشته‌ای، مقدار Mg#، Ni و Cr به‌ترتیب بیشتر از 70، بیشتر از 500- 400 پی‌پی‌ام و بیشتر از 1000 پی‌پی‌ام است (Wilson, 2007). ازاین‌رو، پیش‌بینی می‌شود که مذاب مرحله‌هایی از تبلور جدایشی کانی‎های فرومنیزین را پشت سر گذاشته باشد. الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت در شکل 6- A نشان داده شده است. به‌طورکلی، نمونه‎ها در برابر یکدیگر الگوهای موازی نشان می‌دهند که می‌‌تواند نشان‌دهنده ارتباط زایشی آنها هنگام فرایند تبلور جدایشی باشد. افزون‌براین، الگوها با کاهش تدریجی تمرکز عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) به میانه (MREE) و سنگین (HREE) و شیب منفی شناخته می‌شوند. این نکته را می‌توان با نسبت‌های (La/Sm)_N از 95/1 تا 62/4، (Sm/Yb)_N از 23/4 تا 45/5 و (La/Yb)_N از 30/8 تا 52/20 نشان داد. همچنین، در شکل 6، شکل الگوها و تمرکز عنصرهای خاکی نادر با بازالت‌های گوناگون مقایسه شده است.

شکل 6- نمونه‎های بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) در: A) نمودار الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت؛ B) نمودار عنکبوتی عنصرهای بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه. ترکیب کندریت، گوشته اولیه، N-MORB، E-MORB و OIB از Sun و McDonough (1989) است

بازالت‌های منطقه، چه از دیدگاه شیب الگوها و چه از دیدگاه تمرکز عنصرهای خاکی نادر، هیچ شباهتی به N-MORB (Sun and McDonough, 1989) ندارند. در نمونه‎های منطقه، عنصرهای ناسازگار LIL و HFS، مگر HREE، در برابر MORB غنی‌شدگی دارند. همچنین، در برابر E-MORB (Sun and McDonough, 1989) با اینکه شکل الگوها به هم همانند‌تر است؛ اما غنی‌شدگی LREE/MREE و LREE/HREE در نمونه‎های بازالتی بلده بیشتر است. ازاین‌رو، شیب الگوها بیشتر شده و تفاوت مهم میان نمونه‎های بلده و E-MORB پدیدار شده است. برعکس، الگوی نمونه‎ها، چه از دیدگاه تمرکز عنصرهای خاکی نادر و چه از دیدگاه نسبت‌ غنی‌شدگی LREE و MREE به HREE شباهت بسیاری به بازالت‌های جزایر اقیانوسی (OIB) دارد.

در شکل 6- B، نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه نشان داده شده است. تمرکز بالای عنصرهای ناسازگار (مگر برخی عنصرهای خاکی نادر سنگین) در برابر مذاب‌های گوشته‌ای تهی‌شده (N-MORB) و غنی‌شده (E-MORB) در نمونه‎ها آشکار است. شکل الگوها و تمرکز عنصرهای در اینجا نیز شباهت زیادی به مذاب‌های OIB دارد. یکی از ویژگی‌های نمونه‎های منطقه تهی‌شدگی پتاسیم است که می‌تواند نشان‌دهنده تفاوتی در خاستگاه گوشته‌ای آنها باشد. این نکته در ادامه بحث خواهد شد.

بحث

(الف) ویژگی‌های خاستگاه گوشته‌ای: در شکل‌های 5- A و 5- B، شباهت‌های زمین‌شیمیایی مذاب‌ها ‎ به OIB (مانند غنی‌شدگیِ عنصرهای ناسازگار و تهی‌شدگیِ HREE در برابر N-MORB) را باید در ویژگی‌های خاستگاه گوشته‌ای جستجو کرد. این ویژگی‌ها با درصد ذوب‌بخشی و میزان تهی‌شدگی/غنی‌شدگی خاستگاه تفسیر می‌شوند. درصد کم ذوب‌بخشی گوشته‌ای ژرف و گارنت‌دار سازنده مذابی همانند OIB خواهد بود (Davis et al., 2011; Fitton, 2007; Humphreys and Niu, 2009; Zhou et al., 2009).

مدل‌سازی انجام‌شده برپایه نسبت‌های عنصرهای خاکی نادر (مانند: نسبت La/Yb و Gd/Yb) (شکل 7- A) نشان می‌دهد که مذاب‌های بازالتی بررسی‌شده می‌توانند از خاستگاه گوشته‌ای تهی‌نشده ریشه گرفته باشند. با درصد کم ذوب‌بخشی (کمتر از 10%)، این خاستگاه گوشته‌ای در فشارهای بالا (برابر 4 گیگاپاسکال؛ ژرفای بیش از 100 کیلومتر) می‌تواند مذاب‌هایی تولید کند که از دیدگاه غنی‌شدگی عنصرهای La/Yb و Gd/Yb مانند سنگ‎های بررسی‌شده در بلده باشد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، از دیدگاه زمین‎شیمیایی، این خاستگاه گوشته‌ای در رخساره گارنت‌پریدوتیتی با گوشته تهی‌شده N-MORB و یا گوشته کم‌ژرف‌تر اسپینل‌پریدوتیت متفاوت خواهد بود. تغییرات Ce/Yb در برابر Ce (شکل 7- B) نیز نشان‌دهندة ژرفای بسیار و نزدیک به 110 کیلومتری برای خاستگاه گوشته‌ای مذاب است. بازتاب ژرفای بسیارِ ذوب و کم‌بودن درصد ذوب‌بخشی در زمین‎شیمی عنصرهای اصلی نیز دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که پیامد آنها پیدایش مذاب‌های بازالتی با FeO و TiO₂ بالا و CaO کم است (Mertz et al., 2001). زمین‎شیمی عنصرهای اصلی بازالت‌های منطقه این ویژگی را نشان می‌دهند. برپایه مدل‌سازی‌های دیگر (شکل 7- C و D) نیز که برپایه زمین‎شیمی عنصرهای نادر انجام شده است (Chen et al., 2013; Gurenko et al., 2006)، نتایج مشابهی به‌دست آمد. این یافته ها نیز ترکیب خاستگاه گوشته‌ای‌ گارنت‌دار و درصد ذوب‌بخشی کم را نشان می‌دهند. همان‌گونه‌که ویژگی‌های زمین‎شیمیایی نشان می‌دهد، سنگ‎های منطقه بلده همانند بازالت‌های جزایر اقیانوسی (OIB) هستند.

شکل 7- نمایش ترکیب بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) روی: A) نمودار Gd/Yb در برابر La/Yb بهنجارشده به زمین سیلیکاته (Jacobsen, 2005). روندها برگرفته از Reichow و همکاران (2005) است. نسبت کانی‎های خاستگاه برای گارنت‌پریدوتیت (GP) در فشارهای 3 و 4 گیگاپاسکال از Walter (1998) و برای اسپینل‌پریدوتیت (SP) از McKenzie و O'Nions (1991) است؛ B) نمودار Ce در برابر Ce/Yb برای بررسی ژرفای خاستگاه مذاب‌های بازالتی گوشته‌ای (Ellam, 1992)؛ C) نمودار (La/Sm)_N در برابر Zr/Y (Gurenko et al., 2006)؛ D) نمودار La/Yb در برابر Sm/Yb (Chen et al., 2013)

برپایه ویژگی‌های ایزوتوپی White (1985) و Zindler و Hart (1986)، بازالت‌های جزایر اقیانوسی سه گروه هستند: (1) HIMU (یا high µ) که نسبت بالای ²³⁸U/ ²⁰⁴Pb دارد؛ (2) گوشته غنی EMI؛ (3) گوشته غنی EMII. برپایه عنصرهای کمیاب نیز می‌توان این سه گروه را از یکدیگر شناخت (Mertz et al., 2001; Weaver, 1991) و (Cook et al., 2005) و از تغییرات نسبت‌های برخی عنصرهای HFS و LIL (مانند: Zr/Nb، La/Nb، Ba/Nb، Ba/Th،Rb/Nb، K/Nb، Th/Nb، Th/La و Ba/La) می‌توان برای شناخت آنها از یکدیگر بهره گرفت؛ به‌گونه‌ای‌که بازالت‌های HIMU نسبت به بازالت‌های EM از Rb، Ba، Th، K، U و Pb تهی‌شدگی دارند و از Nb و Ta غنی‌شدگی نشان می‌دهند (Cook et al., 2005; Weaver, 1991; Cook et al., 2005).

در شکل 8، با اینکه تغییرات Zr/Nb در برابر K/Nb پراکندگی دارد و نوع خاستگاه گوشته‌ای را به خوبی نشان نمی‌دهد؛ اما برپایه تغییرات نسبت La/Nb، Ba/Nb و Th/Nb در برابر K/Nb، نمونه‎های منطقه با خاستگاه گوشته‌ای نوع EMII و HIMU همخوانی بیشتری دارند. برخی عنصرهای کمیاب دیگر و نسبت‌های آنها می‌تواند باعث شناسایی بهتر HIMU از EMI و EMII شود. برای نمونه، K/La در بازالت‌های HIMU کمتر (<260) و در EM بیشتر (260<) است و یا تمرکز Rb در بازالت‌های HIMU کمتر (< 30 پی‌پی‌ام) و در EM بیشتر (> 30 پی‌پی‌ام) است (Willbold and Stracke, 2006). در بازالت‌های منطقه بلده، میانگین K/La نزدیک به 164 و میانگین تمرکز Rb نزدیک به 10 پی‌پی‌ام و در گسترة ترکیبی HIMU است. افزون‌براین، Nb/Rb در مذاب‌های EM و HIMU تفاوت آشکاری دارد. این نسبت در HIMU بیش از 5/2 و در EMI و EMII اغلب کمتر از 5/1 است (Willbold and Stracke, 2006). میانگین Nb/Rb در بازالت‌های منطقه 4/9 است. تهی‌شدگی K در شکل 6- B نیز از ویژگی‌های بازالت‌های HIMU و تفاوت آنها با EMI و EMII است (Chauvel et al., 1992). ازاین‌رو، ویژگی‌های زمین‎شیمیایی عنصرهای کمیاب به‌خوبی نشان‌دهنده خاستگاه گوشته‌ای نوع HIMU برای بازالت‌های منطقه هستند.

شکل 8- نمونه‌های بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) در نمودارهای K/Nb در برابر La/Nb، Zr/Nb، Ba/Nb و Th/Nb و ویژگی‏‌های زمین‎شیمیایی خاستگاه گوشته‌ای. محدوده‌های خاستگاه گوشته‌ای EMI، EMII و HIMU از Cook و همکاران (2005)

(ب) جایگاه زمین‌ساختیِ ماگما: در شکل 6-B نبود آنومالی منفی در برخی عنصرهای HFS (مانند: Nb و Ta) تفاوت آشکار زمین‎شیمیایی سنگ‎های بازالتی بررسی‌شده با مذاب‌های پهنه‎های فرورانشی و یا مذاب‌های آلایش یافته با سنگ‎های پوسته‌ای را نشان می‌دهد. در شکل 9- A Nb/La بالا پیامد تمرکز بالای Nb در نمونه‎های منطقه بوده و نشان‌دهنده نبود آلایش پوسته‌ای یا آلایش اندک آنهاست. از سوی دیگر، تغییرات Th/Yb در برابر Ta/Yb (شکل 9- B) نشان‌دهنده روند گوشته‌ای و پهنه نا فرورانشی برای نمونه‎های منطقه است (Pearce, 1983).

شکل 9- نمونه‎های بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) در: A) نمودار نسبت Nb در برابر Nb/La (Xia et al., 2012)؛ B) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983) (PM: گوشته اولیه)

نمودارهای گوناگونِ شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما نیز بیشتر برپایه عنصرهای HFS هستند (Meschede, 1986; Pearce and Cann, 1973; Wood, 1980). در این نمودارها نیز نمونه‎های منطقه در پهنه مذاب‌های درون‌ورقه‌ای جای گرفته‌اند. برای نمونه، در نمودارZr/Y در برابر Zr (شکل 10- A) و Ti در برابر Zr (شکل 10- B)، نمونه‎های منطقه در پهنه مذاب‌های درون‌ورقه‌ای جای می‌گیرند. ازاین‌رو، برپایه یافته‌های زمین‎شیمیایی می‌توان چنین برداشت کرد که پهنه زمین‌ساختی ماگمای آتشفشانی پرمین البرز با ماگماتیسم درون‌ورقه‌ای قاره‌ای همخوانی دارد.

از سوی دیگر، خاستگاه یا خاستگاه گوشته‌ای ولکانیسم یادشده تأثیرات فرایندهای پهنه فرورانش را ندارد و طبعیتاً ذوب آن نیز از ذوب گُوِه‌های گوشته‌ای بالای سنگ‌کره فرورانده متفاوت است. این نکته نشان‌دهنده جایگاه البرز به‎صورت یک حاشیه غیرفعال در جنوب پالئوتتیس و فرورانش رو به سوی شمال پالئوتتیس به زیر کناره‌های اوراسیایی است (Alavi, 1991; Gaetani et al., 2009; Stampfli, 2000; Wilmsen et al., 2009; Zanchi et al., 2009). اگرچه برخی پژوهشگران فرورانش پالئوتتیس را به‌سوی جنوب و به زیر حواشی گندوانایی دانسته‌اند (Ruban et al., 2007; Şengör, 1990)، اما یافته‌های این پژوهش درستی پیشنهاد آنها را نشان نمی‌دهد.

شکل 10- نمونه‎های بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) در نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی: A) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ B) نمودار تغییرات Zr در برابر Ti (Pearce, 1982)

چراییِ ماگماتیسم پرمین را می‌توان برپایه نیروهای کششی و پهنه‌های ریفت قاره‌ای در زمان یادشده تفسیر کرد. بررسی‌های چینه‌شناسی، نشان‌ می‌دهد که افزایش ژرفای پهنه رسوبی پرمین با زمین‌ساخت کششی همخوانی دارد. افزون‌براین، نشانه‌های زمین‌ساخت کششی در زمان یادشده، در مناطق دیگری از ایران که بخشی از کناره‌های گندوانایی بوده‌اند نیز دیده می‌شود (Berberian and King, 1981). ماگماتیسم در پهنه‎های کششی مانند ریفت‌های درون‌قاره‌ای با جزایر اقیانوسی و نقاط داغ در برخی ویژگی‌ها همانندی بسیاری داشته و تفاوت سنگ‌زایی (پتروژنتیک) ندارند. برای نمونه، Nb/Y در برابر Zr/Y برای بررسی خاستگاه OIB به‌کار برده می‌شود و روندهای متفاوت N-MORB و OIB را آشکار می‌کند (Fitton, 2007)؛ اما برای شناسایی مذاب‌های ریفت‌های قاره‌ای (مانند ریفت خاور آفریقا) از مذاب‌های OIB چندان موثر نیست (شکل 11- A). به گفته دیگر، این ویژگی نشان‌دهنده همانندبودن برخی ویژگی‌های زمین‎شیمیایی خاستگاه گوشته‌ایِ ماگماتیسم ریفت‌های درون‌قاره‌ای و جزایر اقیانوسی است. با وجود این، تفاوت‌ها در سرشت ماگماتیسم در این مناطق را می‌توان با به‌کارگیری برخی ویژگی‌های زمین‎شیمیایی عنصرهای کمیاب نشان داد (Agrawal et al., 2008). ستبرای واحدهای ولکانیک و گستردگی آنها در زمان پرمین و در مقایسه با ماگماتیسم اردویسین- سیلورین در ایران (سازند سلطان میدان) نشان می‌دهند که ماگماتیسم پرمین از شدت کمتری برخوردار بوده است. ماگماتیسم زمان اردویسین- سیلورین که همزمان با مراحل آغازین بازشدگی پالئوتتیس است (Derakhshi and Ghasemi, 2013; Derakhshi and Ghasemi, 2014; Derakhshi et al., 2014; Derakhshi et al., 2015)، ویژگی‌های ماگماتیسم ریفت‌های قاره‌ای را بهتر نمایش می‌دهد؛ اما در زمان پرمین ویژگی‌های OIB دیده می‌شود (شکل 11- B). پس ماگماتیسم پرمین در ایران که در پی گستردگی زمین‌ساخت کششی، میزان بالاآمدگی سست‌کره و درصد تولید مذاب، شدت کمتری داشته است تا پیدایش و رخداد ریفت‌زایی قاره‌ای توسعه یافته پیش نرفته است.

شکل 11- نمونه‎های بازالتی پرمین شمال‌خاوری بلده (البرز مرکزی) در: A) نمودار تغییرات Zr/Y در برابر Nb/Y (Fitton, 2007) و مقایسه شیمی نمونه‎های منطقه با OIB، روند Iceland، ریفت‌های درون‌قاره‌ای خاور آفریقا (East African Rift) و امتداد کامرون (Cameroon Line)؛ B) نمودار شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما برپایه پارامترهای DF1 و DF2 (Agrawal et al., 2008). پارامترهای DF1 و DF2 به روش زیر به‌دست‌ آمده‌اند:

DF1 = –0.5558 log_e (La/Th) – 1.4260 log_e (Sm/Th) + 2.2935 log_e (Yb/Th) – 0.6890 log_e (Nb/Th) + 4.1422

DF2 = –0.9207 log_e (La/Th) + 3.6520 log_e (Sm/Th) – 1.9866 log_e (Yb/Th) + 1.0574 log_e (Nb/Th) – 4.4283

همزمان با ماگماتیسم پرمین در ایران و یا در بازة زمانی کربونیفر تا تریاس در دیگر نقاط جهان نیز نمونه‌های مهمی یافته شده‌ است. نمونه‌هایی از ماگماتیسم زمان یادشده را در پهنه تاریم و تیانشان در شمال‌باختری چین (Xia et al., 2012; Yang et al., 2007; Yu et al., 2011; Zhang et al., 2010; Zhou et al., 2009)، امیشان در جنوب‌باختری چین (Xu et al., 2001)، عمان و شمال آفریقا (Chauvet et al., 2011; Lapierre et al., 2004; Maury et al., 2003; Wilson et al., 1998)، پهنه ریفتی هند- استرالیا (Veevers and Tewari, 1995) و تبت جنوبی (Garzanti et al., 1999) می‌توان یافت.

فوران‌‌های بزرگ بازالتی در سیبری با انقراض مرز پرمین-تریاس ارتباط داده شده است (Reichow et al., 2009; Renne et al., 1995). فوران‌های زمان پرمین در شمال‌باختری و جنوب‌باختری چین بیشتر به فعالیت پلوم گوشته‌ای (Xia et al., 2012; Xu et al., 2001; Yu et al., 2011; Zhang et al., 2010; Zhou et al., 2009) وابسته دانسته شده است. برپایه جایگاه البرز در زمان پرمین و تمایل آن به‌سوی لبه شمالی گندوانا (شکل 12) گمان می‌شود که فعالیت‌های ماگمایی پرمین در ایران با زمین‌ساخت کششی در مرحله‌های آغازین گسترش نئوتتیس و فعالیت پلوم گوشته‌ای لبه شمالی گندوانا (مانند: عمان و پهنه ریفتی هند- استرالیا) وابسته باشد (Chauvet et al., 2011; Lapierre et al., 2004; Maury et al., 2003; Veevers and Tewari, 1995). با وجود این، با درنظرداشتن جایگاه حوضه‌های تاریم، امیشان و تیانشان در شمال اقیانوس پالئوتتیس (Domeier and Torsvik, 2014) باید گفت که پلوم‌های گوشته‌ای پرمین در بیرون از گسترة گسترش نئوتتیس نیز فعال بوده‌اند؛ هرچند باورنکردنی است که فعالیت آنها به فوران‌های بازالتی پرمین ایران وابستگی داشته باشند.

شکل 12- بازسازی جایگاه پلیت‌ها در پرمین میانی که نشان‌دهنده جایگاه البرز در ارتباط با پهنه اقیانوسی نئوتتیس و پالئوتتیس در زمان یادشده است. رسم با اصلاحاتی پس از Domeier و Torsvik (2014) (A: آنامیا؛ AM: آموریا؛ CM: بلوک‌های سیمرین که بلوک لوت، البرز و سنندج- سیرجان نیز بخشی از آنها هستند؛ NC: چین شمالی؛ N-T نئوتتیس؛ SC: چین جنوبی؛ T: تاریم)

نتیجه‌گیری

ماگماتیسم پرمین میانی- پسین البرز مرکزی (شمال‌خاوری بلده) به‎صورت واحدی بازالتی و کم‌ستبرا در میان سازندهای روته و نسن رخنمون دارد. از دیدگاه سنگ‎نگاری، این واحد بازالتی پلاژیوکلاز-فیریک است و فنوکریست‌های فرومنیزین در آن کمتر دیده می‌شوند.

از دیدگاه زمین‎شیمیایی، سرشت بازالت، آلکالن سدیک است. برپایه نمودار‌های تغییرات، تحول زمین‎شیمیایی نمونه‎ها را می‌توان برپایه تبلور جدایشی کانی‎هایی مانند پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین توجیه کرد. الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت و نیز نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه با مذاب‌های ریشه‌گرفته از خاستگاه OIB بسیار همانند هستند. همچنین، تمرکز عنصرهای کمیاب و برخی عنصرهای اصلی نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ایِ ژرف و گارنت‌دار از نوع HIMU است. این خاستگاه دچار درصد کمی ذوب‌بخشی (کمتر از 10%) شده و مذاب‌ بازالتی بلده را ساخته است. افزون‌براین، ویژگی‌های زمین‎شیمیایی نشان‌دهندة جایگاه زمین‌ساختی ماگمای درون‌ورقه‌ای هستند. این جایگاه زمین‌ساختی می‌تواند پیامد زمین‌ساخت کششی و یا فعالیت پلوم گوشته‌ای باشد و همزمان با مرحله‌های آغازین گسترش نئوتتیس پدید آمده باشد. از سوی دیگر، یافته‌های این پژوهش ماگماتیسم کناره‌های فعال را رد کرده و با سوی فرورانش پالئوتتیس به زیر کناره‌های گندوانایی سازگاری ندارد.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از دانشگاه خوارزمی تهران برای فراهم‌آوردن امکانات نمونه‌برداری و بررسی‌های صحرایی سپاس‌گزاری می‌کنند. همچنین، از آقای دکتر علی محمدی برای فراهم‌آوردن امکان برای تجزیه نمونه‎ها در آزمایشگاه دانشگاه ETH بسیار سپاس‌گزاری می‌شود.

مراجع

Agrawal, S., Guevara, M. and Verma, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50(12): 1057-1079.

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin 103(8): 983-992.

Alavi, M., Vaziri, H., Seyed-Emami, K. and Lasemi, Y. (1997) The Triassic and associated rocks of the Nakhlak and Aghdarband areas in central and northeastern Iran as remnants of the southern Turanian active continental margin. Geological Society of America Bulletin 109(12): 1563-1575.

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.

Berra, F. and Angiolini, L. (2014) The Evolution of the Tethys Region throughout the Phanerozoic: A Brief Tectonic Reconstruction. In: Petroleum systems of the Tethyan region (Eds. Marlow, L., Kendall, C. and Yose, L.) 106 1-27. Memoir- American Association of Petroleum Geologists.

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.

Boulin, J. (1988) Hercynian and Eocimmerian events in Afghanistan and adjoining regions. Tectonophysics 148(3–4): 253-278.

Chauvel, C., Hofmann, A. W. and Vidal, P. (1992) himu-em: The French Polynesian connection. Earth and Planetary Science Letters 110(1–4): 99-119.

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.

Chen, X., Shu, L., Santosh, M. and Zhao, X. (2013) Island arc-type bimodal magmatism in the eastern Tianshan Belt, Northwest China: Geochemistry, zircon U–Pb geochronology and implications for the Paleozoic crustal evolution in Central Asia. Lithos 168–169: 48-66.

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.

Davis, F. A., Hirschmann, M. M. and Humayun, M. (2011) The composition of the incipient partial melt of garnet peridotite at 3 GPa and the origin of OIB. Earth and Planetary Science Letters 308(3–4): 380-390.

Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2013) Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geosciences: 1-18.

Derakhshi, M. and Ghasemi, H. (2014) Ordovician-Devonian magmatism in the north of Shahrood: implication for long lived rifting of Paleotethys in eastern Alborz. Petrology 18: 105-122 (in Persian).

Derakhshi, M., Ghasemi, H. and Sahami, T. (2014) Geology and Petrology of the Soltan Maydan Basaltic Complex in North-Northeast of Shahrud, Eastern Alborz, North of Iran. Geosciences 23(91): 63-76 (in Persian).

Derakhshi, M., Ghasemi, H. and Toksoy Koksal, F. (2015) Mineral chemistry and thermobarometry of Soltan Meidan basalts, North of Shahrood. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy (2): 257-268.

Domeier, M. and Torsvik, T. H. (2014) Plate tectonics in the late Paleozoic. Geoscience Frontiers 5(3): 303-350.

Ellam, R. M. (1992) Lithospheric thickness as a control on basalt geochemistry. Geology 20(2): 153-156.

Fitton, J. G. (2007) The OIB paradox. Geological Society of America Special Papers 430: 387-412.

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.

Garzanti, E., Le Fort, P. and Sciunnach, D. (1999) First report of Lower Permian basalts in South Tibet: tholeiitic magmatism during break-up and incipient opening of Neotethys. Journal of Asian Earth Sciences 17(4): 533-546.

Ghasemi, H. and Jamshidi, K. (2012) Geochemistry, petrology and proposed tectonomagmatic model for generation of alkaline basic rocks in the base of the shemshak Formation, the Eastern Alborz Zone. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 19(4): 699-714 (in Persian).

Ghasemi, H. and Jamshidi, K. (2013) Investigation of source region properties of alkaline basic rocks in the base of Shemshak Formation in the eastern Alborz zone Iranian Journal of Geology 7: 17-29 (in Persian).

Gurenko, A. A., Hoernle, K. A., Hauff, F., Schmincke, H. -U., Han, D., Miura, Y. N. and Kaneoka, I. (2006) Major, trace element and Nd–Sr–Pb–O–He–Ar isotope signatures of shield stage lavas from the central and western Canary Islands: Insights into mantle and crustal processes. Chemical Geology 233(1–2): 75-112.

Horton, B. K., Hassanzadeh, J., Stockli, D. F. , Axen, G. J. , Gillis, R. J. , Guest, B., Amini , A., Fakhari, M. D. , Zamanzadeh, S. M. and Grove, M. (2008) Detrital zircon provenance of Neoproterozoic to Cenozoic deposits in Iran: Implications for chronostratigraphy and collisional tectonics. Tectonophysics 451(1–4): 97-122.

Humphreys, E. R. and Niu, Y. (2009) On the composition of ocean island basalts (OIB): The effects of lithospheric thickness variation and mantle metasomatism. Lithos 112(1–2): 118-136.

Jacobsen, S. B. (2005) The Hf-W isotopic system and the origin of the earth and moon. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 33(1): 531-570.

Lapierre, H., Samper, A., Bosch, D., Maury, R. C., Be´ chennec, 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.

Maury, R. C., Bechennec, 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.

Mertz, D. F., Weinrich, A. J., Sharp, W. D. and Renne, P. R. (2001) Alkaline Intrusions in a Near-Trench Setting, Franciscan Complex, California: Constraints from Geochemistry, Petrology, and 40AR/39AR Chronology. American Journal of Science 301(10): 877-911.

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb- Zr- Y diagram. Chemical Geology 56(3–4): 207-218.

Nikishin, A. M., Ziegler, P. A., Abbott, D., Brunet, M. F. and Cloetingh, S. (2002) Permo–Triassic intraplate magmatism and rifting in Eurasia: implications for mantle plumes and mantle dynamics. Tectonophysics, 351(1–2): 3-39.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. Andesites: 525-548.

Pearce, J. A. (1983) Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C.J. and Norry, M.J.). Nantwich, Cheshire: Shiva Publications: 230-249.

Pearce, J. A. and Cann, J.R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19(2): 290-300.

Pearce, J. and Norry, M. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69(1): 33-47.

Reichow, M. K., Pringle, M. S., Al'Mukhamedov, A. I., Allen, M. B., Andreichev, V. L., Buslov, M. M., Davies, C. E., Fedoseev, G. S., Fitton, J. G., Inger, S., Medvedev, A. Y., Mitchell, C., Puchkov, V. N., Safonova, I. Y., Scott, R. A. and Saunders, A. D. (2009) The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous province: Implications for the end-Permian environmental crisis. Earth and Planetary Science Letters 277(1–2): 9-20.

Reichow, M. K., Saunders, A. D., White, R. V., Al'Mukhamedov, A. I. and Medvedev, A. Y. (2005) Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Siberian Basin: an extension of the Permo–Triassic Siberian Traps, Russia. Lithos 79(3–4): 425-452.

Renne, P. R., Black, M. T., Zichao, Z., Richards, M. A. and Basu, A. R. (1995) Synchrony and Causal Relations Between Permian-Triassic Boundary Crises and Siberian Flood Volcanism. Science 269(5229): 1413-1416.

Ruban, D. A., Al-Husseini, M. I. and Iwasaki, Y. (2007) Review of Middle East Paleozoic plate tectonics. GeoArabia 12(3): 35-55.

Saidi, A. and Ghasemi, M. H. (1993) Geological Quadrangle Map 1:100000 Baladeh, No. E 6362. Geological Survey of Iran, Tehran.

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.

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.

Stampfli, G., Borel, G., Cavazza, W., Mosar, J. and Ziegler, P. (2001) Palaeotectonic and palaeogeographic evolution of the western Tethys and PeriTethyan domain (IGCP Project 369). Episodes 24(4): 222-228.

Stöcklin, J. (1974) Possible ancient continental margins in Iran, The geology of continental margins. Springer, pp. 873-887.

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.

Vahdati Daneshmand, F. (1991) Geological Quadrangle Map 1:250000 Amol, No. F4. Geological Survey of Iran, Tehran.

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.

Walter, M. J. (1998) Melting of Garnet Peridotite and the Origin of Komatiite and Depleted Lithosphere. Journal of Petrology 39(1): 29-60.

Weaver, B. L. (1991) The origin of ocean island basalt end-member compositions: trace element and isotopic constraints. Earth and Planetary Science Letters 104(2): 381-397.

White, W. M. (1985) Sources of oceanic basalts: Radiogenic isotopic evidence. Geology 13(2): 115-118.

Willbold, M. and Stracke, A. (2006) Trace element composition of mantle end-members: Implications for recycling of oceanic and upper and lower continental crust. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 7(4), Q04004, doi:10.1029/2005GC001005

Wilmsen, M., Fürsich, F. T., Seyed-Emami, K., Majidifard, M. R. and Taheri, J. (2009) The Cimmerian Orogeny in northern Iran: tectono-stratigraphic evidence from the foreland. Terra Nova 21(3): 211-218.

Wilson, B. M. (2007) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Springer Science & Business Media.

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. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20(0): 325-343.

Wood, D. A. (1980) The application of a ThHfTa diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters 50(1): 11-30.

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.

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, Y., Liu, J. and Guo, Z. (2010) 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.

Zindler, A. and Hart, S. (1986) Chemical Geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14(1): 493-571.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,259

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,883

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

ماگماتیسم بازالتی پرمین البرز مرکزی: شاهدی بر حاشیه قاره‌ای غیرفعال جنوب پالئوتتیس