background image

Introduction

Intracontinental basaltic volcanism provides samples which

can be used to investigate mantle compositions and crustal

assimilations,  and  numerous  studies  have  documented  evi-

dence for crustal assimilations and compositional heteroge-

neities  on  a  range  of  scales  (Hart  1984;  McDunough  et  al.

1985; Zindler & Hart 1986; McDunough 1990; Saunders et

al. 1992; White & McKenzie 1995; Turner & Hawkesworth

1995; Saunders et al. 1998; Reiners 2002). Studies of these

basalts suggest that the compositions of the intracontinental

basalts are similar to ocean-island basalts (OIB), which are

suggested to be generated in the convecting mantle (Wilson

1989, 1993; White & McKenzie 1995). These melts are of-

ten  compositionally  modified  during  ascent  from  asthenos-

pheric  mantle  including  partial  melting,  fractionation,  con-

tamination of crustal rocks and magma mixing (Hawkesworth

et  al.  1984;  Wooden  et  al.  1993;  Turner  &  Hawkesworth

1995). Crustal contamination of mantle-derived magmas has

also  been  invoked  to  account  for  trace  element  signatures

(Arndt & Christensen 1992; Arndt et al. 1993; Wooden et al.

1993; Baker et al. 1997; Fram & Lesher 1997). Identification

of mantle source and evolution processes of primary magmas

of the intracontinental basalts have been a major goal of the

studies concerned with many continental basaltic provinces

(Hawkesworth et al. 1979; Heming 1980; McDunough et al.

1985; Weaver 1991; Coffin & Eldholm 1992; Saunders et al.

1992, 1998).

Geodynamic  models  suggest  that  the  Anatolian  plate  was

deformed as a result of the collision of the Eurasian and Arabi-

an  plates  along  the  Bitlis  Suture  Zone  (McKenzie  1972;

ªengör 1980). This collision, which initiated the Neotectonic

period, resulted in the shortening of Eastern Anatolia (McKen-

zie 1972; ªengör & Kidd 1979; ªengör et al. 1985). Conver-

gence between the Eurasian and Arabian plates along the Bit-

lis Suture Zone caused a compressional–contractional tectonic

regime  at  the  end  of  late  Miocene  and  late  early  Pliocene

(Koçyiûit et al. 2001). In late early Pliocene, three major neo-

tectonic  structures,  the  North  Anatolian  and  East  Anatolian

Transform  Faults  and  the  Anatolian  plate,  formed  and  the

Anatolian  plate  commenced  to  escape  in  a  WSW  direction

onto  the  oceanic  lithosphere  of  the  African  plate  (Hempton

1987).  Thus,  an  earlier  compressional–contractional  tectonic

regime was replaced by a compressional–extensional tectonic

regime  at  the  late  early  Pliocene,  with  extrusion  tectonics

dominated by strike-slip faulting (Koçyiûit et al. 2001).

Extensive volcanic activity took place in Eastern Anatolia

during  the  neotectonic  period,  as  a  result  of  which  volcanic

rocks covered large areas of Eastern Anatolia. A number of re-

searchers discussed the origin, age and tectonic settings of the

post-collisional volcanic rocks in the Eastern Anatolia (Lam-

bert et al. 1974; Innocenti et al. 1976; ªaroûlu & Yôlmaz 1984;

GEOLOGICA CARPATHICA, 55, 6, BRATISLAVA, DECEMBER 2004

487–500

 

Ý 

 

Ý 

 

ÐÝ

   

Ý 

GEOCHEMISTRY OF POST-COLLISION PLIOCENE-QUATERNARY

KARASAR BASALT (DVRƒ    -S  VAS, EASTERN TURKEY):

EVIDENCE FOR PARTIAL MELTING PROCESSES

MUSA ALPASLAN

1

, HÜSEYùN YILMAZ

2

 and ABùDùN TEMEL

3

1

Mersin Üniversity, Department of Geology, 33343 Mersin, Turkey;  malpaslan@mersin.edu.tr;  musaalp@yahoo.com

2

Cumhuriyet University, Department of Geophysics, 58140 Sivas, Turkey

3

Hacettepe University, Department of Geology, 06532 Beytepe-Ankara, Turkey

(Manuscript received February 5, 2003; accepted in revised form December 16, 2003)

Abstract: The Pliocene-Quaternary Karasar basalt is located in the western part of the post-collisional volcanic field in

Eastern Anatolia and occurs as lava flows on the continental sediments. According to normative mineralogy and geochem-

istry, Karasar basalt samples have hyperstene-normative tholeiites, nepheline-normative basalts, trachybasalts, and ba-

saltic andesites with quartz-xenocrysts which occur at the base of the lava flows. Trace and rare element variations

indicate that the trachybasalts are enriched in highly incompatible trace and light-rare earth elements relative to hyperstene-

and nepheline-normative basalts. Hy-normative tholeiites have higher concentrations of medium-heavy rare earth ele-

ments relative to ne-normative basalts and trachybasalts. The trace element characteristics of the Karasar basalt imply

that the quartz-bearing rocks indicate some crustal contributions, but the basaltic samples have a minimal or no crustal

assimilation. Th/Yb-Nb/Yb and Hf/Sm

N

-Ta/La

N

 diagrams coupled with HFSE depletions display a subduction signature

in the source region of these volcanics. REE modeling exhibits that the magmas forming the Karasar basalt originated

from a spinel-peridotite source, although trachybasalts require mixing between melts from spinel- and garnet-peridotite

source. Discrimination plots based on trace element data exhibit a within-plate character of the Karasar basalts. Correla-

tions between trace element ratios (Ba/Nb-La/Nb and Ba/La-Ce/Pb) imply that the source of Karasar basalt is lithos-

pheric rather than the asthenospheric mantle. These data reveal that the Karasar basalt is linked to a post-collisional

extensional tectonic regime following the collision between the Eurasian and Arabian plates. Volcanism in this part of

Anatolia is consistent with a model in which melting of lithospheric mantle occurred in response to lithospheric extension.

Key words: Eastern Anatolia, within-plate, extensional, post-collision, alkaline, tholeiitic, petrology.

background image

488                                                                          ALPASLAN, YILMAZ and TEMEL

Gülen 1984; Tokel 1984; Alpaslan & Terzioûlu 1996; Keskin

et al. 1998; Yôlmaz et al. 1998; Buket & Temel 1998; Fig. 1)

and suggested that the alkaline volcanics closely related to the

extentional regime during Neogene period (Pearce et al. 1990;

Yôlmaz et al. 1998).

The objective of this study is to explain the origin and pro-

cesses that determined the geochemical characteristics of the

Karasar basalt in the western part of Eastern Anatolia.

Geological setting

The  study  area  is  located  in  the  Central–Eastern  Anatolia

(east of Sivas, 

Fig. 1

) and is a part of the region, which is un-

der approximately north-south and NNE–SSW shortening re-

lated  to  the  collisional  processes  between  the  Anatolian  and

Arabian plates along the Bitlis Suture Zone (Bozkurt 2001).

As a result of the collision between the Arabian and Anatolian

plates, the eastern part of Anatolia has experienced an intra-

continental  convergence  (McKenzie  1969)  that  resulted  in

Fig. 1. Location map of the study area and distribution of the Neo-

gene  volcanics  in  Eastern  Turkey  (simplified  from  Pearce  et  al.

1990).

crustal thickening and uplift (ªengör & Kidd 1979) and colli-

sion  related  volcanics  indicated  by  12–15 Ma  calc-alkaline

Yamadaûô  volcanics  in  the  study  area  (Fig. 2;  Yôlmaz  et  al.

1998;  Ekici  2003).  Following  the  continental  collision,  the

earlier compressional tectonic regime was replaced by a new

compressional–extensional  tectonic  regime  by  the  early

Pliocene (Koçyiûit et al. 2001). This has resulted in the gener-

ation  of  intra-continental  strike-slip  faults  namely  the  North

Anatolian and East Anatolian Fault Zones (Fig. 1). The forma-

tion of these fault zones and subsequent westward escape of

the Anatolian plate along its boundary structures has resulted

in the generation of the Central Anatolian Ova Province in the

eastern parts of the Anatolian plate (ªengör & Yôlmaz 1981).

The  structural  elements  of  the  study  area  affecting  Neogene

units have been dominated by second order NW–SE left and

NE–SW right lateral strike-slip faults (Fig. 2) which may be

accompanied  by  North  Anatolian  and  East  Anatolian  faults.

Basaltic volcanics outcropping as thick lava flows, namely the

Karasar  basalt,  postdates  12–15 Ma  collision-related  Ya-

madaûô volcanics (Ekici 2003) and overlie the basic pyroclas-

tics  and  continental  sediments  named  the  ùnallô  Formation

(Gültekin 1993; Figs. 2, 3).

Petrography

The Karasar basalt is mainly dominated by hyperstene-nor-

mative and nepheline-normative basalts and trachybasalts (ha-

waiite)  (Fig. 4  and  Table 1)  but  quartz-xenocrysts-bearing

rocks  found  at  the  base  of  the  volcanic  sequence  have  been

obtained from drilling core samples.

Xenocryst-bearing rocks have strongly prophyrytic texture

and  include  olivine  and  plagioclase  phenocrysts.  Quartz  xe-

nocrysts are surrounded by a reaction rim with clinopyroxene

microlithes. Olivines are iddingsitizated. Plagioclases occur as

sieve-textured  phenocrysts  and  microlithes.  The  groundmass

of these samples consists of volcanic glass, clinopyroxene and

plagioclase  microlithes,  and  scarce  opaque  minerals.  These

rocks fall into the basaltic andesite field in the total alkali-sili-

ca nomenclature diagram (Fig. 4) of the Le Maitre (1989).

Samples which fall on the basalt field of the nomenclature

diagram  (Fig. 4)  have  a  holocrystalline-intersertal  texture.

Their normative mineralogies indicate that these samples are

hyperstene-normative  and  nepheline-normative  basalts.  The

mineral assemblages of these rocks are olivine, clinopyroxene,

plagioclase and minor opaque minerals. The euhedral and sub-

hedral  olivines  occur  as  phenocrysts  and  microphenocrysts.

They are generally serpentinitizated and also iddingsitizated in

some  rock  samples.  The  plagioclases  have  commonly  been

seen as microlithes which are perpendicular to each other. The

clinopyroxenes are generally subhedral and fill the areas be-

tween the plagioclases laths.

Trachybasalts  (hawaiite)  occur  as  last  flows  in  the  study

area. They are characterized by fine-grained and aphanitic tex-

ture. These rocks have a holocrystalline-intersertal texture un-

der  the  microscopy  and  include  olivine,  clinopyroxene,  pla-

gioclase,  and  minor  opaque  minerals.  Olivines  occur  as

euhedral and subhedral shaped phenocrysts and microphenoc-

rysts, and are iddingsitizated. They also occur in glomerophy-

background image

GEOCHEMISTRY OF PLIOCENE-QUATERNARY KARASAR BASALT (TURKEY)                                  489

Fig. 2. Simplified geological map of the study area.

ric  aggregates.  Plagioclases  have  been  seen  as  microlithes

which  are  perpendicular  to  each  other.  Clinopyroxenes  are

generally subhedral.

Carbonates and zeolites can be seen as secondary minerals

in the rock samples of all the lava flows.

Analytical techniques

Twenty-seven samples of the Karasar basalt were analysed

for major and twenty-six samples for trace element concentra-

tions (Table 1). For major-element analyses, fused disks were

prepared by using six parts of prepared flux (lithium tetrabo-

rate) and one part of rock powder. The mixtures were fused in

crucibles of 95 % Pt and 5 % Au at 1050 °C for 60 minutes to

form a homogeneous melt. The melt was then poured into a

preheated mold to chill to a thick glass disk. Whole rock anal-

yses were performed at Hacettepe University using PHILIPS

PW 1480 X-ray spectrometer. Trace element and rare element

concentrations of 17 samples were analysed at ACME labora-

tories (Canada) by ICP-MS using fusion method.

Geochemistry

Representative geochemical data and normative mineralogy

are listed in Table 1. Figure 5 exhibits that the xenocryst bear-

ing  rocks  plot  in  subalkaline  field.  These  rocks  will  not  be

shown in geochemical interpretative diagrams because of their

quartz-xenocryst  contents.  Samples  seen  in  basalt  field  in

Fig. 4 fall into both the alkaline and subalkaline fields. On the

basis of normative mineralogy, these rocks can be named as

hyperstene-normative  tholeiites  and  nepheline-normative  ba-

salts  (Table 1).  Trachybasalts  have  an  alkaline  character  in

Fig. 5.  Selected  elements  are  illustrated  in  Fig. 6.  Trachyba-

salts are characterized by high TiO

2

, P

2

O

5

, K

2

O and Na

2

O and

incompatible elements such as Rb, Nb and Zr. Nepheline-nor-

Fig. 3.  Generalized  tectonostratigraphical  columnar  section  of  the

study area.

background image

490                                                                          ALPASLAN, YILMAZ and TEMEL

      m1 

      m2 

      m3 

    m3a 

     m6 

     m7 

     m8 

     m9 

    m10 

    m11 

    m12 

 

SiO

2

 

 46.52 

 46.32 

 47.64 

 45.47 

 47.41 

 47.80 

 46.00 

 48.84 

 49.10 

 48.09 

 45.22 

TiO

2

 

   1.28 

   1.32 

   1.42 

   1.30 

   1.36 

   1.34 

   1.34 

   1.55 

   1.53 

   1.34 

   1.24 

Al

2

O

 16.06 

 15.93 

 16.39 

 16.25 

 16.76 

 17.07 

 16.65 

 16.94 

 17.18 

 17.23 

 16.02 

Fe

2

O

3

 

 10.70 

 10.80 

 11.11 

 10.05 

 10.38 

 10.46 

 10.26 

 11.02 

 10.90 

 11.14 

 10.37 

MnO 

   0.16 

   0.16 

   0.17 

   0.15 

   0.16 

   0.16 

   0.16 

   0.16 

   0.16 

   0.17 

   0.15 

MgO 

   7.59 

   7.60 

   7.66 

   4.15 

   4.85 

   4.41 

   5.19 

   4.89 

   4.82 

   4.49 

   4.87 

CaO 

   8.99 

   8.86 

   8.73 

 12.86 

 11.16 

 10.87 

 11.55 

   9.55 

   9.56 

   9.93 

 12.97 

Na

2

   2.79 

   2.84 

   3.17 

   3.22 

   3.41 

   3.45 

   3.40 

   3.53 

   3.55 

   3.38 

   3.10 

K

2

   0.74 

   0.69 

   0.51 

   0.54 

   0.55 

   0.56 

   0.55 

   0.76 

   0.76 

   0.57 

   0.51 

P

2

O

5

 

   0.19 

   0.18 

   0.20 

   0.19 

   0.19 

   0.19 

   0.18 

   0.28 

   0.28 

   0.20 

   0.18 

LOI 

   4.05 

   4.43 

   2.76 

   4.88 

   3.30 

   3.42 

   3.87 

   2.45 

   2.36 

   2.93 

   4.53 

Total 

 99.07 

 99.13 

 99.76 

 99.06 

 99.53 

 99.72 

 99.15 

 99.47 

    100.2 

 99.47 

 99.16 

Normative Mineralogy 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

Or 

   4.61 

   4.31 

   3.11 

   3.39 

   3.38 

   3.43 

   3.41 

   4.63 

   4.60 

   3.49 

   3.19 

Ab 

 24.84 

 25.37 

 27.65 

 18.84 

 26.62 

 30.29 

 21.74 

 30.63 

 30.70 

 29.62 

 16.98 

An 

 30.67 

 30.31 

 29.91 

 30.06 

 29.95 

 30.57 

 29.98 

 28.87 

 29.36 

 31.27 

 29.92 

Ne 

– 

– 

– 

   5.47 

   1.82 

– 

   4.58 

– 

– 

– 

   5.82 

Di 

 12.39 

 12.31 

 11.13 

 30.33 

 21.88 

 19.80 

 24.02 

 14.93 

 14.45 

 15.46 

 30.63 

Hy 

   6.90 

   6.58 

   7.20 

– 

– 

   0.57 

– 

   4.41 

   4.98 

   4.66 

– 

Ol 

 14.38 

 14.79 

 14.49 

   5.79 

 10.13 

   7.25 

 10.11 

   9.65 

   9.12 

   9.09 

   7.43 

Mag 

   3.26 

   3.31 

   3.32 

   3.09 

   3.13 

   4.19 

   3.12 

   3.28 

   3.23 

   3.35 

   3.18 

Il 

   2.56 

   2.65 

   2.78 

   2.62 

   2.68 

   2.64 

   2.67 

   3.02 

   2.97 

   2.64 

   2.49 

Ap 

   0.47 

   0.45 

   0.49 

   0.48 

   0.47 

   0.46 

   0.45 

   0.68 

   0.68 

   0.49 

   0.45 

 

Pb 

   2.50 

   3.30 

   2.60 

    2.10 

    2.80 

    2.90 

    2.20 

    3.20 

    3.00 

    2.80 

    2.40 

    187 

    183 

    205 

    181 

    179 

    181 

    184 

    200 

    195 

    219 

    174 

Rb 

      12.7 

13.5 

12.2 

10.2 

10.5 

11.1 

11.8 

15.6 

14.7 

11.6 

  8.9 

Cs 

    0.30 

    0.40 

    0.50 

    0.10 

    0.10 

    0.10 

    0.60 

    0.30 

    0.30 

    0.10 

    0.10 

Ba 

    126.5 

    113.9 

    132.6 

    178.5 

    145.2 

    165 

    303.1 

    227.3 

    235.5 

    262.6 

    329.2 

Sr 

    508 

    516.4 

    552 

    353.8 

    351.4 

    355.6 

    344.3 

    391.1 

    387.9 

    346.9 

    333.5 

Ga 

      16 

      17 

      17 

      17 

      16 

      17 

      18 

      16 

      17 

      18 

      17 

Ta 

    0.50 

    0.40 

    0.52 

    0.40 

    0.40 

    0.40 

    0.40 

    0.70 

    0.70 

    0.50 

    0.40 

Nb 

  5.2 

  5.3 

  5.2 

  6.1 

  6.0 

  6.0 

  6.1 

  8.8 

  8.4 

  6.1 

  5.4 

Hf 

    2.70 

    2.90 

    3.40 

    2.90 

    2.80 

    2.70 

    3.20 

    3.90 

    3.70 

    2.80 

    2.90 

Zr 

    109 

    111 

    119 

    110 

    113 

    111 

    113 

    136 

    136 

    117 

    111 

26.6 

26.9 

30.8 

25.1 

27.9 

26.2 

      27 

      27.8 

26.7 

28.5 

26.7 

Th 

    1.80 

    3.00 

    2.50 

  2.1 

  2.2 

  2.3 

  2.8 

  3.5 

  3.3 

  2.4 

  3.4 

  0.4 

  0.8 

  0.8 

  0.2 

  0.3 

  0.4 

  0.3 

  0.6 

  0.3 

  0.7 

  0.3 

La 

10.9 

11.0 

11.7 

10.7 

11.0 

10.4 

11.0 

15.7 

15.9 

12.1 

10.9 

Ce 

21.6 

23.0 

25.0 

      24 

      24.1 

22.8 

24.3 

30.9 

31.8 

25.8 

23.6 

Pr 

    2.90 

    2.94 

    3.14 

    3.06 

    2.97 

    2.97 

    3.11 

    3.97 

    3.89 

    3.22 

    2.97 

Nd 

12.3 

12.8 

13.3 

14.0 

14.7 

13.7 

14.3 

16.3 

17.8 

13.5 

13.6 

Sm 

  3.8 

  3.4 

  3.6 

  3.3 

  3.6 

  3.6 

  3.2 

  4.5 

  4.5 

  3.7 

  3.0 

Eu 

    1.17 

    1.15 

    1.26 

    1.34 

    1.23 

    1.26 

    1.26 

    1.38 

    1.36 

    1.19 

    1.19 

Gd 

    3.86 

    3.95 

    4.34 

    4.06 

    4.15 

    4.01 

    3.97 

    4.61 

    4.17 

    4.21 

    3.84 

Tb 

    0.68 

    0.72 

    0.72 

    0.72 

    0.78 

    0.75 

    0.76 

    0.79 

    0.69 

    0.72 

    0.72 

Dy 

    4.43 

    4.63 

    5.05 

    4.36 

    4.73 

    4.00 

    4.43 

    4.72 

    4.33 

    4.65 

    3.97 

Ho 

    0.94 

    0.93 

    1.03 

    0.89 

    0.96 

    0.94 

    0.88 

    0.97 

    0.98 

    0.95 

    0.95 

Er 

    2.74 

    2.93 

    3.04 

    2.47 

    2.64 

    2.55 

    2.69 

    2.71 

    2.75 

    2.87 

    2.53 

Tm 

    0.39 

    0.45 

    0.46 

    0.38 

    0.43 

    0.41 

    0.43 

    0.41 

    0.40 

    0.43 

    0.36 

Yb 

    2.40 

    2.75 

    3.00 

    2.79 

    2.34 

    2.66 

    2.53 

    2.90 

    2.57 

    2.71 

    2.55 

Lu 

    0.42 

    0.43 

    0.47 

    0.37 

    0.39 

    0.41 

    0.41 

    0.45 

    0.39 

    0.42 

    0.39 

Zr/Nb 

  20.86 

  20.84 

  22.92 

  17.96 

  18.76 

  18.51 

  18.57 

  15.47 

  16.19 

  19.22 

  20.53 

Zr/Y 

    4.07 

    4.10 

    3.87 

    4.36 

    4.02 

    4.24 

    4.19 

    4.89 

    5.09 

    4.11 

    4.15 

Ba/Nb 

  24.32 

  21.49 

  25.50 

  29.26 

  24.20 

27.5 

  49.68 

  25.82 

  28.03 

  43.04 

  60.96 

Ba/La 

  11.02 

    9.80 

  10.99 

  16.68 

  13.20 

  15.86 

  27.55 

  14.11 

  14.49 

  20.95 

  30.20 

(La/Sm)

    1.85 

    2.09 

    2.10 

    2.09 

    1.97 

    1.86 

    2.22 

    2.25 

    2.28 

    2.11 

    2.27 

Table 1: Geochemical analyses results of the Karasar basalt. (Total iron as Fe

2

O

3

, LOI as loss on ignition, major oxides and trace and

rare earth elements as per cent and ppm, respectively.)

mative  and  hyperstene-normative  basalts  generally  overlap

with  each  other,  although  hyperstene-normative  tholeiites

have relatively high contents of Fe

2

O

3

, MgO and V (Fig. 6).

Primitive mantle-normalized La/Sm ratios [(La/Sm)

N

] of the

Karasar  basalt  range  between  1.85  and  3.33  (Table 1).  Tra-

chybasalts  have  high  (La/Sm)

N

  ranging  between  2.99  and

3.33,  whereas  tholeiites  1.85–2.57  and  nepheline-normative

basalts 1.86–2.67. Trachybasalts (hawaiite) have higher TiO

2

,

K

2

O, Na

2

O, P

2

O

5

 and Zr contents with correspondingly high-

er  LREE  (La=27.08–22.91 ppm)  contents  relative  to  hyper-

stene-normative  tholeiites  (19.96–11.47)  and  nepheline-nor-

mative basalts (10.70–15.30) and more fractionated REE pat-

terns. La/Yb

ratios vary between 6.19 and 8.48 for trachyba-

salts  (hawaiite),  4.90  and  2.80  for  hy-normative  basalts  and

4.28–2.75  for  ne-normative  basalts,  whereas  Gd/Yb

N

  ratios

vary between 1.46 and 1.87 for trachybasalts (hawaiite), 1.62

and 1.19 for hy-normative basalts, and 1.47 and 1.20 for ne-

normative basalts. The LILE (large-ion  lithophile  elements,

e.g. K, Rb, Ba, Sr) and HFSE (high-field strength elements;

Nb,  Th,  U,  Ta)  are  also  relatively  co-enriched  along  with

LREE in the trachybasalts compared to nepheline-normative

basalt and hyperstene-normative tholeiites (Table 1).

background image

GEOCHEMISTRY OF PLIOCENE-QUATERNARY KARASAR BASALT (TURKEY)                                  491

Table 1: Continuing.

On a primitive mantle normalized trace element diagram in-

dicate that all types of the Karasar basalt have parallel patterns

to each other (Fig. 7a). Trachybasalts have higher concentra-

tions of more incompatible elements than those of nepheline-

normative  basalt  and  hyperstene-normative  tholeiites,  al-

though  hyperstene-normative  tholeiites  have  higher

concentrations  of  less  incompatible  elements  such  as  Y  and

Yb, than those of other basalts (Fig. 7a). Decreases of greater

magnitude from trachybasalt to nepheline-normative and hy-

perstene-normative basalts are generally associated with more

incompatible elements (e.g. La, Rb, K), so that ratios of high-

ly to moderately incompatible elements show similar decreas-

es in the same manner. All other incompatible elements (e.g.

K

2

O, Na

2

O and P

2

O

5

) show a decrease from trachybasals to

others. All samples display marked, but variable, depletions in

Nb and Ta. A Nb-Ta trough is a common feature in continen-

tal flood basalts. This signature also resembles that of volca-

nic arc basalts. Furthermore, negative Nb and Ta anomalies

could also result from crustal contamination of magmas (Win-

ter 2001).

Primitive mantle normalized rare earth element (REE) pro-

files  of  the  Karasar  basalt  are  shown  in  Fig. 7b.  Figure 7b

 

m13 

m14 

m15 

m16 

m17 

m18 

m19 

m20 

m21 

m22 

m23 

 

SiO

2

 

  47.09 

  48.59 

  48.91 

  48.52 

  54.42 

  54.99 

  50.30 

  50.71 

  54.34 

  55.07 

  49.44 

TiO

2

 

    1.41 

    1.54 

    1.29 

    1.34 

    1.16 

    1.13 

    1.73 

    1.67 

    1.15 

    1.14 

    1.75 

Al

2

O

3

 

  16.60 

  16.75 

  17.62 

  17.00 

  16.17 

  16.24 

  15.96 

  15.93 

   16.31 

  16.30 

  16.31 

Fe

2

O

3

 

  10.41 

  11.04 

  10.59 

  10.57 

    8.48 

    8.27 

  10.03 

    9.86 

    8.38 

    8.34 

  10.45 

MnO 

    0.15 

    0.16 

    0.21 

    0.19 

    0.14 

    0.12 

    0.14 

    0.14 

    0.14 

    0.13 

    0.15 

MgO 

    4.71 

    5.62 

    5.33 

    5.91 

    4.94 

    4.50 

    6.36 

    5.23 

    4.82 

    4.85 

    4.64 

CaO 

  11.18 

    9.50 

    9.70 

    9.97 

    7.71 

    7.53 

    6.96 

    7.18 

    7.80 

    7.47 

    8.16 

Na

2

    3.34 

    3.46 

    3.50 

    3.51 

    3.60 

    3.75 

    3.97 

    4.05 

    3.74 

    3.70 

    4.05 

K

2

    0.69 

    0.74 

    0.52 

    0.54 

    1.11 

    1.18 

    1.31 

    1.38 

    1.13 

    1.20 

    1.19 

P

2

O

5

 

    0.26 

    0.29 

    0.19 

    0.18 

    0.17 

    0.19 

    0.37 

    0.38 

    0.17 

    0.18 

    0.34 

LOI 

    3.42 

    2.48 

    2.55 

    2.03 

    2.21 

    1.88 

    2.04 

    2.40 

    2.16 

    2.27 

    2.61 

Total 

  99.29 

100.17 

100.41 

  99.76 

100.1 

  99.78 

100.17 

  99.93 

100.14 

100.38 

  99.10 

Normative mineralogy 

– 

– 

– 

– 

    5.96 

    6.53 

– 

– 

    5.18 

    6.24 

– 

Or 

    4.26 

    4.49 

    3.14 

    3.27 

    6.68 

    7.15 

    7.98 

    8.45 

    6.80 

    7.21 

    7.27 

Ab 

  25.71 

  29.97 

  30.26 

  30.39 

  31.14 

  32.41 

  34.61 

  35.54 

  32.32 

  31.82 

  35.54 

An 

  29.51 

  28.69 

  31.53 

  29.73 

  13.25 

  24.50 

  22.48 

  21.95 

  24.89 

  24.73 

  23.63 

Ne 

    2.05 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

Di 

  22.17 

  14.77 

  13.67 

  16.33 

  10.32 

  10.05 

    8.53 

  10.03 

  10.91 

    9.49 

  13.06 

Hy 

– 

    3.48 

    4.84 

    0.29 

  13.56 

  12.33 

  12.05 

  13.22 

  12.81 

  13.46 

    5.56 

Ol 

    9.80 

  11.75 

  10.52 

  13.87 

– 

– 

    4.64 

    1.24 

– 

– 

    5.15 

Mag 

    3.15 

    3.28 

    3.13 

    3.15 

    3.89 

    3.84 

    4.76 

    4.68 

    3.87 

    3.86 

    4.80 

Il 

    2.79 

    2.99 

    2.50 

    2.60 

    2.24 

    2.18 

    3.38 

    3.29 

    2.22 

    2.20 

    3.44 

Ap 

    0.64 

    0.71 

    0.46 

    0.44 

    0.39 

    0.44 

    0.88 

    0.90 

    0.39 

    0.42 

    0.81 

 

Pb 

    2.80 

    2.60 

    1.90 

    3.80 

    1.80 

    2.70 

    1.40 

    1.40 

    1.80 

    7.90 

    4.90 

192 

222 

209 

210 

152 

148 

151 

159 

157 

148 

143 

Rb 

  13.7 

  18 

  10.5 

  11.9 

  37.1 

  36.9 

  33.2 

  35.6 

  32.7 

  32.5 

  22.6 

Cs 

    0.10 

    0.50 

    0.10 

    0.10 

    2.40 

    2.20 

    1.20 

    0.70 

    1.80 

    1.60 

    0.30 

Ba 

222.9 

566.1 

237.2 

225.2 

222.5 

240.3 

273.8 

289 

215 

233.4 

217.4 

Sr 

416.3 

403.9 

371.6 

360.8 

353.7 

362.4 

536.2 

568.9 

360.6 

355.2 

529.3 

Ga 

  17 

  17 

  17 

  18 

  18 

  17 

  17 

  18 

  17 

  18 

  18 

Ta 

    0.60 

    0.60 

    0.40 

    0.50 

    0.60 

    0.50 

    1.0 

    1.0 

    0.40 

    0.30 

    0.60 

Nb 

    8.4 

    9.2 

    6.4 

    5.8 

    7.1 

    7.0 

  15.4 

  15.6 

    7.5 

    7.1 

  13.2 

Hf* 

    2.60 

    3.40 

    2.90 

    2.50 

    3.90 

    3.50 

    4.80 

    4.90 

    3.30 

    3.10 

    4.60 

Zr 

131 

144 

117 

117 

128 

129 

197 

206 

127 

132 

171 

  28.6 

  30.2 

  27.5 

  27 

  24.3 

  24.2 

  25.9 

  24.9 

  23.1 

  25.7 

  28.7 

Th 

    3.6 

    3.3 

    1.9 

    2.5 

    6.2 

    6.8 

    7.2 

    7.1 

    7.4 

    6.6 

    4.7 

    0.5 

    0.8 

    0.5 

    0.7 

    2.3 

    2.1 

    1.4 

    2.2 

    2.1 

    2.2 

    0.3 

La 

  15.3 

  19.5 

  11.6 

  11.3 

  16.7 

  17.8 

  26.3 

  26.5 

  26.1 

  19.3 

  22.1 

Ce 

  33.0 

  34.9 

  22.9 

  23.1 

  31.7 

  31.5 

  51.3 

  53.1 

  32.0 

  34.3 

  41.8 

Pr 

    3.98 

    4.54 

    3.12 

    3.02 

    3.56 

    3.68 

    5.79 

    5.85 

    3.56 

    4.10 

    4.78 

Nd 

  18.6 

  18.8 

  12.7 

  14.1 

  14.8 

  15.0 

  24.1 

  22.1 

  14.4 

  16.4 

  20.5 

Sm 

    3.7 

    4.9 

    3.4 

    3.5 

    3.5 

    3.7 

    5.1 

    5.6 

    3.2 

    4.7 

    4.5 

Eu 

    1.36 

    1.43 

    1.24 

    1.19 

    1.17 

    1.18 

    1.65 

    1.60 

    1.11 

    1.25 

    1.55 

Gd 

    4.49 

    5.12 

    3.63 

    4.08 

    4.06 

    4.04 

    4.81 

    5.06 

    3.61 

    4.19 

    4.51 

Tb 

    0.73 

    0.80 

    0.69 

    0.69 

    0.63 

    0.57 

    0.77 

    0.82 

    0.60 

    0.76 

    0.75 

Dy 

    4.52 

    5.12 

    4.54 

    4.76 

    4.11 

    3.79 

    5.05 

    4.49 

    4.03 

    4.36 

    4.56 

Ho 

    0.91 

    1.05 

    0.97 

    0.93 

    0.78 

    0.77 

    0.88 

    0.90 

    0.82 

    0.85 

    0.88 

Er 

    2.50 

    3.01 

    3.00 

    2.80 

    2.36 

    2.41 

    2.68 

    2.41 

    2.44 

    2.56 

    2.72 

Tm 

    0.42 

    0.43 

    0.44 

    0.42 

    0.35 

    0.32 

    0.35 

    0.33 

    0.37 

    0.35 

    0.35 

Yb 

    2.56 

    2.85 

    2.68 

    2.60 

    2.07 

    2.30 

    2.41 

    2.24 

    2.51 

    2.60 

    2.56 

Lu 

    0.37 

    0.41 

    0.38 

    0.41 

    0.34 

    0.36 

    0.39 

    0.36 

    0.33 

    0.37 

    0.35 

Zr/Nb 

  15.57 

  15.60 

  18.20 

  20.10 

  18.08 

  18.40 

  12.77 

  12.89 

  17.13 

  18.54 

  12.97 

Zr/Y 

    4.55 

    4.75 

    4.23 

    4.31 

    5.28 

    5.32 

    7.59 

    7.28 

    5.56 

    5.12 

    5.96 

Ba/Nb 

  26.53 

  61.51 

  37.06 

  38.82 

  31.33 

  34.32 

  17.77 

  18.06 

  28.66 

  32.87 

  16.46 

Ba/La 

  14.56 

  28.35 

  20.01 

  19.47 

  13.04 

  13.21 

  10.11 

  10.52 

  13.08 

  11.89 

    9.49 

(La/Sm)

    2.67 

    2.57 

    2.20 

    2.08 

    3.08 

    3.10 

    3.33 

    3.05 

    3.25 

    2.65 

    3.17 

background image

492                                                                          ALPASLAN, YILMAZ and TEMEL

Table 1: Continuing.

shows that the trachybasalt has a steeper slope in light rare el-

ement (LREE) contents than the hy-normative tholeiites and

nepheline-normative  basalts,  whereas  the  hy-normative

tholeiites  have  higher  concentrations  of  HREE  (Fig. 7b).

LREE patterns exhibit a characteristic feature that there is a

decrease from trachybasalt to nepheline-normative and hyper-

stene-normative  basalts,  although  hyperstene-normative

tholeiitic  basalts  have  higher  heavy  rare  earth  element

(HREE) contents relative to others.

Discrimination  plots  (Fig. 8)  based  on  trace  element  data

show that the Karasar basalt was derived from the melts gen-

erated in a within-plate environment.

Fig. 4.  Total  alkali-silica  nomenclature  diagram  (LeMaitre  1989)

for  the  Karasar  basalt.  Black  circles  —  hy-normative  tholeiites,

grey-circles  —  ne-normative  basalts,  open  circles  —  trachyba-

salts, open squares: samples with quartz xenocrysts.

Fig. 5.  Total  alkali-silica  diagram  of  Irvine  &  Baragar  (1971)

showing  that  the  Karasar  basalt  falls  into  the  alkaline  field,  but

samples containing quartz xenocrysts fall in the subalkaline field.

(Symbols as in Fig. 4.)

Discussion

In this study, the petrogenetic features of both types of the

Karasar basalt have been determined using trace and rare earth

element geochemistry. Differences in the incompatible trace

and  rare  element  contents  of  the  Karasar  basalt  can  be  ex-

plained by fractionation, crustal contamination, source char-

acteristics and varying degrees of partial melting in a source

material. These will be discussed below.

Fractional crystallization

Although Karasar basalt samples do not satisfy the compo-

sitional  criteria  for  identifying  primary  upper  mantle  partial

melts because of their Mg-numbers <63 %, the effects of frac-

tional crystallization in the evolution of the Karasar basalt la-

vas are suggested by the geochemical data (Fig. 6). MgO con-

tents  ranging  from  7.66  to  3.10  may  suggest  crystal

 

m24 

m27 

m28 

m29 

m30 

 

SiO

2

 

  49.89 

  45.21 

  45.08 

  48.89 

  46.39 

TiO

2

 

    1.80 

    1.35 

    1.43 

    1.43 

    1.45 

Al

2

O

3

 

  16.55 

  16.45 

  15.79 

  16.65 

  16.53 

Fe

2

O

3

 

  10.64 

    9.96 

    9.95 

  10.39 

  10.32 

MnO 

    0.15 

    0.14 

    0.15 

    0.15 

    0.14 

MgO 

    4.43 

    3.10 

    4.89 

    5.37 

    3.98 

CaO 

    7.73 

  13.13 

  12.37 

    9.16 

  11.35 

Na

2

    4.17 

    3.30 

    3.23 

    3.12 

    3.50 

K

2

    1.22 

    0.64 

    0.65 

    0.65 

    0.70 

P

2

O

5

 

    0.35 

    0.23 

    0.23 

    0.23 

    0.24 

LOI 

    2.29 

    5.49 

    4.79 

    2.99 

    3.99 

Total 

  99.22 

  99.10 

  98.56 

  99.03 

  98.59 

Normative mineralogy 

– 

– 

– 

– 

– 

Or 

    7.65 

    4.05 

    4.10 

    4.01 

    4.38 

Ab 

  36.39 

  18.23 

  18.45 

  27.49 

  24.52 

An 

  23.55 

  30.16 

  28.45 

  30.74 

  28.90 

Ne 

– 

    6.30 

    5.79 

– 

    3.68 

Di 

  11.11 

  31.91 

  29.18 

  12.50 

  24.24 

Hy 

    7.50 

– 

– 

  16.26 

– 

Ol 

    4.00 

    3.03 

    7.49 

    2.52 

    7.68 

Mag 

    4.87 

    3.09 

    3.07 

    3.15 

    3.16 

Il 

    3.53 

    2.74 

    2.90 

    2.83 

    2.91 

Ap 

    0.83 

    0.58 

    0.58 

    0.57 

    0.60 

 

Pb 

    5.80 

    3.20 

– 

    2.20 

    3.40 

150 

194 

– 

198 

206 

Rb 

  25.2 

  15.6 

– 

  18.4 

  17.9 

Cs 

    0.30 

    0.40 

– 

    1.20 

    0.50 

Ba 

221.6 

206.1 

– 

135.6 

166 

Sr 

530.6 

387 

– 

371.1 

402.7 

Ga 

  17 

  17 

– 

  17 

  18 

Ta 

    1.50 

    0.5 

– 

    5.90 

    0.50 

Nb 

  14.7 

    7.4 

– 

    7.5 

    7.6 

Hf 

    4.20 

    2.90 

– 

    2.90 

    3.20 

Zr 

182 

127 

– 

119 

135 

  29.4 

  27.6 

– 

  24.9 

  28.4 

Th 

    5.9 

    3.1 

– 

    3.3 

    3.4 

    0.6 

    0.3 

– 

    0.5 

    0.5 

La 

  23.2 

  13.3 

– 

  13.2 

  10.4 

Ce 

  43.9 

  28.8 

– 

  28.6 

  29.7 

Pr 

    5.13 

    3.58 

– 

    3.29 

    3.66 

Nd 

  20.6 

  17.7 

– 

  14.3 

  18.9 

Sm 

    5.0 

    3.6 

– 

    4.1 

    3.8 

Eu 

    1.58 

    1.37 

– 

    1.25 

    1.43 

Gd 

    4.90 

    4.29 

– 

    4.02 

    4.46 

Tb 

    0.80 

    0.72 

– 

    0.67 

    0.85 

Dy 

    4.90 

    4.96 

– 

    4.52 

    4.35 

Ho 

    0.91 

    0.97 

– 

    0.83 

    1.01 

Er 

    2.53 

    2.63 

– 

    2.54 

    2.73 

Tm 

    0.39 

    0.41 

– 

    0.36 

    0.41 

Yb 

    2.58 

    2.52 

– 

    2.73 

    2.77 

Lu 

    0.40 

    0.42 

– 

    0.34 

    0.41 

Zr/Nb 

  12.36 

  17.21 

– 

  15.82 

  17.78 

Zr/Y 

    6.18 

    4.61 

– 

    4.76 

    4.76 

Ba/Nb 

  15.07 

  27.85 

– 

  18.08 

  21.84 

Ba/La 

    9.25 

  15.49 

– 

    9.86 

  11.77 

(La/Sm)

    2.99 

    2.38 

– 

    2.08 

    2.33 

 

background image

GEOCHEMISTRY OF PLIOCENE-QUATERNARY KARASAR BASALT (TURKEY)                                  493

Fig. 6. Variation diagrams for selected elements. (Symbols as in Fig. 4.)

elements in the crust (Taylor & McLennan 1985).

Highly  incompatible  trace  element  abundances

and light-REE enrichments, which are seen in nor-

malized diagrams (Fig. 7), may either be a conse-

quence  of  crustal  contamination  or  varying  de-

grees  of  partial  melting  in  the  mantle  source.  In

general, the addition of crustal material to basaltic

magmas or their source region is expected to re-

sult  in  increasing  of  SiO

2

,  Rb/Sr  and  K

2

O/P

2

O

5

(Carlson & Hart 1988), although this relationship

may  be  complicated  by  assimilation–fractional

crystallization and partial melting effects (DePao-

lo 1981). In addition, crustal involvement results

in increasing Rb/Sr and K

2

O/P

2

O

relative to Ti/Zr

(Hoang  &  Flower  1998;  Hoang  &  Uto  2003).

Plots  of  Ti/Zr  against  Rb/Sr  and  K

2

O/P

2

O

5

  for

Karasar basalt samples (Fig. 9a,b) shown in rela-

tion  to  MORB,  OIB,  PM  and  continental  crust

show  that  the  samples  cluster  around  a  narrow

range of Rb/Sr (0.02–0.06) and K

2

O/P

2

O

5

 (2.71–

3.63),  although  quartz  xenocryst-bearing  rocks

have higher values of Rb/Sr (0.9–0.10) and K

2

O/

P

2

O

5

 (6.21–6.67). On the other hand, continental

crust generally characterized by Zr/Nb>10 ratios

and  high  Ce/Y  ratios  (e.g.  Taylor  &  McLennan

1985).  The  Karasar  basalt  samples  form  a  trend

changing  between  OIB  and  MORB  ratios,  al-

though  quartz-bearing  rocks  slightly  differ  from

the others (Fig. 9c). The quartz xenocryst-bearing

rocks of the Karasar basalt are actually displaced

away from the main array of data (Fig. 9c). Fur-

thermore, contamination of the melts with conti-

nental crust should result in negative correlations

between  Nb/La  and  La/Sm

N

  which  are  not  ob-

served excluding quartz-bearing rocks (Fig. 9d).

In summary, it can be postulated that the Karasar

basalt samples show a minimal or no effect of the

crustal material, although the quartz-bearing rocks

show some evidence of the crustal material.

fractionation  process  during  the  ascent  of  magmas.  Olivine

and  clinopyroxene  are  the  dominant  fractionating  phases.

Plagoclase+Fe-Ti oxides may also have been important frac-

tionated phases.

Crustal contamination

Because the Karasar basalt was extruded through the conti-

nental crust, it is essential to evaluate the possible effects of

crustal contamination before consideration the nature of man-

tle  sources  and  melting  processes.  The  extent  of  wall  rock

contamination in continental basalts is controversial and diffi-

cult to identify unless chemical compositions of both contami-

nant and magmatic source are independently known (Carlson

& Hart 1988). Contamination by crustal rocks could mainly

increase  the  abundances  of  highly  incompatible  elements  in

basaltic melts, but it has little effect on the contents of heavy

rare earth elements (HREE) and high-field strength elements

(HFSE, e.g. Nb, Ti and Ta) due to low concentrations of these

The source of the magmas: lithospheric or asthenospheric

mantle?

During the extension of the lithosphere, deeper parts of the

mantle  ascend  and  melt  adiabatically  (McKenzie  &  Bickle

1988), thus both deep lithospheric mantle and the asthenos-

phere  are  possible  magma  sources.  Karasar  basalt  exhibits

trace element ratios, which strongly differ from those of oce-

anic basalts (OIB and MORB, Fig. 10), as is the case of many

continental  flood  basalts  (CFBs)  and  volcanic  arc  basalts.

Most of these CFBs have been interpreted as subcontinental

lithospheric mantle derived melts (Lightfoot et al. 1993; Frey

et al. 1996). The subcontinental lithospheric mantle is often

modified by fluids related to dehydration in subduction zones

(Noll et al. 1996; Brenan et al. 1996) and may have incorpo-

rated subducted sediments (Ben Othman et al. 1989; Sun &

McDunough  1989).  These  processes  induce  relative  deple-

tions in Ti, Nb, and Ta and relative enrichments in Ba result-

ing in negative Nb-Ta anomalies on the normalized trace ele-

background image

494                                                                          ALPASLAN, YILMAZ and TEMEL

Fig. 7.  Primitive  mantle  normalized  diagrams  for  Karasar  basalt.

a —  Trace  elements  (normalized  values  from  Sun  &  McDunough

1989);  b  —  Rare  earth  elements.  (Normalized  values  from  Sun

1982; symbols as in Fig. 4.)

Fig. 8. Geotectonic discrimination plots for the Karasar basalts. a —

Zr/Y-Zr diagram of Pearce & Cann 1973; b — Nb-Zr-Y diagram of

Meschede 1986. (Symbols as in Fig. 4.)

Fig. 9.  a  —  Ti/Zr-Rb/Sr,  b  —  K

2

O/P

2

O

5

-Ti/Zr,  c  —  Zr/Nb-Ce/Y,

d — La/Sm

N

-Nb/La diagrams for the Karasar basalt. (MORB, OIB

and PM after Sun & McDunough 1989; LC — lower crust, UC —

upper  crust  and  AC  —  average  crust  after  Taylor  &  McLennan

1985. Symbols as in Fig. 4.)

background image

GEOCHEMISTRY OF PLIOCENE-QUATERNARY KARASAR BASALT (TURKEY)                                  495

ment  patterns.  It  has  been  proposed  that  negative  Nb-Ta

anomalies  in  the  intra-continental  basalts  reflect  a  subconti-

nental  lithospheric  mantle  source  (e.g.  Arndt  et  al.  1993;

Turner & Hawkesworth 1995). La/Nb ratio can be used to dis-

criminate  between  asthenospheric  and  lithospheric  mantle

sources. Subcontinental lithospheric mantle sources typically

have La/Nb>1 whereas asthenospheric melts have La/Nb<1

(Fitton et al. 1991). All samples of the Karasar basalt have

La/Nb>1  implying  their  lithospheric  signature.  However,

some authors (Kelemen et al. 1990; Arndt & Christensen 1992)

have proposed that the relative depletion of HFSE, especially

Nb and Ta, in continental lavas, could result from interactions

between the subcontinental lithospheric mantle and asthenos-

pheric melt. The correlations observed between trace element

ratios (Fig. 10) indicate that the lithospheric signature of the

Karasar basalt cannot simply result from relative element de-

pletions due to crystallization of HFSE-bearing-oxides during

the transit and percolation of asthenospheric magmas through

the  lithospheric  mantle.  Considering  these  characteristics,  it

can be concluded that the source of the Karasar basalt is likely

to be as lithospheric rather than asthenospheric mantle.

Mantle source characteristics

All types of the Karasar basalt are characterized by a deple-

tion  of  Nb-Ta  on  the  primitive  mantle  normalized  diagram

Fig. 10. Selected trace element ratios diagrams for the Karasar ba-

salt.  The  fields  of  OIB,  MORB,  sediments,  and  subduction  zone

magmas are from Weaver (1991), Sun & McDunough (1989), and

Ben Othman et al. (1989). (Symbols as in Fig. 4.)

(Fig. 7a).  The  large  trough  at  Nb-Ta  could  reflect  the  exist-

ence of a residual Nb-Ta bearing phase in the source during

the partial melting, which has been explained in terms of re-

tention  of  this  element  in  the  source  during  partial  melting

(Pearce 1996), by the effects of crustal contamination (Cox &

Hawkesworth 1985), or by the presence of subduction modi-

fied mantle (Peate et al. 1997). Rock samples have been plot-

ted  on  the  Th/Yb-Nb/Yb  diagram  (Fig. 11a)  modified  from

Pearce (1983). These ratios are independent of fractional crys-

tallization  and/or  partial  melting,  and  thus  indicate  source

variations.  Basaltic  magmas  from  mantle  asthenosphere  or

plume  asthenosphere,  all  lie  within  or  close  to  a  diagonal

mantle array defined by Th/Nb ratios. However, source region

metasomatism by subduction processes results in enrichment

of Th with respect to Nb and hence Th/Yb ratios higher than

Nb/Yb, as subduction components generally carry Th but not

Nb or Yb. Figure 11a shows that all samples are displaced to

high Th/Yb ratios relative to mantle array. It should be noted

that the Karasar basalt samples are shifted from the mantle ar-

ray forming a sub-parallel trend to that array. This can reflect

a variety of processes from fractional crystallization and par-

tial melting acting on a magma derived from a mantle contain-

ing a subduction component. Furthermore, subduction-related

processes as a cause of metasomatism can readily be distin-

guished  by  HFSE  and  REE  contents.  If  subduction-related

metasomatism was involved, one would expect a systematic

depletion of HFSE (e.g. Ta and Hf) relative to REE (e.g. La

and Sm), because REE are much more soluble than HFSE in

fluids (Jones et al. 1995). Considering the low HFSE/REE ra-

tios  of  the  Karasar  basalt,  subduction-related  metasomatism

appears as a more suitable enrichment process (Fig. 11b). In

addition, K/Nb ratios of the basaltic samples range between

711–1243  compared  to  a  value  of  250  for  average  depleted

MORB (Hoffmann 1988) implying a relative enrichment in K.

An addition of these elements by partial melting processes ap-

pears unlikely because melting processes of spinel or garnet

peridotite  do  not  fractionate  these  elements  from  another  or

other highly incompatible elements (Haase et al. 2000). Fluid

metasomatism  of  continental  lithospheric  mantle  (Hawkes-

worth et al. 1986) is a possible mechanism to produce the en-

richment  of  the  alkaline  and  alkaline  earth  elements.  This

mechanism also explains the observed patterns of the Karasar

basalt in the trace element patterns in Fig. 7a.

Partial melting in mantle

Varying concentrations of trace and rare earth elements in

the basaltic provinces can be explained by varying degrees of

partial melting of a single mantle source, derivation from dif-

ferent  mantle  sources  and  various  degrees  of  fractionation

(Clague  &  Frey  1982;  Hofmann  et  al.  1984;  Wilson  1989;

Thomas  et  al.  1999).  Low  degrees  of  partial  melting  could

produce  the  enriched  basaltic  melts  from  a  mantle  source,

while high degrees of partial melting could generate the basal-

tic melts with lower concentrations of incompatible trace ele-

ments. All types of the Karasar basalt show patterns character-

ized  by  variable  enrichments  degrees  relative  to  primitive

mantle  concentrations  in  normalized  trace  and  rare  element

patterns (Fig. 7). The REE patterns indicate some differences

background image

496                                                                          ALPASLAN, YILMAZ and TEMEL

between these basalts. Trachybasalt has steeper slope than the

other basalts in LREE. In general, primitive mantle normal-

ized REE patterns for the ne-normative basalt and trachybasalt

show a slight depletion in HREE relative to primitive mantle

values. These convex-downward patterns are characterized by

enrichments  in  LREE.  Hy-normative  tholeiites  also  contain

higher  concentrations  of  medium-heavy  rare  earth  elements

(Fig. 7b and Table 1).

Hy-normative  tholeiites  have  generally  higher  concentra-

tions of total iron than the ne-normative basalts and trachyba-

salts,  and  trachybasalts  have  higher  Na

2

O  contents  than  the

others  indicative  of  increasing  melting  pressure  (i.e.  depth)

coupled  with  decreasing  degree  of  melting  (SiO

2

).  Na

2

O,

TiO

2

 and K

2

O are moderately incompatible in mantle peridot-

ite and are concentrated in small melt fractions; as such their

concentrations  in  a  melt  decrease  as  the  degree  of  melting

(SiO

2

) increases (Klein & Langmuir 1987). The trachybasalts

Fig. 11.  a  —  Th/Yb-Nb/Yb  diagram  (after  Pearce  1983)  for  the

Karasar basalt. All samples exhibit a consistent displacement from

the mantle array indicating subduction-related metasomatism and/or

crustal contamination. b — Hf/Sm

N

 and Ta/La

N

 diagram. All sam-

ples show the characteristic depletion of Ta relative to La observed

in basalts produced by mantle source metasomatized by subduction

related  processes.  Fields  A  and  B:  volcanic  arc  basalts  taken  from

Yogodzinski et al. (1995) and Francalanci et al. (1993), respective-

ly.  (Depleted  mantle  (DM),  normal-type  MORB  (N-MORB),  en-

riched MORB (E-MORB) and ocean island basalts (OIB) after Sun

& McDunough 1989.)

of the Karasar basalt have higher concentrations of these ele-

ments  suggesting  different  melting  supporting  evidence  that

volcanism in this region is the result of partial melting rather

than changing composition of the mantle source.

Rare earth element ratios are useful for constraining the ex-

tent of partial melting along with the mineralogy and chemis-

try of the source. This is because the solid/melt partitioning is

different for spinel and garnet peridotite sources. Partial melt-

ing of either a garnet or spinel peridotite will prefentially en-

rich the LREE in the melt and produce La/Yb variations with

variable degrees of partial melting, although the La/Yb varia-

tions  will  be  much  larger  for  melting  of  garnet  peridotite

source than of spinel peridotite source (Shaw et al. 2003). In

addition, the degree of enrichment of MREE relative to HREE

depends on whether garnet exists as a residual phase during

melting, as HREE are prefentially retained by garnet during

partial melting relative to MREE (e.g using distribution coef-

ficients from McKenzie & O’Nions 1991).

In the light of the above, a more useful approach to melt

modeling is the use of plots of LREE/HREE vs. MREE/HREE

ratios, e.g. La/Yb and Dy/Yb. These plots are particularly use-

ful as they distinguish between melting in the spinel and gar-

net peridotite sources (Thirwall et al. 1994; Baker et al. 1997).

Spinel-peridotite melting produces little change in Dy/Yb ra-

tios in melts compared with their mantle source and there is

also  little  change  in  Dy/Yb  ratio  of  the  Karasar  basalt

(Fig. 12). In contrast, garnet-peridotite melting produces large

changes in Dy/Yb ratios. A second feature of such plots is that

mixing  between  different  melt  fractions  will  generate  linear

mixing arrays.

Modelling  of  La/Yb  and  Dy/Yb  ratios,  coupled  with  Yb

abundances,  is  presented  in  Fig. 12.  These  plots  show  the

Dy/Yb

N

 vs. La/Yb

N

 data for the Karasar basalt data set along

with trajectories for non-modal fractional melts of garnet and

spinel-peridotite sources. The source concentrations use prim-

itive mantle values from Taylor & McLennan (1985), which is

a crude starting approximation of the likely source concentra-

tions. The following points can be gleaned from those models:

1. A depleted MORB mantle source does not have La/Yb

ratios high enough to reproduce the La/Yb ratios of most sam-

ples of the Karasar basalt (Fig. 12a). Primitive mantle normal-

ized diagram also implies a source more enriched than MORB

mantle.

2. Variable degrees of partial melting of a garnet-peridotite

source cannot generate the observed co-variation in Dy/Yb

N

 ra-

tio with changing La/Yb

N

 ratio (Fig. 12b,c). Melting of a garnet

peridotite should produce melts with much higher La/Yb

N

 ra-

tios than the Karasar basalt samples at reasonable degrees of

partial melting, so that the lowest Dy/Yb

N

 ratios of dataset re-

quire unrealistically large degrees of melting of garnet peri-

dotite source (>25 %). In addition, melting a garnet peridotite

source  should  produce  melts  exhibiting  no  co-variation  be-

tween La/Yb

N

 and Yb

N

 (Fig. 12c) as Yb retained by garnet in

the source.

3.  The  Karasar  basalt  samples  show  small  but  significant

co-variation between La/Yb-and Yb, which suggests melting

involved  a  spinel  peridotite  source,  although  trachybasalt

samples of the Karasar basalt form a linear array toward the

garnet peridotite melting trajectory (Fig. 12c).

background image

GEOCHEMISTRY OF PLIOCENE-QUATERNARY KARASAR BASALT (TURKEY)                                  497

In summary, melting extended in depth ranging from spinel

peridotite to garnet peridotite. For example, most samples in-

cluding  hyperstene-normative  and  nepheline-normative  ba-

salts appear to be derived from spinel-peridotite source where-

as trachybasalts require a mixing between a melt with a larger

degree  of  partial  melting  in  a  spinel-peridotite  source  and  a

melt with a small degree of partial melting in a garnet-peridot-

ite  source.  This  approximation  also  explains  enrichments  in

LREE and depletions in HREE for alkaline samples relative to

tholeiitic samples of the Karasar basalt.

Conclusions

1. The Karasar basalt mainly comprises the hyperstene-nor-

mative, nepheline-normative basalts, trachybasalts (hawaiites)

and  quartz-bearing  basaltic  andesites.  Quartz-bearing  rocks,

which form the lowermost part of the Karasar basalt, obtained

from drilling core samples characterized by high silica con-

tents, varying from 54.34–55.07 % SiO

2

, high Rb, Th, U, Cs

and light rare earth element concentrations (Table 1) relative

to basaltic samples.

2. All samples of the Karasar basalt have variable enrich-

ments  in  LILE  and  LREE  in  primitive  mantle  normalized

trace element patterns and characterized by negative anoma-

lies at Nb-Ta. The hy-normative tholeiites have higher con-

centrations of HREE relative to the ne-normative basalts and

trachybasalts, whereas the trachybasalts have higher concen-

trations of LREE resulting steeper slope in normalized REE

pattern relative to other basalts.

3. The Karasar basalt also shares several common composi-

tional trends. The most robust of these is an overall increase in

incompatible  trace  element  concentrations  from  the  hy-  and

ne-normative basalts to the trachybasalts (Fig. 7). Increases of

greater magnitude are generally associated with highly incom-

patible elements (for Th, La, Rb, K, Zr, Nb etc.) and ratios of

highly  to  moderately  incompatible  elements  (e.g.  Ce/Y  and

Zr/Y). There are also common compositional trends in some

of  the  major  elements.  Similarly,  other  highly  incompatible

elements, both K

2

O and P

2

O

5

 show a clear, large magnitude

increase from the hy- and ne-normative basalts to the trachy-

basalts. TiO

2

 and SiO

2

 (except quartz-bearing samples) also

increase in same manner.

4.  The  trace  element  characteristics  of  the  Karasar  basalt

imply that the crustal effects on the magmas have minimal or

no effect, but quartz-bearing samples have some influences of

crustal material.

5. Varying concentrations of the incompatible trace and rare

earth elements contents seen in primitive mantle normalized

diagrams suggest that the Karasar basalt can be explained by

varying degrees of partial melting in a single mantle source.

REE modeling indicates that the magmas forming the Karasar

basalt  derived  from  a  spinel-peridotite  source,  although  tra-

chybasalts  require  an  interaction  between  melts  with  larger

degree of partial melting in spinel-peridotite and melts with

lower degree of partial melting in garnet peridotite source.

6. The Karasar basalt was most likely derived from a meta-

somatized mantle source due to decompressional partial melt-

ing  as  the  overlying  continental  crust  was  ruptured  and

Fig. 12.  La/Yb  vs.  Dy/Yb  and  Yb.  Melt  curves  are  point-average,

non-modal  fractional  melts  of  garnet  and  spinel  lherzolites  (garnet

lherzolite: 0.598 ol, 0.211 opx, 0.076 cpx, 0.115 gt which melts in

the proportions 0.05 ol, 0.20 opx, 0.30 cpx, 0.45 gt; spinel lherzo-

lite: 0.578 ol, 0.270 opx, 0.119 cpx, 0.033 sp which melts in the pro-

portions 0.10 ol, 0.27 opx, 0.50 cpx, 0.13 sp; Thirlwall et al. 1994).

Source compositions of depleted MORB, primitive mantle and dis-

tribution coeficients were taken from Taylor & McLennan 1985 and

McKenzie & O’Nions (1991), respectively.

The simplest model to account for the REE systematics of

the Karasar basalt samples involves mixing of small melt frac-

tions from garnet peridotite source with relatively larger melt

fractions from spinel peridotite source (Fig. 12b).

background image

498                                                                          ALPASLAN, YILMAZ and TEMEL

thinned as a result of the lateral escape of the Anatolian plates

along both the east Anatolian and north Anatolian faults and

related secondary strike-slip fault systems during the post-col-

lisional  extensional  tectonic  regime  following  the  collision

between the Eurasian and Arabian plates. Volcanism in this

part of Anatolia is consistent with a model in which melting of

lithospheric mantle occurred in response to lithospheric exten-

sion.

Acknowledgments: This study was supported with a project

numbered as M-182 by the Cumhuriyet University Research

Foundation (CURF, Sivas-Turkey). We thank the CURF for

its supporting. We also thank the MTA for its logistical sup-

porting during the field study.

References

Alpaslan  M.  &  Terzioûlu  N.  1996:  Comparative  geochemical  fea-

tures of the Upper Miocene and Pliocene volcanics in the Ar-

guvan area (N-Malatya), Turkey. Geol. Bull. Turkey 39, 75–86.

Arndt N.T. & Christensen U. 1992: The role of lithospheric mantle

in continental flood volcanism: Thermal and geochemical con-

straints. J. Geophys. Res. 97, 10967–10981.

Arndt  N.T.,  Czamanske  G.K.,  Wooden  J.L.  &  Foderenko  V.A.

1993:  Mantle  and  crustal  contributions  to  continental  flood

volcanism. Tectonophysics 223, 39–52.

Baker J., Thirwall M. & Menzies M. 1996: Sr-Nd-Pb isotopic and

trace element evidence for crustal contamination of plume-de-

rived flood basalts: Oligocene flood volcanism in Western Ye-

men. Geochim. Cosmochim. Acta 60, 2559–2581.

Ben Othman D., White W.M. & Patchett J. 1989: The geochemistry

of marine sediments, island arc magma genesis, and crust-man-

tle recycling. Earth Planet. Sci. Lett. 94, 1–21.

Brenan J.M., Shaw H.F., Ryerson F.J. & Phinney D.L. 1995: Miner-

al-aqueous  fluid  partitioning  of  trace  elements  at  900 °C  and

2.0 GPa: Constraints on the trace chemistry of mantle and deep

crustal fluids. Geochim. Cosmochim. Acta 59, 3331–3350.

Bozkurt  E.  2001:  Neotectonics  of  Turkey  —  a  synthesis.  Geody-

namica Acta 14, 3–30.

Buket E. & Temel A. 1998: Major element, trace element, and Sr-

Nd isotopic geochemistry and genesis of Varto (Muº) volcanic

rocks, Eastern Turkey. J. Volcan. Geotherm. Res. 85, 405–422.

Carlson  R.W.  &  Hart  W.K.  1988:  Flood  basalt  volcanism  in  the

northwestern United States. In: MacDougall J.D. (Ed.): Conti-

nental flood basalts. Kluwer Academic Publishing, 63–110.

Clague  D.A.  &  Frey  F.A.  1982:  Petrology  and  trace  element

geochemistry of the Honolulu volcanics, Oahu: implications for

the oceanic mantle below Hawaii. J. Petrology 23, 447–504.

Coffin M.F. & Eldholm O. 1992: Volcanism and continental break-

up: a global compilation of large igneous provinces. In: Storey

B.C., Alabaster T. & Pankhurst R.J. (Eds.): Magmatism and the

causes of continental break-up. Geol. Soc. London, Spec. Publ.

68, 21–34.

Cox K.G. & Hawkesworth C.J. 1985: Geochemical stratigraphy of

the  Deccan  Traps,  at  Mahabaleshwar,  Western  Ghats,  India,

with  imlications  for  open  system  magmatic  processes.  J.  Pe-

trology 26, 355–377.

DePaolo  D.J.  1981:  Trace  element  and  isotopic  effects  of  com-

bined  wallrock  assimilation  and  fractional  crystallization.

Earth Planet. Sci. Lett. 53, 189–202.

Ekici  T.  2003:  Petrology  of  the  Neogene  volcanics  along  the

Malatya fault between Arguvan and Arapkir (Malatya). Ph.D.

Thesis, Çukurova University, 1–121 (unpublished).

Fitton J.G., James D., Kempton P.D., Ormerod D.S. & Leeman W.P.

1988: The role of lithospheric mantle in the generation of late-

Cenosoic  basic  magmas  in  the  Western  United  States.  J.  Pe-

trology, Spec. Lithosphere Issue, 331–349.

Fitton J.G., James D. & Leeman W.S. 1991: Basic magmatism asso-

ciated  with  late  Cenozoic  extension  in  the  western  United

States: compositional variations in space and time. J. Geophys.

Res. 96, 13693–13711.

Fram M.S. & Lesher C.E. 1997: Generation and polybaric differen-

tiation of East Greenland early Tertiary flood basalts. J. Petrol-

ogy 38, 231–275.

Francalanci  L.,  Taylor  S.R.,  McCulloch  M.T.  &  Woodhead  J.D.

1993: Geochemical and isotopic variations in the calc-alkaline

rocks  of  Aeolian  arc,  southern  Tyrrhenian  Sea,  Italy:  con-

straints  on  magma  genesis.  Contr.  Mineral.  Petrology  113,

300–313.

Frey F.A., McNaughton N.J., Nelson D.R., deLaeter J.R. & Duncan

R.A.  1996:  Petrogenesis  of  the  Bunbury  basalt,  western  Aus-

tralia: Interaction between the Kerguelen plume and Gondwana

lithosphere? Earth Planet. Sci. Lett. 144, 163–183.

Gill  J.B.  1981:  Orogenic  andesites  and  plate  tectonics.    Springer-

Verlag, New York, 1–389.

Gülen L. 1984: Sr, Nd, Pb isotope and trace element geochemistry

of  calc-alkaline  and  alkaline  volcanics,  eastern  Turkey.  Ph.D.

Thesis,  Massachusetts  Inst.  Technology,  USA,  1–232  (unpub-

lished).

Gültekin  A.S.  1993:  Geology  of  the  area  between  Alacahan-

Çetinkaya-Divriûi (Sivas), PhD. Thesis, ùstanbul Univ., 1–180

(unpublished).

Haase K.M., Muhe R. & Stoffers P. 2003: Magmatism during exten-

sion  of  the  lithosphere:  geochemical  constraints  from  lavas  of

the Shaban Deep, northern Red Sea. Chem. Geol. 166, 225–239.

Hart S.R. 1984: A large scale isotope anomaly in the southern-hemi-

sphere mantle. Nature 309, 753–757.

Hawkesworth  C.J.,  Norry  M.J.,  Roddick  J.C.  &  Vollmer  R.  1979:

143

Nd/

144

Nd and 

87

Sr/

86

Sr ratios from the Azores and their sig-

nificance in LIL-element enriched mantle. Nature 280, 28–31.

Hawkesworth C.J., Rogers N.W., Calsteren P.W.C. & Menzies M.A.

1984: Mantle enrichment processes. Nature 311, 331–335.

Hawkesworth C.J., Mantovani M.S.M., Taylor P.N.E. & Palacz Z.

1986: Evidence for the Parana of South Brazil for a continental

contribution to Dupal basalts. Nature 322, 356–359.

Heming R.F. 1980: Petrology and geochemistry of Quaternary basalts

from Northland, New Zealand. R. Soc. N.Z. Bull. 23, 64–75.

Hempton M.R. 1987: Contsraints on Arabian plate motion and ex-

tensional history of the Red Sea. Tectonics 6, 687–705.

Hoang N. & Flower M.F.J. 1998: Petrogenesis of Cenozoic basalts

from  Vietnam:  implication  for  origins  of  a  “diffuse  igneous

province”. J. Petrology 39, 369–395.

Hoang N. & Uto K. 2003: Origin of mantle isotopic components be-

neath southwest Japan. Chem. Geol. 198, 3–4, 249–268.

Hofmann A.W. 1988: Chemical differentiation of the Earth: the re-

lationship between mantle, continental crust, and oceanic crust.

Earth Planet. Sci. Lett. 90, 297–314.

Hofmann A.W., Feigenson M.D. & Razcek I. 1984: Case studies on

the origin of basalt. III. Petrogenesis of the Mauna Ulu eruption,

Kilauea, 1969–1971. Contr. Mineral. Petrology 88, 24–35.

Innocenti F., Mazzuoli R., Pasquare G., Radication di Brozolo F. &

Villary L. 1976: Evolution of volcanism in the area of interac-

tion  between  the  Arabian,  Anatolian  and  Iranian  plates  (Lake

Van, Eastern Turkey). J. Volcanol. Geotherm. Res. 1, 103–112.

Irvine  T.N.  &  Baragar  W.R.A.  1971:  A  guide  to  the  geochemical

classification  of  the  common  volcanic  rocks.  Canad.  J.  Earth

Sci. 8, 523–548.

Jahn  B.M.  &  Zhang  Z.Q.  1984:  Archaean  granulite  gneisses  from

eastern  Hebei  province,  China:  rare  earth  geochemistry  and

background image

GEOCHEMISTRY OF PLIOCENE-QUATERNARY KARASAR BASALT (TURKEY)                                  499

Pearce  J.A.  &  Cann  J.R.  1973:  Tectonic  setting  of  basic  volcanic

rocks  determined  using  trace  element  analyses.  Earth  Planet.

Sci. Lett. 19, 290–300.

Pearce  J.A.,  Bender  J.F.,  DeLong  S.E.,  Kidd  W.S.F.,  Low  P.J.,

Güney Y., ªaroûlu F., Moorbath S. & Mitchell J.G. 1990: Gen-

esis  of  collisional  volcanism  in  Eastern  Anatolia,  Turkey.  In:

LeFort P., Pearce J.A. & Pecher A. (Eds.): Collisional magma-

tism. J. Volcanol. Geotherm. Res. 44, 184–229.

Peate  D.W.,  Pearce  J.A.,  Hawkesworth  C.J.,  Colley  H.,  Edwards

C.M.H. & Hirose K. 1997: Geochemical variations in Vanuatu

arc lavas: The role of subducted material and variable mantle

wedge composition. J. Petrology 38, 1331–1358.

Reiners P.W. 2002: Temporal-compositional trends in intraplate ba-

salt eruptions: Implications for mantle heterogeneity and melt-

ing  processes.  Geochemistry,  Geophysics,  Geosystems  (G

3

)  3,

1–30.

Saunders A.D., Storey M., Kent R.W. & Norry M.J. 1992: Conse-

quences of plume-lithosphere interactions. In: Storey B.C., Al-

abaster J. & Pankhurst R.J. (Eds.): Magmatism and the causes

of  continental  break-up.  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.  68,

41–60.

Saunders A.D., Larsen H.C. & Fitton J.G. 1998: Magmatic develop-

ment  of  the  southeast  Greenland  margin  and  the  evolution  of

the Iceland plume: Geochemical constraints from Leg 152. In:

Saunders A.D., Larsen H.C. & Wise S.H. (Eds.): Proc. ODP,

Sci.  Results,  152:  College  Station,  TX  (Ocean  Drilling  Pro-

gram), 479–501.

Shaw  E.J.,  Baker  A.J.,  Menzies  M.A.,  Thirwall  M.F.  &  Ibrahim

M.K. 2003: Petrogenesis of the largest intraplate volcanic field

on  the  Arabian  plate  (Jordan):  A  mixed  lithosphere-asthenos-

phere  source  activated  by  lithospheric  extension.  J.  Petrology

44, 9, 1657–1679.

Sun  S.S.  1982:  Chemical  composition  and  origin  of  the  Earth’s

primitive mantle. Geochim. Cosmochim. Acta 46, 179–192.

Sun S.S. & McDunough W.F. 1989: Chemical and isotopic system-

atics  of  oceanic  basalts:  implications  for  mantle  composition

and  processes.  In:  Saunders  A.D.  &  Norry  M.J.  (Eds.):  Mag-

matism  in  ocean  basins.  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.  42,

313–345.

ªaroûlu F. & Yôlmaz Y. 1984: Neotectonics of the Eastern Anatolia

and  related  magmatism.  In:  Ketin  Symposium,  Proceeding.

Geol. Soc. Turkey, Ankara, 149–162.

ªengör  A.M.C.  1980:  Fundementals  of  the  neotectonic  of  Turkey.

Geol. Soc. Turkey, Ankara, 1–40.

ªengör  A.M.C.  &  Kidd  W.S.F.  1979:  Post-collisional  tectonics  of

the Turkish-Iranian plateau and a comparison with Tibet. Tec-

tonophysics 55, 361–376.

ªengör A.M.C. & Yôlmaz Y. 1981: Tethyan evolution of Turkey: a

plate tectonic approach. Tectonophysics 75, 181–241.

ªengör  A.M.C.,  Görür  N.  &  ªaroûlu  F.  1985:  Strike-slip  faulting

and related basin formation in zones of tectonic escape: Turkey

as  a  case  study.  In:  Biddle  K.T.  &  Christie-Blick  N.  (Eds.):

Strike-slip  deformation,  basin  formation  and  sedimentation.

Society  for  Economic  Paleontology  and  Mineralogy,  Spec.

Publ. 37, 227–264.

Taylor S.R. & McLennan S.M. 1985: The continental crust: Its com-

position and evolution. Blackwell, Oxford, 1–312.

Thirwall M.F., Upton B.G.J & Jenkins C. 1994: Interaction between

continental  lithosphere  and  the  Iceland  plume:  Sr-Nd-Pb  iso-

tope geochemistry of Tertiary basalts, NE Greenland. J. Petrol-

ogy 35, 839–879.

Thomas L.E., Hawkesworth C.J., Van Calsteren P., Turner S.P. &

Rogers N.W. 1999: Melt generation beneath ocean islands: A

U-Th-Ta  isotope  study  from  Lanzarote  in  the  Canary  Islands.

Geochim. Cosmochim. Acta 63, 4081–4099.

Thompson R.N., Morrison M.A., Dickin A.P. & Hendry G.L. 1983:

tectonic implications. Contr. Mineral. Petrology 85, 224–243.

Jones J.H., Walker D., Pickett D.A., Murrell M.T. & Beattie P. 1995:

Experimental  investigations  of  the  partitioning  of  Nb,  Mo,  Ba,

Ce, Pb, Ra, Th, Pa, and U between immiscible carbonate and sil-

icate liquids. Geochim. Cosmochim. Acta 59,1307–1320.

Kelemen  P.B.,  Johnson  K.T.M.,  Kinzler  R.  &  Irving  A.J.  1990:

High field strength element depletion in arc basalts due to man-

tle-magma interaction. Nature 345, 521–524.

Keskin M., Pearce J.A. & Mitchell J.G. 1998: Volcano-stratigraphy

and  geochemistry  of  collision-related  volcanism  on  the  Erzu-

rum-Kars Plateau, northeastern Turkey. J. Volcanol. Geotherm.

Res. 85, 1–4, 355–404.

Klein E.M. & Langmuir C.H. 1987: Global correlations of oceanic

ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness. J.

Geophys. Res. 92, 8089–8115.

Koçyiûit A., Yôlmaz A., Adamia S. & Kuloshvili S. 2001: Neotec-

tonics  of  East  Anatolian  Plateau  (Turkey)  and  Lesser  Cauca-

sus:  implication  for  transition  from  thrusting  to  strike-slip

faulting. Geodinamica Acta 14, 177–195.

Lambert R.S.J., Holland J.G. & Owen P.F. 1974: Chemical petrolo-

gy of a suite of calc-alkaline lavas from Mt. Ararat, Turkey. J.

Geology 82, 419–438.

Le Maitre R.W. 1989: A classification of igneous rocks and glossa-

ry of terms. Blackwell Sci. Publ., Oxford, 1–193.

Le Roux A.P. 1986: Geochemical correlation between southern Af-

rican  kimberlites  and  South  Atlantic  hotspots.  Nature  324,

243–245.

Lightfoot  P.C.,  Hawkesworth  C.J.,  Hergt  J.,  Naldrett  A.J.,  Gor-

batchev N.S., Fedorenko V.A. & Doherty W. 1993: Remobili-

sation  of  the  continental  lithosphere  by  a  mantle  plume:

Major-,  trace-element,  and  Sr-,  Nd-,  and  Pb-isotope  evidence

from picritic and tholeiitic lavas of the Noril’sk District, Sibe-

rian Traps, Russia. Contr. Mineral. Petrology 114, 171–188.

McDunough W.F. 1990: Constraints on the compositions of the conti-

nental lithospheric mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 101, 1–18.

McDunough W.F., McCullogh M.T. & Sun S.S. 1985: Isotopic and

geochemical systematics in Tertiary-recent basalts from south-

eastern Australia and implications for the evolution of the sub-

continental  lithosphere.  Geochim.  Cosmochim.  Acta  49,

2051–2067.

McKenzie  D.P.  1969:  Plate  tectonics  of  the  Mediterranean  region.

Nature 220, 239–343.

McKenzie D.P. 1972: Active tectonics of the Mediterranean region.

Geophys. J. Royal Astron. Soc. 30, 109–185.

McKenzie D.P. & Bickle M.J. 1988: The volume and composition

of melt generated by extension of the lithosphere. J. Petrology

29, 625–679.

McKenzie D.P. & O’Nions R.K. 1991: Partial melt distribution from

inversion of rare earth element concentrations. J. Petrology 32,

1021–1091.

Meschede M. 1986: A method of discriminating between different

types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with

the Nb-Zr-Y diagram. Chem. Geol. 56, 207–218.

Noll P.D., Newsom H.E., Leeman W.P. & Ryan J.G. 1996: The role

of  hydrothermal  fluids  in  the  production  of  subduction  zones

magmas: Evidence from siderophile and chalcophile trace ele-

ments and boron. Geochim. Cosmochim. Acta. 60, 587–611.

Özgül N., Turºucu A., Özyardômcô N., ªenol M., Bingöl ù. & Uysal

ª. 1981: Geology of the Munzur Mountains. MTA Report, Rep.

Num. 6995, Ankara (unpublished).

Pearce  J.A.  1983:  Role  of  sub-continental  lithosphere  in  magma

genesis  at  destructive  plate  margins.  In:  Hawkesworth  C.J.  &

Norry  M.J.  (Eds.):  Continental  basalts  and  mantle  xenoliths.

Nantwich, Shiva, 230–249.

Pearce  J.A.  1996:  Sources  and  settings  of  granitic  rocks. Episodes

19, 120–125.

background image

500                                                                          ALPASLAN, YILMAZ and TEMEL

Continental  flood  basalts:  arachnids  rule  OK?  In:  Hawkes-

worth C.J. & Norry M.J. (Eds.): Continental basalts and mantle

xenoliths. Nantwitch, Shiva, 158–185.

Tokel S. 1984: Crust deformation mechanism in the East Anatolia

and  petrogenesis  of  young  volcanics.  In:  Ketin  Symposium,

Proceeding. Geol. Soc. Turkey, Ankara, 121–130.

Turner S. & Hawkesworth C.J. 1995: The nature of the sub-conti-

nental mantle: Constraints form major-element composition of

continental  flood  basalts.  In:  McDunough  W.F.,  Arndt  N.  &

Shirey  S.  (Eds.):  Chemical  evolution  of  the  mantle.  Chem.

Geol. 120, 295–314.

Weaver B.L. 1991: The origin of ocean island basalts end-member

compositions:  trace  element  and  isotopic  constraints.  Earth

Planet. Sci. Lett. 104, 381–397.

White R.S. & McKenzie D. 1995: Mantle plumes and flood basalts.

J. Geophys. Res. 100, 543–586.

Wilson M. 1989: Igneous petrogenesis. Chapmann & Hall, London,

1–466.

Wilson M. 1993: Geochemical signatures of oceanic and continen-

tal  basalts:  a  key  to  mantle  dynamics?  J.  Geol.  Soc.,  London

150, 977–990.

Winter J.D. 2001: An introduction to igneous and metamorphic pe-

trology. Prentice Hall, 1–697.

Wooden J.L., Czamanske G.K., Fedorenko V.A., Arndt N.T., Chauvel

C., Bouse R.M., King B-S.W., Knight R.J. & Siems D.F. 1993:

Isotopic and trace element constraints on mantle and crustal con-

tributions to Siberian continental flood basalts, Noril’sk area, Si-

beria. Geochim. Cosmochim. Acta 57, 3677–3704.

Yôlmaz Y.,  Güner Y. &  ªaroûlu F. 1998: Geology of the Quaterna-

ry volcanic centres of the east Anatolia. J. Volcanol. Geotherm.

Res. 85, 1–4, 173–210.

Yôlmaz  H.,  Yôlmaz  A.  &  Arôkal  T.  2001:  Geology  of  the  Güneº

Ophiolite (Divriûi-Sivas). CD of 54

th

 Geol. Congress, Turkey,

54–65.

Yogodzinski G.M., Kay R.W., Volynets O.N., Koloskov A.V. & Kay

S.M. 1995: Magnesian andesite in the western Aleutian Koman-

dorsky region: implications for slab melting and processes in the

mantle wedge. Geol. Soc. Amer. Bull. 107, 505–519.

Zindler A. & Hart S. 1986: Chemical geodynamics. Ann. Rev. Earth

Planet. Sci. 14, 493–571.