زمین‌شیمی و سنگ‌زاییِ سنگ‌های آتشفشانی شوشونیتی و آداکیتی ائوسن منطقه سوناجیل ‏‏(جنوب‌خاوری هریس، آذربایجان شرقی)‏

نعمتی, نصیبه; آقازاده, مهراج; بدرزاده, زهرا

doi:10.22108/ijp.2018.104987.1037

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,650
تعداد مقالات	13,398
تعداد مشاهده مقاله	30,196,298
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,072,256

زمین‌شیمی و سنگ‌زاییِ سنگ‌های آتشفشانی شوشونیتی و آداکیتی ائوسن منطقه سوناجیل ‏‏(جنوب‌خاوری هریس، آذربایجان شرقی)‏

پترولوژی

مقاله 8، دوره 9، شماره 3 - شماره پیاپی 35، آذر 1397، صفحه 147-172 اصل مقاله (3.02 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2018.104987.1037

نویسندگان

نصیبه نعمتی¹؛ مهراج آقازاده^* ²؛ زهرا بدرزاده²

¹دانشجوی کارشناسی ارشد گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام‌نور

²استادیار گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام‌نور

چکیده

این منطقه در شهرستان هریسِ استان آذربایجان شرقی و در پهنة ساختاری البرز - آذربایجان جای دارد. سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن منطقه تنوع سنگ‏‌شناسی الیوین‌بازالت، هورنبلند‌بازالت، آندزیت‌بازالتی، آندزیت و تراکی‏‌آندزیت دارند. بیشتر سنگ‏‌های بررسی‏‌شده سرشت شوشونیتی دارند؛‌ مگر هورنبلندبازالت‏‌ها که سرشت کالک‏‌آلکالن و آندزیت‏‌ها که سرشت آداکیتی نشان می‏‌دهند. برپایة نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از LILE و LREE غنی‏‌شدگی و از عنصرهای Nb، Ta و Ti (HFSE) تهی‏‌شدگی دارند. برپایة داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده از گوشتة لیتوسفری ناهمگن متاسوماتیزه‌شده با عوامل فرورانشی و درصدهای ذوب‏‌بخشی گوناگون پدید آمده‏‌اند. سنگ‏‌های آداکیتی نیز از ذوب پوستة زیرین ضخیم و دگرگون‌شده اکلوژیتی پدید آمده‏‌اند.

کلیدواژه‌ها

شوشونیت؛ آداکیت؛ سنگ‏‌زایی؛ ائوسن؛ سوناجیل؛ ارسباران

اصل مقاله

سری شوشونیتی معمولاً به سنگ‏‌های آتشفشانی با ترکیب بازالتی تا آندزیتی گفته می‏‌شود (Morrison, 1980)؛ اما به‌تازگی بررسی‏‌ها نشان داده‌اند هم‌ارز‏‌های نفوذی آنها نیز متداول هستند (Jiang et al., 2002). سنگ‏‌های شوشونیتی ویژگی بارز محیط‏‌های زمین‏‌ساختی مخرب هستند (Morrison, 1980). بیشترسری‏‌های شوشونیتی در پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی مرزهای مخرب صفحه‌ها در نخستین مرحله‌های پیدایش کمان یا مراحل پایانی و بلوغ کمان ماگمایی پدید می‏آیند (Morrison, 1980; Stern et al., 1988). همچنین، آنها در محیط‏‌های کششی یا پس‌ازبرخورد نیز گزارش شده‏‌اند (Sun et al., 2008; Dostal et al., 2002).

سنگ‏‌های آداکیتی شاخص، سنگ‏‌های آذرین سرشار از سدیمی هستند که از ذوب‏‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورونده جدایش پیدا می‏کنند (Defant and Drummond, 1990)؛ اما سازوکار‏‌های دیگری نیز برای خاستگاه آنها پیشنهاد شده است که حضور آنها را در محیط‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگون توجیه می‏‌کند. این سازوکارها عبارتند از:

(1) ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین ضخیم‌شده (Xu et al., 2007) یا پوستة قاره‏‌ای زیرین لایه‌لایه‌شده در گوشتة لیتوسفری (Wang et al., 2004a)؛

(2) ذوب‏‌بخشی پریدوتیت گوة گوشته‏‌ای متاسوماتیسم‌شده با مذاب‏‌های قطعة فرورنده (Martin et al., 2005) و تبلوربخشی ماگماهای جداشده از گوشته (Castillo et al., 2012).

برخی سنگ‏‌های آداکیتی یا شبه‌آداکیتی شاید ویژگی‏‌های شوشونیتی یا پتاسیم بالا داشته باشند (Castillo et al., 2002).

منطقة ارسباران بخشی از کمربند ماگمایی البرز-آذربایجان شمرده می‏‌شود که ماگماتیسم گسترده‏‌ای در دوره‏‌های گوناگون در آن رخ داده است. در این پهنه، ماگماتیسم از کرتاسه با سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری عمدتاً زیردریایی آغاز شده است. در ائوسن ماگماتیسم گسترده‏‌ای در این منطقه به‌صورت سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری رخ داده است که در دوره‏‌های ائوسن زیرین سرشت زیردریایی داشته است؛ اما در ائوسن بالایی، بخشی از فعالیت آتشفشانی در محیط خشکی رخ داده است (Babakhani et al., 1976). در زمان الیگوسن، ماگماتیسم به‌صورت نفوذ سنگ‏‌های آذرین درونی گوناگون با سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالن رخ داده است (Aghazadeh et al., 2011; Jamali et al., 2010). در میوسن، ماگماتیسم به‌صورت نفوذ توده‏‌های نفوذی کم‏‌‌ژرفا به‌همراه سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری به‌صورت محدود گسترش داشته است. در پایان، فعالیت آتشفشانی گسترده‏‌ای به‌صورت شکافی و نقطه‏‌ای در منطقة ارسباران در پلیو- کواترنری رخ داده است که آتشفشان سبلان نمونة بارز این نوع فعالیت آتشفشانی است. در منطقة جنوب‏‌خاوری هریس، توالی سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن گسترش بسیاری دارند. بررسی‏‌های گسترده‏‌ای روی سنگ‏‌های آذرین درونی در منطقة ارسباران انجام شده است (مانند: Aghazadeh et al., 2011)؛ اما بررسی‏‌های انجام‌شده روی نهشته‏‌های آتشفشانی ائوسن منطقة ارسباران که گسترش و تنوع بسیاری دارند بسیار اندک هستند. بیشتر بررسی‏‌ها در پهنة طارم و البرز باختری انجام شده‌اند (مانند: Asiabanha and Foden, 2012). برپایة تنوع و گسترش رخنمون‏‌های آتشفشانی ائوسن و اهمیت شناسایی عوامل ﻣؤثر در پیدایش و گسترش و فرایندهای زمین‏‌ساختی ﻣؤثر در پیدایش آنها، در این پژوهش، زمین‌شناسی، زمین‏‌شیمی و سنگ‏‌زایی سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن در منطقه سوناجیل- هریس ارزیابی شده است.

زمین‌شناسی

محدودة سوناجیل در نقشه 1:100000 اهر (Mahdavi and Amini Fazl, 1989) و 1:250000 (Babakhani et al., 1976) اهر و همچنین، در 17 کیلومتری جنوب‏‌خاوری شهر هریس در شمال‌خاوری تا خاور شهرستان تبریز جای دارد. محدوده جغرافیایی آن میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری ″41 ′13 °47 و 50″ 47°17′ و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ″53′08°38 و 14″ 12′ 38° است. برپایة رده‌‌بندی واحدهای ساختاری ایران، این منطقه بخشی از پهنة البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) به‌شمار می‌رود. در پهنه‌بندی جزیی، این منطقه در پهنة ارسباران در کرانة بخش شمال‌خاوری پهنه آذربایجان جای دارد (شکل 1).

نهشته‏‌های سنوزوییک رخنمون‏‌های دیده‌شده در این محدوده را می‌سازند. رخنمون‏‌های سنگی در این محدوده عبارتند از: (1) نهشته‏‌های آتشفشانی- رسوبی ائوسن؛ (2) توده‏‌های آذرین درونی الیگو- میوسن؛ (3) سنگ‏‌های آتشفشانی کواترنری. در این محدوده، نهشته‏‌های آتشفشانی- رسوبی ائوسن گسترش بیشتری دارند و نزدیک‌به 50 درصد رخنمون‏‌های سنگی در این محدوده را دربرگرفته‏‌اند. این نهشته‏‌ها در بخش‏‌های شمالی، خاوری و جنوبی محدودة سوناجیل رخنمون دارند و دربردارندة توالی بزرگی از نهشته‏‌های آتشفشانی - رسوبی هستند که در محیط دریایی و قاره‏‌ای بر جای گذاشته شده‏‌اند.

زمان ائوسن اوج فرایند‏‌های ماگمایی در این منطقه است. ردیف‏‌های آتشفشانی ائوسن درمنطقة ارسباران به بخش‌های زیرین، میانی و بالایی رده‌بندی می‏‌شوند. در ائوسن زیرین، فرایند‏‌های ماگمایی کمابیش گسترده بوده‌اند. ترکیب سنگ‏‌های ماگمایی در این زمان بیشتر حد واسط هستند. در ائوسن میانی، فرایند‏‌های آتشفشانی گسترش و فعالیت بیشتری پیدا کرده‏‌اند. فراورده‏‌های آن به‌صورت گدازه‏‌های بازیک با ترکیب‏‌ آلکالی‏‌بازالت، بازالت، گدازه‏‌های ‏‌کراتوفیری و اسپیلیتی و سری سنگ‏‌های گدازه‏‌ای میانه تا اسیدی با ترکیب تراکیت، لاتیت، تراکی‏‌آندزیت و داسیت و آذراواری‏‌های توفی و نهشته‏‌های‏‌ آذراواری جریانی گاه با بافت ایگنیمبریتی نمود پیدا کرده‌اند. این فعالیت آتشفشانی، در پایان ائوسن و در آغاز الیگوسن تااندازه‌ای آرامش می‌یابد و حوضه دریایی ائوسن پایانی جای خود را به حوضه‌های رسوبی قاره‌ای و نیمه‌ قاره‌ای می‌دهد. فعالیت آتشفشانی زیردریایی نیز جای خود را به مجموعه‌های نیمه‌آتشفشانی، گدازه‌ها و آذرآواری‌های خشکی و یا دریای کم‌ژرفا می‌دهد.

در این منطقه، سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن از کهن به جدید عبارتند از:

- واحد توف، لاپیلی‌توف، توفیت با میان‌لایه‏‌های سنگ‏‌های رسوبی و آندزیت‌بازالتی (واحد E^ts)؛

- واحد بازالت تا آندزیت‏‌بازالتی (E^a)؛

- واحد توفی (E^t) با میان‌لایه‏‌های بازالت بالشی (E^b)؛

- واحد نهشته‏‌های رسوبی (E^s)؛

- واحد برش آتشفشانی (E^vs)؛

- واحد بازالت تا بازالت‌آندزیتی (E^ab)؛

- واحد ایگنمبریت (Eⁱ)؛

- واحد رسوبی- آذرآواری (E^st)؛

- واحد آندزیت و آذرآواری (پیروکلاستیک) (E^ap).

توالی نهشته‏‌های ائوسن در دره خاوری این محدوده با ستبرای چشمگیرِ بیش از 1000 متر دیده می‏‌شود. در بخش‏‌هایی از محدوده بررسی‌شده، نفوذ توده‏‌های آذرین درونی و فرایندهای زمین‏‌ساختی به‌هم‌ریختگی توالی نهشته‏‌های ائوسن را در پی داشته‌اند.

شکل 1- نقشة ساده‌شده منطقة سوناجیل و بخش‌های همجوار در مقیاس 1:5000 (Aghazadeh, 2014)

واحد نهشته‏‌های توفی بیشتر در بخش‏‌های شمالی و باختری محدودة بررسی‌شده رخنمون دارند. برپایة شیب، امتداد و چینه‌نگاری، نهشته‏‌های ائوسن کهن‏‌ترین واحد رخنمون سنگی در این محدوده هستند (شکل 1).

نهشته‏‌های آذرآواری و رسوبی (واحد E^ts) با توالی از سنگ‏‌های گدازه‏‌ای بازالتی و آندزیت‌بازالتی و آندزیتی پوشیده می‏‌شوند (واحد E^a) (شکل 2- A). این واحد ستبرای چشمگیری تا 300 متر دارد. واحدهای آذرآواری و رسوبی روی نهشته‏‌های یادشده جای دارند. همراه با بخش‏‌های رسوبی گاه میان‌لایه‏‌هایی از سنگ‏‌های آتشفشانی با ساخت بالشی دیده می‏‌شوند که فراوان‌ترین رخنمون آنها در بخش جنوبی این محدوده دیده می‏‌شود. این نهشته‏‌ها توالی ستبر و لایه‏‌بندی متنوعی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 2- B و 2- C).

شکل 2- A) تصویری از گسترش واحدهای توفی در زیر گدازه‏‌های آندزیتی (دید رو به جنوب‏‌خاوری)؛ B) تصویری از نهشته‏‌های آذرآواری همراه با گدازه‏‌های بالشی (دید رو به باختر)؛ C) تصویری نزدیک از گدازه‏‌های بالشی؛ D) تصویری از نهشته‏‌های رسوبی (ماسه‌سنگی و سیلتستونی) و جای‌گرفتن سنگ‏‌های برش آتشفشانی روی آنها (دید رو به جنوب‏‌خاوری)

توالی از گدازه‏‌های بازالتی روی نهشته‏‌های یادشده دیده می‏‌شوند که در بخش‏‌های بالایی خود همراهانی از ایگنمبریت و سنگ‏‌های آذرآواری و رسوبی دارند. سنگ‏‌های آندزیتی روی این نهشته‏‌ها دیده می‏‌شوند و در بخش‏‌های بالایی خود نهشته‏‌های آذرآواری به‌صورت میان‏‌لایه دارند.

نهشته‏‌های ائوسن با توده‏‌های آذرین درونی و دایک‏‌های فراوانی قطع می‏‌شوند و این توده‏‌ها دامنه ترکیبی متنوع دارند. زمان جایگیری آنها نیز الیگو– میوسن دانسته شده است (Aghazadeh et al., 2011). توده‏‌های یادشده عامل اصلی کانی‏‌زایی پورفیری در منطقه هستند و در پی چرخش سیال‌های پدیدآمده از آنها، کانی‏‌زایی‌های گوناگونی‏‌ درون توده‏‌ها و سنگ‏‌های همراه پدید آمده‌اند (Aghazadeh, 2014). بیشتر این توده‏‌ها در بخش‏‌های مرکزی و شمالی این منطقه رخنمون یافته‏‌اند. در بخش‏‌های مرکزی این محدوده، سنگ‏‌های آتشفشانی بازالتی کواترنری رخنمون دارند. این سنگ‌ها جوان‏‌ترین رخنمون‏‌های سنگی منطقه را می‌سازند. این سنگ‏‌ها با ستبرای متغیر از چندین متر تا چندین ده متر به‌صورت پوششی روی سنگ‏‌های کهن‏‌تر جای گرفته‏‌اند.

روش انجام پژوهش

انجام بررسی‏‌های صحرایی در چند نوبت برای نمونه‏‌برداری و بررسی سنگ‏‌شناسی واحدهای آتشفشانی ائوسن در منطقه انجام شد. در این بررسی‏‌ها، شمار 100 نمونة دستی برای بررسی و بررسی‏‌های میکروسکوپی و آزمایشگاهی از رخنمون‏‌های سالم و کمتر دگرسان برداشت شد. پس از انجام نخستین ارزیابی‏‌ها، از 70 نمونه از این سنگ‏‌ها مقطع نازک ساخته شد. پس از بررسی این مقاطع، شمار 12 نمونه برای بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی از نمونه‏‌های کاملاً سالم برگزیده شدند و برای بررسی عنصرهای اصلی و کمیاب به آزمایشگاه شرکت SGS کانادا فرستاده شدند. داده‌های تجزیة زمین‌‌شیمیایی در جدول 1 آورده شده‌اند.

سنگ‌نگاری

برپایة کانی‏‌شناسی، سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده عبارتند از: الیوین‏‌بازالت، آمفیبول بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت و تراکی آندزیت.

الیوین‏‌بازالت‏‌ها بافت غالب پورفیری با زمینة میکرولیتی و شیشه‏‌ای‏‌ دارند. فراوانی فنوکریست‏‌ها 40 تا 70 درصدحجمی است و دربردارندة پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن هستند. فراوانی فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز به 20 تا 30 درصد حجم سنگ و فنوکریست‏‌های الیوین و کلینوپیروکسن به‌ترتیب به 5 و 10 تا 15 درصد سنگ می‏‌رسد. برخی بلورهای درشت پلاژیوکلاز و کلینوپیرکسن‏‌ بافت غربالی دارند و همچنین، به‌گونة بخشی، برخی از آنها با کانی‏‌های ثانویه مانند کلسیت، کلریت، اپیدوت و سریسیت جایگزین شده‏‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که تنها سودومورفی از برخی بلورهای کلینوپیروکسن‏‌ به‌جای مانده‏‌ است. بیشتر بلورهای الیوین به‌صورت سودومورف و ایدنگسیتی‌شده‏‌ دیده می‏‌شوند (شکل 3- A). زمینه 30 تا 60 درصدحجمی سنگ‌ را در برگرفته است و عموماً از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و سودومورف‏‌های الیوین و شیشه شیشه‌زدایی‌شده (دویتره) ساخته شده است. در این سنگ‏‌ها، گاه آمیگدال‏‌های پرشده با کانی‏‌های ثانویه (کلسیت، کلریت، اپیدوت) نیز دیده می‏‌شوند.

جدول 1- داده‌های تجزیة زمین‌‌شیمیاییِ سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل (اکسیدهای اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة ppm)

Rock Group	Basalt								Andesite and Basaltic andesite		Trachy andesite
Rock type	Olivine Basalt							Amphibole basalt	Basaltic andesite	Andesite	Trachy- andesite	Trachy- andesite
SiO₂	51.96	51.12	52.27	50.15	50.02	52.33	53.30	51.76	54.86	57.35	61.16	61.20
TiO₂	0.88	0.90	1.02	0.84	1.02	0.82	1.02	0.84	1.10	0.68	0.52	0.54
Al₂O₃	18.49	17.33	17.03	15.94	19.34	18.87	19.32	17.43	16.46	18.43	18.73	19.61
Fe₂O₃T	8.91	9.58	9.86	9.77	8.29	7.18	7.75	10.19	9.03	6.91	3.53	2.98
MgO	5.17	2.90	4.01	4.38	4.29	5.38	2.40	5.68	2.97	2.60	1.23	1.33
MnO	0.18	0.15	0.12	0.27	0.17	0.15	0.11	0.18	0.14	0.16	0.11	0.12
CaO	6.19	10.28	7.16	12.74	8.37	7.18	7.75	7.22	8.13	6.00	3.53	2.98
Na₂O	2.74	2.79	4.99	2.22	2.78	4.23	4.01	5.29	3.92	4.87	5.32	5.10
K₂O	4.99	4.47	3.07	3.31	5.17	3.48	3.87	1.11	3.11	2.80	5.62	5.87
P₂O₅	0.48	0.48	0.46	0.37	0.54	0.37	0.47	0.31	0.28	0.20	0.27	0.27
LOI	4.75	8.89	7.48	5.53	6.98	2.36	3.59	4.69	8.49	6.08	1.89	2.32
Total	99.23	99.28	99.89	99.61	99.71	100.00	99.54	101.33	100.00	99.31	100.03	99.23
Sc	12.5	14.7	16.6	17.9	11.4	8	8.7	14.6	14.8	11.4	4.2	4
V	259	277	288	339	245	197	150	230	310	171	94.1	91.8
Cr	60.9	70.5	92.7	114	54.7	39.8	64.2	64.7	38	83.2	51.8	40
Co	27.7	29.3	36.4	38	28.3	19.4	21	33.5	30.5	11.6	8	8.3
Ni	21	28.7	42.1	115	25.4	10.5	18.2	30.1	17.7	22.2	5.6	5
Ga	19	18.3	19.4	16.4	17.2	14.7	19.8	16.5	19.2	19.2	19.4	18.5
Rb	87.7	111	118	42.5	91.7	43.2	83.2	11.1	47.4	28.9	71.6	69.5
Sr	749	595	737	785	620	623	1807	1356	491	433	302	282
Y	15.4	17.8	20.2	17.6	13.9	11	21.6	13.7	21.3	9.3	8.1	8.8
Zr	243	188	218	166	330	285	220	185	155	266	263	319
Nb	12.7	13.8	18.5	4.8	12.3	9.8	35.2	6.1	8.3	6.3	19	18.1
Cd	0.95	0.01	0.23	0.05	0.02	0.28	1.08	0.01	0.49	0.56	0.81	0.35
Cs	4.82	7.39	7.18	2.63	9.92	10.20	25.90	0.60	4.25	19.30	7.89	4.83
Ba	920	892	994	558	1826	826	1068	504	546	1044	1532	952
La	26.6	30.2	44.5	19.9	28.9	20	55.7	13.1	15.9	11.4	7.7	8
Ce	153.1	152.01	133.84	133.49	98.8	110	115.56	111.67	108	132.56	100.58	152.29
Pr	19.2	18.91	16.43	16.91	14.25	12.55	12.99	14.28	12.25	15.56	13.47	18.16
Nd	25	29.7	40.8	23.6	27.6	18.6	43.5	15.5	19.4	11.8	7.71	8.49
Sm	5.25	5.98	8.01	6.20	5.86	4.08	8.17	3.50	4.61	3.12	2.48	2.62
Eu	1.59	1.73	2.17	1.81	1.91	1.29	2.52	1.24	1.34	1.13	1.20	1.00
Gd	5.45	6.40	8.51	6.34	5.70	4.19	8.84	3.90	5.47	2.96	2.09	2.43
Tb	0.60	0.70	0.85	0.67	0.59	0.47	0.89	0.46	0.67	0.34	0.27	0.31
Dy	3.53	3.68	4.42	3.86	3.17	2.52	4.86	2.72	4.06	2.00	1.60	1.97
Ho	0.63	0.66	0.80	0.70	0.56	0.46	0.83	0.55	0.80	0.38	0.34	0.38
Er	1.68	1.88	2.13	1.94	1.57	1.29	2.39	1.47	2.29	1.05	1.02	1.17
Tm	0.23	0.26	0.29	0.28	0.21	0.19	0.33	0.22	0.35	0.15	0.17	0.17
Yb	1.40	1.50	1.60	1.70	1.30	1.20	2.20	1.30	2.10	0.90	1.00	1.10
Lu	0.21	0.23	0.26	0.26	0.19	0.20	0.34	0.20	0.33	0.15	0.18	0.19
Ta	1.66	1.09	0.91	0.63	0.84	0.64	1.86	0.52	0.65	0.61	0.91	1.03
W	1.00	1.60	1.80	1.10	0.90	0.70	1.90	0.60	1.10	1.00	3.10	1.50
Hf	2.94	2.46	2.55	2.36	1.89	2.48	4.79	2.00	2.70	1.23	4.15	3.90
Pb	15.00	14.00	13.00	12.00	10.00	15.00	13.00	3.00	6.00	12.00	19.00	15.00
Th	6.70	7.20	7.40	4.20	6.10	6.30	13.00	1.90	4.00	2.30	5.00	5.10
U	1.30	1.10	2.00	1.60	1.10	2.20	2.40	0.70	1.50	0.20	0.60	0.40
Na₂O+K₂O	7.73	7.26	8.06	5.53	7.95	7.72	7.88	6.39	7.03	7.67	10.94	10.97
K₂O/Na₂O	1.82	1.60	0.61	1.49	1.86	0.82	0.97	0.21	0.79	0.57	1.06	1.15
Mg#	0.54	0.38	0.45	0.47	0.51	0.60	0.38	0.53	0.40	0.43	0.41	0.47
Eu/Eu*	0.91	0.86	0.81	0.89	1.02	0.96	0.91	1.03	0.82	1.14	1.62	1.22

شکل 3- تصویر میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل: A) تصویر میکروسکوپی )در PPL) از الیوین‌بازالت‏‌ها با بافت پورفیری و فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و الیوین ایدنگسیتی‌شده و زمینة شیشه‌ای؛ B) تصویر میکروسکوپی )در PPL) از فنوکریست آمفیبول در هورنبلندبازالت‏‌ها؛ C) تصویر میکروسکوپی )در XPL) از بافت پورفیری با فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و زمینه میکرولیتی و شیشه‏‌ای در سنگ‏‌های آندزیتی؛ D) تصویر میکروسکوپی )در PPL) از درشت‌بلورهای بیوتیت اپاسیته‌شده در تراکی‌آندزیت‏‌ها (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Kretz (1983) است)

هورنبلند‌بازالت‏‌ها بافت پورفیری با زمینه شیشه‏‌ای و میکرولیتی (از جنس پلاژیوکلاز) دارند. فراوانی فنوکریست‏‌ها شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول (بیشتر هورنبلند) برابربا 30 تا 40 درصدحجمی است. فراوانی بلورهای پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها 30 تا 40 درصد حجمی است؛ اما بلورهای کلینوپیروکسن تا 15 درصد حجم سنگ و آمفیبول‏‌ها نیز کمتر از 10 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیرکسن‏‌ بافت غربالی دارند. در این سنگ‏‌ها آمفیبول‏‌ها از نوع قهوه‏‌ای و سبز هستند (شکل 3- B). زمینه عموماً از آمفیبول و پلاژیوکلاز و شیشه دویتره‌شده ساخته شده است. همچنین، زمینه مقدارهای چشمگیری از کانی‏‌های کدر دارد. آندزیت‌بازالت‏‌ها بافت پورفیری با زمینة میکرولیتی و اینترسرتال دارند. پلاژیوکلازها با فراوانی 40 تا 50 درصدحجمی، تنها فنوکریست سازندة این سنگ‏‌ها هستند و گاه با سریسیت و کلسیت جایگزین شده‏‌اند. زمینه نیز از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز به‌همراه شیشه و کانی‏‌های کدر ساخته شده است.

آندزیت‏‌ها عموماً بافت پورفیری با زمینة شیشه‏‌ای و میکرولیتی دارند (شکل 3- C). فراوانی فنوکریست‏‌ها، شامل بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول، 40 تا 60 درصدحجمی است. فراوانی پلاژیوکلازها 40 تا 45 درصدحجمی است و عموماً منطقه‏‌بندی شیمیایی و گاه بافت غربالی دارند. کلینوپیروکسن‏‌ها با فراوانی کمتر از 10 درصدحجمی به‌صورت سدومورف در سنگ حضور دارد و با کلسیت و کانی‏‌های کدر جایگزین شده‏‌اند. آمفیبول‏‌ها عموماً به‌صورت اپاسیتی‌شده در نمونه‏‌ها دیده می‏‌شوند. در زمینة سنگ بلورهای فلدسپار، کانی‏‌های مافیک (بیشتر آمفیبول اپاسیتی‌شده)، به‌همراه شیشه تبلوریافته و کانی‏‌های کدر دیده می‏‌شوند.

تراکی‏‌آندزیت‏‌ها عموماً بافت غالب پورفیری با زمینة شیشه‏‌ای و میکرولیتی دارند (شکل 3- D). فنوکریست‏‌ها با فراوانی 20 تا 25 درصدحجمی شامل بلورهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت هستند. در زمینة این سنگ‏‌ها افزون‌بر پلاژیوکلاز، بلورهایی از کانی سانیدین با فراوانی تا 5 درصد نیز دیده می‏‌شوند. میزان فراوانی فنوکریست‏‌ها در این سنگ‏‌ها کم است. بلورهای پلاژیوکلاز با فراوانی 15 تا 20 درصدحجمی منطقه بندی ترکیبی دارند. بلورهای کلینوپیروکسن با فراوانی ناچیز به‌ندرت سالم دیده می‏‌شوند و با کانی‏‌های ثانویه مانند کلریت و کلسیت جایگزین شده‏‌اند. بلورهای آمفیبول و بیوتیت با فراوانی 5 تا 6 درصدحجمی عموماً اپاسیتی هستند و از آنها تنها سودومورف‌شان بجای مانده است. بلورهایی از آپاتیت نیز در این سنگ‏‌ها همراه با کانی‏‌های کدر دیده می‏‌شوند.

زمین‏‌شیمی

دامنة تغییر اکسیدهای اصلی در سنگ‏‌های این منطقه برابر است با 3/59 -38/46 درصدوزنی SiO₂، 79/18-02/15 درصدوزنی Al₂O₃، 39/5 - 19/1 درصدوزنی MgO، 16/5-09/2 درصدوزنی Na₂O، 62/5-05/1 درصدوزنی K₂O (جدول 1). همچنین، میزان Mg# برابربا 54/0-24/0 و میزان K₂O/Na₂O برابربا 86/1-21/0 است. از میان سنگ‏‌های بررسی‏‌شده، مقدار نسبت K₂O/Na₂O در نمونة هورنبلندبازالت کمترین (21/0) و در یک نمونه از الیوین‌بازالت‏‌ها (86/1) بیشترین است.

برپایة نامگذاری شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، در نمودار Le Bas و همکاران (1986)، نمونه‏‌های ‏‌‏بازالت‏‌ها در محدوده‏‌های تراکی‏‌آندزیت‌بازالتی، تراکی‌بازالت و یک نمونه در محدوده تفریت‌‏‌بازالت جای گرفته است. نمونه‏‌های آندزیت‌بازالتی و آمفیبول‌بازالت‏‌ها در محدودة ‏‌تراکی‏‌آندزیت بازالتی جای گرفته‏‌‏‌اند و نمونه‏‌های تراکی‏‌آندزیت‏‌ها و آندزیت‏‌ها در محدودة تراکی‌آندزیت جای دارند (شکل 4- A). همچنین، برپایة عنصرهای ناسازگار در نمودارهای پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) (شکل‌های 4- B و 4- C)، نمونه‏‌های بازالتی در محدوده بازالت و آلکالی‌بازالت، نمونة هورنبلندبازالت در محدودة بازالت ساب‌آلکالن، همچنین، نمونه‏‌های آندزیتی در محدوده آندزیت تا بازالت و تراکی‌آندزیت‏‌ها در محدوده تراکیت و تراکی‌آندزیت جای گرفته‌اند.

در نمودار SiO₂ دربرابر K₂O (شکل 4- B) بیشتر نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة شوشونیتی جای دارند؛ اما نمونه هورنبلندبازالتی در محدودة کالک‏‌آلکالن و آندزیت‏‌ها در محدودة کالک‏‌‏‌آلکالن پتاسیم بالا جای گرفته‏‌اند.

شکل 4- جایگاه ترکیبیِ سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل در: A) نمودار پیشنهادیِ Le Bas و همکاران (1986)؛‌ B‏‌، C) نمودارهای پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) برپایة عنصرهای کمیاب نامتحرک؛ D) نمودار SiO₂دربرابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)

در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه و عنصرهای خاکی نادر بهنجار شده دربرابر ترکیب کندریت (شکل‏‌های 5 و 6) الیوین‌بازالت‏‌ها، آندزیت‌بازالتی و هورنبلندبازالت از LILE و LREE غنی‏‌شدگی و از عنصرهای Nb، Ta و Ti (HFSE) تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل 5). از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی، آنومالی منفی Nb، Ta و Ti پیدایش ماگما در پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهد (Wilson, 1989). در نمودار‏‌های عنکبوتی، نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده آنومالی مثبت در Pb و K نشان می‏‌دهند (شکل 5). در نمونه‏‌های بازالتی غنی‌شدگی از LREE دربرابر HREE دیده می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که نسبت La_N/Yb_N در نمونه‏‌های بازالتی برابر با 60/18-06/5 است (جدول 1). نسبت Eu/Eu* در نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده از 81/0 تا 03/1 در تغییر است (جدول 1). در نمودارهای عنصرهای خاکی نادر آنومالی اندکی در Eu دیده می‏‌شود. این آنومالی در سنگ‏‌های آندزیت بازالتی آشکارتر است.

آندزیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌ها از LILE و LREE غنی‏‌شدگی و از HFSE و HREE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 5 و 6). آنومالی منفی دراین نمونه‏‌ها در عنصرهای Nb و Ta دیده می‏‌شود؛ اما آنومالی شاخصی در Ti دیده نمی‏‌شود (شکل 5). تراکی‏‌آندزیت‏‌ها و آندزیت‏‌ها آنومالی‏‌های مثبت در عنصرهای K و Pb نشان می‏‌دهند (شکل 5). نسبت La_N/Yb_Nدر نمونة آندزیتی برابربا 47/8 و در تراکی‏‌آندزیت‏‌ها برابربا 15/5 -86/4 است. نسبت Eu/Eu* در نمونه‏‌های آندزیتی و تراکی‏‌آندزیتی برابربا 62/1-14/1 است که نشان‌دهندة آنومالی مثبت در Eu است (شکل 6). آندزیت‏‌ها دربرابر بازالت‏‌های بررسی‏‌شده از REE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهد؛ اما تراکی‏‌آندزیت‏‌ها از REE غنی‏‌شدگی دارند.

تراکی‏‌آندزیت‏‌ها دربرابر بازالت‏‌های و آندزیت‏‌های بررسی‌شده کمترین میزان REE را دارند. نبود آنومالی منفی در Ti، همچنین، آنومالی منفی Nb از ویژگی‏‌های این نمونه‏‌هاست (شکل 5).

شکل 5 –نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته (Sun and McDonough, 1995) برای سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل

شکل 6- نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل

سنگ‏‌زایی

نمونه‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل عموماً ویژگی‏‌های شوشونیتی هستند. این سنگ‌ها در نمودارهای عنکبوتی از LILE غنی‏‌شدگی و از عنصرهای HFS تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. همچنین، در نمودار‏‌های عنصرهای خاکی نادر غنی‏‌شدگی از LREE دربرابر HREE نشان می‏‌دهند (شکل‌های 5 و 6). این نکته نشان‌دهندة اینست که مولفه‏‌های پوسته‏‌ای در خاستگاه این سنگ‏‌ها دخالت داشته است (Wilson, 1989). همچنین، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در نمودار‏‌های عنکبوتی آنومالی مثبت از Pb نشان می‏‌دهندو این نکته گواهی بر دخالت مولفه‏‌های پوسته‏‌ای در خاستگاه و تحول این سنگ‏‌هاست (Hofmann, 1988). در نمودار‏‌های عنصرهای خاکی نادر، نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده آنومالی منفی اندکی در Eu دارند؛ اما سنگ‏‌های آندزیتی و به‌ویژه تراکی‌آندزیت‏‌ها آنومالی مثبت شاخص در Eu نشان می‏‌دهند. حضور آنومالی منفی در سنگ‏‌های بازالتی منطقه چه‌بسا پیامد جدایش بلورین پلاژیوکلاز هنگام تحول این سنگ‏‌ها باشد (Rollinson, 1993). همچنین، آنومالی مثبت Eu در سنگ‏‌های آداکیتی آندزیتی منطقه چه‌بسا پیامد نبود پلاژیوکلاز در تفاله دیرذوب خاستگاه و همچنین، نبود جدایش بلورین چشمگیرِ پلاژیوکلاز باشد. گفتنی است نبود آنومالی منفی در Eu از ویژگی‏‌های سنگ‏‌های آداکیتی است (Castillo, 2012).

ماگماهای اولیه در تعادل با کانی‏‌شناسی شاخص گوشته بالایی باید مقدارهای Mg# > 7/0، Ni (ppm1500- 1400)، Cr (ppm< 100) و مقدار SiO₂ کمتر از 50 درصدوزنی باشند (Rock, 1991, Wilson, 1989). برپایة مقدارهای Mg# برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، ماگمای سازندة سنگ‏‌های منطقه اولیه نبوده است. همچنین، میزان Ni (ppm 115-5) و Cr (ppm114-40) در نمونه‏‌ها گواهی بر اولیه‌نبودن ماگمای سازنده است.

بازالت‏‌ها: نمونه‏‌های بازالتی در منطقه دربردارندة سنگ‏‌های گوناگونِ الیوین‌بازالتی و هورنبلندبازالتی هستند. برای بررسی سنگ‏‌زایی و شناخت بهتر بخش‌ها و فرایندهای درگیر در پیدایش ماگمای سازندة بازالت‏‌های بررسی‏‌شده باید به بررسی برخی فاکتورهای اساسی و اجزای درگیر (مانند: گوة گوشته‏‌ای، پوستة اقیانوسی فرورونده، رسوب‏‌های فرورونده، ستبرای پوسته و شیب فرورانش که از کنترل‏‌کننده‏‌های اصلی ماگماتیسم در کمان‏‌های ماگمایی‏‌ هستند) پرداخته شود. برای شناسایی ویژگی‌های محل خاستگاه ماگمای مادر سنگ‏‌های بررسی‏‌شده، عنصرهای کمیاب به کار برده شدند. برای ارزیابی درجة ذوب‏‌بخشی و ترکیب کانی‏‌شناسی محل خاستگاه، از نمودارهای نسبت عنصرهای کمیاب La/Sm دربرابر Sm بهره گرفته شد. هنگام ذوب‏‌بخشی درجه کمِ یک خاستگاه گارنت‏‌ لرزولیتی نسبت‏‌های La/Yb، Sm/Yb به شدت تغییر می‏‌یابند (Aldanmaz et al., 2000)؛ زیرا ضریب توزیع Yb در گارنت در مقایسه با ضرایب توزیع Sm و La بسیار بالاتر است و ازاین‌رو، در جریان ذوب‏‌بخشی این عنصر در جامد پسمانده متمرکز می‏‌شود و مذاب پدیدآمده از آن تهی خواهد بود. نسبت یک عنصر ناسازگار به یک عنصر سازگار Sm/Yb در گارنت، برای شناسایی کانی‏‌شناسی خاستگاه و درجه ذوب‏‌بخشی به‌کار برده می‌شود (Aldanmaz et al., 2000). هنگامی‌که اسپینل‌لرزولیت دچار ذوب‏‌بخشی می‏‌شود، نسبت‏‌های Sm/Yb در گوشته و مذاب پدیدآمده مشابه خواهد بود؛ زیرا ضریب توزیع Yb و Sm در اسپینل کمابیش همانند است؛‌ اما نسبت‏‌های La/Sm با افزایش درجة ذوب‏‌بخشی یک خاستگاه گارنت‌لرزولیتی (با بقایای گارنت)، مذابی پدید می‌آورد که نسبت‏‌های Sm/Yb در آن بالاتر از خاستگاه است (Aldanmaz et al., 2000). برپایة این نمودار (شکل 7- A)، نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده در زیر منحنی گارنت‌لرزولیتی جای گرفته‌اند. این منحنی نشانة ذوب‏‌بخشی 20 - 5 درصدی یک خاستگاه گوشته‏‌ای انتقالی اسپینل - گارنت‏‌دار است. همان‏‌گونه‌که در این نمودار دیده می‏‌شود، آمفیبول‌بازالت‏‌ها از درصد ذوب‏‌بخشی بیشتری (25 درصد) دربرابر بازالت‏‌ها پدید آمده‏‌اند.

داده‏‌های REE زون گارنت‌لرزولیتی را برای خاستگاه این بازالت‏‌ها پیشنهاد می‏‌کنند. ازآنجایی‌که ضریب توزیع HREE درگارنت بالاست، در پی به‌جای‌ماندن گارنت در خاستگاه، میزان HREE بسیار کاهش و نسبت LREE/HREE افزایش می‌یابد (1991McKenzieand O′Nions,). جدایش نسبی عنصرهای HFS ویژگی عمومی بازالت‏‌های کمان قاره‏‌ای است. گمان می‌رود این پدیده به مقدار گارنت در خاستگاه گوشته‏‌ای و ژرفا بستگی دارد. تغییرات نسبت Sm/Yb نشان‏‌دهندة فراوانی بیشتر MREE و HREE است و پیامد گارنت‌داربودن خاستگاه دانسته می‏‌شود (Coban, 2007). تغییرات Sm/Yb نشان‌دهندة مذاب در حال تعادل با باقیماندة گارنت‌لرزولیتی یا لرزولیت بی گارنت است. موقعیت نمونه‏‌ها در نمودار Ce/Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 7- B) نشان‌‌دهندة گارنت در خاستگاه نمونه‏‌های بازالتی ائوسن بررسی‏‌شده در منطقه سوناجیل است. نسبت Zr/Ba نیز برای شناسایی خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای (5 تا 3) از خاستگاه سست‌کره‌ای (7 تا 5) به‌کار می‌رود (Menzies et al., 1991). میانگین این نسبت برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده 98/3 است و نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای بازالت‏‌ها است.

برپایة داده‏‌های پیشنهادیِ McDonough و Sun (1995) برای گوشتة اولیه، نسبت Zr/Y در ماگماهای پدیدآمده از گوشته اولیه 2/46 است. این نسبت در نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده 23/10-82/3 است. نسبت Zr/Hf که در محدودة 47-42 است نیز نشان‏‌دهنده غنی‏‌شدگی گوشتة محل خاستگاه است. نمودار تغییرات Zr دربرابر Y (شکل 7- C) برای بررسی غنی‏‌شدگی و یا نبود غنی‌شدگی در محل خاستگاه سنگ‏‌های بررسی‏‌شده به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده غنی‏‌شدگی محل خاستگاه را نشان می‏‌دهند.

فراوانی نسبی عنصرهای ناسازگار (مانند: Th، Sr، Nb، Rb و Ba برای بررسی حضور فلوگوپیت یا آمفیبول (که فاز سرشار از سیال و دارای LILE در خاستگاه غنی‏‌شده هستند) به‌کار برده می‏‌شود. این عنصرها ازآنجایی اهمیت دارند که تاریخچه غنی‏‌شدگی متاسوماتیک در محل منبع گوشته‏‌ای را نشان می‌دهند و همچنین، در درک ژرفای ذوب کمک کنند (Furman and Graham, 1999). عنصرهای Ba و Rb در ترکیب فلوگوپیت سازگار هستند؛ اما Ba، Rb و Sr سازگاری متوسطی در آمفیبول دارند (La Tourette et al., 1995). از این ویژگی‏‌ها برای بررسی بود یا نبود این فازها در محل خاستگاه بهره گرفته می‌شود؛ به‌گونه‌ای که در مقایسه با مذاب در تعادل با منبع گوشته آمفیبول‏‌دار، مواد مذاب در تعادل با گوشته فلوگوپیت‏‌دار مقدارهای بالاتری از نسبت Rb/Sr و مقدارهای کمتری از نسبت Ba/Rb را دارند (Furman and Graham, 1999). برپایة این نکته، ازآنجایی‌که در نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده نسبت Rb/Sr بالا (05/0 تا 19/0) و نسبت Ba/Rb کم (8 تا 20) است، فلوگوپیت‌ فاز سرشار از سیال در گوشته بوده است؛ اما هورنبلندبازالت‏‌ها میزان Rb/Sr کم (01/0) و Ba/Rb بالاتری (نزدیک‌به 45) دارند که نشان می‌دهد کانی آمفیبول در خاستگاه آنها بوده است (شکل 7- D).

شکل 7- جایگاه سنگ‌های آتشفشانی منطقة سوناجیل روی نمودارهای تعیین ترکیب و درجة ذوب‏‌بخشی سنگ خاستگاه. A) نمودار SmدربرابرSm /Yb (Zhuang and Bin, 2014)؛ B) نمودار Sm /Ybدربرابر Ce/Sm (Coban, 2007)؛ C) نمودار تغییرات Zrدربرابر Y برای تعیین غنی‏‌شدگی و یا تهی‏‌شدگی محل خاستگاه آنها (Sun and McDonough, 1989)؛ D)نمودار Ba/Rb دربرابر Rb/Sr برای تشخیص حضور آمفیبول و یا فلوگوپیت (Furmanand Graham , 1999) در خاستگاه نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده (PM: گوشته اولیه؛ DM: گوشته تهی‌شده؛ CLM: گوشتة سنگ‌کره‌ای زیر قاره‏‌ای)

به باور Ellam و Cox (1991)، نسبت‏‌های REE (مانند: نسبت Ce/Yb) شاخص خوبی برای نشان‌دادن ژرفای ذوب‏‌بخشی هستند؛ زیرا این نسبت‏‌ها هنگام رویداد فرایندهای تبلوربخشی کمابیش ثابت می‌مانند و چندان تغییر نمی‏‌کنند. برپایة شکل 8 ژرفای تقریبی 120 - 105 متر برای الیوین بازالت‏‌ها به‌دست می‌آید که این ژرفا با یک گوشتة سنگ‌کره‌ای زیرقاره‏‌ای همخوانی دارد. در این نمودار، نمونه هورنبلندبازالت در محدودة ژرفای کمتر و نزدیک به 100 کیلومتری جای گرفته است.

شکل 8- نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam and Cox, 1991) برای بررسی ژرفای ذوب‏‌بخشی برای نمونه‏‌های بازالتی منطقه سوناجیل

همان‌گونه‌که در بخش زمین‏‌شیمی گفته شد، نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده، از عنصرهای با پتانسیل یونی کم (LIL) غنی‏‌شده هستند. این غنی‏‌شدگی به متاسوماتیسم خاستگاه گوشته‏‌ای بازالت‏‌های کمانی با سیال‌های بالاآمده از تیغة فرورو نسبت داده می‏‌شود. دربرابر آن، تهی‏‌شدگی نسبی از عنصرهای HFS پیامد پایداری فازهای بجاماندة گوشته دانسته می‏‌شود (Pearce, 1982). نسبت بالای Th/Yb شاید پیامد متاسوماتیسم خاستگاه هنگام غنی‏‌شدگی فرورانشی و یا مرتبط با آلایش پوسته و یا هر دو فرایند باشد (Gencalioglukuscu and Geneli, 2010). در نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 9- A)، بیشتر نمونه‏‌های بازالتی‏‌ منطقه در محدودة شوشونیتی جای دارند و از روند گوشتة متاسوماتیسم‌شده پیروی می‏‌کنند.

محتوای بالای LILE و LREE در سنگ‏‌های آتشفشانی از مواردی است که برای تفسیر متاسوماتیسم گوشته و مذاب پدیدآمده از آن گفته شده است. این ویژگی‏‌ها به حضور ترکیب‌های پوسته‏‌ای در خاستگاه گوشته‌ای سنگ‏‌ها نیاز دارند و شاید پیامد فرایندهای مرتبط با فرورانش باشند. در مرز صفحه‌های همگرا، ترکیب اولیه گوة گوشته‏‌ای با افزوده‌شدن ترکیب‌های مرتبط با فرورانش تغییر می‏‌کند. مذاب‏‌ها یا سیال‌های آزادشده از رسوب‌های فرورونده، قطعة بازالتی فرورونده و یا ترکیبی از هر دو هستند که ترکیب گوشته را تغییر می‌دهند (Nakamura and Iwamori, 2009). سیال‏‌های پدیدآمده از صفحة فرورونده برخی عنصرهای ناسازگار را از پوسته فرورونده به گوشتة زیرقاره‏‌ای در ناحیه کمان می‌بَرند (Hermann et al., 2006). افزوده‌شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوستة اقیانوسی دگرسان‌شده به منبع ذوب‏‌شدگی، در نمودارهای عنکبوتی آنومالی مثبت U و Th را پدید می‌آورد (Fan et al., 2003). برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده، روتیل بجامانده و سیال‌های فرورانشی بیشترین نقش را در متاسوماتیسم‌ گوشته بازی کرده‏‌اند و نمونه‏‌ها در راستای روندهای مربوطه جای گرفته‏‌اند (شکل 9- B).

پژوهشگران برای بررسی درجة آلایش پوسته‏‌ای پارامترهای شیمیایی گوناگونی پیشنهاد کرده‌اند. سنگ‏‌های بازالتی که تحت تاثیر آلایش پوسته‏‌ای قرار می‏‌گیرند، دارای نسبت‏‌های 22La/Ta> و 5/1 La/Nb> هستند (Hart et al., 1984; Abdel– Fattah et al., 2004). در سنگ‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده، نسبت ‏‌La/Ta برابر با 02/16-90/48 و نسبت La/Nb برابر با 8/4-5/18 است. در بازالت‏‌های بررسی‏‌شده این نسبت‏‌ها آلایش پوسته‏‌ای را نشان می‌دهند.

شکل 9- نمودارهای تعیین نقش عوامل فرورانش در متاسوماتیسم‌کردن گوشته برای نمونه‏‌های منطقه سوناجیل.A ) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb(Pearce, 1983)؛ B) نمودار Ba/Nb دربرابر Th/Nb (Ersoy et al., 2010)؛ C) نمودار Nb/Rb دربرابر Rb/Y (Temel et al., 1998)؛ D) نمودار Ba/Rb دربرابر Th/Nb (Askrene et al., 1999)

برای بررسی آلایش پوسته‏‌ای، کاربرد نسبت‏‌ عنصرهایی مانند Ce/Pb و Nb/U بسیار کارآمد است؛ زیرا این عنصرها هنگام ذوب‏‌بخشی و یا تبلور‏‌بخشی از یکدیگر تفکیک نمی‏‌شوند و نسبت‏‌های آنها بازتابی از مقدار این نسبت‏‌ها در منطقه خاستگاه ماگماست (Hofmann, 1998). این نسبت‏‌ها برای مذاب‏‌های جداشده از گوشته (OIB و MORB) به‌صورت Ce/Pb (25±5) و Nb/U (47±7) هستند (Hofmann et al., 1986). میانگین نسبت Ce/Pb برای پوستة قاره‏‌ای 4/12 به‌دست آمده است (Karmalker et al., 2005). نسبت Ce/Pb در نمونه‏‌های بازالتی این منطقه از 33/7 تا 22/35 و در بیشترشان از 33/7 تا 89/10 است. این مقدارها کمتر از مذاب‏‌های جداشده از گوشتة MORB و OIB هستند و نشان‏‌دهندة ارتباط این سنگ‏‌ها با کمان‏‌های آتشفشانی و یا آلایش ماگما با پوسته است. در نمودار Nb/Rb دربرابر Rb/Y روند عمودی داده‏‌ها به‌خوبی نشان‌دهندة ﺗﺄثیر پوستة قاره‏‌ای در ماگمای سنگ‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده است (شکل 9- C). همچنین، در نمودار Ba/Th دربرابر Th/Nb، نمونه‏‌های الیوین‌بازالتی بررسی‏‌شده مقدارهای بالایی از Th/Nb و مقدارهای کمی از Ba/Th را نشان می‏‌دهند. این مقدارها نشانه‌ای از ﺗﺄثیر رسوب‌های پوستة بالایی در آلایش و متاسوماتیسم خاستگاه این سنگ‏‌ها هستند (شکل 9- D).

آندزیت‏‌ها: سنگ‏‌های آندزیتی بررسی‏‌شده سرشت شوشونیتی دارند. همچنین، از عنصرهای LILE و LREE غنی‌شدگی از عنصرهای HFSE تهی‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل‏‌های 5 و 6). افزون‌براین، نمونه‏‌های آندزیتی و تراکی‏‌آندزیتی بررسی‏‌شده نیز ویژگی‏‌های آداکیتی از خود نشان می‏‌دهند (شکل 10- A). ماگماهای آداکیتی با SiO₂≥56 درصدوزنی، Al₂O₃≥15 درصدوزنی (به‌ندرت کمتر)، معمولاً MgO< 3 درصدوزنی (به‌ندرت بالای 6 درصدوزنی)، HREE و Y کم (Y87Sr/⁸⁶Sr >704/0 شناخته می‏‌شوند (Defant and Drummond, 1993; Castillo, 2012). همچنین، نسبت Sr/Y در آداکیت‏‌ها از 40 بیشتر است؛ اما در گدازه‏‌های کالک‏‌آلکالن معمولی معمولاً از 40 کمتر است. در نمونه‏‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی بررسی‏‌شده میزان SiO₂>55 درصدوزنی، Al₂O₃>16 درصدوزنی، MgO< 3 درصدوزنی، عموما Y 300 ppm است. نسبت Sr/Y در نمونه‏‌های آندزیتی بررسی‏‌شده عموماً از 40 بیشتر است. این مقدارها نشان می‏‌دهند که سنگ‏‌های آندزیتی بررسی‏‌شده با سنگ‏‌های آداکیتی همانندیِ فراوانی دارند.

آداکیت‏‌ها: آداکیت‏‌ها به گروه آداکیت‏‌های پرسلیس، کم‌سلیس، آداکیت‏‌های قاره‏‌ای یا پتاسیک و آداکیت‏‌های آرکئن رده‌بندی شده‏‌اند (Moyen, 2009). در آداکیت‏‌های پرسیلیس (HSA) مقدار SiO₂ بیشتر از 56 درصدوزنی، MgO کمتر از 3 درصدوزنی، میزان Y کمتر از ppm18، Yb کمتر از ppm 9/1، میزان Sr بالا (400 Sr>)،40Sr/Y>،10La_N/Yb_N> است (Defant and Drummond, 1990; Oyarzun et al., 2002; Reich et al., 2003). این آداکیت‏‌ها در پی ذوب‏‌بخشی متابازالت‏‌ها در گسترة پایداری گارنت پدید می‌آیند. آداکیت‏‌های کم‌سیلیس (LSA) 60-50 درصدوزنی سیلیس دارند. نسبت Sr/Y (ppm 100-300) و La/Yb (ppm 40-80) در آنها بالاست. تفاوت‌های زمین‏‌شیمیایی آشکاری میان دو گروه آداکیت‏‌های HSA و LSA در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت دیده می‌شوند. آداکیت‏‌های کم‏‌‌سیلیس دربرابر آداکیت‏‌های پرسیلیس (با نسبت‏‌های Sr/Y و La/Yb بالاتر) الگوی جدایافته‏‌تری نشان می‏‌دهند (Moyen, 2009). آداکیت‏‌های قاره‏‌ای یا پتاسیک طیف گسترده‏‌ای از سیلیس (کمتر از 60 تا بیش از 75 درصد ) دارند و میزان La/Yb بالایی را نشان نمی‏‌دهند. برپایة نمودار شکل 10- B، نمونه‏‌های آداکیتی بررسی‏‌شده در محدودة آداکیت‏‌های پرسیلیس جای می‏‌گیرند. همچنین، میزان K₂O بالایی (K₂O/Na₂O نزدیک کمی بیشتر از یک) دارند (جدول 1) که با آداکیت‏‌های قاره‏‌ای یا پتاسیک (C-type adakites) قابل مقایسه هستند. آزمایش‌های تجربی دمای 1075-1050سانتیگراد و فشار 2 گیگا‏‌پاسگال و مقدار آب نزدیک به 6 درصد را برای پیدایش ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها پیشنهاد کرده‏‌اند. مقدار بالای آلکالی با فشار بالای ذوب‏‌بخشی و همچنین، حضور فاز پتاسیم‌دار در خاستگاه در ارتباط است (Xiao et al., 2006).

شکل 10- نمونه‏‌های منطقه سوناجیل در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Castillo, 2012)؛ B) نمودار تفکیک آداکیت‌های کم سلیس و پر سیلیس (Castillo, 2012)؛ C، D) نمودارهای پیشنهادیِ Patino Douce (1999) برای شناسایی سرشت خاستگاه آداکیت‌ها دربارة خاستگاه ماگماهای آداکیتی

بیشتر پژوهشگران داشتن گارنت در خاستگاه را برای پیدایش سرشت آداکیتی پیشنهاد کرده‌اند. داده‌های زمین‏‌شیمیایی و نمودارهای عنکبوتی نشان می‏‌دهند نمونه‏‌های آداکیتی از HREE و به‌ویژه Y و Yb تهی‏‌شدگی دارند. این نکته گویای گارنت‌داربودن خاستگاه آنهاست. برای خاستگاه گارنت‏‌دار ماگمای آداکیتی دست‌کم دو احتمال پیشنهاد می‏‌شود:

الف- ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین ضخیم‌شده؛

ب- ذوب‏‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورونده.

ذوب‏‌بخشی سنگ‏‌های مافیک در پوستة زیرین مکانیسم دیگری است که ماگماهای آداکیتی را پدید می‌آورد. این پدیده در پاسخ به فرایند افزایش ستبرای پوسته به‌دنبال افزوده‌شدن ماگمای مافیک جداشده از گوشته (که در بخش زیرین پوسته جایگزین می‏‌شود) روی می‌دهد (Gromet and Silver, 1987; Petford and Atherton, 1996; Martin, 1999).

ماگماهای آداکیتی که از پوستة زیرین جدا می‏‌شوند، MgO و Mg# کمی دارند (Rapp et al., 1991; Skjerlie and Patino Douce, 2002). آداکیت‏‌های جداشده از پوستة اقیانوسی مقدارهای کمی از نسبت Rb/Sr (04/0-01/0) دارند. این نسبت در آداکیت‏‌های جداشده از پوستة قاره‏‌ای بیشتر از 05/0 است (Hou et al., 2004). این مقدار برای نمونه‏‌های آداکیتی بررسی‏‌شده برابر با 07/0- 25/0است. ازاین‌رو، نمونه‏‌های آداکیتی بررسی‏‌شده از ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین قاره‏‌ای خاستگاه گرفته‏‌اند. برپایة نمودارهای پیشنهادشده برای خاستگاه سنگ‏‌های آداکیتی (Patino Douce, 1999)، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده یک خاستگاه بازیک و آمفیبولیتی جای گرفته‌اند (شکل‌های 10- C و 10- D).

تا کنون نظریه‌های گوناگونی پیشنهاد شده‌اند. ماگماهای آداکیتی در محیط‏‌های زمین‌ساختی گوناگونی رخنمون دارند و پیدایش آنها با الگو‏‌های سنگ‌زایی گوناگونی توصیف شده است:

1) ذوب‏‌بخشی قطعة اقیانوسی در شرایط ویژه (Defant and Drummond, 1990; Martin et al., 2005)؛

2) فرایند‏‌های جدایش بلورین و آلایش پوسته‏‌ای (Castillo et al., 1999)؛

3) ذوب‏‌بخشی پوستة ضخیم‌شده زیرین (Kay, 1978; Petford and Atherton, 1996; Atherton and Petfod, 1993; Xiong et al., 2003)؛

4- ذوب‏‌بخشی قطعة غوطه‏‌ورشده در گوشته (Mungall, 2002)؛

5) ذوب‏‌بخشی پوستة زیرین (delaminated) (Kay and Kay, 1993; Wang et al., 2004a)؛

6) سرشت آداکیتی مذاب‏‌های متاسوماتیسم‌کننده گوشتة سنگ‌کره‌ای و ذوب بعدی این گوشته، مذاب‏‌های آداکیتی را پدید می‌آورد (Castro et al., 2013).

برای شناسایی خاستگاه سنگ آداکیتی بررسی‏‌شده از نمودارهای SiO₂ دربرابر Mg#، MgO و TiO₂ بهره‌ گرفته شد (شکل‌های 11- A، 11- B و 11- C). در این نمودارها، نمونه‏‌های آداکیتی بررسی‏‌شده در محدودة پوستة زیرین ضخیم‌شده جای گرفته‌اند.

ماگمای جداشده از قطعه‌های پوستة زیرین که درون گوشته غوطه‏‌ور شده‏‌اند (Delaminated) نیز آداکیتی هستند. در این صورت، قطعه‌های پوستة زیرین غوطه‏‌ور شده در گوشته در پی گرم‌شدن با گوشته، به‌طور بخشی ذوب می‏‌شوند (Kay and Kay, 1993). در هنگام گذر از درون گوشته، میزان Mg#، Ni و Cr مذاب در پی این فرایند افزایش و میزان SiO₂، Na₂O، Al₂O₃ آن در پی واکنش با گوشته کاهش می‏‌یابد (Kepezhinskas et al., 1995). در مقایسه با آداکیت‏‌های جداشده از قطعه‌های پوستة زیرین درون گوشته، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده SiO₂، Ni و Cr کم و Na₂O، Al₂O₃ بالایی دارند.

همان‌گونه‌که گفته شد، افزون‌بر اینکه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده منطقه ویژگی آداکیتی دارند، میزان پتاسیم بالایی نیز دارند و ازاین‌رو، از آداکیت‏‌های پتاسیک شمرده می‌شوند. به‌تازگی آداکیت‏‌های پتاسیک از پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی درون قاره‏‌ای و محیط‏‌های زمین‏‌ساختی کششی گزارش شده‏‌اند (Wang et al., 2004b). بررسی‏‌های گوناگون نشان می‌دهند سنگ‏‌های مافیک پوستة زیرین مایعاتی با نسبت‏‌های La_N/Yb_N و Sr/Y بالا در فشار کافی (Km 40 ≤ و Gpa2/1 ≤ ) پدید می‌آورند. این در شرایطی است که گارنت در مجموعة کانیایی پایدار بجای مانده است (Rapp et al., 1991; Springer and Sack, 1997). برای پیدایش آداکیت‏‌های با پتاسیم بالا دو الگو پیشنهاد شده است: وجود سنگ‏‌های آداکیتی با میزان پتاسیم بالا را به ذوب‏‌بخشی خاستگاه مافیک با پتاسیم بالا و یا شوشونیتی نسبت داده‏‌اند (Rapp et al., 2002). همچنین، گفته شده است که ذوب فشاربالای یک خاستگاه بازیک با میزان پتاسیم کم (به‌اندازة مورب) ماگمای آداکیتی با پتاسیم بالا پدید می‌آورد (Rapp et al., 2002; Xiao and Clemens, 2006).

شکل 11- جایگاه نمونه‏‌های آداکیتی منطقة سوناجیل در: A، B و C) نمودار SiO₂دربرابرMg# (Patino Douce ,1999)، D) نمودار Ybدربرابر La/Yb (Martin, 1999) برای ارزیابی کانی‏‌شناسی خاستگاه و درصد ذوب‏‌بخشی

ارزیابی کانی‏‌شناختی و درصد ذوب‏‌بخشی سنگ آداکیتی این منطقه در نمودار La/Yb دربرابر Yb انجام می‌شود. برپایة این نمودار (شکل 11- D)،‌ خاستگاه سنگ آداکیتی بررسی‏‌شده اکلوژیتی مافیک با 20 درصدحجمی آمفیبول، 30 درصدحجمی گارنت، 50 درصدحجمی کلینوپیروکسن بوده است. این خاستگاه تا بیشتر از 30 درصدحجمی دچار ذوب‏‌بخشی شده است. برپایة آنچه گفته شده، سنگ‏‌های آداکیتی بررسی‏‌شده از ذوب‏‌بخشی یک خاستگاه مافیک پتاسیک دگرگون‌شده در رخساره اکلوژیت پدید آمده‌اند. این خاستگاه دچار بیشتر از 30 درصد ذوب‏‌بخشی شده است. گفتنی است پوستة زیرین مافیک یادشده به‌دنبال افزوده‌شدن ماگمای مافیک پتاسیک در پی رویداد فرورانش پیشین ضخیم شده است.

پهنة زمین‏‌ساختی

برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی بازالت‏‌های بررسی‏‌شده سرشت شوشونیتی دارند و وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند. گدازه‏‌های کمان آتشفشانی با نسبت‏‌های بالای LILE/HFSE شناخته می‏‌شوند که این نسبت در سنگ‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده بالاست. برای شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش مذاب سازندة سنگ‏‌های این منطقه از نمودار پیشنهادیِ Wood (1980) بهره گرفته شد. نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة پیشنهادشده برای محیط‏‌های مربوط به کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند (شکل 12- A).

شکل 12- جایگاه نمونه‏‌های آداکیتی منطقة سوناجیل در: A) نمودار شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی (Wood, 1980) (CAB: بازالت کالک‌آلکالن؛ WPA: آلکالی‌بازالت درون‌صفحه‏‌ای؛ IAT: توله‌ایت جزیره‌های کمانی؛‌ B) نمودار پیشنهادیِ Mullen (1983)؛ D، C) نمودار‏‌های شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های پتاسیک (Müller and Groves, 1995) (WIP: within plate potassic magmatic rocks؛ PAP: Post collisional arc potassic magmatic؛ ‌CAP: Continental arc potassic magmatic rocks؛ IOP: Initial oceanic potassic magmatic rocks؛ LOP: Late oceanic potassic magmatic rocks.)

به باور Wood و همکاران (1979)، در سنگ‏‌های پدیدآمده در محیط‏‌های کمان فرورانش نسبت Th/Ta بیشتر از 2 است. این نسبت برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در سوناجیل برابربا 45/9 – 65/3 است و نشان‌دهندة جایگاه زمین‏‌ساختی کمان فرورانشی برای پیدایش سنگ‏‌های این منطقه است. همچنین، نمودار پیشنهادیِ Mullen (1983) برای شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‏‌ها در محدودة بازالت‌های کالک‌آلکالن قاره‌ای جای گرفته_‏‌اند (شکل 12- B). ازآنجایی‌که نمونه‏‌های سنگ‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده بیشتر سرشت شوشونیتی دارند، از نمودارهای پیشنهادیِ Müller و Gruves (1995) بهره گرفته شد. در این نمودارها، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده‏‌های کمان‏‌آتشفشانی و پسابرخوردی جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 1- C و 1- D).

نتیجه‏‌گیری

سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن منطقة سوناجیل تنوع ترکیبی الیوین‌بازالت، هورنبلند‌بازالت، آندزیت‌بازالتی، آندزیت و تراکی‏‌آندزیت نشان می‌دهند. در بررسی‏‌های میکروسکوپی بیشتر نمونه‏‌‏‌ها بافت غالب پورفیری با زمینه شیشه‏‌‏‌ای، میکرولیتی دارند. بیشتر نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده سرشت شوشونیتی نشان می‏‌دهند و آندزیت‏‌ها و تراکی‌آندزیت‏‌ها سرشت آداکیتی و پتاسیک دارند. برپایة نمودارهای بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه و کندریت، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از LILE و LREE غنی‏‌شدگی و از HFSE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. این ویژگی نشانة وابستگی آنها با پهنه‌های فرورانش است. نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده (مگر بازالت پلاژیوکلازدار) آنومالی Eu ندارد. الیوین‌بازالت‏‌ها پیامد ذوب‏‌بخشی 20- 5 درصد یک خاستگاه گوشته‌ایِ سنگ‌کره‌ایِ متاسوماتیسم‌شده با ترکیب اسپینل‌گارنت‌لرزولیتی فلوگوپیت‌دار هستند. بازالت‏‌های آمفیبول‌دار از گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای و متاسوماتیسم‌شده، گارنت‌اسپینل‌لرزولیتی آمفیبول‌دار با ذوب‏‌بخشی نزدیک به 20 درصد خاستگاه گرفته‌اند. بازالت‌های پلاژیوکلازدار نیز از یک خاستگاه گوشته‏‌ای سنگ‌کره‌ایِ متاسوماتیسم‌شده با ترکیب اسپینل‌لرزولیتی فلوگوپیت‏‌دار با درصد ذوب‏‌بخشی 20-10 پدید آمده‏‌اند. آداکیت‏‌های بررسی‏‌شده از ذوب‏‌بخشی 30 درصدیِ پوستة زیرین مافیک پتاسیک دگرگون‌شده در رخسارة اکلوژیت پدید آمده‏‌اند.

مراجع

Abdel – Fattah, M., Abdel – Rahman, A. M. and Nasser, P. E. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: Petrogenesis of alkali basalts from northern Lebanon. Geological Magazine Cambridge University Press 141: 545 – 563.

Aghazadeh, M. (2014) Geological map of Sonajeel porphyry copper deposit and surrounding area with 1:5000 scale. Kumeh Madaneh Pars Company (in Persian).

Aghazadeh, M., Castro, A., Badrzadeh, Z. and Vogt, K. (2011) Post-collisional polycyclic plutonism from the Zagros hinterland. The Shaivar-Dagh plutonic complex Alborz belt, Iran. Geological Magazine 148: 980–1008.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic , post-collision volcanism in westernAnatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.

Atherton, M. P. and Petford, N. (1993) Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust. Nature 362: 144-146.

Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos 148: 98-111.

Askrene, D. R., Roden, M. F. and Whitney, J. A. (1999) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuffs of the Western USA. Journal of Petrology 38: 1021-1046.

Babakhani, A. R., Lesquyer, J. L. and Rico, R. (1976) Ahar Quadrangle (scale 1:250,000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Castillo, P. R., Janney, P. E., and Solidum, R. U. (1999) Petrology and geochemistry of Camiguin Island, southern Philippines: insights to the source of adakites and other lavas in a complex arc setting. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 33–51.

Castillo, P. R., Solidum, R. U. and Punongbayan, R. S. (2002) Origin of high field strength element enrichment in the Sulu Arc, southern Philippines, revisited. Geology 30: 707–710.

Castillo, P.R. Yan, Q.S. and Shi X.F. (2012) Geochemistry of basaltic lavas from the southern Lau Basin: input of compositionally variable subduction components. International Geology Review 54: 1456-1474.

Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Chichorro, M. (2013) Late Eocene–Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos 180–181: 109–127.

Coban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision- and extension – related provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia. Earth Science Reviews 80: 219 – 238.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662–665.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1993) Mount St. Helens: Potential example of the partial melting of thesubducted lithosphere in a volcanic arc. Geology 21: 547–550.

Dostal, J., Caby, R., Keppie, J. D. and Maza, M. (2002) Neoproterozoic magmatism in Southwestern Algeria (Sebkha el Melah inlier): a northerly extension of the Trans- Saharan orogen. Journal of African Earth Science 35: 213–225.

Ellam, R. M. and Cox, K. G. (1991) An interpretationof Karoo picrite basalts in terms of interaction betweenasthenospheric magmas and the mantle lithosphere. Earth and Planetary Science Letter 105: 330-342.

Ersoy, E. Y., Helvacı, C. and Palmer, M. R. (2010) Mantle source characteristics and melting models for the early-middle Miocene mafic volcanism in western Anatolia: implications for enrichment processes of mantle lithosphere and origin of K-rich volcanism in post-collisional settings. Journal of Volcanology and Geothermal Research 198: 112-128.

Fan, W., Gue, F., Wang, Y. J. and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of postorogenic extention in the northern Da Hinggan mountains, northeastern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research 121: 115-135.

Furman, T. and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Lithos 48: 237-262.

Gencalioglu, Kuscu, G. and Geneli, F. (2010) Review of post-collisional volcanism in the Central Anatolian volcanic province (Turkey), with special reference to the Tepekoy volcanic complex. International Journal of Earth Sciences 99: 593-621.

Gromet, L. P. and Silver, L. (1987) REE variations across the Peninsular Ranges Batholith: implications for batholithic petrogenesis and crustal growth in magmatic arcs. Journal of Petrology 28: 75–125.

Hart, W. K., Aronson, J. L. and Mertzman, S. A. (1984) Areal distribution and age of low-K, high alumina olivine tholeiitic magmatism in the northwestern Great Basin: Geological Society of America Bulletin 95: 185–195.

Hermann, J., Spandler, C., Hack, A. and Korsakov, A. V. (2006) Aqueous fluids and hydrous melts inhigh-pressure and ultra-high pressure rocks: implications for element transfer in subduction zones. Lithos 92: 399-417.

Hofmann, A. W. (1988) Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297–314.

Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert, M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79: 33–45.

Hou, Z. Q., Gao, Y. F., Qu, X. M., Rul, Z. Y. and Mo, X. X. (2004) Origin of adakitic intrusive generated during mid-Miocene east-west extension in southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters 220: 139-155.

Jamali, H., Dilek, Y., Daliran, F., Yaghubpur, A. M. and Mehrabi, B. (2010) Metallogeny and tectonic evolution of the Cenozoic Ahar–Arasbaran volcanic belt, northern Iran. International Geology Reviews 52: 608–630.

Jiang, Y. H., Jiang S. Y., Ling, H. F., Zhou, X. R., Rui, X. J. and Yang, W. Z. (2002) Petrology and geochemistry of shoshonitic plutons from the western Kunlun orogenic belt, China: implications for granitoid geneses. Lithos 63: 165– 187.

Karmalker, N. R., Rogers, S., Griffin, W. L. and Oreilly, S. Y. (2005) Alkaline magmatism from Kutch, NE India: Implication for plum lithosphere interaction. Lithos 81: 101- 119.

Kay, R. W. (1978) Aleutian magnesian andesites: melts from subducted Pacific Ocean crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research 4: 117– 132.

Kay, R. W. and Kay, S. M. (1993) Delamination and delamination magmatism. Tectonophysics 219: 177–189.

Kepezhinskas, P. K., Defant, M. J. and Drummond, M. (1995) Na metasomatism in the island-arc mantle by slab melt–peridotite interaction: evidence from mantle interaction—evidence from mantle xenoliths in the north Kamchatka arc. Journal of Petrology 36: 1505–1527.

Kretz, R. (1983) Symbols of rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277–279

La Tourette, T., Hervig, R. L. and Holloway, J. R. (1995) Trace element partitioning between amphibole, phlogopite and basanite melt. Earth and Planetary Science Letters 135: 13-30.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.

Mahdavi, M. A. and Amini Fazl, A. (1989) Geological Map of Ahar Quadrangle (scale 1:100,000). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: Modern analogues of Archean granitoids. Lithos 46: 411-429.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79: 1–24.

McKenzie, D. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth elementconcentratons. Journal of Petrology 32: 1021-1091.

Menzies, M. A., Kyle, P. R., Jones, M. and Ingram, G. (1991) Enriched and depleted source components for tholeiitic and alkaline lavas from Zuni–Bandera, New Mexico: inferences about intraplate processes and stratified lithosphere. Journal of Geophysical Research 96: 13645–13671.

Morrison, G. W. (1980) Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association. Lithos 13: 97-108.

Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: the meaning of the adakitic signature. Lithos 112: 556-574.

Mullen, E. D. (1983) MnO/TiO₂/P₂O₅: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters 62: 53-62.

Müller, D. and Groves, D. I. (1995) Potassic Igneous Rocks and Associated Gold–Copper Mineralization. Springer-Verlag Berlin.

Mungall, E. J. (2002) Roasting the mantle: slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits. Geology 30: 915-918.

Nabavi, M. H. (1976) An Introduction to the Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Nakamura, H. and Iwamori, H. (2009) Contribution of slab-fluid in arc magmas beneath the Japan arcs. Gondwana Research 16: 431-445.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757–775.

Oyarzun, R., Marques, A., Lillo, J., Lopez, I. and Rivera, S. (2002) Gant versus small porphyry copper deposits of Cenozoic age in northern Chile: adakitic versus normal calc-alkalin magmatism. Mineralium Deposita 36: 794-798

Patino Douce, A. E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Understanding Granites: Integrating New and Classical Techniques (Eds. Castro, A., Fernandez, C. and Vigneresse, J. L.) Special Publications 168: 55-75. Geological Society, London, UK.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristcs of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites Orogenic, Andesites and Related Rocks (Ed. Thorpe, R. S.) John Wiley & Sons, 525–548. Chichester, UK,

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

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 68-81.

Petford, N. and Atherton, M. (1996) Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: the Cordillera Blanca batholith, Peru. Journal of Petrology 37: 1491– 1521

Rapp, R. P., Xiao, L. and Shimizu, N. (2002) Experimental constraints on the origin of potassium-rich adakite in east China. Acta Petrologica Sinica 18: 293–311.

Rapp, R. P., Watson, E. B. and Miller, C. F. (1991) Partial meltingof amphibolite/ eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalites. Precambrian Research 51: 1–25.

Reich, M., Parada, M., Palacios, C., Dietrich, A., Schultz, F. and Lehman, B. (2003) Adakite-like signature of Late Miocene intrusions at the Los Pelambres giant porphyry copper deposit in the Andes of central Chile: metallogenic implications. Mineralium Deposita 38: 876-885.

Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. Blackie & Son Ltd., Glasgow, Scotland.

Rollinson, H. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation and Interpretation. Addison Wesley Longman, Harlow, UK.

Skjerlie, K. P. and Patino Douce, A. E. (2002) The fluid-absent partial melting of a zoisite-bearing quartz eclogite from 1_0 to 3_2 GPa: implications for melting in thickened continental crust and for subduction-zone processes. Journal of Petrology 43: 291-314.

Springer, W. and Seck, H. A. (1997) Partial fusion of basic granulites at 5 to 15 kbar: implications for the origin of TTG magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 127: 30-45.

Stern, R. A., Bloomer, S. H., Lin, P. N., Ito, E. and Morris, J. (1988) Shoshonitic magmas in nascent arcs: new evidence from submarine volcanoes in the northern Marianas. Geology 16: 426-430.

Sun, L. H., Wang, Y. J., Fan, W. M. and Zi, J. W. (2008) Post-collisional potassic magmatism in the Southern Awulale Mountain, western Tianshan Orogen: petrogenetic and tectonic implications. Gondwana Research 14: 383–394.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) A chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication, 42: 313 – 345. Geological Society of London, UK.

Temel, A., Gondogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical cheracteristics of Cenozoic high-K calkalkaline volcanism in Konya, Central Antolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327-357

Wang, Q., Xu, J. F., Zhao, Z. H., Bao, Z. W., Xu, W. and Xiong, X. L. (2004a). Cretaceous high-potassium intrusive rocks in the Yueshan–Hongzhen area of east China: adakites in an extensional tectonic regime within a continent. Geochemical Journal 38: 417–434.

Wang, Q., Zhao, Z. H., Bao, Z W., Xu, J. F., Liu, W. and Li, C. F. (2004b) Geochemistry and petrogenesis of the Tongshankou and Yinzu adakitic intrusive rocks and the associated porphyry copper– molybdenum mineralization in southeast Hubei, east China. Resource Geology 54: 137–152.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. A global tectonic approach. Chapman and Hall, London, UK.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different malpas series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.

Wood, D. A. (1980) The application of Th- Hf- Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth Planetary Sciences Letters 50: 11- 30.

Xiao, L. and Clemens, J. D. (2007) Origin of potassic (C-type) adakite magmas: Experimental and field constraints. Lithos 95: 399-414.

Xiao, L., Zhang, H. F., Clemens, J. D. and Wang, Q. W. (2006) Late Triassic granitoids of the eastern margin of the Tibetan plateau: petrogenesis and implications for tectonic evolution. Lithos 54: 173-206.

Xu, H. J., Ma, C. Q. and Ye, K. (2007) Early Cretaceous granitoids and their implications for the collapse of the Dabie orogen, eastern China: SHRIMP zircon U–Pb dating and geochemistry. Chemical Geology 240: 238–259.

Zhuang, L. and Bin, C. (2014) Geochronology and geochemistry of the Paleoproterozoicmeta-basalts from the Jiao-Liao-Ji Belt, North China Craton: Implications for petrogenesis and tectonic setting. Precambrian Research 255: 653–667.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,502

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 583

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

زمین‌شیمی و سنگ‌زاییِ سنگ‌های آتشفشانی شوشونیتی و آداکیتی ائوسن منطقه سوناجیل ‏‏(جنوب‌خاوری هریس، آذربایجان شرقی)‏