سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان (شمال‌باختری ایران): شاهدی بر ماگماتیسم کالک‌آلکالن در محیط پسابرخوردی

فریدآزاد, مروت

doi:10.22108/ijp.2020.113825.1102

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,652
تعداد مقالات	13,423
تعداد مشاهده مقاله	30,846,731
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,142,212

سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان (شمال‌باختری ایران): شاهدی بر ماگماتیسم کالک‌آلکالن در محیط پسابرخوردی

پترولوژی

مقاله 4، دوره 11، شماره 2 - شماره پیاپی 42، شهریور 1399، صفحه 37-64 اصل مقاله (2.34 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2020.113825.1102

نویسنده

مروت فریدآزاد^*

استادیار پترولوژی-دانشکده مهندسی معدن-دانشگاه صنعتی سهند-تبریز-ایران

چکیده

منطقة بررسی‌شده در استان آذربایجان شرقی و در شمال‌باختری شهر ورزقان جای دارد. این منطقه در پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران است که خود بخشی از یک واحد تکتونو- ماگمایی بزرگ به‌نام فلات بلند ایرانی- ترکی به‌شمار می‌رود. سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده جوان‌ترین تظاهرات آتشفشانی منطقه هستند و از روانه‏‌های آندزیتی و نهشته‏‌های آذرآواری مربوطه ساخته شده‌اند. بافت غالب این سنگ‏‌ها بافت پورفیری است و پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن از فنوکریست‏‌های اصلی آنها به‌شمار می‌روند. این سنگ‌ها سرشت کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا دارند و در نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت، الگوی کم شیب (La_N/Yb_N = 54/7- 21/5) با آنومالی منفی ضعیف در عنصر یوروپیم (Eu/Eu*= 89/0- 82/0) نشان می‌دهند. در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به ترکیب MORB، غنی‌شدگی در عنصرهای کمیاب خاکی سبک و عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (مانند: Ba، Th، K و Sr) نسبت به عنصرهای کمیاب خاکی سنگین و عنصرهای با شدت میدان بالا و نیز آنومالی منفی در عنصرهایی مانند Ta، Nb و Ti نشان می‌دهند. این ویژگی‌ها از ویژگی‌های ماگماهای وابسته به فرورانش هستند. یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی سنگ‏‌های بررسی‌شده و مقایسه آنها با سنگ‏‌های هم‌سرشت در دیگر بخش‌های فلات بلند ایرانی- ترکی (آرارات و سهند) بر این نظر صحه می‌گذارند که ماگمای مادر سنگ‏‌های آندزیتی شمال‌باختری ورزقان در یک محیط پسابرخوردی از ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌‌ای زیرقاره‌ای پدید آمده است که پیش از این با سیال‌های آزادشده از تختة ‌فرورو متاسوماتیزه ‌شده است و در هنگام بالاآمدن به سطح زمین با پوستة قاره‌ای بالایی نیز آلایش پیدا کرده است.

کلیدواژه‌ها

آندزیت دوپیروکسن‌دار؛ گوشتة سنگ‌کره‌‌ای؛ محیط پسابرخوردی؛ شمال‌باختری ورزقان؛ پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران

اصل مقاله

مقدمه

ایران، قفقاز کوچک و آناتولی در مرز صفحه‌های قاره‌ای عربی و اوراسیا و شمال زمین‌درز اقیانوس تتیس جوان جای دارند. دربارة زمان بسته‌‌شدن اقیانوس تتیس جوان دیدگاه‌ها یکسان نیستند. برخی پژوهشگران زمان برخورد پایانی میان صفحه‌های عربی و اوراسیا را 12 میلیون سال پیش تعیین کرده‌اند (Şengör and Kidd, 1979; Şengör and Yılmaz, 1981) و به باور برخی دیگر، برخورد صفحه‌های قاره‌ای در زمان ائوسن رخ داده است (Kaymakci et al., 2010; Dilek et al., 2010; Sosson et al., 2010). فعالیت ماگمایی پس از برخورد به‌صورت فعالیت‏‌های آتشفشانی میوسن پایانی- کواترنری و به‌شکل مخروط‏‌های آتشفشانی جوان به‌خوبی در منطقه برخورد دو صفحة اوراسیا و عربی نمایان است و از میان آنها آتشفشان‏‌های سهند و سبلان در شمال‌باختری ایران، قفقاز کوچک در آذربایجان و ارمنستان و آرارات در ترکیه را نام برد. پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در کرانة جنوب‌خاوری فلات بلند ایرانی- ترکی جای دارد (شکل 1).

شکل 1- نقشة زمین‌ساختی منطقة خاور مدیترانه تا خلیج فارس (Dilek et al., 2010) و موقعیت پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران در فلات بلند ایرانی- ترکی

ماگماتیسم سنوزوییک در پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران با فعالیت شدید آتشفشانی که سنگ‏‌های حد واسط و اسیدی فراوانی را پدید آورده است، در ائوسن آغاز شده و با جایگیری توده‏‌های آذرین درونی بزرگ در الیگوسن- میوسن ادامه پیدا کرده است. در بخش جنوب‌باختری این پهنه، گنبدهای آتشفشانی اسیدیِ پس از میوسن دیده می‌شوند (Jamali et al., 2010). سنگ‏‌های بازالتی و تراکی‌آندزیتی پلیو- کواترنری به‌طور دگرشیب واحدهای قدیمی‌تر ماگمایی را ‌به‌ویژه در آتشفشان سبلان و اطراف ورزقان در بخش مرکزی پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران پوشانده‌اند (Jamali et al., 2010). برپایه بررسی‌های Jamali و همکاران (2010)، همة سنگ‏‌های سنوزوییک پهنة اهر- ارسباران ویژگی پسابرخوردی ازخود نشان می‌دهند.

منطقة بررسی‌شده بخشی از چهارگوش ورزقان (Mehrpartou et al., 1992) است که در شمال‌باختری شهر ورزقان و میان طول‏‌های جغرافیایی '30°46 تا '46°34 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی "6/30'32°38 تا "11/44'38°37شمالی و در مرکز پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران جای دارد (شکل ‏‌های 1 و 2).

شکل 2- نقشة زمین‌شناسی منطقة شمال‌باختری ورزقان همراه با محل‏‌های نمونه‌برداری (با تغییرات از: Mehrpartou و همکاران، 1992)

در دوران سنوزوییک منطقة ورزقان دستخوش فعالیت‏‌های آذرین گسترده‌ای بوده است؛ به‌گونه‌ای که نزدیک به 45 درصد محدودة نقشة زمین‌شناسی 100000/1 ورزقان را سنگ‏‌های آذرین (درونی و آتشفشانی) فراگرفته است (Mehrpartou et al. 1992). پیامد این فعالیت‏‌های آتشفشانی به‌صورت مخروط آتشفشانی ساخته‌شده از گدازه و سنگ‏‌های آذرآواری (از نوع توف و آگلومرا) در منطقة ورزقان دیده می‌شود.

سنگ‏‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن پلیو- کواترنری آذربایجان را Amel و همکاران (2009) بررسی کرده‌اند؛ اما به سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در این پژوهش هیچ اشاره‌ای نشده است. ازاین‌رو، این پژوهش برای تکمیل بررسی‌های سنگ‏‌شناسی روی سنگ‏‌های آندزیتی پلیو- کواترنری در منطقة شمال‌باختری ورزقان (اطراف روستاهای شرف‌آباد، گزنبند و کهنه‌علی) انجام شد. در این پژوهش کانی‌شناسی، سنگ‌نگاری و زمین‏‌شیمی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب سنگ‏‌های شمال‌باختری ورزقان بررسی شد. این بررسی در درک چگونگی پیدایش و تحول سنگ‏‌های آتشفشانی پهنة اهر- ارسباران کمک شایانی می‌کند. برای رسیدن به منطقة بررسی‌شده باید پس از گذر از جاده تبریز- اهر- ورزقان به‌سوی شهر ورزقان رفت و از آنجا به جادة ورزقان- خاروانا وارد شد تا پس از مسافت نزدیک به 10کیلومتر به منطقة بررسی‌شده دسترسی پیدا کرد.

زمین‌شناسی منطقه

آگلومراها و روانه‏‌های آندزیتی هورنبلند‌دار با بافت پورفیری به سن ائوسن از کهن‌ترین واحد زمین‌شناسی منطقه هستند که با واحدهای جوان‌تر به سن پلیو- کواترنری پوشیده شده‌اند (شکل 2). پیدایش نهشته‏‌های پلیو- کواترنری با فوران انفجاری و خروج مواد آذرآواری با ترکیب حد واسط از نوع توف برش آغاز شده و با خروج گدازه‏‌های آندزیتی دوپیروکسن‌دار به پایان رسیده است. این محصولات آتشفشانی مخروط‏‌های آتشفشانی فراوانی را ساخته‌‌اند که در بالای همة آنها نشانه‌هایی از دهانه‏‌های آتشفشانی به‌چشم می‌خورد. برای نمونه، در بررسی‌های صحرایی دهانه‌ای به قطر نزدیک به 3 متر در بالای مخروط آتشفشانی در جنوب منطقه (خاور روستای کهنه‌علی) دیده شد (شکل 2). مهم‌ترین ویژگی ساختی این گدازه‏‌ها شکستگی‏‌های آنهاست که به‌صورت دو دسته درزه کمابیش عمود برهم دیده می‌شوند. روی واحدهای یادشده، افقی از نهشته‏‌های کنگلومرایی جای دارد که با رسوب‌های آبرفتی عهد حاضر شامل قلوه‌سنگ، سیلت و رس پوشیده می‌شود (شکل 2).

روش انجام پژوهش

در مقاطع زمانی مختلف در تابستان 1390، بررسی‌های صحرایی برای بررسی منطقة بررسی‌شده از دیدگاه سنگ‌شناسی و انجام نمونه‌برداری و عکس‌برداری از رخنمون‏‌های سنگی و تعیین محل نمونه‌برداری‏‌ها با دستگاه GPS با تعیین مسیرهایی که بیشترین برونزد سنگی را داشتند انجام شد.

مختصات همة ایستگاه‏‌ها با دستگاه GPS به‌طور دقیق یادداشت و روی نقشه آورده شده‌اند (شکل 2). بررسی سنگ‌نگاری نمونه‏‌ها با میکروسکوپ پلاریزان مدل BXP60-Olympus در آزمایشگاه میکروسکوپی دانشگاه صنعتی سهند انجام شد.

برای شناخت دقیق ترکیب شیمیایی کانی‏‌های سازنده، نمونه‌ای از سنگ‏‌های بررسی‌شده پس از تهیة مقطع نازک- صیقلی با دستگاه ریزکاوالکترونی مدل CAMECA SX100 EPMA (ساخت کشور فرانسه) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شیمیایی نقطه‌ای شد. تجزیه روی کانی‏‌های مورد نظر در شرایط ولتاژ شتاب‌دهندة Kev 15، شدت جریان nA 20 و قطر پرتوی 5 میکرون انجام گرفت. برای تعیین Fe³⁺ از روش Droop (1987) بهره گرفته شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌های 1 تا 3 آورده شده‌اند.

پس از آن، از میان نمونه‌ها، شمار 12 نمونه با کمترین دگرسانی برای آنالیز سنگ کل (تعیین درصد اکسیدهای عنصرهای اصلی، میزان عنصرهای فرعی و REE) برگزیده شدند. از میان نمونه‏‌ها، سه نمونه به آزمایشگاه شرکت SGS کانادا فرستاده شدند (نمونه‏‌هایی که با نماد ستاره در جدول 4 نشان داده شده‌اند) و با دستگاه ICP-MS تجزیه شیمیایی شدند. آستانة آشکارسازی دستگاه برای عنصرهای اصلی برابربا 01/0 درصد و برای عنصرهای کمیاب از 05/0 تا 5 پی‌پی‌ام است. دیگر نمونه‏‌ها برای تجزیة عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به شرکت زرآزما زنجان فرستاده شدند. در این شرکت، نمونه‏‌ها پس از آماده‌سازی به کمک لیتیم‌متابورات ذوب شدند و محصول به‌دست‌آمده با اسیدنیتریک رقیق حل و سپس با دستگاه ICP-OES مقدار اکسید‏‌های عنصرهای اصلی با دقت 01/0 تا 05/0 درصد به‌دست آورده شد. اندازه‌گیری عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش انحلال در 4 اسید و اندازه‌گیری مقدار آنها با دستگاه ICP-MS و با دقت 02/0 تا 100 پی‌پی‌ام انجام شد.

در مرحلة پایانی، داده‏‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‏‌شیمی با یکدیگر آمیخته و تجزیه و تحلیل شدند. در پردازش داده‏‌های سنگ کل از نرم‌افزار GCDkit 4.1 (Janousek et al., 2006) استفاده شد.

جدول 1- داده‏‌های تجزیة ریزکاوالکترونی کانی پلاژیوکلاز (برپایة درصدوزنی) به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‏‌های پایانی (Ab: آلبیت؛ Or: ارتوکلاز و An: آنورتیت)

Sample No.	KA5- P9	KA5- P10	KA5- P11	Average P9- 11	KA5- P15	KA5- P16	Average P15- 16	KA5- P17
SiO₂	54.53	58.06	58.32	56.97	50.58	51.32	50.95	54.33
TiO₂	0.01	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.02
Al₂O₃	30.31	27.47	26.20	27.99	31.19	30.00	30.60	28.78
FeO	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.12	0.06	0.01
MnO	0.00	0.01	0.02	0.01	0.03	0.01	0.02	0.10
MgO	0.02	0.02	0.02	0.02	0.05	0.03	0.04	0.05
CaO	9.01	8.24	7.35	8.20	15.34	13.48	14.41	10.76
Na₂O	6.11	6.29	8.41	6.94	3.08	4.51	3.80	6.11
K₂O	0.42	0.68	0.49	0.53	0.13	0.23	0.18	0.39
Total	100.41	100.78	100.81	100.67	100.40	99.70	100.05	100.55

جدول 1- ادامه

Si⁴⁺	2.44	2.58	2.60	2.54	2.30	2.35	2.32	2.45
Ti⁴⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al³⁺	1.60	1.44	1.38	1.47	1.67	1.62	1.65	1.53
Fe²⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
Mn²⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg²⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca²⁺	0.43	0.39	0.35	0.39	0.75	0.66	0.70	0.52
Na¹⁺	0.53	0.54	0.73	0.60	0.27	0.40	0.34	0.53
K¹⁺	0.02	0.04	0.03	0.03	0.01	0.01	0.01	0.02
Total	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
Ab	0.54	0.56	0.66	0.59	0.27	0.37	0.32	0.50
Or	0.02	0.04	0.03	0.03	0.01	0.01	0.01	0.02
An	0.44	0.40	0.32	0.38	0.73	0.62	0.67	0.48

جدول 1- ادامه

Sample No.	KA5- P18	KA5- P19	KA5- P20	Average P17- 20	KA5- P21	KA5- P22	Average P21- 22
SiO₂	55.03	54.12	58.04	55.38	50.76	49.18	49.97
TiO₂	0.02	0.01	0.01	0.02	0.00	0.02	0.01
Al₂O₃	29.06	29.18	25.67	28.17	30.64	31.49	31.07
FeO	0.18	0.00	0.48	0.17	0.30	0.65	0.48
MnO	0.02	0.00	0.00	0.03	0.12	0.00	0.06
MgO	0.03	0.04	0.04	0.04	0.03	0.08	0.06
CaO	11.24	11.74	9.01	10.69	13.78	15.38	14.58
Na₂O	5.14	5.53	6.07	5.71	4.46	3.18	3.82
K₂O	0.33	0.28	0.64	0.41	0.30	0.08	0.19
Cr₂O₃	0.00	0.03	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00
Total	101.05	100.93	99.96	100.62	100.39	100.06	100.23
Si⁴⁺	2.46	2.43	2.61	2.49	2.32	2.26	2.29
Ti⁴⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al³⁺	1.53	1.55	1.36	1.49	1.65	1.70	1.68
Fe²⁺	0.01	0.00	0.02	0.01	0.01	0.03	0.02
Mn²⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
Mg²⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00
Ca²⁺	0.54	0.57	0.43	0.51	0.67	0.76	0.72
Na¹⁺	0.45	0.48	0.53	0.50	0.39	0.28	0.34
K¹⁺	0.02	0.02	0.04	0.02	0.02	0.01	0.01
Cr³⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Formula	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
Ab	0.44	0.45	0.53	0.48	0.36	0.27	0.32
Or	0.02	0.02	0.04	0.02	0.02	0.00	0.01
An	0.54	0.53	0.43	0.50	0.62	0.72	0.67

جدول 2- داده‏‌های تجزیة ریزکاوالکترونی کانی کلینوپیروکسن به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‏‌های پایانی (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Ac: آکمیت) (Mg#=Mg/ (Mg+Fe²⁺))

Sample No.	KA5- cpx1	KA5- cpx2	KA5- cpx3	KA5- cpx4	KA5- cpx7	KA5- cpx8	KA5- cpx14
SiO₂	52.42	52.54	53.47	53.22	53.81	55.09	55.26
TiO₂	0.50	0.49	0.36	0.31	0.40	0.30	0.45
Al₂O₃	1.81	1.93	1.32	1.27	1.36	1.22	1.53
Cr₂O₃	0.02	0.02	0.04	0.00	0.00	0.00	0.00
FeO	8.79	8.52	6.75	8.27	8.21	6.01	5.08
MnO	0.48	0.47	0.53	0.50	0.51	0.62	0.43
MgO	15.57	15.68	15.52	15.92	15.10	15.25	15.15
CaO	20.32	20.23	20.68	20.68	21.00	21.06	20.69
Na₂O	0.47	0.45	0.47	0.42	0.42	0.34	0.44
Total	100.38	100.33	99.14	100.59	100.81	99.89	99.03
Si	1.93	1.93	1.99	1.95	1.98	2.04	2.05
Ti	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Al	0.08	0.08	0.06	0.06	0.06	0.05	0.07
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe²⁺	0.27	0.26	0.21	0.25	0.25	0.19	0.16
Mn	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01
Mg	0.86	0.86	0.86	0.87	0.83	0.84	0.84
Ca	0.80	0.80	0.82	0.81	0.83	0.83	0.82
Na	0.03	0.03	0.03	0.03	0.03	0.02	0.03
Total	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00
Si	1.94	1.94	1.98	1.96	1.98	2.02	2.03
Al^iv	0.06	0.06	0.02	0.04	0.02	-0.02	-0.03
Al^vi	0.02	0.03	0.04	0.02	0.04	0.07	0.09
Fe³⁺	0.07	0.05	0.00	0.05	0.00	0.00	0.00
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ti	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Fe²⁺	0.21	0.21	0.21	0.20	0.25	0.19	0.16
Mn	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01
Mg	0.86	0.86	0.86	0.88	0.83	0.83	0.83
Ca	0.81	0.80	0.82	0.82	0.83	0.83	0.81
Na	0.03	0.03	0.03	0.03	0.03	0.02	0.03
Total	4.02	4.02	3.99	4.02	4.00	3.96	3.95
Wo	40.61	40.58	42.36	41.02	42.35	43.76	44.09
En	43.30	43.77	44.24	43.94	42.38	44.10	44.92
Fs	14.39	14.03	11.67	13.53	13.74	10.86	9.29
Ac	1.70	1.63	1.74	1.51	1.53	1.28	1.70
Mg^#	0.81	0.80	0.80	0.81	0.77	0.82	0.84

جدول 3- داده‏‌های تجزیة ریزکاوالکترونی کانی ارتوپیروکسن به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 6 اتم اکسیژن سازنده‏‌های پایانی (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Ac: آکمیت) (Mg#=Mg/ (Mg+Fe²⁺))

Sample No.	KA5- opx5	KA5- opx12	KA5- opx13	Sample No.	KA5- opx5	KA5- opx12	KA5- opx13
SiO₂	56.87	54.33	55.90	Na	0.00	0.00	0.00
TiO₂	0.31	0.25	0.25	Total	4.00	4.00	4.00
Al₂O₃	1.72	0.90	1.58	Si	2.02	1.98	2.02
Cr₂O₃	0.00	0.00	0.00	Al	-0.02	0.02	-0.02
FeO	9.56	17.83	14.68	Al	0.09	0.02	0.09
MnO	1.22	0.90	0.70	Ti	0.01	0.01	0.01
MgO	27.45	24.89	24.44	Fe²⁺	0.29	0.54	0.45
CaO	1.49	1.21	1.52	Mn	0.04	0.03	0.02
Na₂O	0.02	0.02	0.04	Mg	1.45	1.35	1.32
Total	98.64	100.33	99.11	Ca	0.06	0.05	0.06
Si	2.06	1.98	2.05	Na	0.00	0.00	0.00
Ti	0.01	0.01	0.01	Total	3.94	4.00	3.95
Al	0.07	0.04	0.07	Wo	3.09	2.40	3.18
Fe²⁺	0.29	0.54	0.45	En	79.13	68.55	71.17
Mn	0.04	0.03	0.02	Fs	17.71	28.98	25.50
Mg	1.48	1.35	1.34	Ac	0.07	0.07	0.15
Ca	0.06	0.05	0.06	Mg#	0.83	0.71	0.75

جدول 4- داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان (Fe₂O₃^t= total Fe as Fe₂O₃; LOI=Loss on Ignition; Fe²⁺=0.89*Fe₂O₃^t; Mg#=molar Mg/(Mg+Fe²⁺)*100)

Sample No.	VS- 18*	VS- 19*	VS- 21*	GZ- 1	GZ- 2	GZ- 3	KA- 1	KA- 3	KA- 4	KA- 5	KA- 6	KA- 7
Major oxides (Wt%)
SiO₂	56.10	56.10	56.10	60.41	60.41	60.41	59.08	59.59	59.11	57.36	53.90	58.44
TiO₂	0.78	0.80	0.83	0.56	0.56	0.56	0.65	0.65	0.65	0.78	0.85	0.64
Al₂O₃	17.80	17.90	18.00	16.78	16.78	16.78	17.20	17.31	17.50	17.19	18.48	17.24
Fe₂O₃^t	7.00	7.54	7.53	6.01	6.01	6.01	6.40	6.08	5.79	7.76	8.57	6.68
MnO	0.13	0.13	0.13	0.09	0.09	0.09	0.08	0.08	0.18	0.10	0.09	0.09
MgO	3.11	3.45	3.45	2.50	2.50	2.50	2.74	2.69	2.79	3.05	3.03	2.86
CaO	6.89	6.94	7.00	5.46	5.46	5.46	6.14	6.10	6.56	6.76	8.38	6.52
Na₂O	3.90	3.70	3.90	3.62	3.62	3.62	3.59	3.75	3.73	3.43	3.89	3.64
K₂O	2.05	2.07	1.94	2.42	2.42	2.42	2.10	2.05	2.10	2.06	1.19	2.15
P₂O₅	0.22	0.21	0.22	0.16	0.16	0.16	0.18	0.20	0.20	0.20	0.20	0.21
LOI	1.07	1.08	0.79	1.87	1.87	1.87	1.72	1.37	1.26	1.20	1.32	1.41
Total	99.00	99.90	100.00	99.88	99.88	99.88	99.88	99.87	99.87	99.89	99.90	99.88
Mg#	47	48	48	45	45	45	46	47	49	44	41	46
Trace elements (ppm)
Ba	530	590	560	515	547	565	583	619	684	525	343	566
Co	19.6	21.9	21.2	13.2	17.5	17.5	15.3	14.9	19.7	16.4	19.3	15.1
Cr	34.22	34.22	34.22	11	13	10	9	8	9	9	10	9

جدول 4- ادامه

Cs	2	1.9	1.8	2.4	1.8	1.6	2	1.9	2	1.7	0.7	1.8
Hf	4	4	4	3.72	2.94	3.16	3.39	3.43	3.31	3.56	2.11	3.24
Nb	8	8	8	7.8	6.6	7.1	7.5	7.8	7.1	6.1	4.9	7.5
Ni	21	22	19	9	19	12	9	9	8	9	10	9
Rb	51.1	50	47.4	47	32	35	44	42	45	32	19	38
Sr	520	520	530	296	399	424	342	338	336	315	438	397
Ta	0.5	0.5	0.5	0.9	0.65	0.78	0.99	0.95	1.31	0.68	0.38	0.97
Th	7.3	6.8	7.1	7.13	3.93	4.39	5.94	5.85	5.93	5.1	1.79	5.4
U	2.25	2.1	2.13	2.8	1.8	2	2.49	2.4	2.4	1.9	1.1	2.3
V	169	189	183	89	113	114	121	114	117	126	196	117
Y	22.5	22.2	22.6	16	14.8	15.5	16.5	15.6	16.2	18.7	14.3	15.1
Zr	129	128	125	140	112	116	133	136	121	134	79	132
Rare earth elements (ppm)
La	24.4	22.5	24.6	19	16	17	19	19	18	17	14	19
Ce	45.8	42.3	44.2	36	33	35	38	37	36	34	27	37
Pr	5.59	5.02	5.52	4.89	4.59	4.75	5.22	5.01	4.71	4.82	4	4.89
Nd	21.7	19.6	21.5	18.3	17.5	18.2	19.7	18.8	17.8	18.5	15.8	18.5
Sm	4.5	4.3	4.5	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Eu	1.18	1.09	1.25	1.25	1.29	1.31	1.37	1.3	1.33	1.4	1.28	1.33
Gd	4.02	3.81	4.07	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Tb	0.61	0.59	0.64	0.6	0.56	0.62	0.62	0.59	0.61	0.68	0.58	0.59
Dy	3.77	3.62	3.82	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Ho	0.8	0.77	0.81	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Er	2.38	2.18	2.38	-	-	-	-	-	-	-	-	-
Tm	0.36	0.33	0.36	0.32	0.29	0.31	0.32	0.31	0.33	0.4	0.29	0.31
Yb	2.5	2.1	2.3	1.9	1.7	1.8	1.9	1.8	1.9	2.2	1.5	1.7
Lu	0.38	0.34	0.36	0.3	0.27	0.29	0.3	0.29	0.31	0.35	0.25	0.28
Eu/Eu*	0.85	0.82	0.89	-	-	-	-	-	-	-	-	-
La_N/Yb_N	6.58	7.22	7.21	6.74	6.35	6.37	6.74	7.12	6.39	5.21	6.29	7.54

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های آتشفشانی پلیو- کواترنری با روند شمال‌باختری - جنوب‌خاوری به‌صورت مخروط‏‌های آتشفشانی متشکل از تناوب مواد آذرآواری و روانه‏‌های آندزیتی در شمال‌باختری ورزقان گسترش یافته‌اند (شکل 3- A). این سنگ‏‌ها در نمونه دستی به رنگ سیاه هستند و در آنها درشت بلورهای فلدسپار و پیروکسن دیده می‌شوند (شکل 3- B). اندازه درشت بلورهای فلدسپار به 5 میلیمتر و پیروکسن به 4 میلیمتر می‌رسد. این سنگ‏‌ها بافت‏‌های پورفیری با زمینة دانه‌ریز تا شیشه‌ای، گلومروپورفیری، حفره‌ای و افیتیک دارند و پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن از فراوان‌ترین فنوکریست‏‌های آنها به‌شمار می‌روند.

پلاژیوکلاز: این کانی نزدیک به 40 ‌درصدحجمی فنوکریست‏‌ها را دربر گرفته است و به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار با ماکل پلی‌سینتتیک و گاه ماکل توأم پلی‌سینتتیک و کارلسباد و نیز منطقه‌بندی دیده می‌شود. برخی بلورهای پلاژیوکلاز از حاشیه دگرسان شده‌اند. این کانی به دو صورت در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند.

شکل 3- تصویرهایی از نمونه‏‌های دستی و میکروسکوپیِ آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان. A) تناوب گدازة آندزیتی و سنگ‏‌های آذرآواری در شمال روستای گزنبند (دید رو به شمال)؛ B) درشت‌بلورهای سفیدرنگ پلاژیوکلاز و سیاه پیروکسن در نمونة دستی آندزیت گزنبند؛ C) مقطع عرضی بلور کلینوپیروکسن و طولی ارتوپیروکسن، به‌همراه بلورهای پلاژیوکلاز در نمونة آندزیت گزنبند (در XPL)؛ D) پلاژیوکلاز نیمه‌شکل‌‏‏‌دار با بافت غربالی در نمونة آندزیتی کهنه‌علی (در XPL)؛ E) مقطع عرضی بلور کلینوپیروکسن و طولی ارتوپیروکسن به‌همراه بلورهای پلاژیوکلاز در نمونة آندزیت کهنه‌علی (در XPL)؛ F) فراگرفته‌‌شدن بلور ارتوپیروکسن در بلور کلینوپیروکسن به‌همراه پلاژیوکلاز در نمونة آندزیتی شرف‌آباد (در XPL) (نام‌های اختصاری به‌کاررفته برای کانی‏‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده‌اند)

نخستین نسل پلاژیوکلازها به‌صورت درشت‌بلور و به‌صورت نیمه‌شکل‌دار است و ماکل‏‌های پلی‌سینتتیک و ماکل توأم پلی‌سینتتیک و کارلسباد دارد (شکل‌های 3- C تا 3- F). در این کانی‏‌ها بافت‏‌ها و ‌فرایندهای غیرتعادلی گوناگون مانند بافت غربالی (شکل 3- D)، تحلیل‌یافتگی و منطقه‌بندی و نیز دگرسانی به سریسیت دیده می‌شوند. به باور Nelson و Montana (1992) و Zellmer و همکاران (2003)، منطقه‌بندی، بافت غربالی و خوردگی خلیجی در پلاژیوکلازها از نشانه‏‌های شرایط نبود تعادل هنگام انجماد ماگما هستند. این پدیده‌ها احتمالاً پیامد بالاآمدن سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، ‌فرایندهای آلایش، هضم و کاهش فشار حاکم بر ماگما هستند. نسل دومِ پلاژیوکلازها به‌صورت میکروفنوکریست و میکرولیت در زمینة سنگ دیده می‌شوند و دچار دگرسانی کمتری شده‌اند. برپایة اطلاعات به‌دست‌آمده از تجزیه ریزکاوالکترونی، ترکیب پلاژیوکلازها آندزین تا لابرادوریت به‌دست آمده است (جدول 1؛ شکل 4).

کلینوپیروکسن: این کانی نزدیک به 20 ‌درصدحجمی کانی‏‌های فنوکریست را دربر گرفته است و به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هم به‌صورت فنوکریست و هم در زمینه دیده می‌شود (شکل‌های 3- C تا 3- F). برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی، ترکیب شیمیایی آنها بیشتر از نوع اوژیت به‌دست آمده است (شکل 5؛ جدول2). به باور Gill (1981)، ماگمای آندزیتی در فشارهای نزدیک به سطح زمین از بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن غنی است و احتمالاً 2 درصد آب دارد و دمای پیدایش آن در آشیانة ماگمایی برابربا 1000 تا 1100 درجة سانتیگراد است.

شکل 4- ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان در نمودار سه‌تایی آلبیت (Ab)، ارتوکلاز (Or) و آنورتیت (An) (Deer et al., 1992)

ارتوپیروکسن: این کانی نزدیک به 10 ‌درصدحجمی کانی‏‌های فنوکریست را دربر گرفته است و به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و بیشتر به‌صورت درشت‌بلور در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند (شکل‌های 3- C تا 3- F). برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی، ترکیب شیمیایی آنها از برونزیت تا هیپرستن متغیر است (جدول 3؛ شکل 5). گاه بلور ارتوپیروکسن با بلور کلینوپیروکسن فراگرفته شده است (شکل 3- F).

زمینة این سنگ‏‌ها از بلورهای ریزکانی‏‌های فنوکریست‌ به‌همراه کانی‏‌های الیوین ایدینگزیتی‌شده، هورنبلند و شیشه ساخته شده است. کانی فرعی آپاتیت و زیرکن به‌صورت میانبار ‌درون پلاژیوکلازها و پیروکسن‏‌ها دیده می‌شوند. سریسیت و ایدینگزیت از کانی‏‌های ثانویة این سنگ‏‌ها هستند.

شکل 5- ترکیب شیمیایی کلینو- و ارتوپیروکسن‏‌های آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان در نمودار سه‌تایی ولاستونیت (Wo)، انستاتیت (En) و فروسیلیت (Fs) (Morimoto et al., 1988)

زمین‏‌شیمی

نتایج تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی کمیاب نمونه‏‌های معرف سنگ‏‌های بررسی‌شده در جدول 4 آورده شده‌اند.

رده‌بندی شیمیایی و تغییرات عنصرهای اصلی

برپایة نمودار مجموع آلکالی دربرابر سیلیس، بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة آندزیت و شماری نیز در محدوده‏‌های تراکی‌آندزیت و آندزیت بازالتی جای گرفته‌اند (شکل 6- A). همچنین، در نمودار درصدوزنی SiO₂ دربرابر Zr/TiO₂، همة نمونه‏‏‌های بررسی‌شده در محدودة آندزیت جای گرفته‌اند (شکل 6- B). از نمودار درصدوزنی K₂O دربرابر SiO₂برای شناسایی سری ماگمایی سنگ‏‌های بررسی‌شده بهره گرفته شد. برپایة این نمودار، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شماری نیز در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط جای گرفته‌اند (شکل 7- A). همچنین، در نمودار Th دربرابر Co، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة سری کالک‌آلکالن و شماری نیز در محدودة سری‏‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل 7- B).

شکل 6- رده‌بندی نمونه‏‌های شمال‌باختری ورزقان در: A) نمودار مجموع آلکالی دربرابر سیلیس (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار SiO₂ دربرابر Zr/TiO₂ (Pearce, 1996)

شکل 7- شناسایی سری ماگمایی نمونه‏‌های شمال‌باختری ورزقان در: A) نمودار SiO₂دربرابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار Th دربرابر Co (Hastie et al., 2007)

بررسی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب

الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‏‌های بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت در شکل 8 نمایش داده شده است. همان‌گونه‌که دیده می‌شود نمونه‏‌های بررسی‌شده در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. این ویژگی وابستگی آنها به مجموعه‏‌های کالک‌آلکالن را نشان می‌دهد (Aslan et al., 2017). غنی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین به عوامل مختلفی نسبت داده می‌شود. این عوامل عبارتند از: آلایش ماگما با سنگ‏‌های پوسته‌ای، درجة پایین ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای (Almeida et al., 2007) و پیدایش سنگ‏‌ها در پهنه‌های فرورانش (Winter, 2001).

نمونه‏‌های بررسی‌شده الگوهای REE کم شیب (54/7- 21/5=La_N/Yb_N) با آنومالی منفی ضعیف (89/0- 82/0 = Eu/Eu*) نشان می‌دهند. این ویژگی نشان‌دهندة جدایش اندک پلاژیوکلاز و یا فوگاسیتة بالای اکسیژن است (Aslan et al., 2017). همچنین، آنومالی منفی Eu از ویژگی‏‌های ماگمای کالک‌آلکالن وابسته به پهنه‌های فرورانش و نشان دهندة حضور پلاژیوکلاز در خاستگاه ماگماست (Yang and Li, 2008). الگوی صاف در نمودار شکل 8 میان عنصرهای Dy و Lu چه‌بسا نشان‌دهندة ذوب درجه پایین یک خاستگاه اسپینل لرزولیتی است (Lin et al., 1989).

همچنین، نمونه‏‏‌های بررسی‌شده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1983) برای MORB بهنجار شده‌اند (شکل 9). نمایش نمونه‏‌های بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة آنومالی مثبت در عنصرهای Th، Ba، Rb و K و آنومالی منفی در عنصرهای Nb، Ti، Zr و Ta است. چنین ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی به پهنه‌های کمانی مربوط هستند و ازاین‌رو، پیدایش این سنگ‌ها با گوشتة سنگ‌کره‌‌ای متاسوماتیسم‌شده، فرورانش و مرز فعال قاره‌ای در ارتباط است (Chashchin et al., 2016; Yu et al., 2016).

‏‏‌‏‏‌شکل 8- نمودار فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (مقادیر بهنجارسازی از Boynton (1984) هستند) برای نمونه‏‌های شمال‌باختری ورزقان (برای مقایسه سنگ‏‌های آندزیتی و آندزیت بازالتی آرارات (Yilmaz et al., 1998) و آندزیت پلیو- کواترنری سهند (Pirmohammadi Alishah et al., 2012) نیز آورده شده‌اند)

شکل 9- نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب MORB (مقادیر بهنجارسازی از Pearce (1983) هستند) (برای مقایسه سنگ‏‌های آندزیتی و آندزیت بازالتی آرارات (Yilmaz et al., 1998) و آندزیت پلیو- کواترنری سهند (Pirmohammadi Alishah et al., 2012) نیز آورده شده‌اند)

بی‌هنجاری منفی نیوبیم از ویژگی‏‌های آشکار سنگ‏‌های قاره‌ای است. ازاین‌رو، بی‌هنجاری منفی ماگماهای گوشته‌ای از این عنصر چه‌بسا پیامد آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای در هنگام بالاآمدن یا جایگزینی و یا غنی‌شدگی با شاره‏‌ها در پهنة فرورانش است (Sun and McDonough, 1989).

بی‌هنجاری منفی تیتانیم و نیوبیم در نمونه‏‌های بررسی‌شده از ویژگی‏‌های پهنه‌های فرورانش است (Kuscu and Geneli, 2010; Pearce, 2008). به باور Rollinson (1993)، تهی‌شدگی از تیتانیم و نیوبیم از یک سو، پیامد مشارکت گوشتة سنگ‌کره‌‌ای متاسوماتیسم‌شده در ذوب‌بخشی و از سوی دیگر، به آلودگی پوسته‌ای دانسته می‌شود. غنی‌شدگی از LILE وLREE چه‌بسا پیامد ذوب درجه پایین خاستگاه MORB باشد. همچنین، آنومالی منفی Ti نشان‌دهندة وجود فاز بجامانده در خاستگاه است که Ti یا فازهای تیتانیم‌دار را دچار جدایش می‌کند (Reagan and Gill, 1989).

بحث

ویژگی‏‌های عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده در شناخت پهنة زمین‌ساختی و ‌فرایندهای متحول‌کنندة ماگمای مادر (مانند: جدایش بلورین (FC)، هضم و جدایش بلورین (AFC)) و ویژگی‏‌های خاستگاه کمک می‌کنند. در ادامه به بررسی آنها پرداخته می‌شود.

‌

فرایند جدایش بلورین

سنگ‏‌های بررسی‌شده MgO کم (45/3- 5/2 درصدوزنی)، عدد منیزیم کم (49- 41 درصد) و مقدار عنصرهای سازگار کبالت (ppm9/21- 9/ 14)، کروم (ppm 22/34) و نیکل (ppm 22- 8) کمی دارند که نشان می‌دهند نمونه‏‌ها ترکیب ماگمای نخستین را ندارند (ppm 600- 500 کروم و ppm300- 250 نیکل؛ Perfit et al., 1980). بنابراین ماگما ‌درون آشیانة ماگمایی، و یا هنگام بالاآمدن به سطح زمین دچار جدایش بلورین شده است. برای بررسی پدیدة جدایش بلورین و نوع فازهای به‌دست‌آمده از تبلور یک ماگما در شرایط آب‌دار و بی آب در سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده، از نمودار لگاریتمی Rb دربرابر Y بهره گرفته شد (شکل 10).

شکل 10- نمودار تغییرات Rb دربرابر Y (Keskin et al., 1998) برای نمونه‏‌های شمال‌باختری ورزقان (pl: پلاژیوکلاز؛ cpx: کلینوپیروکسن؛ opx: ارتوپیروکسن؛ hbl: هورنبلند؛ gt: گارنت؛ ol: الیوین)

ایتریم در کانی‏‌های بی‌آب پلاژیوکلاز، الیوین، پیروکسن (اوژیت) و مگنتیت یک عنصر ناسازگار است و هنگام روند جدایش کانی‏‌های یادشده به‌صورت ناسازگار رفتار می‌کنند و مقدار آن افزایش می‌یابد؛ اما در پی تبلور و جدایش کانی‏‌های آبداری مانند آمفیبول، عنصر ایتریم جذب کانی یادشده می‌شود و مقدار آن در گدازه بجامانده کاهش می‌یابد (Pearce et al., 1990). همچنین، این عنصر حتی در درجات بالای آلودگی پوسته‌ای ماگماها نیز بی تغییر باقی می‌ماند (Wilson, 1989). در شکل 10، اگر شیب داده‏‌ها افقی و یا مثبت باشد نشانة آنست که ماگمای اولیه دچار جدایش بلورین بدون آب شده و اگر منفی باشد نشانة تبلور کانی‏‌های آب‌دار و جدایی آنهاست. همان‌گونه‌که دیده می‌شود سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده هم راستا با بردار شمارة 4 هستند و روند مثبت نشان می‌دهند. این ویژگی نشان‌دهندة جدایش بلورین الیوین، پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن هنگام تحول ماگمای سازندة آنهاست و با مشاهدات سنگ‌نگاری آنها نیز همخوانی دارد.

‌فرایندهای آلایش پوسته‌ای و آمیختگی ماگمایی

همة سنگ‏‌های بررسی‌شده بافت پورفیری دارند که نشان می‌دهد آنها پیش از فوران، احتمالاً در آشیانة ماگمایی پوسته‌ای توقف کرده‌اند. ازاین‌رو، فرصت کافی داشته‌اند که از طریق ‌فرایندهای هضم و جدایش بلورین (AFC) با پوستة قاره‌ای وارد واکنش شوند.

از ماگماهای بازیکی که دچار هضم پوسته‌ای می‌شوند انتظار می‌رود تهی‌شدگی از Nb، Ti و P همراه با غنی‌شدگی از Th و LREEs نشان دهند (Taylor and McLennan, 1985). در نمونه‏‌های بررسی‌شده آنومالی منفی Nb و Ti دیده می‌شود. این پدیده بازتابی از هضم پوسته‌ای و همچنین، اجزای فرورانشی به‌ارث‌رسیده در خاستگاه گوشته‌ای است. همچنین، نسبت Th/U در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 63/1 تا33/3 است که در بازة مقدارهای گوشته‌ای (1- 2) تا پوسته‌ای (5/3- 8/3) جای می‌گیرد و نشان‌دهندة هضم پوسته‌ای هنگام بالاآمدن ماگماست (Li et al., 2009). نسبت La/Nb (بیشتر از 5/1) بیشتر نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای دانسته می‌شود (Hart et al., 1989). نسبت La/Nb در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 53/2 تا 07/3 (میانگین: 66/2) است. پس آلایش پوسته‌ای در ماگما روی داده است. نسبت‏‌های Nb/U و Nb/La نیز از راه‌های شناخت آلودگی پوسته‌ای هستند (Pang et al., 2013). بازالت‏‌های اقیانوسی Nb/U نزدیک به 50 و Nb/La نزدیک به 3/1- 9/0 دارند (Sun and McDonough, 1989)؛ اما میزان نسبت‏‌های یادشده برای میانگین پوستة قاره‌ای به‌ترتیب نزدیک به 4/4 و 39/0 است (Rudnick and Gao, 2003). در سنگ‏‌های بررسی‌شده، مقدار Nb/U برابربا 7/2 تا 4/4 (میانگین: 4/3) و مقدار Nb/La برابربا 35/0 تا 41/0 (میانگین: 38/0) است. این مقدارها به مقدارهای پیشنهادی برای ترکیب پوستة قاره‌ای نزدیک هستند و نشانة نقش آن در پیدایش سنگ‏‌های بررسی‌شده هستند.

‌فرایندهای آمیختگی ماگمایی و آلایش پوسته‌ای تغییر در نسبت‏‌های Ba/Rb، K/Rb و Zr/Rb را به‌دنبال دارند (Winter, 2001). این تغییرات در آلایش پوسته‌ای نسبت به آمیختگی ماگمایی کمتر هستند و اگر آلایش با پوستة زیرین روی دهد، نسبت ها روند افزایشی و اگر با پوستة بالایی روی دهد، این نسبت‏‌ها روند کاهشی خواهند داشت. اگر آمیختگی ماگمایی روی دهد، این نسبت‏‌ها تغییرات شدیدی در مقایسه با آلایش پوسته‌ای نشان می‌دهند. همان‌گونه‌که در نمودار Rb دربرابر Zr/Rb دیده می‌شود (شکل 11)، نمونه‏‌ها روند کاهشی نشان می‌دهند و این ویژگی نشان‌دهندة آلایش آنها با پوستة بالایی است.

شکل 11- نقش آلایش پوسته‌ای در تحول سنگ‏‌های منطقه در نمودار Rb (برپایة ppm) دربرابر Zr/Rb (De Paolo, 1981)

نرم‌افزار ACF-Modeler (Keskin, 2013) برنامه‌ای رایانه‌ای برای مدل‌سازی AFC است. این برنامه برای تعیین آلایش مواد پوسته‌ای هنگام تبلوربخشی (FC) با به‌کارگیری مقدار عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های بررسی‌شده به‌کار برده شد (جدول 5). در این مدل‌سازی سازندة پایانیِ بازالت کمان آتشفشانی Jicha و همکاران (2004) به‌عنوان نقطة آغاز روندها (ماگمای مادر) و ترکیب پوستة بالایی (Taylor and McLennan, 1985) به‌عنوان آلوده‌کننده به‌کار برده شدند. برپایة مدل یادشده، نسبت آلایش به جدایش بلورین (مقدار r) در سنگ‏‌های بررسی‌شده برابربا 2/0 تا 8/0 به‌دست‌ آمد (شکل 12). این مقدارها نشان می‌دهند ‌فرایند هضم همراه با جدایش بلورین (AFC) نقش مهم‌تری نسبت به جدایش بلورین تنها، در تحول سنگ‏‌های منطقة بررسی‌شده داشته است.

جدول 5- داده‏‌های به‌کاررفته در مدل‌سازی AFC آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان

End Member	C_A (Upper crust, assimilant) (Taylor and McLennan, 1985)	C₀ (Parental magma) (Jicha et al., 2004)	Total partition coefficient (Aslan et al., 2013)
Sr (ppm)	350	493	Dsr =1
Rb (ppm)	112	13	D_Rb=0
Nb (ppm)	25	3.3	D_Nb=1

شکل 12- نمودار مدل‌سازی AFC برای آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان. ترکیب ماگمای اولیه (C₀) از Jicha و همکاران (2004) و ترکیب پوستة قاره‌ای بالایی (C_A) از Taylor و McLennan (1985) برگرفته شده‌اند.

ویژگی‏‌های خاستگاه

مذاب‏‌هایی که خاستگاه‌شان پوستة زیرین است، افزون‌بر درجة ذوب‌بخشی، با عدد منیزیم کم (40Mg#<) شناخته می‌شوند؛ اما مذاب‏‌های با عدد منیزیم بالا (40Mg#>) از اجزای گوشته به‌دست‌آمده‌اند (Geng et al., 2009).

میانگین میزان عدد منیزیم در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة شمال‌باختری ورزقان برابربا 46 درصد است. این مقدار نشان‌دهندة نقش اجزای گوشته‌ای در پیدایش آنهاست. سنگ‏‌های با عدد منیزیم بالا محتوای بالاتری از عنصرهای نیکل، کروم و کبالت نسبت به انواع با عدد منیزیم پایین دارند (Karslı et al., 2010; Zhu et al., 2016). مقایسه ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‌شده با مذاب‏‌های اولیه جداشده از گوشته که مقادیر بالای نیکل (بیش از ppm 400) (Wilson, 1989) و مقادیر بالای عدد منیریم (Sharma, 1997) دارند نشان می‌دهد این سنگ‏‌ها اولیه نیستند و در طول دوران تحول خود دچار تغییراتی شده‌اند.

سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده از عنصرهای Nb و Ti تهی‌شدگی و از عنصرهای LILE غنی‌شدگی نشان می‌دهند. این ویژگی نشان‌دهندة سنگ‏‌های ماگمایی جداشده از گوشتة تغییریافته در پی فرورانش است؛ به‌گونه‌ای‌که منابع ماگمایی با سیال‌ها و یا مذاب‏‌های آزادشده از تختة ‌فرورو متاسوماتیزه می‌شوند (Kerrich and Wyman, 1997; McCulloch and Gamble, 1991; Pearce et al., 1990). این ویژگی زمین‏‌شیمیایی مؤلفة فرورانش، در ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش فعال شایع است و در ماگماهای کوهزایی که همزمان تا پس از برخورد و به‌دنبال فرورانش پیشین و بسته‌‌شدن حوضه‏‌های اقیانوسی پدید می‌آیند نیز دیده می‌شود (Kasapoğlu et al., 2016).

زمین‏‌شیمی عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های بررسی‌شده گویای جدایش آنها از خاستگاه سنگ‌کره‌‌ای است. برپایة De Paolo و Daley (2000) نسبت Nb/La سنگ‏‌های جداشده از گوشتة سنگ‌کره‌‌ای معمولاً از 1 بیشتر است؛ اما نسبت Nb/La سنگ‏‌های جداشده از خاستگاه گوشتة سست‌کره‌ای نزدیک به 7/0 است. این نسبت در سنگ‏‌های بررسی‌شده برابربا 82/2 تا 08/3 است و نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌‌ای آنهاست.

نمونه‏‌های آندزیتی بررسی‌شده مقادیر TiO₂ کمابیش کم (56/0 تا 85/0 درصدوزنی؛ میانگین: 69/0 درصدوزنی) دارند که با خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌‌ای همخوانی دارد؛ زیرا خاستگاه گوشتة سست‌کره‌ای با مقدارهای بالای TiO₂ شناخته می‌شود (Santosh et al., 2018; Gill, 1987). نسبت Zr/Ba برای شناسایی خاستگاه سنگ‌کره‌‌ای (3/0- 5/0 Zr/Ba=) و سست‌کره‌ای (5/0 Zr/Ba>) به‌کار می‌رود (Kürkçüoğlu, 2010). در نمونه‏‌های بررسی‌شده، نسبت Zr/Ba برابر 17/0 تا 27/0 و نشان‌دهندة خاستگاه سنگ‌کره‌‌ای ماگماست. نمودار نسبت Nb/La دربرابر La/Yb نیز وابستگی خاستگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده به گوشتة سنگ‌کره‌‌ای را نشان می‌دهد (شکل 13).

عنصرهای خاکی کمیاب می‌توانند برای دسترسی به کانی‌شناسی خاستگاه از راه کاربرد ضریب توزیع متفاوت اسپینل و گارنت به‌کار روند (Shaw et al., 2003; Thirlwall et al., 1994). نسبت Dy/Yb مذاب‏‌های جداشده از میدان پایداری گارنت معمولاً از 5/2 بیشتر است؛ اما خاستگاه اسپینل‌دار از 5/1 کمتر است (Yang et al., 2012). همچنین، مذاب‏‌های با نسبت Dy_N/Yb_N کمتر از 06/1 معمولاً خاستگاهی اسپینل‌دار را نشان می‌دهند (Blundy et al., 1998). در سنگ‏‌های بررسی‌شده، نسبت Dy/Yb در بازة 50/1 تا 72/1 و Dy_N/Yb_N در بازة 98/0 تا 12/1 است. این مقدارها نشان می‌دهند منطقة خاستگاه، جایی که مذاب سنگ‏‌های بررسی‌شده از آنجا برخاسته است، در ترکیب کانی‌شناسی خود هر دو کانیِ گارنت و اسپینل را داشته است. چنین ویژگی با منطقه‌ای کمابیش ژرف همخوانی دارد. ازآنجای‌که گذر اسپینل به گارنت در ژرفای نزدیک به 80 کیلومتری است (Takahashi and Kushiro, 1983) پس این ژرفا، ژرفای خاستگاه ماگمای سازندة سنگ‏‌های بررسی‌شده دانسته می‌شود. این نتیجه‌گیری با نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‌های ژئوفیزیکی شمال‌باختری ایران هماهنگ است و نشان می‌دهد ستبرای سنگ‌کره‌ در شمال‌باختری ایران (آذربایجان) بین 85 تا 100 کیلومتر است (Lechmann et al., 2018).

شکل 13- نمودار La/Yb دربرابر La/Nb (Smith et al., 1999) برای سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان

سنگ های آتشفشانی بررسی شده از نظر ژئوشیمیایی در عنصرهای LILE (Rb وBa) غنی شدگی و درعنصرهای HFSE (Nb، TaوTi) تهی شدگی آشکار نشان می دهند و در نمودار محیط زمین‌ساختی در محدودة کمان قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 14). چنین ویژگی‏‌هایی نشان می‌دهند سنگ‏‌های بررسی‌شده شاید پیامد ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم‌شده در محیط کمانی (Pearce, 1982; Gill, 1981) یا آلایش مذاب‏‌های نخستین یا خاستگاه با مواد پوسته‌ای هنگام ‌فرایند جایگیری ماگما (Kovalenko et al., 2004) بوده‌اند.

در کل، خاستگاه ماگمایی گوشته‌ای متاسوماتیزه با سیال‌های آزادشده از تختة ‌فرورو (Gertisser and Keller, 2003) یا ذوب رسوب‌ها در منطقة فرورانش پدید می‌آید (Plank and Langmuir, 1998). نسبت Ba/La بالا و نسبت Th/Nd کم در سنگ‏‌های بررسی‌شده نشانة سیالات آزادشده از تختة ‌فرورو هستند (شکل 15).

شکل 14- نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 2008) برای سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان

شکل 15- نمودار Th/Nd دربرابر Ba/La (Shaw, 1970) برای سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان

شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان

ویژگی‏‌های عنصرهای کمیاب در سنگ‏‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة غنی‌شدگی در عنصرهای LILE (مانند: پتاسیم، استرانسیم و روبیدیم) و تهی‌شدگی در عنصرهای HFSE‌، به‌ویژه آنومالی منفی در عنصرهای نیوبیم و تیتانیم در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب MORB هستند (شکل 9). این ویژگی‌ها که از ویژگی‌های ماگماهای وابسته به پهنة فرورانش هستند معمولاً نشانة خاستگاه گوشته‌ای دانسته می‌شوند که‌ سیال‌های متاسوماتیسم‌کنندة آزادشده از تختة ‌فرورو یا رسوب‌ها آن را دچار تغییر کرده‌اند (Elburg et al. 2002; Hawkesworth et al. 1997; Pearce, 1983).

همچنین، نمودارهای متمایزکننده نیز خاستگاه مرتبط با پهنة فرورانش سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده را نشان می‌دهند. در نمودار دوتایی زیرکنیم دربرابر ایتریم و نمودار سه‌تایی Ba/La دربرابر Nb/La، سنگ‏‌های بررسی‌شده به‌ترتیب در محدوده مرتبط با کمان و آندزیت کوهزایی جای گرفته‌اند (شکل‌های 16- A و 16- B).

شکل 16- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی سنگ‏‌های منطقة شمال‌باختری ورزقان. A) نمودار Zr دربرابر Y (Muller et al., 1992)؛ B) نمودار Ba/La دربرابر Nb/La (Jahn et al., 1999)؛ C) نمودار Zr دربرابر Nb_N/Zr_N(Thieblemont and Tegyey, 1994). N نشان‌دهندة مقادیر بهنجارشده دربرابر ترکیب N-MORB (Pearce, 1983) است. برای مقایسه، موقعیت نمونه‏‌های میوسن- کواترنری شمال‌باختری ایران، قفقاز کوچک و جنوب‌خاوری آناتولی نیز نمایش داده شده‌اند (Ghalamghash and Chaharlang, 2014)؛ D) نمودار Y دربرابر Nb (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996) (E-MORB: Enriched-Mid Ocean Ridge Basalt; N-MORB: Normal Mid Ocean Ridge Basalt; OIB: Ocean Island Basalts; post-COLG: Post-Collisional Granites; syn-COLG: syn-Collisional Granites; VAG: Volcanic Arc Granites; WPG: Within-plate Granites; ORG: Ocean Ridge Granites)

همچنین، برای شناخت اینکه آیا سنگ‏‌های بررسی‌شده از سنگ‏‌های مرتبط با پهنة برخوردی هستند یا پهنة فرورانشی، نمودار دوتایی Nb_N/Zr_N دربرابر Zr (Thieblemont and Tegyey, 1994) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود نمونه‏‌های شمال‌باختری ورزقان در مرز دو محدودة فرورانش و برخوردی جای گرفته‌اند و بیشتر آنها بازة ترکیبی همانند سنگ‏‌های میوسن- کواترنری شمال‌باختری ایران، قفقاز کوچک و جنوب‌خاوری آناتولی نشان می‌دهند (شکل 16- C). همة نمونه‏‌ها در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختیِ Y دربرابر Nb که برای سنگ‏‌های گرانیتی پیشنهاد شده است، در محدودة کمان آتشفشانی و همزمان با برخورد جای گرفته‌اند (شکل 16- D). ازآنجایی‌که در این نمودار، دربارة پهنة زمین‌ساختی سنگ‏‌های گرانیتی در محل برخورد سه محدودة گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی و همزمان با برخورد، گرانیت‏‌های درون‌صفحه‌ای و گرانیت‏‌های پشتة میان‌اقیانوسی هنوز جای بحث است، Pearce (1996) منطقه برخورد این سه محدوده را به‌نام گرانیت‏‌های پسابرخوردی نامید. همان‌گونه‌که در نمودار شکل 16- D دیده می‌شود، همة نمونه‏‌های آندزیتی شمال‌باختری ورزقان در محدودة گرانیت‏‌های پسابرخوردی جای گرفته‌اند. ازاین‌رو، برپایة آنچه گفته شد، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محیطی پسابرخوردی پدید آمده‌اند.

سنگ‏‌های کالک‌آلکالن پدیدآمده در موقعیت پسابرخوردی با غنی‌شدگی LILE نسبت به HFSE و نبود تهی‌شدگی در HREE و Y شناخته می‌شوند (Wang et al., 2004; Harris et al., 1994). ویژگی غنی‌شدگی نسبی از LILE (بی‌هنجاری مثبت عنصرهای K، Ba، Rb، Pb و Sr)، LREE و Th همراه با تهی‌شدگی از عنصرهای Nb، Ta و Ti (اثر فرورانش) به گوشتة متاسوماتیسم‌شده از مؤلفه فرورانش در موقعیت فرورانش فعال نسبت داده شده است (Gill, 1981).

برپایة پیشنهاد Aldanmaz و همکاران (2000)، ویژگی یادشده در موقعیت پسابرخوردی با دو احتمال توضیح داده می‌شود: 1) خاستگاه ماگما از این عنصرها غنی بوده است (گوشتة متاسوماتیسم‌شده از مؤلفه فرورانش به‌ارث‌رسیده از رویدادهای پیشین)؛ 2) آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای (هضم پوسته با ماگمای مافیک هنگام ‌فرایندهای MASH (ذوب، هضم، ذخیره‌سازی و همگن‌شدگی در مرز گوشته- پوسته) و AFC (هضم و جدایش بلورین هنگام بالاآمدن ماگما در پوستة قاره‌ای بالایی).

به باور Pearce (2008، 2014) در نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb، همة مذاب‏‌های آلوده‌نشده روی آرایة «MORB-OIB» جای می‌گیرند و مذاب یا سیال مرتبط با فرورانش تنها Th را تقریباً به‌صورت عمودی جابجا می‌کند؛ اما آلایش پوستة قاره‌ای روند خطی مورب را در پی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که ‌هر دو عنصر Th و Nb تغییر می‌یابند. پس برپایة نمودار شکل 14 گمان می‌رود هر دو‌ فرایند یادشده (مؤلفة فرورانش و آلایش پوسته‌ای) در پیدایش ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‌شده نقش داشته‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که ماگمای مادر سنگ‏‌های آندزیتی شمال‌باختری ورزقان از ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم‌شده در پی ورود سیال‌های پدیدآمده در منطقة بالای فرورانش پیشین پدید آمده‌اند. سپس این ماگما هنگام بالاآمدن و اقامت درون پوستة قاره‌ای بالایی، افزون‌بر فرایند جدایش بلورین، دچار آلایش نیز شده است.

نمونه‏‌های شمال‌باختری ورزقان در نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی، روندی همانند روند سنگ‏‌های آندزیتی پسابرخوردیِ کوه‌های آرارات و سهند نشان می‌دهند که ‌هر دو بخشی از فلات بلند ایرانی- ترکی هستند. این نکته نشان‌دهندة سرشت یکسان آنهاست. ازآنجایی‌که فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی فعالی در سنوزوییک پایانی (پلیو- کواترنری) در منطقه روی نداده است، شکسته‌‌شدن تختة ‌فرورو و یا لایه‌لایه‌شدن (Delamination) کل یا بخشی از سنگ‌کرة گوشته، از سازوکار‏‌های احتمالی هستند که ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کرة قاره‌ای متاسوماتیسم‌شده در پی فرورانش را به‌دنبال داشته‌اند. چنین سازوکار ذوبی پیش از این برای ماگماتیسم پالئوژن و نئوژن مناطق آناتولی خاوری، آناتولی باختری و پونتیدهای ترکیه نیز پیشنهاد شده است (Aslan et al., 2013).

فلات بلند ایرانی- ترکی (شامل شمال‌باختری ایران و منطقة آذربایجان) در پی ادامه همگرایی صفحه‌های عربی و اوراسیا پس از برخورد، دچار رژیم زمین‌ساختی فشارشی شده‌اند و به‌دنبال کوتاه‌شدگی و ضخیم‌شدگی پوسته‌ای، بالاآمدگی چشمگیری پیدا کرده است (Dewey et al., 1986; Şengör and Yılmaz, 1981). در پی بالاآمدگی منطقه‌ای که اوج آن در پلیوسن بوده است، ماگماتیسم پسابرخوردی در این منطقه رخ داده است. گسل‏‌ها و شکستگی‏‌های جدید، فعال‌‌شدن سیستم‏‌های گسلی راستالغز پیشین، بازشدگی و کشش در راستای محور چین‏‌های جوان در منطقه، امکان فوران گدازه‏‌های پرحجم و گسترده‌ای را در‌ آذربایجان و شمال‌باختری ایران فراهم کرده‌اند (Pearce et al., 1990).

برداشت

این پژوهش نشان می‌دهد در زمان پلیو- کواترنری، شماری مخروط آتشفشانی متشکل از گدازه و سنگ‏‌های آذرآواری وابسته در منطقة شمال‌باختری ورزقان پدید آمده‌اند که از دیدگاه ترکیب سنگ‌شناسی، شامل آندزیت بازالتی، آندزیت و تراکی‌آندزیت هستند. این سنگ‏‌ها بافت‏‌های پورفیری با زمینة دانه‌ریز تا شیشه‌ای، گلومروپورفیری، حفره‌ای و افیتیک دارند و فنوکریست‏‌های آنها را کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن تشکیل می‌دهند. برپایة نمودارهای زمین‏‌شیمیایی، این سنگ‏‌ها به سری ماگمایی کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا متعلق هستند. ‌فرایند هضم و جدایش بلورین (AFC) ‌فرایند غالب در تحول ماگمای سنگ‏‌های بررسی‌شده است. سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده از عنصرهای Nb و Ti تهی‌شدگی و از عنصرهای LILE غنی‌شدگی نشان می‌دهند و این از ویژگی‌های سنگ‏‌های ماگمایی جداشده از گوشتة تغییریافته در پی فرورانش است. ازآنجایی‌که فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی فعالی در پایان دوران سنوزوئیک (پلیو- کواترنری) در منطقه روی نداده است پس پیدایش سنگ‏‌های آندزیتی در منطقة ورزقان پیامد ماگماتیسم پسابرخوردی دانسته می‌شود. مقایسه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‌شده با نمونه‏‌های پسابرخوردی کوه‌های آرارات و سهند که همگی در یک پهنة زمین‌ساختی روی داده‌اند نیز درستی این نکته را نشان می‌دهد. برپایة شواهد، ماگمای سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده پیامد ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌‌ای زیرقاره‌ای است که اسپینل و گارنت‌دار بوده و پیش از این با سیال‌های جداشده از تختة ‌فرورو متاسوماتیزه‌شده است. این ماگما در هنگام بالاآمدن به سطوح بالاتر و پیش از فوران، افزون‌بر جدایش بلورین، دچار آغشتگی با پوستة قاره‌ای بالایی نیز شده است (‌فرایند AFC، هضم و جدایش بلورین).

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از طرح پژوهشی به شمارة 1872/30، مورخ 25/3/90 است که معاونت پژوهشی گرامی دانشگاه صنعتی سهند تبریز آن را پشتیبانی مالی کرده است؛ ازاین‌رو، نگارنده از ایشان بسیار سپاس‌گزارست. از آقایان مهندس اکبر محرم‌پور و بیرام رزمجو که در بررسی‌های صحرایی نگارنده را یاری کرده‌اند سپاس‌گزاری می‌شود. همچنین، از تلاش‌های داوران و هیأت تحریریة گرامی نشریه پترولوژی که با پیشنهادهای سازندة خویش در بهبود سطح علمی مقاله کمک کردند بی‌نهایت سپاس‌گزارم.

مراجع

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. and Mitchell, J. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102(1-2): 67-95. DOI: 10.1016/S0377-0273(00)00182-7

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in Central portion of Guyana shield. Precambrian Research 15(1): 69-97. DOI: 10.1016/j.precamres.2007.01.004

Amel, N., Moayyed, M., Ameri, A., Vosoghi Abedini, M., Emami, M. H. and Moazzen M. (2009) Plio-Quaternary Calc-Alkaline Magmatism in Azerbaijan (NW Iran) and Comparison with Similar Magmatism in Eastern Turkey. Journal of Geosciences 18(70): 52-67 (in Persian with English abstract). DOI: 10.22071/gsj.2009.57373

Aslan, Z., Arslan, M., Temizel, İ. and Kaygusuz, A. (2013) K-Ar dating, whole-rock and Sr-Nd isotope geochemistry of calc-alkaline volcanic rocks around the Gümüşhane area: implications for post-collisional volcanism in the Eastern Pontides, Northeast Turkey. Mineralogy and Petrology 108(2): 245-267. DOI: 10.1007/s00710-013-0294-2

Aslan, Z., Erdem, D., Temizel, İ. and Arslan, M. (2017) SHRIMP U–Pb zircon ages and whole-rock geochemistry for the Şapçı volcanic rocks, Biga Peninsula, Northwest Turkey: implications for pre-eruption crystallization conditions and source characteristics. International Geology Review 59(14): 1764-1785. DOI: 10.1080/00206814.2017.1295282

Blundy, J., Robinson, J. and Wood, B. (1998) Heavy REE are compatible in clinopyroxene on the spinel lherzolite solidus. Earth Planet Science Letter 160(3-4): 493-504. DOI: 10.1016/S0012-821X(98)00106-X

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, R.) 2: 89-92. Developments in Geochemistry. DOI: 10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3

Chashchin, A. A., Sorokin, A. A. Lebedev, V. A. and Blokhin, M. G. (2016) Age, Main Geochemical Characteristics, and Sources of Late Cenozoic Volcanic Rocks in the Udurchukan Volcanic Area (Amur Region). Russian Journal of Pacific Geology 10: 239-248. DOI: 10.1134/S18197140160 40035

Cox, K. G. Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The Interpretation of Igneous Rocks. Allen & Unwin, London. DOI: 10.1180/minmag.1981.44.333.23

De Paolo, D. J. (1981) A neodymium and strontium isotopic study of the Mesozoic calc-alkaline granitic batholiths of the Sierra Nevada and Peninsular Ranges, California. Journal of Geophysical Research 86(B11): 10470-10488. DOI: 10.1029/JB086iB11p10470

De Paolo, D.J. and Daley, E.E. (2000) Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension. Chemical Geology 169(1): 157-185. DOI: 10.1016/ S0009-2541(00)00261-8

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. 2^nd editon, Longman, London, UK.

Dewey, J. F. Hempton, M. R. Kidd, W. S. F. Saroglu, F. and Sengor, A. M. C. (1986) Shortening of continental lithosphere: the neotectonics of Eastern Anatolia- a young collision zone. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M. P. and Ries, A. C.). Special Publications 19(1): 1-36. Geological Society, London, UK. DOI: 10.1144/GSL.SP.1986.019.01.01

Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S. (2010) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: Collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review 52(4): 536-578. DOI: 10.1080/0020681090336 0422

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe³⁺ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51(361): 431-435. DOI: DOI: 10.1180/minmag.1987.051.361.10

Elburg, M. A., Bergen, M. V., Hoogewerff, J., Foden, J., Vroon, P., Zulkarnain, I. and Nasution, A. (2002) Geochemical trends across an arc-continent collision zone: magma sources and slab-wedge transfer processes below the Pantar Strait volcanoes, Indonesia. Geochimica et Cosmochimica Acta 66(15): 2771-2789. DOI: 10.1016/S0016-7037(02)00868-2

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(3): 593-621. DOI: 10.1007/s00531-008-0402-4

Geng, H. Sun, M. Yuan, C. Xiao, W. J. Xian, W. S. Zhao, G. C. Zhang, L. F. Wong, K. and Wu, F. Y. (2009) Geochemical, Sr-Nd and zircon U-Pb-Hf isotopic studies of late Carboniferous magmatism in the West Junggar, Xinjiang: implications for ridge Subduction?. Chemical Geology 266(3-4): 364-389. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2009.07.001

Gertisser, R. and Keller, J. (2003) Trace element and Sr, Nd, Pb and O isotope variations in medium- K and high-K volcanic rocks from Merapi Volcano, Central Java, Indonesia: evidence for the involvement of subducted sediments in Sunda Arc magma genesis. Journal of Petrology 44(3): 457-489. https://doi.org /10.1093/petrology/44.3.457

Ghalamghash, J. and Chaharlang, R. (2014) Study and comparison of Miocene-Quaternary volcanoes in the NW of Iran, Lesser Caucasus and SE of Anatolia: geochemistry, source and tectonic setting. Geosciences 24(93): 171-182 (in Persian with English abstract). DOI: 10.22071/gsj.2014.43557

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Berlin. DOI: 10.1007/978-3-642-68012-0

Gill, J. B. (1987) Early geochemical evolution of an oceanic island arc and back arc: Fiji and the south Fiji basin. Journal of Geology 95(5): 589-615. DOI: 10.1086/629158

Harris, N. B. W., Kelley, S. and Okay, A. I. (1994) Post-collisional magmatism and tectonics in northwest Anatolia. Contributions to Mineralogy and Petrology 117(3): 241-252. DOI: 10.1007/BF00310866

Hart, W. K., Wolde G. G., Walter, R. C. and Mertzman, S. A. (1989) Basaltic volcanism in Ethiopia: constraints on continental rifting and mantle interactions. Journal of Geophysical Research 94(B6): 7731-7748. DOI: 10.1029/JB094iB06p07731

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th–Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2357. DOI: 10.1093/petrology/egm062

Hawkesworth, C. J., Turner, S. P., Peate, D. W., McDermott, F. and Van Calsteren, P. (1997) U-Th isotopes in arc magmas: implications for element transfer from the subducted crust. Science 276(5312): 551-555. DOI: 10.1126/science.276.5312.551

Jahn, B. M., Wu, F. Y., Lo, C. H. and Tsai, C. H. (1999) Crust-mantle interaction induced by deep subduction of the continental crust: Geochemical and Sr-Nd isotopic evidence from post-collisional mafic-ultramafic intrusions of the northern Dabie complex, central China. Chemical Geology 157(1-2): 119-146. DOI: 10.1016/S0009-2541(98)00197-1

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 Review 52(4): 608-630. DOI: 10.1080/00206810903416323

Janousek, V., Farrow, C. M. and Erban, V. (2006) Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology 47(6): 1255-1259. DOI: 10.1093/petrology/egl013

Jicha, B. R., Singer, B. S., Brophy, J. G., Fournelle, J. H., Johnson, C. M., Beard, B. L., Lapen, T. J. and Mahlen N. J. (2004) Variable Impact of the Subducted Slab on Aleutian Island Arc Magma Sources: Evidence from Sr, Nd, Pb, and Hf Isotopes and Trace Element Abundances. Journal of Petrology 45(9): 1845-1875. DOI: 10.1093/petrology/egh036

Karslı, O., Dokuz, A., Uysal, İ., Aydın, F., Kandemir, R. and Wijbrans, J. R. (2010) Generation of the Early Cenozoic adakitic volcanism by partial melting of mafic lower crust, eastern Turkey: Implication for crustal thickening to delamination. Lithos 114(1-2): 109-120. DOI: 10.1016/j.lithos.2009.08.003

Kasapoğlu, B., Ersoy Y. E., Uysal, İ., Palmer, M. R., Zack, T., Koralay, E. O. and Karlsson, A. (2016) The petrology of Paleogene volcanism in the Central Sakarya, Nallıhan Region: Implications for the initiation and evolution of post-collisional, slab break-off-related magmatic activity. Lithos 246-247: 81-98. DOI: 10.1016/j.lithos.2015.12.024

Kaymakci, N., Inceoz, M., Ertepinar, P. and Koc, A. (2010) Late Cretaceous to recent kinematics of SE Anatolia (Turkey). In: Sedimentary Basin Tectonics from the Black Sea and Caucasus to the Arabian Platform (Eds. Sosson, M., Kaymakci, N., Stephenson, R. A., Bergerat, F. and Starostenko, V.) Special Publications 340(1): 409 -435. Geological Society, London, UK. DOI: 10.1144/SP340.18

Kerrich, R. and Wyman, D. A. (1997) A review of developments in trace element fingerprinting of geodynamic settings and their implications for mineral exploration. Special Volume of the Australian Journal of Earth Sciences 44(4): 465-488. DOI: 10.1080/08120099708728327

Keskin M. (2013) AFC-Modeler: a Microsoft® Excel© workbook program for modeling assimilation combined with fractional crystallization (AFC) process in magmatic systems by using equations of De Paolo (1981). Turkish Journal of Earth Sciences 22(2): 304-319. DOI: 10.3906/yer-1110-3

Keskin, M., Pearce, J. A. and Mitchell, J. G. (1998) Volcano-stratigraphy and geochemistry of collision related volcanism on the Eezurum-Kars Plateau, northeastern Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85(1-4): 355-404. DOI: 10.1016/S0377-0273(98)00063-8

Kovalenko, V. I., Yarmolyuk, V. V., Kovach, V. P., Kotov, A. B., Kozakov, I. K., Sal’nikova, E. B. and Larin, A. M. (2004) Isotope provinces, mechanisms of generation and sources of the continental crust in the Central Asian mobile belt: geological and isotopic evidence. Journal of Asian Earth Science 23(5): 605-627. DOI: 10.1016/S1367-9120(03)00130-5

Kürkçüoğlu, B. (2010) Geochemistry and petrogenesis of basaltic rocks from the Develidag volcanic complex, Central Anatolia, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 37(1): 42-51. DOI: 10.1016/ j.jseaes.2009.07.004

Lechmann, A., Burg, J. P., Ulmer, P., Guillong, M. and Faridi, M. (2018) Metasomatized mantle as the source of Mid-Miocene-Quaternary volcanism in NW-Iranian Azerbaijan: Geochronological and geochemical evidence. Lithos 304-307: 311-328. DOI: 10.1016/j.lithos.2018.01.030

Li, L. M., Sun, M., Xing, G. F., Zhao, G. C., Zhou, M. F., Chen, R. and Wong, J. (2009) Two late mesozoic volcanic activities in Fujian province, China: constraints on tectonic evolution of southeastern China. International Geological Review 51(3): 216-251. DOI: 10.1080/00206810802619092

Lin, P. N., Stern, R. J. and Bloomer, S. H. )1989( Shoshonitic volcanism in the northern Mariana Arc: 2. Large-ion lithophile and rare earth element abundances: evidence for the source of incompatible element enrichments in interoceanic arcs. Journal of Geophysical Research 94(B4): 4497-4514. DOI: 10.1029/JB094iB04p04497

McCulloch, M. T. and Gamble J. A. (1991) Geochemical and geodynamic constraints on subduction zone magmatism. Earth Planet Science Letter 102(3-4): 358-374. DOI: 10.1016/0012-821X(91)90029-H

Mehrpartou, M., Aminifazl, A. and Radfar, J. (1992) Explanatory text of Varzaghan. Geological Quadrangle Map 1:100000. No. 5367, Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A. K., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist 73(9-10): 1123-1133.

Muller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and Potassic Volcanic racks From Different Tectonic Setting: A Pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 259-289. DOI: 10.1007/BF01173568

Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77(11-12):1242-1249.

Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y., Chu, C. H., Lee, H. Y. and Lo, C. H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: magma genesis and tectonic implications. Lithos 180: 234-251. DOI: 10.1016/j.lithos.2013.05.009

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks (Ed. Thorpe, R. S.) 528-548. John Wiley and Sons, London, 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. Nantwich, Cheshire, Shiva Publishing Ltd. DOI: https://doi.org/10.1180/minmag.1984.048.348.25

Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes 19(4): 120-125. DOI: 10.18814/ epiiugs/1996/v19i4/005

Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100(1-4): 14-48. DOI: 10.1016/j.lithos.2007.06.016

Pearce, J. A. (2014) Immobile element fingerprinting of ophiolites. Elements 10(2): 101-108. DOI: 10.2113/ gselements.10.2.101

Pearce, J. A., Bender, J. F., De Long, S. E., Kidd, W. S. F., Low, P. J., Guner, Y., Saroglu, F., Yilmaz, Y., Moorbath, S. and Mitchel, J. G. (1990) Genesis of collision volcanism in eastern Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 44(1-2): 189-229. DOI: 10.1016/0377-0273 (90)90018-B

Pearce, J. A., Harris, N. G. W. and Tindle, A. G. (1994) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25(4): 956–983. https://doi.org/ 10.1093/ petrology/25.4.956

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: 63-81. DOI: 10.1007/BF00384745

Perfit, M. R., Gust, D. A., Bence, A. E., Arculus, R. J. and Taylor, S. R. (1980) Chemical characteristics of island-arc basalts: implications for mantle sources. Chemical Geology 30(3): 227-256. DOI: 10.1016/0009-2541(80)90107-2

Pirmohammadi Alishah, F., Ameri, A., Jahangiri, A., Mojtahedi, M. and Keskin M. (2012) Petrology and geochemistry of volcanic rocks from the South of Tabriz (Sahand Volcano). Iranian Journal of Petrology 9: 37-56 (in Persian with English abstract). http://ijp.ui.ac.ir/article_16090.html

Plank, T. and Langmuir, C. H. (1998) The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology 145(3-4): 325-394. DOI: 10.1016/S0009-2541 (97)00150-2

Reagan, M. and Gill, J. (1989) Coexisting calc-alkaline and high-niobium basalts from turrialba volcano, Costa Rica: Implications for residual titanates in arc magma sources. Journal of Geophysical Research 94(B4): 4619-4633. DOI: 10.1029/JB094iB04p04619

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London. DOI: 10.1180/minmag.1994.058.392.25

Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) Composition of the continental crust. In: The Crust (Ed. Rudnick, R. L.) 3: 1-64. Treatise on Geochemistry. DOI: 10.1016/B0-08-043751-6/03016-4

Santosh, M., Kari, K. R., He, X. F., Han, Y. S. and Manu Prasanth, M. P. (2018) Oldest lamproites from Peninsular India track the onset of Paleoproterozoic plume-induced rifting and the birth of Large Igneous Province. Gondwana Research 55: 1-20. DOI: 10.1016/j.gr.2017.11.005

Şengör, A. M. C. and Kidd, W. S. F. (1979) Post collisional tectonics of the Turkish-Iranian plateau and a comparison with Tibet. Tectonophysics 55(3-4): 361-376. DOI: 10.1016/0040-1951(79)90184-7

Şengör, A. M. C. and Yılmaz, Y. (1981) Tethyan evolution of Turkey: A plate tectonic approach: Tectonophysics 75(3-4): 181-241. https://doi-org.ezp4.semantak.com/10.1016/0040-1951(81)90275-4

Sharma, M. (1997) Siberian traps. In: Large igneous provinces: continental, oceanic, and planetary flood volcanism (Eds. Mahoney, J. J. and Coffin, M. F.) 100: 273-295. American Geophysical Union. DOI: 10.1029/GM100p0273

Shaw, D. M. (1970) Trace element Fractionation during Anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34(2): 237-259. DOI: 10.1016/0016-7037 (70)90009-8

Shaw, J. E., Baker, J. A., Menzies M. A., Thirlwall, M. F. and Ibrahim, K. M. (2003) Petrogenesis of the largest intraplate volcanic field on the Arabian plate (Jordan): a mixing lithosphere-asthenosphere source activated by lithospheric extension. Journal of Petrology 44(9): 1657-1679. DOI: 10.1093/petrology/egg052

Smith, E. I., Sánchez, A., Walker, J. D. and Wang, K. (1999) Geochemistry of mafic magmas in the Hurricane Volcanic field, Utah: implications for small- and large-scale chemical variability of the lithospheric mantle. Journal of Geology 107(4): 433-448. DOI: 10.1086/314355

Sosson, M., Rolland, Y., Muller, C., Danelian, T., Melkonyan, R., Kekelia, M., Adamia, S. A. Babazadeh, V., Kangarli, T., Avagyan, A., Galoyan, G. and Mosar, J. (2010) Subduction, obduction and collision in the Lesser Caucasus (Armenia, Azerbaijan, Georgia), new insights. In: Sedimentary Basin Tectonics from the Black Sea and Caucasus to the Arabian Platform (Eds. Sosson, M., Kaymakci, N., Stephenson, R. A., Bergerat, F. and Starostenko, V.) Special Publications 340(1): 329-352. Geological Society of London, UK. DOI: 10.1144/SP340.14

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, 42(1): 313-345. Geological Society of London, UK. DOI: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

Takahashi, E. and Kushiro, I. (1983) Melting of a dry peridotite at high pressures and basalt magma genesis. American Mineralogist 68(4): 859-879. DOI: 10.1016/0012-821X(93)90077-M

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific Publications, Oxford, London.

Thieblemont, D. and Tegyey, M. (1994) Une discrimination géochimique des roches différenciées témoin de la diversité d’origine et de la situation tectonique des magmas. Comptes Rendus de l’Académie des sciences 319: 87-94.

Thirlwall, M. F., Smith, T. E., Graham, A. M., Theodorou, N., Hollings, P., Davidson, J. P. and Arculus, R. J. (1994) High field strength element anomalies in arc lavas: source or process? Journal of Petrology 35(3): 819-838. DOI: 10.1093/petrology/35.3.819

Wang, K. L., Chung, S. L., O’reilly, S. Y., Sun, S. S., Shinjo, R. and Chen, C. H. (2004) Geochemical constraints for the genesis of post-collisional magmatism and the geodynamic evolution of the northern Taiwan region. Journal of Petrology 45(5): 975-1011. DOI: 10.1093/petrology/egh001

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187. DOI: 10.2138/am.2010.3371

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hymen, London, UK. DOI: 10.1007/978-94-010-9388-0

Winter, J. D. (2001) An introduction to igneous and metamorohic petrology. Prentice Hall publication, New Jersey.

Yang, W. and Li, S. H. (2008) Geochronology and geochemistry of the Mesozoic volcanic rocks in Western Liaoning: Implications for lithospheric thinning of the North China Craton. Lithos 102(1-2): 88-117. DOI: 10.1016/j.lithos.2007.09.018

Yang, W., Niu, H., Shan, Q., Luo,Y., Sun, W., Li, C., Li, N. and Yu, X. (2012) Late Paleozoic calc-alkaline to shoshonitic magmatism and its geodynamic implications, Yuximolegai area, western Tianshan, Xinjiang. Gondwana Research 22(1): 325-340. DOI: 10.1016/j.gr.2011.10.008

Yilmaz, Y., Guner, Y. and Saroglu, F. (1998) Geology of the Quaternary volcanic centres of the East Anatolia: Journal of Volcanology and Geothermal Research 85(1-4):173-210. DOI: 10.1016/S0377-0273 (98)00055-9

Yu, Q., Ge, W. C., Zhang, J., Zhao, G. C., Zhang, Y. L. and Yang, H. (2016) Geochronology, Petrogenesis and Tectonic Implication of Late Paleozoic Volcanic Rocks from the Dashizhai Formation in Inner Mongolia, NE China. Gondwana Research 47: 164-177. DOI: 10.1016/j.gr.2016.01.010

Zellmer, G. F., Sparks, R. S. J., Hawkesworth, C. J. and Wiedenbeck, M. (2003) Magma emplacement and remobilization timescales beneath Montserrat: insights from Sr and Ba zonation in plagioclase phenocrysts. Journal of Petrology 44(8): 1413-1431. DOI: 10.1093/petrology/44.8.1413

Zhu, W. G., Zhong, H., Li, Z. X., Bai, Z. J. and Yang, Y. J. (2016) SIMS zircon U-Pb ages, geochemistry and Nd–Hf isotopes of ca. 1.0 Ga mafic dykes and volcanic rocks in the Huili area, SW China: Origin and tectonic significance. Precambrian Research 237: 67-89. DOI: 10.1016/j.precamres.2015.12.011

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 520

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 305

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی آندزیت‏‌های دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان (شمال‌باختری ایران): شاهدی بر ماگماتیسم کالک‌آلکالن در محیط پسابرخوردی