مقدمه

منطقة آذربایجان بخشی از پهنة ماگمایی البرز باختری-آذربایجان یا کمان ماگمایی تبریز-بزمان، در ‌شمال‌باختری ایران و در مقیاس بزرگ‌تر در پهنة برخوردی میان صفحة عربستان و اوراسیاست. پس از برخورد دو صفحة عربستان و اوراسیا و رخداد ستبرشدگی پوسته‌ای و بالاآمدگی، دور جدیدی از فعالیت‌های آتشفشانی در این منطقه رخ داده است که احتمالاً سنی نزدیک به 8/2 تا 12 میلیون سال پیش داشته است (Keskin et al., 1998).

بر پایة بررسی‌ سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری آتشفشان سهند و با توجه به داده‌های گاه‌شماری و روابط چینه‌شناسی حاکم بر سنگ‌های آتشفشانی سهند، مراکز آتشفشانی سهند از میوسن پسین تا پلیستوسن پایانی به‌طور متناوب در فعالیت بوده‌اند (Ghauori, 2002). در مراحل آغازین فعالیت آتشفشانی در سهند، گدازه‌های با ترکیب مختلف فوران کرده‌اند و در پایان میوسن، انتشار گستردة پونس و خاکستر آتشفشانی رخ داده است. در جدیدترین فعالیت آتشفشانی، پس از مراحل آرامش و خاموشی، گدازه‌های اسیدی مانند داسیت و ریوداسیت فوران کرده‌اند که همسن با گنبد‌های نیمه‌آتشفشانی دیگر در منطقة آذربایجان بوده‌اند و به مرحلة پایانی فعالیت آتشفشانی وابسته هستند (Ghauori, 2002). به باور جهانگیری و اشرفی (Jahangiri and Ashrafi, 2006)، وجود لایه‌های رسی همراه با مواد عارضه‌ای در بخش زیرین قدیمی‌ترین سکانس‌های آذرآواری سهند، نشانه‌ای از فعالیت فراتوماگمایی این آتشفشان در آغاز فعالیت آن به‌شمار می‌رود.

داده‌های سن‌سنجی به روش پتاسیم-آرگونِ معین وزیری و امین سبحانی (Moine Vaziri and Amine Sobhani, 1977) نشان‌دهندة فعالیت آتشفشان سهند از 12 میلیون سال پیش تا 400-140 هزار سال پیش هستند. قلمقاش و همکاران (Ghalamghash et al., 2019) بر پایة ویژگی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، آتشفشان سهند را به سه مرحلة سهند قدیمی، سهند میانی و سهند جوان دسته‌بندی کرده‌اند. محصولات فعالیت سهند در مراحل قدیمی و میانی شامل مواد آذرآواری و گدازه و سهند جوان ‌به‌صورت گنبدهایی با ترکیب حد واسط تا اسیدی بوده است. ترکیب سنگ‌شناسی سنگ‌های آتشفشانی سهند از آندزیت بازالتی تا آندزیت، داسیت و لاتیت متغیر است و سنگ‌ها به سری ماگمایی آهکی-قلیایی، آهکی-قلیایی پتاسیم بالا، آداکیتی و شوشونیتی (قلیایی پتاسیک) گرایش دارند (Moine Vaziri, 1999; Pirmohammadi et al., 2011; Chaharlang et al., 2016; Lechmann et al., 2018; Ghalamghash et al., 2019). به باور معین وزیری و امین سبحانی (Moine Vaziri and Amine Sobhani, 1977)، برخلاف مراحل آغازین، در پایان فعالیت آتشفشان سهند ماگمای غنی از K، Ba و Sr تولید شده است و ماگما‌های سازندة آتشفشان خاستگاه‌های متفاوتی داشته‌اند. با این وجود، بررسی‌های جدید نشان می‌دهد ماگما‌های غنی از K (شوشونیتی)، Ba و Sr در مراحل آغازین فعالیت سهند (سهند قدیمی) و تقریباً با فوران‌های آتشفشان سارای نیز همزمان تولید شده است (Lechmann et al., 2018; Ghalamghash et al., 2019).

گاه سنگ‌های سری شوشونیتی با قلیایی پتاسیک مترادف گرفته شده است (Muller and Groves, 1997). با وجود این، سنگ‌های غنی از پتاسیم مجموعة‏ شوشونیتی معمولاً با اشباع از سیلیس‌بودن شناخته می‏شوند؛ بدین‌گونه‌که معمولاً هیپرستن نورماتیو دارند؛ اما اندکی نفلین یا کوارتز نورماتیو دارند یا کلاً ندارند (Hyndman, 1985). مقدار کل آلکالی (Na₂O+K₂O) در شوشونیت‌ها، از 5 درصدوزنی بیشتر است. همچنین، نسبت K₂O به Na₂O آنها در سنگ‌های با سیلیس 55 درصدوزنی از یک بزرگ‌تر است و در سنگ‌های با درصد سیلیس 50 درصدوزنی بیشتر از 6/0 است. محتوی TiO₂ آنها از 3/1درصدوزنی کمتر است (Morrison, 1980). سنگ‌های غنی از پتاسیم واقعی، بسیار تحت‏اشباع از سیلیس هستند و لوسیت نورماتیو چشمگیری دارند. چنین سنگ‌هایی ممکن است از لحاظ خاستگاه نسبت به سنگ‌های تقریباً اشباع از سیلیس تفاوت داشته باشند و شاید در یک گروه جداگانه باشند (Ferguson and Cundari, 1975; Morrison, 1980).

الگوهای سنگ‌زایی پیدایش ماگماهای شوشونیتی بسیار گسترده هستند. این الگو‌ها توصیف‌کنندة ترکیب متغیر و محیط زمین‌ساختی متفاوت این نوع ماگما‌ها هستند. ماگماهای شوشونیتی نشان‌دهندة مراحل پایانی میان فعالیت ماگمایی کلسیمی- قلیایی و قلیایی در طول تکامل محیط پس از برخورد و تأخیری هستند (Liegeois et al., 1998). بیشتر ماگماهای پتاسیک و التراپتاسیک در یکی از این سه محیط یافت می‌شوند:

1) در بالای پهنة فرورانش، در بخش ژرف این پهنه (Morrison, 1980)؛

2) در محیط‌های کوهزایی پس از برخورد مانند تبت (Wang et al., 2006) و آلپ (Venturelli et al., 1984)؛

3) به‌طور نادر در محیط‌های کششی دورن‌قاره‌ای مانند بخش جنوب‌باختری اوگاندا و کافت خاور آفریقا (Thompson, 1985).

منطقة مورد بررسی در نزدیکی گسل شمال تبریز و در ارتفاعات عون‌ابن‌علی (عینالی) مشرف به شهر تبریز جای دارد و سنگ‌های آتشفشانی آن به شکل لایة توف داسیتی درون سازند قرمز ‌بالایی یا URF [1](میوسن پسین) یافت می‌شوند که پهنه‌ای متفاوت از بخش جنوبی گسل تبریز یعنی مجموعة آتشفشانی سهند در طول نئوژن است (شکل 1). با توجه به نبود مطالعات پترولوژی روی این سنگ‌ها و بررسی این موضوع که آیا این ماگماتیسم در ارتباط با فعالیت آتشفشان سهند بوده است یا نه پژوهش کنونی انجام شد.

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و مشخص‌شدن روابط سنی و صحرایی سنگ‌های گوناگون منطقه، شمار 20 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی منطقه گردآوری شد. پس از تهیة مقاطع نازک از آنها، ‌بررسی میکروسکوپی سنگ‌ها و تعیین ویژگی‌های بافتی و کانی‌شناسی آغاز شد. ‌برای تعیین دقیق ترکیب شیمیایی کانی‌های سازنده، نمونه‌ای از سنگ‌ها پس از تهیة مقطع نازک- صیقلی با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل CAMECA SX100 در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیة شیمیایی نقطه‌ای شد (جدول‌های 1 و 2). تجزیة روی کانی‌های یادشده در شرایط ولتاژ 15کیلوولت، شدت جریان20 نانوآمپر و قطر پرتو 5 میکرون انجام گرفت. برای جدایش مقادیر آهن دو و سه ظرفیتی بیوتیت از برنامة MICA⁺ (Yavuz, 2003) استفاده شد. با توجه به نبود تنوع بافتی و کانی‌شناسی سنگ‌های منطقه، شمار 4 نمونه سالم از سنگ‌های منطقه ‌برای تجزیة عنصرهای اصلی، فرعی و ‌خاکی کمیاب با دستگاه ICP-MS، به آزمایشگاه شرکت SGS واقع در شهر تورنتو کشور کانادا فرستاده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نمونه‌ها در جدول 3 آورده شده‌اند. افزون‌بر داده‌های این ‌بررسی، ‌برای مقایسه و داشتن دید کلی از ‌ویژگی‌های زمین‌شیمیایی ماگماتیسم‌های مشابه در منطقه به‌ویژه مجموعة آتشفشانی سهند از داده‌های بررسی‌های پیشین در اینباره کمک گرفته شد. در مرحلة پایانی این پژوهش، داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی با یکدیگر تلفیق و تجزیه و تحلیل شدند. در پردازش داده‌های سنگ کل نرم‌افزار GCDkit 4.1 (Janousek et al., 2006) به‌کار برده شد.

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی مجموعة آتشفشانی سهند در جنوب گسل تبریز، جایگاه منطقة بررسی‌شده و سازند قرمز ‌بالایی به سن میوسن پسین در شمال شهر تبریز (با تغییرات و ساده‌شده از مجموعه نقشه‌های 100000/1 زمین‌شناسی در محدودةآتشفشان سهند: تبریز (Asadian, 1993)، بستان‌آباد (Behrouzi et al., 1997)، اسکو (Khodabandeh and Amini Fazl, 1995)، آذرشهر (Ghadirzadeh, 2002)، قره‌آغاج (Rezaei and Fonoudi, 2009)، مراغه (Alavi and Shahrabi, 1975) و عجب‌شیر (Soltani Sisi, 2005). نقشة ایندکس، جایگاه منطقه مورد بررسی در ‌شمال‌باختری ایران را نشان می‌دهد.

Figure 1. Geological map of the Sahand Volcanic Complex in the south of the Tabriz fault along with the location of the studied area and the Upper Red Formation of Late Miocene age in the north of Tabriz (modified and simplified from 1:100000 geological quadrangle maps of Sahand Volcano region: Tabriz (Asadian, 1993), Bostan Abad (Behrouzi et al., 1997), Osku (Khodabandeh and Amini Fazl, 1995), Azar Shar (Ghadirzadeh, 2002), Ghareh Aghaj (Rezaei and Fonoudi, 2009), Maragheh (Alavi and Shahrabi,1975), and Ajab Shir (Soltani Sisi, 2005). The index map shows the location of the studied area in the northwest of Iran.

جدول 1. داده‌های تجزیه ریزکاوالکترونی کانی پلاژیوکلاز (بر پایة درصد وزنی) به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست آمده برپایه 8 اتم اکسیژن (سازنده‌های پایانی: Ab: آلبیت؛ Or: ارتوکلاز و An: آنورتیت).

Table 1. Electron microprobe analysis of plagioclase mineral (in wt.%) along with the structural formula based on 8 oxygen atoms (the end members: Ab: albite, Or: orthoclase and An: anorthite).

 جدول 2. داده‌های تجزیه ریزکاوالکترونی از کانی بیوتیت به‌همراه فرمول ساختاری بر پایه 22 اتم اکسیژن.

Table 2. Electron microprobe analysis of biotite mineral along with the structural formula based on 22 oxygen atoms.

 جدول 3. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه‌های معرف توف داسیتی.

Table 3. The whole rock chemical data of the representative samples of dacitic tuff.

زمین‌شناسی

پهنة نئوژن تبریز در ‌شمال‌باختری ایران بخشی از یک سیستم گسلی راستالغز در میوسن پایانی میان صفحه‌های برخوردیِ عربی و اوراسیا است (Axen et al., 2001 Allen et al., 2004;). امروزه پهنة تبریز یک پهنة میان کوهستانی به‌شمار می‌رود که از شمال و شمال‌خاوری با رسوبات آواری خشکی سازند قرمز ‌بالایی (کوه عون‌ابن‌علی یا عینالی)، به سن میوسن میانی تا پسین و در جنوب با آتشفشان سهند (12میلیون تا 140 هزارسال پیش) (Gansser, 1955; Fisher, 1968; Moine Vaziri and Amine Sobhani, 1977; Moine Vaziri, 1999) فراگرفته شده است. از سمت باختر، این پهنه به زمین‌های پست دریاچة ارومیه می‌رسد.

آتشفشان سهند از آتشفشان‌های جوان در بخش شمالی کمربند ماگمایی ارومیه-دختر است که از میوسن پایانی تا پلیوسن ‌به‌صورت متناوب فعالیت‌های انفجاری و خروج گدازه داشته است. گدازه‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی اسیدی و تا اندازه‌ای حد واسط در این منطقه گسترش چشمگیری دارند. به‌گونه‌ای‌که می‌توان کامل‌ترین پیوندها با فعالیت آتشفشانی پس از برخورد از میوسن تا پلیوسن را در این منطقه دید (Moine Vaziri and Amine Sobhani, 1977).

فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی و به‌دنبال آن برخورد ورقه ایران و ورقه عربی (برخورد قاره-قاره‌ای) گسترش چهار پهنه ساختاری در ایران را در پی داشته است. این پهنه‌های ساختاری با روند ‌شمال‌باختری-جنوب‌خاوری شامل پهنة چین‌خوردة زاگرس (زاگرس مرتفع و کمربند چین‌خوردة زاگرس)، پهنة‌ دگرگونی سنندج-سیرجان و کمان ماگمایی ارومیه-دختر هستند ( Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003). کمان ماگمایی ارومیه-دختر از سنگ‌های آذرین درونی و بیرونی با بازة سنی ائوسن-کواترنری و راستای NW-SE ساخته شده است و بر پایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی بیشتر شامل سنگ‌های آهکی-قلیایی پهنة فرورانش است (Jahangiri, 2007). این پهنه بخشی از فعالیت‌های آتشفشانی- درونی ترسیری در ایران مرکزی به‌شمار می‌رود. فعالیت‌های آتشفشانی این کمربند از کرتاسة پسین با فوران‌های آهکی-قلیایی آغاز شده است و در ائوسن (زمان اوج فعالیت) با گدازه‌های آهکی- قلیایی ادامه یافته است و در پایان ترشیری، گدازه‌های غنی از پتاسیم پدید آمده‌اند (Berberian and King, 1981). عمرانی و همکاران (Omrani et al., 2008) سنگ‌های آتشفشانی این کمان ماگمایی را به دو گروهِ سنگ‌های آتشفشانی ائوسن و سنگ‌های آتشفشانی میوسن تا پلیوکواترنری دسته‌بندی کرده‌اند. سنگ‌های آتشفشانی ائوسن متشکل از آندزیت، توف و آذرآواری‌های حد واسط با مقادیر ناچیزی بازالت، آندزیت و ریولیت هستند. سنگ‌های آتشفشانی میوسن تا پلیوکواترنری دربردارندة سنگ‌های آندزیتی تا داسیتی با سن میوسن پسین تا پلیوسن هستند که با سنگ‌های آتشفشانی مافیک دنبال می‌شوند (Jahangiri, 2007; Omrani et al., 2008). دم‌های داسیتی با سن میوسن پسین در شمال گسل تبریز که ترکیب آداکیتی دارند درون سازند قرمز ‌بالایی و یا واحد‌های آتشفشانی ائوسن تزریق شده‌اند (Jahangiri, 2007).

لایة توف داسیتیِ بررسی‌شده در شمال شهر تبریز و در کوه عون‌ابن‌علی (عینالی) رخنمون دارد. سن‌سنجی این توف‌ها به روش اثر شکافت آپاتیت، سن 1/1± 2/11 میلیون سال پیش (تورتونین) را نشان می‌دهد که با پیدایش سازند قرمز ‌بالایی در این منطقه همزمان است (Reichenbacher et al., 2011). سازند قرمز ‌بالایی در بخش بزرگی از مرکز و ‌شمال‌باختری ایران گسترش دارد و بخش بالایی سازند قم دانسته می‌شود. این سازند تناوبی از کنگلومرا، ماسه‌سنگ، شیل و مارن سرخ رنگ است و واحد‌های تبخیری آن را همراهی می‌کنند (Asadian, 1993). این رسوبات به‌دنبال بالاآمدگی در پهنة پشت کمان و درون کمانی آتشفشانی نئوتتیس در ایران مرکزی نهشته شده اند (Shahabpour, 2007).

این سنگ‌ها در صحرا به شکل لایه‌ای و روشن رنگ با ضخامت متغیر (نزدیک به 5 تا 50 متر) هستند که موازی و درون لایه‌هایی از مارن و ماسه‌سنگ‌های سرخ رنگ (سازند قرمز ‌بالایی) گسترش یافته‌اند (شکل‌های 2-D و 2-G). از دیدگاه گسترش جانبی، گسترش آن ممتد نیست و گاهی با گسل‌های فرعی جابجا شده است. مرزبالایی لایة یادشده ‌به‌صورت گسله با سازند قرمز ‌بالایی (شکل 2-A) یا پوشیده شده با آن بدون سطح فرسایشی دیده می‌شود. مرز زیرین آن در همبری مستقیم با سازند قرمز بالایی است و تغییر تدریجی میان آنها دیده نمی‌شود.

بخش بالاییِ لایة توفی کمابیش سخت و سنگی است (توف بلورین) و با رنگ ظاهری خاکستری مایل به سرخ و رنگ خاکستری بسیار روشن در سطح تازه دیده می‌شود (شکل‌های 2-E، 2-F و2-I)؛ اما بخش زیرین به رنگ خاکستری روشن است و خاکستر ریز تا درشت لاپیلی‌های هسته‌دار (کوچک‌تر از 10 سانتیمتر) نیز در آن یافت می‌شوند (شکل 2-H). انکلاو‌های مافیک در اندازه‌های کمتر از 5 سانتیمتر معمولاً درون لایة توفی دیده می‌شوند (شکل 2-J). سطح تازه این سنگ‌ها در نمونة دستی رنگ خاکستری روشن دارد و بلور‌های درشت میکا (بیوتیت) در آن را می‌توان با چشم غیر مسلح به‌آسانی شناسایی کرد (شکل 3-A). برخی نمونه‌های این سنگ‌ها دچار دگرسانی شدیدی شده‌اند و کانی‌های رسی، کلسیت و کوارتز در آنها پدید آمده است.

سنگ‌نگاری

همان‌گونه‌که در بخش پیشین گفته شد، لایة توفی از دو بخش شامل بخش سست و غیرسنگی، یعنی لاپیلی توف (دارای خاکستر ریز و لاپیلی‌های هسته‌دار) و بخش سنگی، یعنی توف بلورین داسیتی ساخته شده است. ازاین‌رو، در این بخش تنها به سنگ‌نگاری بخش سنگی آن پرداخته می‌شود. بافت این سنگ‌ها پورفیری با زمینة‌ شیشه‌ای (ویتروفیری) است و کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت از درشت بلور‌های آن به‌شمار می‌روند (شکل 3-B).

شکل 2. ویژگی‌های صحرایی لایة توفیِ ‌بررسی‌شده. A) ترانشة کنار جاده‌ای با رخنمونی از لایة توفی، ماسه‌سنگ و مارن‌های سرخ رنگ سازند قرمز بالایی (URF) و کنگلومرای پلیوسن که با همبری گسلی شناخته می‌شوند؛ B) تصویر لایة توفی از نزدیک؛ C) همبری سازند قرمز بالایی و کنگلومرای پلیوسن از نمای نزدیک؛ D) رخنمون لایة روشن رنگ توفی در میان سازند قرمز بالایی در یکی از ورودی‌های تفرجگاه کوه عینالی؛ E، F) لایة توفی که بخش بالایی آن با سطح هوازده مایل به قرمز و بخش زیرین آن با رنگ خاکستری روشن دیده می‌شود؛ G) لایة توفی روشن رنگ موازی لایه‌بندی و درون سازند قرمز بالایی؛ H) لاپیلی‌های هسته‌دار در لایة توفی؛ I) سطح هوازده و تازه لایة توفی؛ J) انکلاو‌های مافیک (کوچک‌تر از 5 سانتیمتر) درون سنگ‌های توفی.

Figure 2. The field characteristics of the studied tuff layer. A) Roadside trench with an outcrop of the tuff layer along with red sandstone and marl of the Upper Red Formation (URF) and Pliocene conglomerate, which are characterized by a fault contact; B) A close-up photo of the tuff layer; C) The contact of URF and the Pliocene conglomerate from a close-up view; D) The outcrop of a light color tuff as intercalation in URF, Eynali Mountain resort; E, F) The tuff layer whose the upper part is characterized by reddish weathered surface and its lower part by light gray color; G) The light-colored tuff layer parallel to the bedding within the URF; H) Armored lapilli in the tuff layer; I) The weathered and fresh surface of the tuff; J) Mafic enclaves (smaller than 5 cm) within the tuff.

شکل 3. تصویر نمونة توف بلورین مورد ‌بررسی در نمونة دستی و در زیر میکروسکوپ. A) نمونة دستی خاکستری روشن توف بلورین داسیتی با بلور‌های سیاه رنگ و ورقه‌ای بیوتیت؛ B) تصویر میکروسکوپی از توف بلورین داسیتی با بافت ویتروفیری و فنوکریست‌های شکل‌دار بیوتیت و بی‌شکل و یا شکستة پلاژیوکلاز (در نور پلاریزه متقاطع).

Figure 3. The hand-specimen and photomicrograph of the crystal tuff. A) Light gray hand-specimen of the dacitic crystal tuff with black and flake biotite crystals; B) The microscopic image of the dacitic crystal tuff with vitrophyric texture where phenocrysts of euhedral biotite and anhedral/crushed plagioclase are observed (in cross-polarized light).

آپاتیت کانی کمیاب و کلسیت و اکسید‌های آهن از کانی‌های ثانویة این سنگ‌ها هستند. کوارتز ‌به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار گاهی بافت خلیجی دارد و نزدیک به 15 درصد فنوکریست‌ها را در بر می‌گیرد. پلاژیوکلاز ‌به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و شکسته است و نزدیک به 25 درصد فنوکریست‌ها را در بر می‌گیرد. بر پایة تجزیة ریزکاو الکترونی ترکیب آن الیگوکلاز شناسایی شد (شکل 4-A). آلکالی‌فلدسپار ‌به‌صورت ‌نیمه‌شکل‌دار است و نزدیک به 10 درصد حجمی فنوکریست‌ها را تشکیل می‌دهد و بر پایة تجزیة ریزکاو الکترونی، ترکیب آن سانیدین شناسایی شد (شکل 4-A). بیوتیت ‌به‌صورت شکل‌دار تا ‌نیمه‌شکل‌دار است و نزدیک به 15 درصدحجمی فنوکریست‌ها را در بر می‌گیرد. بر پایة تجزیه میکروپروب ترکیب آن بیوتیت منیزیم‌دار تا فلوگوپیت به‌دست آمد (شکل 5).

شیمی‌کانی در ارتباط با شرایط فیزیکوشیمیایی ماگما

ترکیب پلاژیوکلازهای توف داسیتی ‌به‌صورت Ab₇₀An₂₅Or₅ و ترکیب پتاسیم‌فلدسپارهای تجزیه‌شده ‌به‌صورت Ab₃₂An₁Or₆₇ است (جدول 1). دماسنجی فلدسپار‌ها بر پایة نمودار Ab-An-Or ( Fuhrman and Lindsley, 1988; Nekvasil, 1992) نشان می‌دهد این کانی‌ها از نوع کمابیش کم دما (نزدیک به 700 درجة سانتیگراد) هستند (شکل 4-B). جدول 2 داده‌های تجزیة ریزکاوالکترونی میکا در نمونة توف داسیتی را نشان می‌دهد که در آن SiO₂ برابر با 68/37 تا 16/39 درصدوزنی، Al₂O₃ برابر با 04/13 تا 87/14 درصدوزنی، MgO برابر با 13 تا 13/17 درصدوزنی و K₂O برابر با 37/8 تا 47/9 درصدوزنی است. ترکیب میکا‌ها در نمودار Fe/Fe+Mg در برابر Al کل در گسترة میان بیوتیت و فلوگوپیت جای می‌گیرد (شکل 5) و در نمودار سه‌تایی (Al+Fe³⁺+Ti)-Mg-(Fe²⁺+Mn)، بیشتر نمونه‌ها در محدودة بیوتیت منیزیم‌دار هستند (شکل 6). همچنین، در نمودار سه‌تایی (Fe*+Mn)-10*TiO₂-MgO) در مرز میان بیوتیت‌های اولیه و بیوتیت‌های بازتبلوریافته جای می‌گیرند (شکل 7).

شکل 4. A) ترکیب شیمیایی فلدسپار‌ها در نمودار رده‌بندی Ab-An-Or (Deer et al., 1992)؛ B) دماسنجی ماگمای سازندة توف داسیتی بر پایة ترکیب فلدسپارها.

Figure 4. A) Chemical composition of feldspars in the Ab-An-Or classification diagram (Deer et al., 1992); B) Thermometry of the magma forming dacitic tuff based on the composition of feldspars.

شکل 5. نامگذاری بیوتیت‌ها در نمودار Al در برابر Fe/(Fe+Mg) (Deer et al., 1992; Rieder et al., 1998) (نمودار B پایینی بخش هاشورخورده در نمودار A را نشان می‌دهد).

Figure 5. The classification of biotite in Al versus Fe/(Fe+Mg) diagram (Deer et al., 1992; Rieder et al., 1998) (Plot B shows the hatched area in plot A).

شکل 6. ترکیب بیوتیت‌ها در نمودار رده‌بندی Mg-(Al^VI+Fe³⁺+Ti)-(Fe²⁺+Mn) (Foster, 1960).

Figure 6. Composition of biotites in the classification diagram of Mg-(Al^VI+Fe³⁺+Ti)-(Fe²⁺+Mn) (Foster, 1960).

شکل 7. تعیین اولیه یا ثانویه‌بودن ترکیب بیوتیت‌ها در نمودار (FeO*+MnO)-10*TiO₂-MgO (Nachit et al., 2005).

Figure 7. The primary and secondary classification of biotites in (FeO*+MnO)-10*TiO₂-MgO diagram (Nachit et al., 2005).

برای تعیین سری ماگمایی و محیط تکتونوماگمایی ماگمای سازندة بیوتیت‌ها از نمودارهای پیشنهادیِ عبدالرحمان (Abdel-Rahman, 1994) استفاده شد (شکل 8). بر پایة این نمودارها، بیوتیت‌ها به سری ماگمایی کالک‌آلکالن کوهزایی متعلق هستند. گفتنی است در این نمودار‌ها محدوده‌ای برای سری‌های آلکالن کوهزایی لحاظ نشده است و چنین سری‌هایی با محدودة کالک‌آلکالن کوهزایی همپوشانی نشان می‌دهند (Ashrafi et al., 2009).

شکل 8 . بررسی سرشت ماگما در: A، B، C و E) نمودار اکسیدهای FeO^*، MgO و Al₂O₃ بر پایة ترکیب بیوتیت (Abdel-Rahman, 1994)؛ D) نمودار Mg در برابر Al (Nachit et al., 1985).

Figure 8. Determining the magma nature in: A, B, C, E) FeO^*, MgO and Al₂O₃ oxides diagrams based on biotite composition ( (Abdel-Rahman (1994); D) Mg versus Al diagram (Nachit et al., 1985).

همچنین، برای بررسی نقش پوسته و گوشته در پیدایش ماگمای سازندة بیوتیت‌ها نمودار MgO در برابر TFeO/(TFeO+MgO) به‌کار برده شد. بر پایة این نمودار، بیوتیت‌ها در محدودة منبع پوسته‌ای و گوشته‌ای مخلوط‌شده جای می‌گیرند (شکل 9).

شکل 9. ترکیب بیوتیت در نمودار MgO در برابر TFeO/(TFeO+MgO) (Zhou, 1986) (TFeO: آهن کل ‌به‌صورت FeO).

Figure 9. The biotite composition in the TFeO/(TFeO+MgO) versus MgO diagram (Zhou, 1986) (TFeO represents total iron as FeO).

بیوتیت یکی از کانی‌هایی است که میزبان تیتانیم است و غلظت آن با دما کنترل می‌شود. هنری وگوییدوتی (Henry and Guidotti, 2002) و هنری و همکاران (Henry et al., 2005) معادلة زیر را برای به‌دست‌آوردن دمای پیدایش بیوتیت پیشنهاد کرده‌اند.

که در آن 3594/2 -a=، 10^-9 x 6482/4 b=، 7283/1 - c= و X_Mg=Mg/(Mg+Fe) است. بر پایة این معادله، دمای 700 تا800 درجة سانتیگراد برای پیدایش بیوتیت‌ها برآورد شد (شکل 10). ‌برای بررسی فوگاسیتة اکسیژن در ماگما، نمودار سه‌تایی Fe²⁺-Fe³⁺-Mg به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در شکل 11 دیده می‌شود، نمونه‌ها گستره‌ای از فوگاسیتة اکسیژن کم تا بالا را نشان می‌دهند.

شکل 10. دماسنجی بر پایة ترکیب بیوتیت با کمک نمودار Mg/(Mg+Fe) در برابر Ti (Henry et al., 2005).

Figure 10. Biotite thermometry in Mg/(Mg+Fe) versus Ti diagram (Henry et al., 2005).

 شکل 11. ارزیابی فوگاسیتة اکسیژن در ماگما بر پایة ترکیب بیوتیت در نمودار سه‌تایی Fe³⁺–Fe²⁺–Mg (Wones and Eugster, 1965).

Figure 11. Magma fugacity based on the biotite composition in Fe³⁺-Fe²⁺-Mg ternary diagram (Wones and Eugster, 1965).

شیمی سنگ کل

دامنة تغییرات مقادیر SiO₂ نمونه‌های مورد ‌بررسی از 1/59 تا1/64 درصدوزنی در نوسان است. با توجه به اینکه این سنگ‌ها کم و بیش دارای نشانه‌هایی از دگرسانی بودند، برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی آنها نمودار‌هایی بر پایة عنصرهای کم تحرک به‌کار برده شد. میزان LOI بیشتر از 5/2 درصدوزنی نمونه‌ها را می‌توان نشانة دگرسان‌بودن آنها دانست. مقدار LOI برای نمونه‌های TM3، TM4، TM9 و TM12 به‌ترتیب برابر با 77/1، 5/2، 09/2 و 69/8 درصدوزنی است و همان‌گونه‌که دربارة نمونة TM12 دیده می‌شود، مقدار LOI بسیار بالاست و نشان می‌دهد این نمونه بسیار دچار هوازدگی و دگرسانی شده است (جدول 3). در زیر میکروسکوپ نیز در این نمونه مقدارهای بالایی از کانی‌های رسی، کلسیت و هیدرواکسیدهای آهن دیده شدند.

برای نامگذاری این سنگ‌ها، نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‌ها در محدودة داسیت تا تراکی‌داسیت جای می‌گیرند (شکل 12-A). همچنین، در نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO₂ نمونه‌ها در محدودة تراکی‌آندزیت جای گرفته‌اند (شکل 12-B).

برای تعیین سری ماگمایی نمونه‌ها نیز نمودارهای Ta/Yb در برابر Ce/Tb و Ta/Yb در برابر Th/Yb به‌کار برده شدند. همان‌گونه‌‌که دیده می‌شود، نمونه‌ها در محدودة سری شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل‌های12- C و 12-D).

سنگ‌های ‌بررسی‌شده می‌توانند بر پایة ضریب آلکالینیته (AI=Al-(K+Na); molecular)، ضریب آهک-آلکالی تعدیل‌شده (MALI= Na₂O+K₂O-CaO)، ضریب اشباع از سیلیس-فلدسپاتویید (FSSI= Q-[Lc+2(Ne+Kp)]/100; normative)، ضریب آهن (Fe*= FeO+0.9Fe₂O₃/(FeO+0.9Fe₂O₃+MgO)) و ضریب اشباع از آلومینیم (ASI= Al/(Ca-1.67P+Na+K); molecular) رده‌بندی شوند (Frost and Frost, 2008).

شکل 12. نامگذاری و تعیین سری ماگمایی سنگ‌های بررسی‌شده به‌همراه مقایسة آنها با سنگ‌های آتشفشانی سهند در: A) نمودار رده‌بندی SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار رده‌بندی بر پایة عنصرهای کم‌تحرک (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) نمودار تعیین سری ماگمایی بر پایة Ta/Yb در برابر Ce/Tb؛ D) نمودار تعیین سری ماگمایی بر پایة Ta/Yb در برابر Th/Yb (Muller and Groves, 1997).

Figure 12. Classification and discrimination of the magmatic series of the studied rocks along with their comparison with Sahand volcanic rocks in: A) SiO₂ versus Na₂O+K₂O classification diagram (Le Bas et al., 1986); B) Immobile elements classification diagram (Winchester and Floyd, 1977); C) Magmatic series in Ta/Yb versus Ce/Tb discrimination diagram; D) Magmatic series based on Ta/Yb versus Th/Yb discrimination diagram (Muller and Groves, 1997).

ضریب آهن برای تعیین غنی‌شدگی آهن سنگ‌های فلدسپاری در هنگام جدایش بلورین مذاب به‌کار برده می‌شود. سنگ‌های منیزیم‌دار در شرایط اکسیدان تحول می‌یابند و غنی‌شدگی اندکی از آهن را نشان می‌دهند؛ اما سنگ‌های آهن‌دار در فوگاسیتة اکسیژن کم دچار جدایش بلورین گسترده‌ای می‌شوند. بیشتر سنگ‌های آلکالن دنیا ویژگی آهن‌دار نشان می‌دهند. با وجود این، برخی ماگماهای حاشیه‌های همگرا (بخش‌های با کشش‌های محلی درون محیط زمین‌ساختی در کل همگرا) از منیزیم‌دار تا آهن‌دار در تغییر هستند (Frost and Frost, 2008). گمان می‌رود سنگ‌های منیزیم‌دار، شامل سنگ‌های بررسی‌شده، از طریق جدابش بلورین مذاب در شرایط اکسیدان و کمابیش آب‌دار پدید آمده باشند (شکل 13-A) (Frost and Frost, 2008). بر پایة ضریب MALI، نمونه‌ها در محدودة آلکالی-کلسیک هستند؛ اما بیشتر نمونه‌های مورد مقایسه (سنگ‌های آتشفشانی سهند) از روند کالک-آلکالی پیروی می‌کنند (شکل 13-B). از لحاظ ضریب اشباع از آلومینیم، بیشتر نمونه‌ها ویژگی متاآلومینوس نشان می‌دهند (شکل 13-C). همان‌گونه‌که در شکل 13-D دیده‌می‌شود همة نمونه‌ها به‌همراه بیشتر نمونه‌های مورد مقایسه، ضریب آلکالینیته و ضریب اشباع از سیلیس-فلدسپاتویید مثبت (FSSI>0) دارند.

در نمودار عنکبوتی عنصرهای ناسازگار نمونه‌ها به ترکیب گوشتة اولیه (Wood et al., 1979) بهنجار شده‌اند. این نمودار نشان می‌دهد نمونه‌ها غنی‌شدگی مشخصی از عنصرهای با شعاع یونی بزرگ (LILE) (مانند: روبیدیم، باریم، توریم، اورانیم، پتاسیم) و عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای با میدان پایداری قوی (HFSE) (مانند: تانتالیم، نیوبیم، تیتانیم، زیرکونیم، هافنیم، ایتریم) و عنصرهای خاکی کمیاب سنگین دارند (شکل 14-A). نمونه‌ها مقدار استرانسیم (400 تا 540 پی پی ام) و باریم (930 تا 1130 پی پی ام) بالایی دارند. همچنین، نمونه‌های بررسی‌شده از عنصرهایی مانند Ta، Nb، Ti ناهنجاری منفی نشان می‌دهند (شکل 5). ناهنجاری منفی تانتالیم و نیوبیم همانند سنگ‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش ‌حاشیة فعال قاره‌ای است؛ در جایی‌که خاستگاه گوشته‌ای مذاب با مواد فرورونده، از عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ دگرنهاد غنی‌ شده است (Pearce, 1982).

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونه‌های منطقه که به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) بهنجار شده‌ است نشان می‌دهد تغییرات این عنصرها در نمونه‌ها ‌به‌صورت موازی است (شکل 14-B). موازی‌بودن الگوی عنصرهای ‌خاکی کمیاب در سنگ‌ها خاستگاه یکسان و سازوکار تبلور بخشی پیدایش آنها را نشان می‌دهد (Wilson, 1989). در این نمودار عنصرهای ‌خاکی کمیاب نمونه‌ها به ترکیب کندریت پیشنهادیِ بوینتون (Boynton, 1984) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. در این میان، عنصرهای ‌خاکی کمیاب سبک (LREE) غنی‌شدگی بیشتری نسبت به عنصرهای ‌خاکی کمیاب سنگین (HREE) نشان می‌دهند (شکل 14-B). در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب، نمونه‌ها الگو‌های REE پرشیب ((La/Yb)_N: 10/19 تا 05/23) و آنومالی مشخص در Eu نشان می‌دهند (شکل 4) که پیامد جدا‌شدن پلاژیوکلاز از مذاب هنگام جدایش بلوری است. نسبت Eu/Eu* به‌دست‌آمدة این سنگ‌ها از 63/0 تا 72/0 در نوسان است.

بحث

باور بر این است که به‌دنبال برخورد ورقه ایران و عربستان در زمان ائوسن در شمال‌باختری ایران (Ghasemi and Talbot, 2006; Hafkenschied et al., 2006; Horton et al., 2008; Omrani et al., 2008). پاره‌شدن و سقوط ورقة اقیانوسی[2]، بالاآمدن مواد سست‌کره‌ای، آشفتگی دمایی و افزایش شیب دمایی در پی آن، به ذوب پوستة زیرین ستبرشده انجامیده است. ذوب پوستة زیرین مافیک گارنت‌دار و بی پلاژیوکلاز (شبیه اکلوژیت)، توانسته است سنگ‌هایی با ویژگی‌های آداکیتی و نیز سنگ‌هایی اسیدی و سرشار از باریم و استرانسیم را پدید آورد (Lechmann et al., 2018).

شکل 13. نمودارهای رده‌بندی بر پایة ضریب آهن، FSSI، AI، MALI و ASI؛ A) نمودار سیلیس در برابر شاخص آهن؛ B) نمودار ضریب آهک-آلکالی در برابر سیلیس که در آن روند‌های سری‌های آلکالیک، آلکالی-کلسیک، کلسیک-آلکالی و کلسیک نشان داده شده است؛ C) نمودار SiO₂ در برابر ASI برای تعیین میزان اشباع‌شدگی از آلومینا؛ D) نمودار FSSI در برابر AI ‌برای تعیین اشباع‌شدگی از سیلیس نمونه‌ها (Frost and Frost, 2008) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 12 است).

Figure 13. The classification diagrams of Fe-index, FSSI, AI, MALI and ASI; A) Silica versus Fe-index diagram; B) alkali-lime index versus silica diagram, in which the trends of the alkaline, alkali-calcic, calcic-alkali and calcic series are shown; C) SiO₂ versus ASI diagram for determination of alumina saturation; D) FSSI versus AI for determination of silica saturation (Frost and Frost, 2008) (The symbols are the same as in Figure 12).

شکل14. ترکیب سنگ‌های ‌بررسی‌شده در: A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Wood et al., 1979)؛ B) نمودار REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).

Figure 14. Composition of studied rocks in: A) The primitive mantle-normalized spider diagram (normalized values from Wood et al. (1979)); B) REE chondrite-normalized diagram (normalized values from Boynton (1984)).

همچنین، ذوب گوشته سنگ‌کره‌ای دگرنهادشده در پی فرایندهای فرورانش، نیز می‌تواند به پیدایش ماگمای مافیک شوشونیتی بیانجامد و تحول آن ماگمای حد واسط و اسیدی را پدید آورده باشد (Ghalamghash et al., 2019). ویژگی زمین‌شیمیایی نمونه‌ها به‌همراه سنگ‌های مشابه از مناطق مختلف آتشفشان سهند نشان‌دهندة پیدایش ماگما‌های آداکیتی و غیرآداکیتی (شامل کالک‌آلکالن عادی و شوشونیتی) است. همان‌گونه‌که نمودارهای Y در برابر Sr/Y و نیز Yb_N در برابر (La/Yb)_N (شکل‌های 15-A و 15-B) نشان می‌دهند، طیف‌های ترکیبی گوناگونی از سنگ‌ها را می‌توان در این منطقه شناسایی کرد که می‌تواند با رخداد جدایش بلورین گسترده ماگما‌های تولیدشده و یا خاستگاه‌های مختلف آنها در ارتباط باشد. با وجود این، نمونه‌ها در محدودة غیرآداکیتی جای گرفته‌اند و ازاین‌رو، چه‌بسا پیدایش آنها با سنگ‌های آداکیتی گوناگون در مجموعة آتشفشانی سهند متفاوت باشد.

شکل 15. ترکیب نمونه‌های داسیتی بررسی‌شده در نمودار‌های متمایزکنندة آداکیت‌ها و سنگ‌های معمولی کمان ماگمایی. A) نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار Yb_N در برابر (La/Yb)_N (Martin, 1986).

Figure 15. Composition of the studied dacitic samples in adakites and typical arc rocks discrimination diagrams. A) Y versus Sr/Y plot (Defant and Drummond, 1990; B) Yb_N versus (La/Yb)_N plot (Martin, 1986).

دربارة پیدایش سنگ‌های با گرایش آداکیت در مجموعة سهند، باور بر این است که ذوب‌بخشی پوستة زیرین (Lechmann et al., 2018; Fedele et al., 2023) یا ذوب صفحة فرورونده، پیدایش چنین مذاب‌هایی را به‌دنبال داشته است (Chaharlang et al., 2016; Ghalamghash and Chaharlang, 2014)؛ اما دربارة ماگما‌های غیرآداکیتی باور بر خاستگاه‌گرفتن آنها از گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرنهادشده است (Ghalamghash et al., 2019; Fedele et al., 2023). ضخیم‌شدگی پوسته‌ای، پارگی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده، عقب‌نشینی سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و ورقة ورقه‌شدن و آشفتگی دمایی از سازوکار‌های تولید مذاب با ترکیب آداکیتی و غیرآداکیتی در این ناحیه دانسته شده‌اند و از نقش فرورانش نئوتتیس در این ارتباط یاد شده است. ازاین‌رو، سنگ‌های بررسی‌شده با ماگماتیسم مرتبط با نئوتتیس ارتباط تنگاتنگی دارند؛ همان‌گونه‌که ترکیب شیمیایی این سنگ‌ها در نمودار‌های متمایز‌کننده محیط‌های زمین‌ساختی (شکل 16) گویای گرایش آنها به محیط‌های زمین‌ساختی کمان قاره‌ای است. با وجود این، همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، شواهد همزمانی پیدایش این سنگ‌ها با فرورانش فعال (در وضعیت پیش از برخورد) وجود ندارد. ازاین‌رو، پیدایش این سنگ‌ها در یک پهنة کمانس پسابرخوردی دور از انتظار نخواهد بود. در نمودارسه‌تایی TiO₂/100-La-10Hf که ‌برای تمایز کمان‌های قاره‌ای و پسابرخوردی (CAP+PAP) از کمان‌های اقیانوسی (IOP+LOP) به‌کار برده می‌شود، همة نمونه‌ها در محدوده کمان‌های قاره‌ای و پسابرخوردی جای می‌گیرند (شکل 16-A). در نمودار سه‌تایی 3Zr-50Nb-Ce/P₂O₅ که ‌برای تمایز کمان پسابرخوردی (PAP) از کمان قاره‌ای (CAP) به‌کار برده می‌شود، نمونه‌ها در محدودة کمان قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 16-B). در نمودار Zr در برابر (Nb/Zr)n، نمونه‌ها در محدودة سنگ‌های پسابرخوردی جای گرفته‌اند (شکل 16-C). جانمایی نمونه‌ها در نمودار La/Yb در برابر Th/Nb که ‌برای تمایز کمان‌های مختلف از همدیگر به‌کار برده می‌شود، نشان می‌دهد نمونه‌ها به کمان‌های آلکالن گرایش دارند (شکل 16-D).

سنگ‌های ‌بررسی‌شده با توجه به ترکیب شیمیایی کانی‌ها (مانند: سدیک‌بودن پلاژیوکلاز‌ها و داشتن کانی‌های فرومنیزین آبدار (بر پایة بیوتیت) و با در نظرگرفتن ترکیب سنگ کل با سیلیس بیشتر از 60 درصدوزنی ‌به‌عنوان سنگ‌های جدایش‌یافته و تحول‌یافته اسیدی به‌شمار می‌روند. توف‌های داسیتی بررسی‌شده متاآلومینوس، کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی هستند و الگوی عنصرهای کمیاب آنها، ویژگی‌های شاخص ماگماتیسم نوع کمانی را نشان می‌دهد. نسبت Nb/Ta در نمونه‌ها برابر با 7/14 تا 8/15 است که از مقدار پیش‌بینی‌شده برای پوستة قاره‌ای بیشتر است (Taylor and McLennan, 1985)؛ اما همانند سنگ‌های آتشفشانی کمانی است (Stolz et al., 1996). ویژگی‌های یادشده به‌همراه آنومالی منفی Nb، Ta و Ti و نسبت‌های بالای Ba/La (17 تا 6/20) و Ba/Zr (8/5 تا 7/6) و Ba/Nb >30 (Gill, 1981) همگی شباهت آنها به ماگما‌های مرتبط با فرورانش را نشان می‌دهند. با وجود این، شواهد زمین‌شناسی در منطقه مبنی بر وجود فرورانش فعال در هنگام پیدایش سنگ‌های بررسی‌شده وجود ندارد. ازاین‌رو، گمان می‌رود این ویژگی‌های ترکیبی در ارتباط با خاستگاه باشد تا نشان‌دهندة خاستگاه زمین‌ساختی. فراوانی بالای Sr (540-430 پی پی ام) همراه با آنومالی منفی Eu (73/0 – 62/0 Eu/Eu*=) و تهی‌شدگی نسبی HREE و Y نشان‌دهندة تفالة ذوب با ترکیب گارنت، آمفیبول و در مقدارهای کمتر یا بی پلاژیوکلاز بوده است. چنین شرایطی می‌تواند در پی تبدیل پوستة اقیانوسی فرورونده به گارنت آمفیبولیت یا اکلوژیت و ذوب‌بخشی آنها فراهم شود. البته ذوب‌بخشی اخیر به‌همراه آزاد‌شدن سیال‌ها از ورقة اقیانوسی به نوبه خود نیز می‌توانند گوشتة سنگ‌کره‌ای را دگرنهاد کنند تا مذاب‌هایی با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی یادشده پدید آید. گفتنی است سنگ‌های بررسی‌شده با نسبت‌های بالای La/Nb (1/2 تا 4/2) شناخته می‌شوند که اساساً به نواحی با خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای زیرقاره‌ای نسبت داده می‌شود (Hawkesworth et al., 1995; Rogers et al., 1995).

غنی‌شدگی سنگ‌های بررسی‌شده از برخی عنصرها مانند Ba، Sr و Rb نیازمند تبلور گسترده، آلایش پوسته‌ای و یا ذوب‌بخشی بسیار کم است. ترکیب ایزوتوپی Sr (704792/0 تا 708505/0) و Nd (512388/0 تا 512802/0) سنگ‌های با سنگ‌شناسی و سن مشابه (Lechmann et al., 2018) در منطقة ‌بررسی‌شده نشان می‌دهد تنها آلایش پوسته‌ای نمی‌تواند این تغییرات گسترده را به‌دنبال داشته باشد. افزون‌بر این، نسبت‌های بالای LILE/HFSE و LREE/HREE می‌تواند پیامد نرخ اندک ذوب‌بخشی دانسته شود.

شکل 16. نمودار‌های متمایز کنندة محیط‌های زمین‌ساختی. A) نمودار سه‌تایی TiO₂/100-La-10Hf (Muller and Groves, 1997) ‌برای تمایز کمان‌های قاره‌ای و پسابرخوردی (CAP+PAP) از کمان اقیانوسی (IOP+LOP)؛ B) نمودار سه‌تایی 3Zr-50Nb-Ce/P₂O₅ (Muller and Groves, 1997) برای تمایز کمان پسابرخوردی (PAP) از کمان قاره‌ای (CAP)؛ C) نمودار Zr در برابر (Nb/Zr)n (Thiéblemont and Tegyey, 1994) که در آن N نماد بهنجارسازی به ترکیب NMORB (Sun and McDonough, 1989) است؛ D) نمودار La/Yb در برابر Th/Nb (Hollocher et al., 2012) برای شناخت کمان‌های گوناگون از یکدیگر.

Figure 16. Tectonic setting discrimination diagrams. A) TiO₂/100-La-10Hf ternary diagram (Muller and Groves, 1997) for discrimination the continental and post-collisional arcs (CAP+PAP) from oceanic arcs (IOP+LOP); B) 3Zr-50Nb-Ce/P₂O₅ ternary diagram (Muller and Groves, 1997) for discrimination between post-collisional arc (PAP) and continental arc (CAP); C) plot of Zr versus (Nb/Zr)n (Thiéblemont and Tegyey, 1994), where n indicates values normalized to NMORB (Sun and McDonough, 1989); D) La/Yb versus Th/Nb diagram (Hollocher et al., 2012) for discrimination various arc magmas.

با توجه به اینکه آتشفشان سهند روی پی‌سنگ متشکل از نهشته‌های رسوبی پالئوزوییک-مزوزوییک، سنگ‌های آتشفشانی ائوسن، مارن‌های میوسن زیرین (سازند قم) و مارن‌ها و لایه‌های سرخ‌رنگ ماسه‌سنگی و ژیپس (سازند قرمز ‌بالایی) به سن میوسن میانی تا پسین جای گرفته است (Abbassi et al., 2021) و از سوی دیگر، کهن‌ترین فعالیت آتشفشان سهند به سن میوسن پسین دانسته می‌شود (سهند قدیم در رده‌بندی قلمقاش و همکاران (Ghalamghash et al., 2019) با سنی نزدیک به 8 میلیون سال پیش و توالی آذرآواری ضخیم در دامنة باختری آتشفشان با نام سازند قرمزی‌گل در رده‌بندی معین وزیری و امین سبحانی (Moine Vaziri and Amine Sobhani, 1977) با سن 9-12 میلیون سال پیش). ازاین‌رو، با در نظرگرفتن موقعیت چینه‌ای لایة توفی یادشده و شباهت ترکیب شیمیایی آن به فوران‌های غیرآداکیتی سهند، گمان می‌رود این لایة توفی پیامد نخستین فعالیت‌های انفجاری سهند در میوسن پایانی، همزمان با پیدایش رسوبات قرمز بالایی (میوسن پسین) باشد. با توجه به رخداد سنگ‌های بررسی‌شده در نزدیکیِ گسل تبریز و با در نظر گرفتن اینکه بیشترین فعالیت این گسل در میوسن پایانی روی داده است (Reichenbacher et al., 2011)، نقش کلیدی آن در ارتباط با فوارن‌های آتشفشانی سهند دور از انتظار نیست.

برداشت

رخداد لایة توفی با ترکیب داسیتی درون سازند قرمز ‌بالایی (میوسن پسین) در نزدیکیِ گسل تبریز در نوع خود جالب توجه است. این ماگماتیسم می‌تواند یکی از نخستین فوران‌های آتشفشانی سهند در میوسن پسین دانسته شود. از دیدگاه سنگ‌نگاری، این سنگ‌ها بافت پورفیری با فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و کوارتز در زمینة شیشه‌ای (ویتروفیری) دارند. ترکیب اسیدی (وجود کوارتز و پلاژیوکلاز‌های سدیک)، تغییرات گستردة فوگاسیتة اکسیژن ماگما با توجه به ترکیب بیوتیت‌ها، دمای کمابیش کم با توجه به دماسنجی پلاژیوکلاز‌ها و داشتن کانی‌های آبدار نشان‌دهندة فوران‌های انفجاری ماگمای سازندة سنگ‌های یادشده است. داده‌های زمین‌شیمیایی، گویای ترکیب کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی ماگماست و با توجه به متاآلومینوس‌بودن از نظر میزان آلومینیم و شیب و ناهنجاری‌های الگوی چندعنصری، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب گمان نمی‌رود این سنگ‌ها تنها خاستگاه پوستة قار‌ه‌ای داشته باشند. مقایسة ترکیب شیمیایی سنگ‌های بررسی‌شده با سنگ‌های مجموعه آتشفشانی سهند نشان‌دهندة تشابه آنها به سنگ‌های غیرآداکیتی این مجموعه است و ‌ویژگی‌هایی مانند آنومالی منفی Ta، Nb و Ti، داشتن نسبت‌های بالای Ba/La، Ba/Zr، Ba/Nb و La/Nb و داشتن فراوانی بالای Sr و Ba می‌تواند به خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای آنها ارتباط داشته باشد که در یک محیط زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش یا ‌حاشیة فعال قاره‌ای پدید آمده‌اند. با توجه به بازة زمانی فعالیت آتشفشان سهند که از میوسن پسین تا پلیستوسن پایانی دانسته شده است و در پی این فعالیت آتشفشانی، حجم بزرگی از مواد آذرآواری در جنوب گسل تبریز پدید آمده است، گمان می‌رود لایة توفی بررسی‌شده، با توجه به موقعیت چینه‌ای و مکانی آن، از فراورده‌های آتشفشانی و انفجاری میوسن پسین سهند باشد که همزمان با رسوبات قرمز بالایی (میوسن پسین) که در بخش شمالی گسل تبریز در حال پیدایش بوده است، نهشته شده است.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت محترم پژوهشی و فنآوری دانشگاه صنعتی سهند تبریز و نیز از سردبیر وداوران گرامی مجلة پترولوژی برای همکاری صمیمانه‌شان و کمک به بهبود سطح علمی مقاله سپاس‌گزاری می‌کنند.

[1] Upper Red Formation

[2] slab break-off