مطالعه پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ‌های آتشفشانی قافلان‌کوه میانه (شمال‌غرب ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

محدوده مورد مطالعه بخشی از نوار ماگمایی ترشیر البرز غربی-آذربایجان است. رخنمون‌های اصلی در ارتفاعات قافلان‌کوه (جنوب‌شرق میانه) شامل تناوبی از گدازه‌های آندزیتی، آندزیت‌بازالتی، تراکی‌آندزیت و توف‌های وابسته است. این مجموعه توسط گنبد‌های اسیدی و در برخی نقاط توسط روانه‌های اسید و ایگنمبریت پوشیده می‌شوند. کانی‌شناسی اصلی گدازه‌ها شامل الیوین، کلینوپیروکسن، هورنبلند، بیوتیت، پلاژیوکلاز، کوارتز و سانیدین بوده، بافت‌های متنوع هیالوپورفیریک، میکرولیتیک پورفیری و گلومرو پورفیری را نشان می‌دهند. گدازه‌های بازیک تا حد واسط عمدتاً در محدوده‌ آندزیت‌بازالتی و سنگ‌های اسیدی در محدوده ریولیت قرار می‌گیرد. ماگمای مولد سنگ‌های بازیک تا حد واسط کالک‌آلکالن با پتاسیم پایین و متاآلومینوس بوده، غنی‌شدگی مشخصی از LREE نسبت به HREE و نیز Sr و K و تهی‌شدگی محسوسی از Pb، P، Pr، Zr، Y، Nb و Ti نشان می‌دهند. آنومالی منفی Nb، Ti و Taدر این سنگ‌ها مشابه ویژگی‌های سنگ‌های مرتبط با مناطق فرورانش است. این گدازه‌ها محصول تفریق ماگمای حاصل از ذوب‌بخشی گوشته غنی شده و با نرخ 1 تا 5 درصد از ﻣﻨﺸﺄ گارنت لرزولیت بوده، تغییرات نسبت Rb/Sr و Nb/Th حاکی از وجود فاز فلوگوپیت (رگه‌های گلیمریتی) در محل ﻣﻨﺸﺄ است. نسبت‌های بالای K/P (برابر 5/6 تا 43) و La/Nb (برابر 7/1 تا 68/2) نشانه آلایش ماگمای مولد با سنگ‌های پوسته‌ای است. این مجموعه در یک محیط قوس ماگمایی حاشیه فعال قاره‌ای تکوین یافته‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The petrography and geochemistry of volcanic rocks of Ghaflankuh, Myaneh (NW Iran)

نویسندگان [English]

  • Amin Allah Kamali
  • Mohssen Moayyed
  • Ahmad Jahangiri
  • Nasir Amel
  • Hadi Pirooj
  • Ali Ameri
تبریز دانشگاه تبریز دانشکده علوم طبیعی گروه زمین شناسی
چکیده [English]

The study area is a part of the western Alborz-Azarbaijan magmatic belt. The main outcrops in Ghaflankuh are including alternative andesite lava, andesite-basalt, trachy-andesite and related tuffs. This sequence is coverd by acidic domes and in some areas by acidic lavas and ignimbrites. Olivine, clinopyroxene, hornblende, biotite, plagioclase, quartz and sanidin are the major minerals of the studied rocks, displaying hyalo-porphyric, microlithic and porphyry and glomero-porphyry textures. The mafic to intermediate lavas have andesi-basalt and felsic rocks have rhyolithic composition. The mafic to intermediate magmas are low-K and metaluminous with significant enrichment in LREE in compare to HREE, as well as Sr, K and display depletion in Pb, P, Pr, Zr, Y, Nb and Ti. The negative anomaly of Ta, Nb, and Ti in these rocks is similar to subduction related rocks. These lavas are produced from differentiation of magma derived from enriched- mantle with 1-5 precent partial melting of garnet-lehrzolite. The variations of Rb/Sr, Nb/Th imply for the presence of phologopite (glimeritic veins) in the source. The high ratios of K/P (6.5-43) and La/Nb (1.7-2.8) point to contamination of magma with crustal materials. This sequence is evolved in an active continental arc environment.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Andesite-basalt
  • Ghaflankuh
  • andesite
  • Basalt
  • Subduction
  • partial melting
  • Contamination

مقدمه

این محدوده بر اساس زون‏بندی نبوی (1355) در زون البرز- آذربایجان و بر اساس Alavi و همکاران (1997) در نوار ماگمایی البرز واقع شده است. در زمان پالئوژن، تکاپو‌های آتشفشانی از نوع فوران شکافی و یا به‌صورت دایک‌های تغذیه‌کننده بوده ‌است، تکاپو‌های خروجی پالئوسن، شامل پار‌ه‌ای از سنگ‌های آتشفشانی و یا آتشفشانی – رسوبی به‌طور عمده با ترکیب آندزیتی هستند. در البرز - آذربایجان، فعالیت‌های آتشفشانی ائوسن، شامل مجموع‌های از سنگ‌های آذرآواری و گدازه‌های دریایی است که به‌طور عمده سن ائوسن میانی، و در چینه‌شناسی ایران سازند کرج، نام دارند (آقانباتی، 1383). حرکت‌های کوهزایی پیرنئن که در اواخر ائوسن و اوایل الیگوسن روی داده، ﺗﺄثیر درخور توجهی بر زمین‌شناسی ایران داشته است. در البرز - آذربایجان آتشفشان‌های ائوسن – الیگوسن شامل ریولیت (انزلی – میانه)، داسیت (میانه) آندزیت (تبریز) و تراکی‌آندزیت، لاتیت و بازالت (میانه) است. در پایان کرتاسه فاز لارامید در شمال غرب ایران، باعث بالا آمدن البرز و ارتفاعات سلطانیه شده است. پس از فاز فشاری لارامید، یک فاز کششی که نقطه اوج آن در ائوسن میانی بوده (فاز پیرنه)، در البرز باعث فعالیت مجدد گسل‌ها شده است. این فاز تکتونیکی در میانه، باعث بالا آمدن زمین‌ها و شکسته شدن و تشکیل حوضه‌های فروکششی الیگوسن و میوسن شده است (آقانباتی، 1383). پیشینه مطالعات صورت گرفته در این منطقه نشان می‌دهد که زمین‌شناسی منطقه از دیدگاه‌های مختلف (لطفی، 1354؛ حاج‌علیلو، 1385؛ کمالی و همکاران، 1389؛ کمالی و همکاران، 1389؛ کمالی، 1389؛ kamali et al., 2010) مورد بررسی بوده است، اما این مجموعه همچنان نیازمند بررسی‌های گسترده و دقیق، بر پایه داده‌های ژئوشیمیایی است. مقاله حاضر بر اساس مشاهدات صحرایی، مطالعات پتروگرافی و داده‌های ژئوشیمیایی به روابط ژنتیک فاز‌های گوناگون مجموعه ولکانیک قافلان‌کوه می‌پردازد.

 

روش انجام پژوهش

مطالعات صحرایی این پژوهش شامل مطالعه ویژگی­‌های زمین‌شناسی ساختمانی، لیتولوژی‌های موجود در منطقه و سنگ‌شناسی سنگ‌های قافلان‌کوه است . از نمونه‌های صحرایی تازه و سالم جمع آوری شده، مقاطع میکروسکوپی تهیه شد. این مقاطع با میکروسکوپ Olympus مدل 8H2 و در آزمایشگاه سنگ‌شناسی دانشگاه تبریز مطالعه و تصاویر میکروسکوپی آن‌ها تهیه شد. تعداد 9 نمونه سنگی سالم و تازه از نمونه‌های سنگی جدا شده، در آزمایشگاه شرکت ALS – Chemex در کشور کانادا آنالیز شدند. آنالیز عناصر اصلی بر اساس روش ICP-MS و با دقت برابر 01/0 درصد وزنی و عناصر کمیاب و نادر خاکی با دقت برابر ppm01/0 انجام گرفته است.

 

زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه

سنگ‌های آتشفشانی قافلانکوه، در جنوب شرق میانه بین طول‌های جغرافیایی ˝ 11 ́́8 ˚45 و ˝ 23 ́10 ˚48 شرقی و عرض‌های˝ 50 ́22 ˚39 و˝ 20 ́24 ˚39 شمالی واقع شده‌اند (شکل 1).

سنگ‌های آذرآوری از جمله قدیمی‌ترین‌ واحد‌های سنگی هستند که به‌طور وسیع در شرق، غرب و مرکز گسترش دارند. فعالیت‌های آتشفشانی ابتدایی، شدت انفجار بسیار بالایی داشته، نهشته‌های آذرآواری مختلفی را تولید می‌کنند و با خروج روانه‌های گدازه ادامه می‌یابند. سنگ‌های آتشفشانی ائوسن در دو طرف رودخانه قزل‌اوزن و شمال شرقی منطقه توسط یک‌سری سنگ‌های ریولیتی تا داسیتی به‌صورت گنبدی قطع و در برخی نقاط توسط روانه‌های آن‌ها پوشیده شده‌اند. بخش پایین گنبدها، پرلیت و بخش بالایی آن سنگ‌های خروجی مطبق است. قرارگیری پرلیت در بخش پایین گنبدها بیانگر این واقعیت است که پس از خروج گدازه به‌صورت گنبد سیلیسی، آّب ماگمایی بخش‌های پایین گنبدها را فرا گرفته و سبب شده تا این بخش‌ها که ترکیب شیشه‌ای دارند، بر اثر آب‌گیری به پرلیت تبدیل شده و بخش‌های خارج ازآب، همچنان به‌صورت گدازه‌های مطبق با ساخت جریانی آشکار باقی بمانند (Kamali et al., 2010) (شکل 2- a). این سنگ‌ها اغلب دارای بافت جریانی ایگنمبریتی و فرسایش پوست‌پیازی هستند (شکل 2- b).

 

 

 

شکل 1- a) موقعیت محدوده مورد مطالعه، b) راه‌های دسترسی به قافلان‌کوه، c) نقشه زمین‌شناسی و لیتولوژی‌های اصلی موجود در منطقه (اقتباس از نقشه زمین‌شناسی 1:100000 میانه)

 

 

 


فوران‌های انفجاری زیردریایی سبب تشکیل توف، آگلومرا و برش شده و سنگ‌های ایگنمبریتی، در محیط خشکی شده‌اند. توف‌ها عمدتاً خاکستری رنگ و ایگنمبریت‌ها به‌صورت ستبر و به رنگ قهوه‌ای با ساخت جوش‌خورده و جریانی مشاهده می‌شوند. در آگلومرا و برش‌های آتشفشانی منطقه قطعاتی از سنگ‌های آندزیت بازالتی قرار دارند که کانی‌های درشت پلاژیوکلاز آن به یک سانتی‌متر می‌رسد (شکل 2- c). سنگ‌های آندزیت ‌بازالتی و تراکی‌آندزیتی به رنگ خاکستری تا خاکستری تیره بوده، دارای فنوکریست‌های پلاژیوکلاز هستند. این گدازه‌ها حفره‌دار بوده، حفرات آن‌ها از محصولات ثانوی مانند کلسیت و کوارتز پرشده است (شکل 2- d). همچنین، سنگ‌های پیروکلاستیک منطقه توسط یک سری دایک‌های تغذیه‌کننده قطع می‌شوند که این دایک‌ها تا سطح زیرین آندزیت‌های بازالتی ادامه دارند. کلیه منطقه تحت ﺗﺄثیر گسلش‌های متعددی قرار گرفته است. گسل‌‌های عادی منطقه دارای امتداد شمالی - جنوبی و شیب به سمت شرق بوده (شکل 2- e)، در حالی‌که گسله‌های معکوس روند شمال‌شرق- جنوب‌غرب و شیب به سمت شمال‌غرب دارند. گسل‌های عادی آندزیت‌های بازالتی را قطع کرده، در حالی‌که گسل‌‌های معکوس در سنگ‌های پیروکلاستیکی دیده می‌شوند (شکل 2- f). این حالت پیشنهاد می‌کند که ابتدا فوران‌های آتشفشانی به‌صورت سنگ‌های پیروکلاستیک تظاهر نموده‌اند و احتمالاً بر اثر فشار ماگما گسله‌های معکوس سنگ‌های پیروکلاستیک را قطع کرده و سپس ماگمای خارج شده و گدازه‌های آندزیت بازالتی را تشکیل داده است. سپس بر اثر تخلیه ماگما فرونشست منطقه مرکزی آتشفشانی گسله‌های نرمال شکل گرفته‌اند.

 

 

 
 

ب

 
 

 

شکل 2- a) زمین‌شناسی صحرایی، ساخت جریانی در ریولیت‌های منطقه وهوازدگی ریولیت‌های منطقه، b) ساخت جریانی در ریولیت‌های منطقه، c) قطعاتی از آندزیت درون آگلومرا، d) پرشدن حفرات آندزیت‌ها توسط کلسیت و کوارتز متبلور، e) نمایی ازگسل‌های معکوس، f) نمایی ازگسل نرمال که سنگ‌های پیروکلاستیک و بازالتی را قطع کرده است.

 

 


کانی‌شناسی و پتروگرافی

به‌طور کلی، سنگ‌های آتشفشانی قافلان‌کوه، بیشتر در قالب روانه‌های گدازه‌ای آندزیت بازالتی، داسیت و ریولیت رخنمون یافته‌اند.

(الف) آندزیت بازالتی: در نمونه‌های دستی با رنگ خاکستری و کانی‌های پورفیر پلاژیوکلاز در زمینه دانه ریز مشخص می‌شوند. مطالعات پتروگرافی نشان‌دهندة ساخت پورفیری با زمینه دانه ریز این سنگ‌هاست.

سنگ‌های آندزیت‌بازالتی منطقه از لحاظ کانی‌شناسی شامل پلاژیوکلاز، پیروکسن، الیوین، و کانی‌های کدر است. اندازه پلاژیوکلازها متوسط تا درشت بوده، بیشتر به‌صورت فنوکریست، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و دارای ماکل پلی‌سنتتیک و منطقه‌بندی هستند (شکل‌های 3- a و 3- b). همچنین، پلاژیوکلازها به‌صورت میکرولیت در زمینه دیده می‌شوند که این میکرولیت‌ها فنوکریست‌های موجود در زمینه را دور می­زنند و در روندی خاص منظم شده، جهت جریان را نشان می‌دهند. این کانی نسبت به کانی‌های دیگر فراوانی بیشتری داشته و از نظر اندازه، هم به‌صورت فنوکریست و هم به‌صورت میکرولیت در زمینه‌‌ یافت می‌شود (شکل 3- a). بافت غربالی در اکثر نمونه‌های منطقه‌ی مورد مطالعه دیده می‌شود (شکل 3- b). این بافت‌ها به تغییر ترکیب ماگمای درحال تبلور بر اثر ورود ماگمای تازه به داخل مخازن ماگمایی، کاهش فشار لیتواستاتیک بر اثر بالا آمدن ماگما و افزایش فشار بخار آب بر اثر صعود ماگما نسبت داده شده است (Nelson, 1992). پیروکسن‌ها اغلب به‌صورت فنوکریست و نیمه‌شکل‌دار و به رنگ سبز پریده دیده می‌شوند و دارای خواص نوری اوژیت هستند. در برخی از مقاطع نازک پیروکسن‌ها به‌صورت انباشتی دیده می‌شوند و بافت گلومروپورفیری تشکیل داده‏اند (شکل 3- c). الیوین: به‌صورت فنوکریست نیمه‌شکل‌دار و غالباً به‌صورت فنوکریست‌های ایدینگزیته شده دیده می‌شوند. گاهی شدت ایدینگزیتی شدن به اندازه‌ای است که فقط قالب این کانی باقی می‌ماند. تجمع بلور‌های الیوین کنار هم بافت گلوموپورفیری را تشکیل می‌دهد. بافت‌های اصلی نمونه‌های مطالعه شده هیالو میکرولیتیک و میکرولیتیک‌ پورفیریک است (شکل 3- d و 3- e).

 

(ب)‌داسیت و ریولیت:داسیت‌ها و ریولیت‌ها در نمونه‌های دستی خاکستری رنگ بوده، نمونه‌های هوازده به رنگ خاکستری متمایل به‌صورتی هستند. ساخت نمونه‌ها پورفیری بوده، دارای فنوکریست آمفیبول و نیز حفراتی هستند که این حفرات به‌وسیله سیلیس و کلسیت پرشده‌اند.

سنگ‌های منطقه از لحاظ کانی‌شناسی شامل سانیدین، کوارتز، پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت و کانی‌های کدر است. سانیدین، این کانی به دو صورت فنوکریست و میکرولیت شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار دیده می‌شود و دارای ماکل کارلسباد هستند. همچنین، به‌صورت ریز در زمینه سنگ دیده می‌شوند (شکل 3- f). کوارتز، به‌صورت فنوکریست و هم به‌صورت ریز بلور در متن سنگ دیده می‌شود. پلاژیوکلاز به‌صورت فنوکریست، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، اغلب زونه دیده می‌شود. آمفیبول‏‌های موجود از نوع هورنبلند بوده، اکثر بلور‌های هورنبلند، شکل‌دار تا نیمه‏شکل‌دار و اپاسیته شده‌اند (شکل 3- f). این رخداد که انعکاس برقراری شرایط ناپایدار برای کانی‌ هورنبلند در هنگام تبلور ماگمایی است، نوعی واکنش کانی با مذاب اطراف خود محسوب می‌شود؛ مذابی که کانی مزبور با آن در تعادل ترکیبی قرار ندارد. بیوتیت، این کانی به‌صورت شکل‌‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و در اندازه‌های متوسط دیده می‌شود. در این سنگ‌ها کانی بیوتیت به رنگ قهوه‌ای سوخته؛ یعنی اکسی‌بیوتیت دیده می‌شود. کانی‌های کدر به مقدار درخور توجهی وجود دارد که برخی به‌صورت اولیه و شکل‌دار و برخی به‌صورت ثانویه دیده می‌شوند. بافت اصلی میکرولیت پورفیریک و بافت‌های فرعی بافت تراکیتی دیده می‌شود.

مطالعات پتروگرافی سنگ‌های آتشفشانی قافلان‌کوه نشان می‌دهد، این سنگ‌ها دارای دو مجموعه کانی‌شناسی مختلف، شامل مجموعه کانی‌‌های آب‌دار و مجموعه کانی‌های بدون آب هستند. بلور‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین ( مجموعه بدون آب) سازنده اصلی آندزیت‌های بازالتی است. در سنگ‌های ریولیتی و داسیتی کانی‌های آب‌داری همچون آمفیبول، بیوتیت در کنار پلاژیوکلاز، کوارتز و سانیدین مشاهده می‌شوند. ویژگی‌های پتروگرافی نشان‌دهندة کاهش کانی الیوین از سنگ‌های آندزیت بازالتی است و افزایش کانی آمفیبول در سنگ‌های متوسط و اسیدی است که می‌تواند نشان‌دهندة نقش تبلور تفریقی باشد.

 

 

 

شکل 3- a) کانی‌های مختلف موجود در نمونه‌های آتشفشانی ماکل پلی‌سنتتیک، زونینگ در پلاژیوکلاز و بافت هیالومیکرولیتی‌پورفیریک (XPL)، b) بافت غربالی در فنوکریست پلاژیوکلاز (XPL)، c) ماکل در فنوکریست‌های پیروکسن و بافت هیالومیکرولیتیک‌پورفیری (XPL)، d) بافت گلومروپورفیری در الیوین (XPL)، e) ایدینگزیته شدن الیوین (PPL)، f) سانیدین، تجمع کانی‌های اکسیدی و حواشی سوخته هورنبلند و بافت میکرولیتیک‌پورفیری (XPL)

 


ژئوشیمی

نتایج تجزیه شیمیایی نمونه‌های قافلان‌کوه در جدول 1 ارائه شده است. این نمونه‌ها در نمودار سیلیس در مقابل مجموع آلکالی‌ها در محدوده‌های آندزیت‌بازالتی، داسیت و ریولیت قرار می‌گیرند (شکل 4). همبستگی بین SiO2 و سایر اکسیدها و عناصر کمیاب به‌صورت ضریب همبستگی در جدول 2 ارائه شده است. ضریب همبستگی (r) اگر +1=r باشد، همبستگی خطی و مثبت وجود دارد. اگر r=-1 باشد همبستگی خطی و منفی وجود دارد. هنگامی که r=0 باشد، هیچ‌گونه همبستگی وجود ندارد.

 

 

جدول 1- تجزیه عناصر اصلی و کمیاب سنگ‌های آتشفشانی قافلان‌کوه به روش ICP-MS

Sample No.

K-4

k8

k10

k20

k26

k33

k34

k37

k6

(Wt%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

68.50

62.20

53.00

53.60

53.30

52.90

53.20

53.20

66.90

Al2O3

15.85

16.10

18.45

20.60

20.10

20.50

20.10

20.10

16.05

Fe2O3

1.84

5.93

8.12

6.95

7.38

7.06

7.78

7.68

3.27

CaO

2.69

4.88

8.17

8.59

8.48

8.76

8.84

8.99

2.31

MgO

0.48

1.98

3.11

1.95

1.85

1.84

2.31

2.35

0.88

Na2O

4.42

3.71

3.08

3.84

3.89

3.83

3.70

3.66

4.06

K2O

3.21

2.05

2.20

1.26

1.32

1.26

1.27

1.24

3.25

TiO2

0.35

0.69

1.00

0.97

1.02

0.96

0.97

0.96

0.35

MnO

0.05

0.13

0.15

0.09

0.09

0.09

0.10

0.10

0.04

P2O5

0.14

0.28

0.41

0.36

0.38

0.37

0.36

0.36

0.15

SrO

0.06

0.05

0.07

0.09

0.09

0.09

0.09

0.09

0.05

BaO

0.12

0.08

0.07

0.07

0.08

0.07

0.08

0.08

0.11

LOI

2.32

2.12

1.78

1.70

1.06

1.29

1.08

1.10

2.61

Total

100.00

100.00

99.60

100.00

99.00

99.00

99.90

99.90

100.10

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ba

989

654

584

622

683

603

661

670

965

Ce

65

59.7

45.8

59.5

62.6

59.2

61.4

64.7

60.3

Co

2.4

11.8

22.6

12.9

14.6

13.9

15.1

15.9

3.1

Cs

1.53

11

1.45

1.4

0.69

0.99

0.88

0.89

1.23

Cu

11

18

93

41

43

44

33

34

<5

Dy

1.93

4.55

4.46

4.08

4.17

4.13

3.98

4.15

1.68

Er

1.17

2.89

2.62

2.43

2.46

2.52

2.52

2.48

1.01

Eu

0.93

1.34

1.48

1.48

1.64

1.5

1.49

1.44

0.79

Ga

17.1

18.4

20.4

19.5

19.5

19.5

19.5

19.7

15.7

Gd

3.3

5.28

5.11

4.95

5.16

4.89

4.91

5.03

2.9

Hf

4.8

5

3.3

3

3

2.9

2.9

2.9

4.1

Ho

0.37

0.93

0.9

0.84

0.83

0.82

0.82

0.82

0.34

La

39.3

31.3

22.7

32.7

35

32.4

35.9

36.8

37

Lu

0.19

0.42

0.36

0.32

0.33

0.35

0.35

0.34

0.16

Nb

20.6

14.6

9.8

13.9

15.1

14.2

13.5

13.7

21.4

Nd

21.9

21.6

23.6

25.5

27.9

25.4

25.7

26.6

20.6

Ni

6

11

12

8

10

8

11

18

<5

Pb

15

12

9

17

19

18

22

21

16

Pr

6.6

7.08

5.78

6.74

7.33

6.7

7.03

7.2

6.22

Rb

86.6

67.5

59.4

25.1

26

25.5

24.8

25.6

86.2

Sm

3.18

5.29

5.13

4.85

5.17

4.97

4.84

5.07

3.2

Sr

477

384

572

715

725

717

703

735

470

Ta

1.5

1

0.6

0.8

0.8

0.7

0.7

0.7

1.3

Tb

0.38

0.78

0.74

0.72

0.72

0.7

0.71

0.68

0.36

Th

9.81

9.04

4.42

6.06

6.55

5.94

6.52

6.67

9.67

Tm

0.16

0.43

0.37

0.35

0.35

0.33

0.34

0.34

0.15

U

3.5

2.23

1.18

1.21

1.27

1.17

1.23

1.25

3.66

V

13

75

182

186

205

193

209

205

23

W

1

2

1

1

1

1

1

1

3

Y

10.8

26

24.1

21.6

22.3

21.5

21.8

22.2

10.2

Yb

1.15

2.72

2.33

2.24

2.18

2.23

2.31

2.32

1.04

Zr

200

186

126

118

127

117

115

118

183

 

 

 

 

 

شکل 4- طبقه‌بندی سنگ‌های آذرین منطقه (LeBas et al., 1986) (سنگ‌های اسیدی با نماد مربع و سنگ‌های آندزیت بازالتی با نماد دایره مشخص شده‌اند).

 

در نمونه‌های مورد مطالعه تطابق منفی بین SiO2 با Fe2O3، MgO، CaO، TiO2، Al2O3، Co و Ni و تطابق مثبت بین SiO2 با K2O، Ba و Rb ملاحظه می‌شود (شکل 5؛ جدول 2).

 همبستگی مثبت SiO2 در برابر K2O بر اثر تفریق افزایش پیدا می‌کند. همچنین، همبستگی منفی SiO2 در برابر TiO2، MgO و CaO نیز می‌تواند شاخصی از تفریق و تبلور عادی ماگما باشد. این امر می‌تواند نشانه تبلوربخشی کانی کلینوپیروکسن در طی تبلور ماگما باشد (Gouragaud and Vincent, 2003 ). تطابق منفی عناصر سازگار Co و Ni نیز نشانه تمرکز و ورود این عناصر در کانی‌‌های الیوین و پیروکسن در روند تفریق از ماگمای آندزیتی است. از طرفی، تطابق مثبت SiO2 با Ba و Rb نشان‌دهنده روند عادی تبلور و تفریق ماگماست، در صورتی که به‌علت بالا بودن مقدار پلاژیوکلاز به‌صورت درشت بلور و میکرولیت، این تطابق مثبت را می‌توان به این حالت نسبت داد. با توجه به همبستگی‌های مشاهده شده بین SiO2 با اکسیدها و عناصر کمیاب صورت، می‌توان بیان داشت که سنگ‌های با ترکیب آندزیت بازالتی، ریولیتی و داسیتی دارای ارتباط ژنتیکی بوده، از ماگمای واحدی ﻣﻨﺸﺄ گرفته‌اند. این ﻣﺴﺄله با در نظر گرفتن شواهد پتروگرافی و ژئوشیمیایی نشان‌دهندة نقش ویژة تبلور تفریقی نسبت به ذوب‌بخشی یا اختلاط ماگمایی در ایجاد تنوعات سنگی منطقه نیز تایید می‌شود و به عبارتی، نمونه‌های مورد بررسی هم ‏ماگما (Comagmatic) است.

 

 

جدول 2- ضرایب همبستگی عناصر اصلی و فرعی

 

 


سنگ‌های آتشفشانی منطقه ماهیت کالک‌آلکالن، شوشونیتی (شکل 6- a) و متاآلومین (شکل 6- b) دارند. در الگوی عناصر کمیاب (شکل‌های 7 و 8) نیز روند‌های مناسبی دیده می‌شود، در این دیاگرام‌ها عناصر Ba، Sr، U، K و Pb غنی‌شدگی نشان می‌دهند. در حالی‌که، عناصری مانند Ti، Nb، Eu، Zr و Ta تهی‌شدگی نشان می‌دهند. عناصر Ba، Th و K غنی‌شدگی را در سنگ‌های منطقه نشان می‌دهند. غنی‌شدگی عناصر فوق می‌تواند در ارتباط با فرایند متاسوماتیسم گوشته یا آلایش پوسته قار‌ه‌ای باشد، آنومالی منفی Ti و Nb در سنگ‌های منطقه ﺗﺄثیر فرورانش بر منابع گوشته‌ای را نشان می‌دهد (Soesoo, 2000).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل5- نمودار‌های مربوط به روند تعدادی از اکسید‌های اصلی و عناصر کمیاب سنگ‌های منطقه در مقابل SiO2 (سنگ‌های اسیدی با نماد مربع و سنگ‌های آندزیت بازالتی با نماد دایره مشخص شده‌اند).

 

 

 

 

 

 

شکل 6- a) نمودار تعیین سری ماگمایی Th/Yb - Ta/Yb (Pearce, 1982)، b) نمودار نسبت مولی A/CNK به A/NK برای تعیین اندیس آلومینیم سنگ‌های آذرین منطقه (Shand, 1943) (سنگ‌های اسیدی با مربع و سنگ‌های آندزیت بازالتی با دایره مشخص شده‌اند).

 


 

شکل 7- نمودار عنکبوتی نرمالیز شده سنگ‌های منطقه نسبت به کندریت (Sun and McDoungh, 1989)

 

 

شکل 8- نمودار عنکبوتی نرمالیز شده سنگ‌های منطقه نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDoungh, 1989)

 

عناصر خاکی کمیاب در گدازه‌های مختلف روند‌های یکسان نشان می‌دهند وسنگ‌های منطقه از عناصر کمیاب سبک LREE غنی‌شدگی و از HREE تهی‌شدگی نشان می‌دهند. دو احتمال برای غنی‌شدگی LREE در نمونه‌های مورد مطالعه می‌توان در نظر گرفت: یکی این که LREE‌ها تا حدی از HREE ناسازگارترند (Krauskopf and Bird, 1976)وممکن است بر اثر تحولات ماگمایی در سنگ‌های تحول‌یافته منطقه متمرکز شده باشند. عامل دیگری که باعث غنی‌شدگی سنگ‌های یک ناحیه از LREE‌ها می‌شود، این است که این سنگ‌ها در مناطق فرورانش تشکیل شده باشند (Winter, 2001).

سنگ‌های مورد مطالعه به‌طور مشخصی غنی‌شدگی از عناصر LILE (مثلاً U و Ba) و تهی‌شدگی از عناصر HFSE (مثلاً Nb) را نشان می‌دهند. غنی‌شدگی LILE و تهی‌شدگی از HFSE (Nb, Ti) و HREE از ویژگی‌های ماگماتیسم زون فرورانش است. غنی‌شدگی عناصرLREE نسبت به HREE و غنی‌شدگی Sr و تهی‌شدگی Ti و Nb (HFSE) از ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های منطقه مورد مطالعه است.

با توجه به شواهد پتروگرافی تفریق کانی‌های مانند الیوین باعث تهی‌شدگی HREE شده است. در شکل 7 دیاگرام در ارتباط با الگوی عناصر REE و جدا‌شدگی نمونه‌های اسیدی می‌توان گفت که تفریق الیوین باعث کاهش و جداشدن عناصر HREE نسبت به نمونه‌های متوسط و بازیک شده است. در حالی‌که مقدار عناصر LREE هم در این سنگ‌ها افزایش نشان می‌دهد که می‌تواند با مدل تفریق سازگار باشد.

تهی‌شدگی Ti و عناصر مرتبط با آنمانند ZrوNbاز ویژگی‌های ماگما‌های کالک‌آلکالنمرتبطباکمان‌های آتشفشانیدرمقایسهباماگما‌های کالک‌آلکالن داخلصفحاتلیتوسفریاست. در ضمن، این تهی‌شدگی می‌تواند بر اثر تفریق کانی‌های آمفیبول و یا فاز‌های Tiدار مانند ایلمنیت صورت گیرد. باوجود این،مقدارتهی‌شدگیدرگروه‌های سنگیمربوطبهکمان‌های ماگماییمتفاوت باشد. از طرفی، وجود آنومالی مثبت Pb به متاسوماتیسم گوه گوشته‌ای توسط سیالات ناشی از پوسته اقیانوسی فرورو و یا آلایش ماگما با پوسته قار‌ه‌ای اشاره دارد(Kamber et al., 2002).

نسبت Eu/Eu* محاسبه شده برای نمونه‌های منطقه مورد مطالعه، همان‌طوری‌که در جدول 3مشاهده می‌شود، همگی کوچک‌تر از 1 بوده، دارای آنومالی منفی هستند. نسبت Eu/Eu* بین 75/0 تا 93/0 است. دلیل آن جدایش پلاژیوکلاز کلسیک از مذاب به‌وسیله تفریق بلوری است و یا فوگاسیته بالای اکسیژن در محیط تبلور ماگماست (Rollinson, 1993) که نتیجه آن آنومالی منفی Eu است.

 

 

جدول 3- نسبت‌های عناصر کمیاب و اصلی

 

 


مقادیر بالای نسبت‌های LREE/HREE و LILE/HFSE و آنومالی منفی Ta، Nb و Ti (TNT) از جمله ویژگی‌های سنگ‌های مورد مطالعه است که می‌توان آن را به سنگ‌های مرتبط با قوس‌های آتشفشانی نسبت داد. در واقع، این آنومالی‌ها در کنار بالا بودن نسبت LILE/HFSE در سنگ‌های آتشفشانی مناطق کمان کالک‌آلکالن در نتیجه ورود اجزای LILE موجود در صفحه فرورونده به درون گوه گوشته‌ای بالای آن به‌وجود می‌‌آیند (Mohamed et al., 2000). فرایند فرورانش نقش موثری در افزایش نسبت LILE/HFSE و LREE/HREE داشته که از ویژگی‌های محیط‌های فرورانش محسوب می‌شود (Zanetti et al., 1999).

به‌منظور تعیین روند غنی‌شدگی عنصری سنگ‌های مورد بررسی در ارتباط با محیط‌های زمین‌ساختی از نمودار Nb/Y در مقابل Rb/Y استفاده شده است (شکل 9- a). در این دیاگرام، نمونه‌ها بالای خط Rb/Nb=1 قرار می‌گیرند که نشان‌دهنده محیط‌های درون پلیت غنی شده و محیط فروانش غنی‌شده یا آلودگی پوسته‌ای است که آرایه نمونه‌ها بیشتر با روند زون فرورانشی غنی شده یا آلودگی پوسته‌ای تطابق دارد. نسبت Rb/Nb در سنگ‌های آتشفشانی منطقه بین 7/1 تا 06/6 است که نشان‌دهنده محیط فرورانش است (Pearce, 1983). تغییرات Rb و Nb در سنگ‌های میانه حاصل غنی‌شدگی در زون فرورانش یا آلایش پوسته‌ای است. ماگماهایی که از گوشته ﻣﻨﺸﺄ می‌گیرند، به‌وسیله پوسته قار‌ه‌ای هنگام بالا آمدن آلوده می‌شوند که از نشانه‌های آن آنومالی منفی Nb و Ta و آنومالی مثبت Th است (Thompson et al., 1983). همچنین، بالا بودن نسبت LREE/HREE در سنگ‌های آتشفشانی منطقه نیز شاخصی از گوشته غنی‌شده به‌وسیله فرورانش یا احتمال آلایش پوسته‌ای است (Fitton et al., 1991; Barragan et al., 1998).

 

 

 

شکل 9- a) نمونه‌های محدوده مورد مطالعه روند زون‌های فرورانش غنی‌شده یا آلایش پوسته‌ای را نشان می‌دهند (اقتباس از Pearce، 1983)، b) همچنین، این نمونه‌ها در محدوده، رونده‌های هضم، تبلور تفریقی و تبلور را نشان می‌دهند (اقتباس از Esperanca و همکاران،1992). سنگ‌های اسیدی با علامت مربع و سنگ‌های آندزیت بازالتی با علامت دایره مشخص شده‌اند.

 

 


نسبت‌های عناصر K/P و La/Nb که در نمونه‌ها به ترتیب برابر 7< و 5/1< بوده نشان‌دهندة احتمال وجود آلودگی پوسته‌ای است (Abdel-Fattah and Philip, 2004). همچنین، این نسبت‌ها در سنگ‌های آتشفشانی منطقه (برابر 5/6 تا 43 و 7/1 تا 68/2) بوده که آلایش پوسته‌ای را تأیید می‌کند. احتمال انجام آلایش پوسته‌ای با وجود پایین بودن Ce/Pb و بالابودن نسبت Th/U نیز تأیید می‌شود، زیرا Pb و Th در مواد پوسته‌ای متمرکز می‌شوند. نسبت Ce/Pb در پوسته بالایی 7/3 است (Rudnic and Gao, 2004)، در صورتی که این نسبت در نمونه‌های منطقه، محدود‌های بین 7/2 تا 03/5 (اکثراً کمتر از 7/3) را دارند. نسبت Th/U در پوسته بالایی در حدود 8/3 است (Rudnick and Gao, 2004). در نمونه‌های مورد مطالعه 6/2 تا 33/5 (اکثراً کمتر از 8/3) است (جدول 3). این نسبت‌ها احتمال انجام آلایش با بخش‌های فوقانی پوسته‌ای را نشان می‌دهند.

مقادیر پایین نسبت‌های Ce/Pb (اغلب کمتر از 5)، Nb/La (کمتراز 7/0) و Sr/Ce بالا (بیش از 5) در نمونه‌های مورد مطالعه نیز نشانه‌ای از درگیر بودن پوسته و گوشته در ماگمای سازنده بوده است (Jung et al., 2004).

Stolz و همکاران (1996) عقیده دارند که نسبت Nb/Ta کندریتی منبع گوشته‌ای دارد که اگر تحت ﺗﺄثیر سیالات قرار گیرد، فقیر از HFSE (ﻣﻨﺸﺄ گرفته از فرورانش) و غنی‌شده از LILE خواهد بود و در این حالت نسبت 1< Nb/Ta خواهد شد. این نسبت در سنگ‌های منطقه بین 73/13 تا 02/20 است. مقادیر بالای نسبت Nb/Ta شاخص ماگما‌های مشتق شده از گوشته‌ای آلوده است (جدول 3).

در نمونه‌های محدوده مورد مطالعه نسبت‌های یاد شده مشاهده می‌شود که تأییدی بر انجام آلایش پوسته‌ای در مذاب مشتق شده از گوشته است. از طرفی، شواهد ژئوشیمیایی موجود یاد شده در فوق نیز وجود آلایش را پشتیبانی می‌نماید. احتمال ﺗﺄثیر فرایند‌های آلایش با توجه به قرارگیری نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده‌های AFC (شکل 9- b) نیز تقویت می‌شود (Esperanca et al., 1992).

نمونه‌های مورد مطالعه ویژگی‌های سنگ‌های جزایر قوسی و حاشیه فعال قار‌ه‌ای (ACM) را نشان می‌دهند (شکل 9). روند‌های موجود در نسبت‌های Ta/Yb و Th/Yb (شکل 10) نیز تأکیدی بر غنی‌شدگی گدازه‌های محدوده فرورانش است. نسبت‌های Ba/Nb>28 در نمونه‌های مورد مطالعه نیز شاخص تشکیل آن‌ها در محیط‌های فرورانش (Gill, 1981) است (جدول 3). از این‌ رو تشکیل این سنگ‌ها را می‌توان به محیط فرورانش در حاشیه فعال قار‌ه‌ای نسبت داد که مذاب هنگام صعود با سنگ‌های پوسته‌ای آلایش حاصل کرده است.

 

 

شکل 10- نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983)

 

بحث و مدل سازی ژئوشیمیایی

به‌منظور ارائه مدلی قابل قبول از ذوب، از معادلات Shaw (1970) و نمودار‌های ذوب Aldanmaz و همکاران (2006) استفاده شده است. همچنین، الگوی تلفیقی از McKenzie و O'Nions (1991، 1995) نیز به‌کار گرفته شده‌اند. در این نمودار که از Zr/Nb در مقابل La/Yb استفاده شده است، در آن‌ها روند غنی‌شدگی ﻣﻨﺸﺄ به‌همراه منحنی‌های ذوب دسته‌ای برای گارنت لرزولیت در درجات ذوب 1/0%، %، 2%، 3% نمایش داده شده است (شکل 11). با توجه به این نمودار، نمونه‌های مورد بررسی در نمودار Aldonmaz و همکاران (2006)، این سنگ‌ها ویژگی‌های ترکیبی مشابه با مذاب‌های مشتق شده از گوشته غنی‌شده با حدود 1 تا 5 درصد ذوب‌بخشی با ﻣﻨﺸﺄ گارنت لرزولیت را نشان می‌دهند. همچنین، وجود فاز‌های آمفیبول یا فلوگوپیت در ﻣﻨﺸﺄ‌ و مذاب نیز بر اساس نسبت‌های Rb/Sr و Nb/Th (شکل 12) را می‌توان بررسی کرد، به‌ویژه که نسبت Nb/Th شاخصی از سازگاری بیشتر عنصر Nb در ترکیب آمفیبول نسبت به فلوگوپیت (Ionov et al., 1997) بوده، نیز تحرک کم این عناصر در طی دگرسانی را نشان می‌دهد. با توجه به این نکته، تنها فاز فلوگوپیت در نمونه­ها می‌تواند حضور داشته باشد و نسبت پایین Nb/Th نشان‌دهنده عدم حضور فاز آمفیبول در محل ﻣﻨﺸﺄ است.

 

 

شکل 11- محاسبه میزان درصد ذوب‌بخشی (اقتباس از Aldonmaz و همکاران، 2006) در این نمودارها نمونه‌های محدوده مورد بررسی در محدوده گارنت لرزولیت با 1-5 درصد ذوب‌بخشی قرار می‌گیرند.

 

 

شکل 12- نمونه‌های محدوده در محدوده وجود فاز فلوگوپیت در ﻣﻨﺸﺄ قرار می‌گیرند (Furman and Graham, 1999).

نسبت Ba/La برای NMORB بین 4 تا 10، برای EMORB و بیشتر بازالت‌های درون صفحه‌ای 10 تا 15 و برای سنگ‌های آتشفشانی مرز صفحات همگرا بیش از 15 است (Wood, 1980) و مقدار نسبت مذکور در کمان‌های آتشفشانی بیشتر از مناطق کششی و مناطق پشت کمان است (Macdonald et al., 2001).

نسبت بالای Ba/La در نمونه‌ها (بالاتر از 450) نیز شاخصی از مذاب‌‌های محیط کمان ماگمایی است (Macdonald et al., 2001). این نسبت در نمونه‌های منطقه قافلان‌کوه بین 654-973، همچنین، بالا بودن نسبت La/Ta (برابر 34-58) نیز این محیط را تأیید می‌کند (Trumbull et al., 1999).

برای تعیین محیط تکتونیکی سنگ‌های منطقه مورد مطالعه از نمودار‌های TiO2/Al2O3 در مقابل Zr/Al2O3 (Muller and Groves, 1997) استفاده شد (شکل 13- a). این نمونه‌ها در محدوده مرتبط با قوس (arc- related) قرار می‌گیرند.

برای تعیین این‌که سنگ‌های منطقه مورد مطالعه در چه نوع قوس آتشفشانی (قوس قار‌ه‌ای یا قوس اقیانوسی) تشکیل شده‌اند، از نمودار Th/Yb در مقابل Nb/Yb استفاده شده است. بر اساس این نمودار‌ها سنگ‌های منطقه مورد مطالعه در محدوده Continental arc)) واقع می‌شوند (شکل 13- b). نسبت‌های 3<Zr/Y در نمونه‌ها سازگار با گروه قوس‌های آتشفشانی قار‌ه‌ای هستند (جدول 3). بنابراین، محیط تکتونوماگمایی سنگ‌های مورد مطالعه قوس‌های حاشیه فعال قاره (Active continental margin) ناشی از فرورانش بوده است (شکل‌های 13- c و 13- d).

این نکته با وجود سنگ‌های سیلیسی (داسیتی- ریولیتی) به‌صورت مواد آذآواری در حاشیه فعال قاره (Rendeng et al., 2006) نیز تأیید می‌شود. با توجه به همراهی گنبد‌های ریولیتی با گدازه‌های مورد مطالعه در منطقه، به‌نظر می‌رسد که نمونه‌ها متعلق به حاشیه فعال قاره هستند.

 

 

 

شکل 13- a) تشخیص محیط‌های تکتونیکی نمونه‌های محدوده مورد مطالعه در محدوده مرتبط با کمان (اقتباس از Muller و Groves،1997)، b) کمان‌های قار‌ه‌ای و فرورانشی غنی‌شده (اقتباس از Sun و McDonough، 1989)، c) و d) حواشی فعال قاره‌ای قرار می‌گیرند (اقتباس از Schandle و Gorton،2002). سنگ‌های اسیدی با علامت مربع و سنگ‌های آندزیت بازالتی با علامت دایره مشخص شده‌اند.

 


نتیجه‌گیری

سنگ‌های آتشفشانی شامل آندزیت بازالتی، داسیت و ریولیت هستند که به‌طور متناوب با سنگ‌های آذرآواری رخنمون دارند. نمونه‌های مطالعه شده دارای بافت میکرولیتیک پورفیری، پورفیری و هیالوپورفیری هستند. کانی‌های اصلی سنگ‌ها، شامل پلاژیوکلاز، پیروکسن، سانیدین و کانی‌های فرعی، شامل الیوین، هورنبلند و بیوتیت، که به‌صورت فنوکریست هستند. بافت غربالی و زونینگ و سرسیته ‌شدن در پلاژیوکلاز، ایدینگزیته شدن و بافت گلوموپورفیریک در الیوین‌ها، ماکل در پیروکسن‌ها و اپاسیته شدن هورنبلند در نمونه‌های داسیتی بر اثر ناپایداری آمفیبول و کاهش فشار بخار آب در سنگ‌های منطقه دیده می‌شوند. با توجه به شواهد به دست آمده، سرشت ماگمایی سنگ‌های منطقه کالک‌آلکالن تا شوشونیتی است. الگوی عناصر کمیاب حاکی از غنی‌شدگی از عناصر کمیاب سبک LREE نسبت به عناصر کمیاب سنگین HREE است. روند تغییرات عناصر کمیاب هم‌روند بوده که این امر بر هم ﻣﻨﺸﺄ بودن آن‌ها دلالت می‌کند. مقادیر بالای نسبت‌های LREE/HREE و LILE/HFSE و آنومالی منفی TNT از جمله ویژگی‌‌های سنگ‌های مورد مطالعه است که می‌توان آن را به سنگ‌های مرتبط با قوس‌های آتشفشانی نسبت داد. غنی‌شدگی LILE و تهی‌شدگی از HFSE (Nb, Ti) و HREE از ویژگی‌های ماگماتیسم زون فرورانش است. شاخص‌های احتمالی آلایش پوسته‌ای در سنگ‌های مورد مطالعه، شامل نسبت‌های عناصر K/P و La/Nb که برابر 5/6 تا 43 و 7/1 تا 68/2 بوده، پایین بودن Ce/Pb و بالابودن نسبت Th/U در نمونه‌های منطقه، همچنین، مقادیر پایین نسبت‌های Nb/La (کمتر از 7/0) وSr/Ce بالا (بیش از 5) است. این سنگ‌ها ویژگی‌‌های ترکیبی مشابه با مذاب‌‌های مشتق‌شده از گوشته غنی‌شده با حدود 1 تا 5 درصد ذوب‌بخشی با ﻣﻨﺸﺄ گارنت‌لرزولیت را نشان می‌دهند. تغییرات نسبت Rb/Sr و Nb/Th در این سنگ‌ها شاخصی از احتمال وجود فاز فلوگوپیت در ﻣﻨﺸﺄ است. از نظر محیط تکتونیکی تشکیل، این سنگ‌های در محدوده کمان ماگمایی و حاشیه فعال قاره قرار می‌گیرند. این نکته با وجود سنگ‌های سیلیسی (داسیتی- ریولیتی) به‌صورت مواد آذرآواری در حاشیه فعال قاره نیز تأیید می‌شود.

 

سپاسگزاری

از آقای دکتر مؤذن به خاطر راهنمایی‌ها و پیشنهادهای ارزنده ایشان تشکر و سپاسگزاری می‌کنیم.

آقانباتی، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

باباخانی، ع. (1375) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 میانه. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

حاج‌علیلو، ب. (1385) اکتشافات مقدماتی کانی‌ها و سنگ‌های نیمه‌قیمتی در استان آذربایجان شرقی. طرح پژوهشی دانشگاه پیام‌نور تبریز، آذربایجان شرقی، ایران.

کمالی، ا. ا. (1389) بررسی پترولوژی و پتروگرافی منطقه آتشفشانی شمال روستای قواق عمولر، جنوب شرق میانه (شمال غرب ایران). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تبریز، آذربایجان شرقی، ایران.

کمالی، ا. ا. ، پیروج، ه. و حیدری، م. (1389)پتروگرافی، ژئوشیمی سنگ‌های آتشفشانی قلعه‌دختر میانه )شمال‌غرب ایران). چهارمین همایش ملی زمین‌شناسی پیام‌نور مشهد، مشهد، خراسان رضوی، ایران.

کمالی، ا. ا. ، مؤید، م. ، عامری، ع. ، جهانگیری، ا. ، عامل، ن. ، پیروج، ه. و نیک‌خواه، ط. ( 1389) مطالعه پترگرافی، ژئوشیمی سنگ‌های آتشفشانی قره زیارت میانه )شمال‌غرب ایران). هجدهمین همایش انجمن بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، تبریز، آذربایجان شرقی، ایران.

لطفی، م. (1354) بررسی‏‌های زمین‏شناسی و پترولوژی منطقه‏‏ی شمال ـ شمال‏شرق میانه (آذربایجان‌خاوری). پایان‌نامة کارشناسی ارشد زمین‏شناسی، دانشگاه تهران، تهران، ایران.

نبوی م. ح. (1355) دیباچه‌ای بر زمین‏شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

Abdel-Fattah, M. A. and Philip, E. N. (2004) Cenozoic volcanism in the Middle East: petrogenesis of alkali basalts from northern Lebanon. Geological Magazine 141(5): 545–563.

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

Aldanmaz, E., Koprubasi, N., Gurer, O. F., Kaymakci, N. and Gournaud, A. (2006) geochemical constraints on the Cenozoic, OIB-type alkaline volcanic rocks of NW Turkey: implications for mantle sources and melting processes. Lithos 86(1–2): 50–76.

Barragan, R., Geist, D., Hall, M. , Larson, P. and Kurz, M. (1998) Subduction controls on the composition of lavas from the Ecuadorian Andes. Earth Planet Scientific Letters 154: 153–166.

Esperanca, S., Crisci, M., de Rosa, R. and Mazzuli, R. (1992) The role of the crust in the magmatic evolution of the island Lipari (Aeolian Islands, Italy). Contributions to Mineralogy and Petrology 112: 450-462.

Fitton, J. F., James, D. and Leeman, W. P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research 96: 13693–13711.

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

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York.

Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) from continents to island arcs: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Gouragaud, A. and Vincent P. M. (2003) Petrology of two continental alkaline intraplate series at Emi Koussi volano, Tibesti, Chad. Journal of Volcanology and Geothermal Research 129: 261-290.

Ionov, D. A. and Hofmann, A. W. (1997) Nb-Ta rich mantle amphiboles and micas: implication for subduction-related metasomatic trace element fractionations. Earth Planet Scientific Letters 131: 341-356.

Jahangiri, A. (2007) Post collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: Geochemical and Geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences 30: 433-447.

Jung, S., Mezger, K. and Hoernes, S. (2004) Shear zone- related syenites in the Damara belt (Namibia): the role of crustual contamination and source composition. Contributions to Mineralogy and Petrology 148: 104- 121.

Kamali, A. A., Ameri, A., Moayyed, M., Pirooj, H., Mehri, M. and Nickhah, T. (2010) Asymmetrical effect of fluid on the mineralogical, geochemical and fabric changing of perlites and bedded rocks of NW of Iran (SE of Mianeh Area). The First International Applied Geological Congress, Mashhad, Iran.

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38–56.

Krauskopf, K. P. and Bird, D. K. (1976) Introduction to geochemistry. McGraw Hill.

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

Macdonald, R., Hawkesworth, C. J. and Heath, E. (2001) The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth Science Reviews 49: 1-76.

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

McKenzie, D. P. and O'Nions, R. K. (1995) the source regions of Ocean Island Basalts. Journal of Petrology 36: 133-159.

Mohamed, F. H., Moghazi, A. M. and Hassanen, M. A. (2000) Geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of late Neoproterozoic Dokhan-type volcanic rocks in the Fatira area, eastern Egypt. International Journal of Earth Science 88: 764-777.

Muller, D., Rock, N. M. S., Groves, D. I. (1997) Geochemical discrimination between shoshnitic potassic volcanic rocks from different tectonic setting: a pilot study. Mineralogy and Petrology 259-287.

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

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: R. S. Trorpe (Ed.): Andesite. Wiley Chichester.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margin. In: C. J., Hawkesworth and M. J., Norry (Eds.): Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Shiva, Nantwich 230–249.

Rendeng, S., Jingsui, Y., Cailai, W., Iizuka, T. and Hirata, T. (2006) Island arc volcanic rocks in the north Qaidam UHP belt, northern Tibet plateau: Evidence for ocean–continent subduction preceding continent–continent Subduction. Journal of Asian Earth Sciences 28: 151-159.

Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. John Wiley and Sons Inc, New York.

Rudnic, R. L. and Gao, S. (2004) Composition of the continental crust. In: R. L., Rudnic (Ed.): Treatise on Geochemistry, the Crust. Elsevier Pergamon.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks: Their genesis, composition, Classification and their relation to Ore – deposits, 3rd edition. John Wiley Sons, New York.

Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34: 237-243.

Soesoo, A. (2000) Fraction crystallization of mantle derived melt as a mechanism for some I-Type granite petrogenesis: An example from Lachlan fold belts. Australia Journal of the geological Society London.

Stewart, M. L. and Pearce, T. H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist 89: 348-351.

Stolz, A. J., Jochum, K. P., Spettel, B., Hofmann, A. W. (1996) Fluid and melt related enrichment in the sub arc mantle: evidence from Nb/Ta variations in island arc basalts. Geology 24: 587–590.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of basalt: implications for mantle composition and processes. In: A. D., Saunders and M. J., Norry (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geology Society Special Publication London 42: 313-345.

Thompson, R. N., Morrison, M. A., Dickin, A. P. and Hendry, G. L. (1983) Continental flood basalts. In: C. J., Hawkesworth and M. J., Norry (Eds.): Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Shiva, Nantwich 158–185.

Trumbull, R. B., Wittenbrink, R., Hahne, K., Emmermann, R. , Busch, W., Gerstenb­erger, H. and Siebel, W. (1999) Evidence for Late Miocene to Recent contamination of arc andesites by crustal melts in the Chilean Andes (25-26°S) and its geodynamic implications. Journal of South American Earth Science 12: 135-155.

Winter, J. D. (2001) An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

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

Zanetti, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G. and Vannuci, R. (1999) The Finero phlogopite-peridotite massif: an example of subduction-related metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 107-122.