شیمی‌کانی و سنگ‌زایی سنگ‎های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشکده زمین‎شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران

2 دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

چکیده

گدازه‌های آندزیتی – بازالت‌آندزیتی بخش بزرگی از محدوده گورگور را در برگرفته‌اند. محلول‌های گرمابی بیشتر آنها را دگرسان کرده‌اند. بیشتر کانی‎های سازنده‌ این سنگ‎ها پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین هستند که با محلول‌های گرمابی دگرسان شده‎اند. سنگ‎های دگرسان‌شده دربردارنده کانی‎های کلسیت، سریسیت و کلریت هستند. با توجه به داده‌های به‌دست‌آمده و بررسی‎ شیمی‌کانی‌ها، کلینوپیروکسن‌ها دیوپسید - اوژیت هستند و ماگمای میزبان آنها کالک‌آلکالن بوده و در ژرفای متوسط تا کم و در هنگام بالاآمدن ماگما پدید آمده است. همچنین، پلاژیوکلازها آندزین و آلبیت - الیگو‌کلاز هستند و منطقه‌بندی دارند. با توجه به تجزیه شیمی ‌کل سنگ، این سنگ‌ها در گروه سنگ‎های آتشفشانی کالک‌آلکالن کمان قاره‌ای رده‌بندی می‌شوند. از سوی دیگر، در نمودارهای عناصر کمیاب به‌هنجار شده در برابر ترکیب کندریت و چند عنصری به‌هنجار شده در برابر ترکیب گوشته، غنی‌شدگی عناصر LREE در برابر HREE دیده می‌شود. عناصر LILE (مانند Rb، K، Th) و عناصر LREE (مانند Nd، Ce، La) در برابر HFSE (Nb، Hf، Zr، Sm، Y، Yb) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. با توجه به مقدار نسبت‌های Nb/Th (15/1 تا 42/1)، Zr/Nb (27/12 تا 22/21)، Ba/La (64/18 تا 77/29) و همچنین، غنی‌شدگی LILE و تهی‌شدگی Nb، Ta و Ti، در مجموع می‌توان پهنه پیدایش وابسته به پهنه‌های فرورانش را برای این ناحیه پیشنهاد داد. همچنین، هماهنگی پراکندگی REE و عناصر ناسازگار در نمونه‎ها گویای وابستگی زایشی این سنگ‎ها به یکدیگر است. برپایه داده‌های به‌دست‌آمده، سنگ‎های آتشفشانی (آندزیت- بازالت‌آندزیتی) کوه گورگور در پی فعالیت ماگمایی گسترده مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر در بازه زمانی سنوزوییک باید پدید آمده باشند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineral chemistry and petrogenesis of the Gurgur Mount volcanic rocks (Northeast Takab)

نویسندگان [English]

  • Dariush Esmaeily 1
  • Niloofar Nayebi 1
  • Mansour Ghorbani 2
  • Davoud Raeisi 1
1 تهران- خیابان انقلاب- دانشگاه تهران- پردیس علوم- دانشکده زمین شناسی
2 دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران
چکیده [English]

Andesitic and andesitic-basaltic lavas are widespread over most of the ground surface of the Gurgur area altered mostly by the hydrothermal solutions. The main rock forming minerals in these rocks are plagioclase, pyroxene and olivine affected by the hydrothermal solutions. The altered rocks do contain minerals including calcite, sericite and chlorite. Given the results obtained and the mineral chemistry studies, the clinopyroxenes formed in the area are, chemically, calkalkaline and of diopside-augite type formed in subvolcanic to near surface levels contemporaneous with magma ascending. Plagioclase minerals show zoning textures and lie within the two andesine and albite-oligoclase fields. These units, in terms of total rock chemistry, are classified as the calk-alkaline volcanic rocks formed in the continental arcs. On the other hand, on the trace elements chondrite-normalized diagrams and enriched mantle-normalized multi- element diagrams, the LREE enrichment relative to the HREE is observed. The LILE (i.e. Rb, K and Th) and the LREE (e.g. La, Ce and Nd) show an enrichment in comparison to the HFSE (Zr, Hf, Nb, Yb, Y and Sm). Given the Nd/Th (1.42-1.15), Zr/Nb (12.27-21.22), Ba/La (18.64-29.77) as well as LILE enrichment associated with depletion in Nb, Ta and Ti, an environment related to the subduction zones can be proposed for the area under study. Moreover, the similarity between the REE distribution pattern and the incompatible elements point to the genetic relationship between these rocks. Finally, on the base of the obtained data, it can be concluded that the volcanic rocks in the Gurgur Mountain were likely formed during the extended magmatism of the Urumieh-Dokhtar in the Cenozoic. 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Gurgur
  • Calcalkaline
  • Continental arc
  • Urumieh-Dokhtar
  • Cenozoic
  • Neo-Tethys

شیمی‌کانی و سنگ‌زایی سنگهای آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب)

 

داریوش اسماعیلی 1نیلوفر نایبی 1، منصور قربانی 2 و داود رئیسی 1

1 دانشکده زمین‎شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران

2 دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

 

چکیده

گدازه‌های آندزیتی – بازالت‌آندزیتی بخش بزرگی از محدوده گورگور را در برگرفته‌اند. محلول‌های گرمابی بیشتر آنها را دگرسان کرده‌اند. بیشتر کانی‎های سازنده‌ این سنگ‎ها پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین هستند که با محلول‌های گرمابی دگرسان شده‎اند. سنگ‎های دگرسان‌شده دربردارنده کانی‎های کلسیت، سریسیت و کلریت هستند. با توجه به داده‌های به‌دست‌آمده و بررسی‎ شیمی‌کانی‌ها، کلینوپیروکسن‌ها دیوپسید - اوژیت هستند و ماگمای میزبان آنها کالک‌آلکالن بوده و در ژرفای متوسط تا کم و در هنگام بالاآمدن ماگما پدید آمده است. همچنین، پلاژیوکلازها آندزین و آلبیت - الیگو‌کلاز هستند و منطقه‌بندی دارند. با توجه به تجزیه شیمی ‌کل سنگ، این سنگ‌ها در گروه سنگ‎های آتشفشانی کالک‌آلکالن کمان قاره‌ای رده‌بندی می‌شوند. از سوی دیگر، در نمودارهای عناصر کمیاب به‌هنجار شده در برابر ترکیب کندریت و چند عنصری به‌هنجار شده در برابر ترکیب گوشته، غنی‌شدگی عناصر LREE در برابر HREE دیده می‌شود. عناصر LILE (مانند Rb، K، Th) و عناصر LREE (مانند Nd، Ce، La) در برابر HFSE (Nb، Hf، Zr، Sm، Y، Yb) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. با توجه به مقدار نسبت‌های Nb/Th (15/1 تا 42/1)، Zr/Nb (27/12 تا 22/21)، Ba/La (64/18 تا 77/29) و همچنین، غنی‌شدگی LILE و تهی‌شدگی Nb، Ta و Ti، در مجموع می‌توان پهنه پیدایش وابسته به پهنه‌های فرورانش را برای این ناحیه پیشنهاد داد. همچنین، هماهنگی پراکندگی REE و عناصر ناسازگار در نمونه‎ها گویای وابستگی زایشی این سنگ‎ها به یکدیگر است. برپایه داده‌های به‌دست‌آمده، سنگ‎های آتشفشانی (آندزیت- بازالت‌آندزیتی) کوه گورگور در پی فعالیت ماگمایی گسترده مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر در بازه زمانی سنوزوییک باید پدید آمده باشند.

واژه‌های کلیدی: گورگور، کالک‌آلکالن، کمان قاره‌ای، ارومیه-دختر، نئوتتیس، سنوزوییک

 

 

مقدمه

فهم زایش ماگما در کمان‌های قاره‌ای دشوار است و چندین سازنده شامل گوة گوشته‌ای، پوسته اقیانوسی فرورو، رسوب‌های فرورانش شده، پوسته قاره‌ای و …، در کنار فرایندهای آب‌زدایی صفحه فرورو، جریان گوشته سست‌کره‌ای، ذوب‌بخشی با گسترش‌های گوناگون، هضم پوسته‌ای و غیره ممکن است در زایش بازه ترکیبی گستره آنها دخالت نمایند (Wilson, 1989). از این‌رو، شناخت فرایندها و سازوکارهای رویداد فعالیت ماگمایی در پهنه‌های فرورانشی پیچیده می‌شود. به‌نظر می‌رسد طغیان ماگمایی در مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر نیز در پی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحه ایران روی داده باشد (Berberian et al., 1982; Alavi, 1991)؛ اما خاستگاه آن همچنان بحث‌برانگیز است. سنگ‎های آتشفشانی پدیدآمده در مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر بیشتر جریان گدازه، لایه‌های پیروکلاستیک، توف و ایگنمبریت هستند (Berberian and Berberian, 1981; Alavi, 2007). سنگ‎های نفوذی این مجموعه ماگمایی محدوده ترکیبی گسترده‌ای را نشان می‌دهند که ترکیب بیشتر آنها گرانیتی است؛ اما حجم کمتری از سنگ‎های گرانودیوریت، کوارتز دیوریت و گابرو نیز در میان آنها دیده می‌شود. در میان آنها، سنگ‎های آتشفشانی کوه گورگور تکاب بخشی از فعالیت ماگمایی مجموعه ماگمایی ارومیه– دختر است.

پهنه آتشفشانی تکاب– قره‌آغاج در خاور منطقه تکاب است؛ این پهنه، به‌درازای 120 کیلومتر، بخشی از مجموعه کمان ماگمایی ارومیه-دختر، در میان شهر قره‌آغاج تا تکاب در شمال‌باختری این کمان است. گستردگی تکاپوهای متناوب ماگمایی از پرکامبرین تا کواترنری در منطقه تکاب (بخشی از پهنه آتشفشانی تکاب-قره آغاج) کانه‌زایی گسترده‌ای را در این منطقه در پی داشته است و آن را به یکی از پهنه‎های متالوژونیک با امیدبخشی بالا تبدیل کرده است. بیشتر کانی‌زایی در این منطقه برخاسته از تکاپوهای ماگمایی سنوزوییک و فعالیت گرمابی وابسته به آن است. این نکته نشان‌دهنده نیاز به شناخت هرچه بیشتر و بهتر فعالیت ماگمایی منطقه است. در اینباره سنگ‌های آذرین نیمه‌آتشفشانی و نیمه‌درونی (از جنس دیوریت تا مونزو‌دیوریت) در کوه‌های گورگور (در شمال باختری کانسار زرشوران) به درون سنگ‌های آتشفشانی تزریق شده و گسترش پهنه‎های دگرسانی آرژیلیک، آلونیتی و کائولینیتی همراه با کانی‌زایی را در پی داشته‌اند. تا امروزه، بررسی‎های فراوانی در این ناحیه از دید اکتشافی (به‌ویژه طلا) انجام شده است؛ اما بررسی‎های سنگ‎شناسی چندانی انجام نشده است. از کارهای انجام‌شده در این منطقه و پیرامون آن می‌توان بررسی‎های Ghorbani (2013)، Daliran (2007) و Mehrabi و همکاران (1999) را نام برد. هدف این پژوهش، شناخت کافی و دقیق کانی‎شناسی، زمین‎شیمیایی، جایگاه‌ زمین‌ساختی ماگما (تکتونوماگمایی) و خاستگاه توده‌های آتشفشانی آندزیت–بازالت‌آندزیتی منطقه است. برای رسیدن به این اهداف، از برداشت‌های صحرایی، سنگ‎نگاری، شیمی کانی‌ها و داده‌های زمین‎شیمیایی بهره گرفته شده است.

 

جایگاه جغرافیایی و ریخت‌شناسی

کوه گورگور و سنگ‎های آتشفشانی آن در 45 کیلومتری شمال‌باختری شهرستان تکاب، در برگه 100000/1 تخت‌سلیمان و در 4 کیلومتری معدن طلای زرشوران و 5 کیلومتری کانسار آق‌دره جای دارد (شکل 1). برپایه بخش‌بندی‌های کشوری، این محدوده در جنوب‌خاوری آذربایجان غربی، میان تخت‌سلیمان و زرشوران، است. بهترین راه دسترسی به این منطقه، پس از پیمودن راه تهران تا زنجان، جاده آسفالته درجه دو تکاب- دندی- تخت سلیمان است. از دیدگاه ریخت‌شناسی، منطقه در بلندی‌های بلند شمال‌باختری شهرستان تکاب جای دارد که بیشتر از جنس سنگ‎های آتشفشانی و نفوذی هستند (شکل 2).


 

 

 

شکل 1- راه دسترسی به کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب).

 

 

شکل 2- نقشه ریخت‌شناسی و مدل سه‌بعدی محدوده سنگ‎های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب).


 

 

زمینشناسی ناحیه‌ای

کوه گورگور از مهم‌ترین مراکز آتشفشانی- نفوذی در منطقه تکاب در پهنه ارومیه-دختر شمالی است و در محدوده میان کانسارهای طلای مشهور ایران (زرشوران و آق‌دره) جای دارد. این منطقه در جنوب روستای عربشاه تکاب و در بخش میانی پهنه آتشفشانی تکاب- قره‌آغاج (در بخش شمالی مجموعه ماگمایی ارومیه- دختر) جای گرفته است. منطقه گورگور دربردارنده سنگ‌های چینه‌ای ساخته‌شده از تناوب رسوب‌های نئوژن و کواترنری همراه با سنگ‌های آذرین گوناگون است (شکل 3). از دیدگاه ایالت‌های زمین‌ساختی ایران و برپایه دیدگاه Alavi (1991)، این منطقه بخشی از پهنه تبریز-ساوه و یا تبریز- همدان است. برپایه رده‌بندی آقانباتی (1384)، این منطقه در محدوده پهنه ارومیه-دختر جای دارد. برپایه شواهد چینه‌شناسی، تکاپوهای ماگمایی این ناحیه از الیگو- میوسن و با رویداد فعالیت ماگمایی اسیدی به شکل گنبدهای آندزیتی-داسیتی و همچنین، بازالتی آغاز شده و پس از اندکی بازایستادن در پلیوسن، با جایگیری توده‌های نیمه‌آتشفشانی (ساب‌ولکانیک) تراز بالا با ترکیب میکرودیوریت و میکرومونزونیت، دوباره پی گرفته می‌شوند.

 

 

شکل 3- نقشه زمین‎شناسی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) (برگرفته از نقشه 100000/1 تخت‌سلیمان در www.gsi.ir، با تغییر).

 

 

سنگ‎های آتشفشانی این منطقه، گدازه‌های پورفیری با ترکیب آندزیتی تا بازالت‌آندزیتی به‌رنگ خاکستری، قهوه‌ای و بنفش هستند. دایک‌های اسیدی با ترکیب گرانودیوریتی و دیوریتی درون این سنگ‌ها نفوذ کرده‎اند. این سنگ‎ها بخش بزرگی از محدوده را در برگرفته‌اند و بیشتر آنها به‌دست محلول‌های هیدروترمال دگرسان شده‎اند (شکل‌های 4 و 5). با توجه به بازدیدهای صحرایی و بررسی عکس‌های هوایی منطقه، دگرسانی سطح گسترده‌ای را در بخش‌های شمال‌خاوری، باختر و جنوب محدوده فراگرفته است.

 

 

 

شکل 4- A تا D) سنگ‎های آتشفشانی منطقه گورگور در نماهای دور و نزدیک. در شکل B در پی دگرسانی و دایک‌های اسیدی نفوذ کرده درون سنگ‎های آندزیتی، دگرسانی کائولینیتی روی داده است (دید به‌سوی جنوب‌باختری).

 

 

شکل 5- A) دورنمایی از گسترش دگرسانی در منطقه کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) (دید به‌سوی باختر)؛ B و C) دگرسانی شدید به‎صورت کائولینیتی‌شدن همراه با هیدرواکسیدهای آهن و منگنز.


 


دگرسانی در این محدوده به دو صورت گسترش دارد:

(1) دگرسانی به‎صورت عدسی‌های کوچک و بزرگ در امتداد سطوح شکستگی؛

(2) دگرسانی پیرامون رگه‌های کانه‌دار تزریق‌شده در سنگ‎های آندزیتی. بیشترین شدت دگرسانی در راستای شکستگی‌ها و پهنه‎های گسله دیده می‌شود.

به‌گفته ‌دیگر، زمین‌ساخت در کنترل دگرسانی و تمرکز کانی‌سازی در منطقه نقش بسزایی داشته است. سنگ میزبان دچار فرآیندهای زمین‌ساختی شده و دارای درز و شکاف‌های فراوانی است که آغشته به کانی‎های اکسید آهن آبدار (لیمونیت و گوتیت) هستند. از مهم‌ترین دگرسانی‌ها در منطقه می‌توان دگرسانی‌های آرژیلیتی، کائولینیتی و سیلیسی همراه با اکسیدهای آهن و منگنز را نام برد.

 

روش انجام پژوهش

برای رسیدن به اهداف این پژوهش در منطقه گورگور، نخست به گرد‌آوری داده‌های پیشین منطقه از مقاله‌ها، گزارش‌ها، نقشه‌های ریخت‌شناسی، نقشه‌های زمین‎شناسی و تصویرهای ماهواره‌ای پرداخته شد. سپس در تابستان 1393، بررسی‎های میدانی در محدوده کوه گورگور در چند نوبت انجام گرفت. برپایه بررسی‌های اولیه جغرافیای منطقه، پی‌جویی محدوده برای آشنایی با شرایط زمین‎شناسی و کانی‌سازی، ترسیم شبکه نمونه‌برداری سیستماتیک در راستای روند پیمایش صحرایی و برداشت نمونه‎های سنگی مورد نیاز دنبال شد. برای شناسایی مجموعه سنگ‎های آتشفشانی که در منطقه کوه گورگور رخنمون دارند، پس از بررسی‌های میدانی، از میان نمونه‎های برداشت‌شده 60 مقطع نازک تهیه و با توجه به آن، بررسی سنگ‎ها و کانی‎های سازنده انجام شد. سپس نمونه‎های مناسب برپایه شواهد سنگ‎نگاری برگزیده شدند. برای تجزیه‌های شیمیایی و بررسی‎های شیمی کانی‌ها، 6 مقطع نازک صیقلی تهیه و برای تجزیه به روش ریزکاو الکترونی به آزمایشگاه مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی کرج فرستاده شدند. همچنین، 4 نمونه سنگی برای تجزیه‌ شیمیایی کل سنگ به روش‌های XRF و ICP-MS به آزمایشگاه CRPG دانشگاه نانسی فرانسه فرستاده شدند. در پایان داده‌های گرد‌آوری‌شده بررسی و تحلیل شدند.

 

سنگنگاری

برپایه بررسی‎های میکروسکوپی سنگ‎های آذرین این منطقه به دو گروه رده‌بندی می‌شود: (1) سنگ‎های آذرین بیرونی؛ (2) سنگ‎های آذرین درونی و نیمه‌درونی. در این پژوهش، موضوع اصلی بررسی سنگ‎های آتشفشانی منطقه است. برپایه بررسی‎های سنگ‎نگاری، سنگ‎های آتشفشانی برداشت‌شده از این منطقه آندزیت و بازالت‌آندزیتی هستند. بافت این سنگ‎ها بیشتر پورفیری با زمینه‌ دانه‌ریز تا شیشه‌ای و گاه همراه با بافت گلومروپورفیری است. بیشتر کانی‎های سازنده این سنگ‎ها پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین هستند.

 

بازالت‌آندزیتی

مجموعه کانی‎های سازنده این سنگ‎ها کانی روشن پلاژیوکلاز و کانی‎های تیره‌ای مانند الیوین و پیروکسن هستند. کلسیت، کلریت، سریسیت و کانی‎های کدر کانی‌های فرعی هستند. از دگرسانی‌های شایع در نمونه‎ها، دگرسانی کلریتی و سریسیتی‌‌شدن است. بافت بازالت‌ها، پورفیری و گلومروپورفیری با خمیره‌ی شیشه‌ای تا ریز‌دانه است که نشان‌دهنده سرد‌شدن پرشتاب این سنگ‎هاست. خمیره این سنگ که نزدیک به 40 درصد حجم سنگ را در برمی‌گیرد، از پلاژیوکلاز و بلور‌های کلینوپیروکسن ساخته شده است (شکل 6).


 

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی از بازالت‌آندزیتی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب). A) تجمع بلورهای پیروکسن به‎صورت خوشه‌ای همراه با کانی پلاژیوکلاز در زمینه پورفیری (در نور XPL یا Cross Polarized Light)؛ B) بلور پلاژیوکلاز با بافت اینترسرتال در زمینه میکرولیتی تا ریز بلور (در نور XPl)؛ C و D) بافت گلومروپورفیری ساخته‌شده از کانی‎های فرومنیزین الیوین و پیروکسن در زمینه ریز بلور تا شیشه‌ای (C در نور XPL؛ D در نور PPL یا Plane Polarized Light).

 

 

زمینه این سنگ‎ها بیشتر از پلاژیوکلاز، همراه با بلورهای ریز پیروکسن و الیوین، ساخته شده است. کانی‎های کدر نیز در زمینه پراکنده هستند. بافت اینترگرانولار در پی همراهی بلورهای ریز پیروکسن و پلاژیوکلاز در زمینه دیده می‌شود. در این نمونه‎ها کانی‎های کدر نیز به مقدار فراوان در زمینه دیده می‌شوند. همان‌گونه‌که گفته شد، بافت اصلی این نمونه‎ها پورفیری است؛ اما در پی انباشته‌شدن فنوکریست‌ها بافت‌ گلومروپورفیری نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شود.

پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز کانی اصلی است و نزدیک به 65-70 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد. برپایه زاویه خاموشی، این پلاژیوکلازها در گستره بیتونیت-لابرادور جای می‌گیرند. بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، با اندازه 2/0 تا 5/1 میلیمتر و دارای زونینگ هستند. ماکل شاخص پلی‌سینتتیک در مقاطع دیده می‌شود. همچنین، پلاژیوکلاز فراوان‌ترین‌ سازنده‌ خمیره این سنگ‎هاست. گردهم‌آمدن درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با دیگر فنوکریست‌ها ‌گاه بافت گلومروپورفیریتیک را پدید می‌آورد.

الیوین: در بازالت‌های منطقه، الیوین‌ها دانه‌متوسط تا ریز و شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و نزدیک به 5 درصد فنوکریست‌ها را دربر می‌گیرند. اندازه آنها 2/0 تا 7/0 میلیمتر است.

کلینوپیروکسن: دومین کانی تیره‌رنگ اصلی در سنگ‎های بازالتی بلورهای نیمه‌شکل‌دار و شکل‌دار کلینوپیروکسن هستند. پیروکسن‌ها به‎صورت کلینوپیروکسن‌های درشت تا دانه‌ریز، در اندازه نزدیک به 15/0 تا 1 میلیمتر دیده می‌شوند و 5 تا 10 درصد از فراوانی فنوکریست‌های سنگ هستند. این بلورها در برابر بلورهای دیگر دگرسانی و تجزیه کمتری را نشان می‌دهند؛ اما گاه دارای خوردگی هستند. رنگ آنها خاکستری تا خاکستری مایل به زرد است. بیشتر به‎صورت شکل‌دار و کمی از آنها نیز به‎صورت بی‌شکل هستند. کلینوپیروکسن‌ها نیز دگرسان شده و کلریت ساخته‌اند. در برخی بلورهای آنها ماکل نواری دیده می‌شود. انباشته‌شدن بلورهای کلینوپیروکسن بافت گلومروپورفیریتیک را پدید آورده است.

کانیهای فرعی: کانی‎های کدر آشکارترین کانی فرعی این سنگ‌ها هستند که کمتر از 5 درصد حجمی سنگ را می‌سازند.

کانیهای دگرسانی: کلسیت، سریسیت و کلریت، کانی‎های پدیدآمده از دگرسانی بازالت‌های منطقه هستند.

 

آندزیت

بافت سنگ‎های آندزیتی بیشتر پورفیری با زمینه شیشه‌ای، گلومروپورفیری و اینترگرانولار است. فنوکریست‌های اصلی شامل پلاژیوکلاز و کمی کلینوپیروکسن هستند. پلاژیوکلازها آندزین تا لابرادوریت بوده و دارای ماکل‌های آلبیتی و کارلسباد هستند. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز دارای منطقه‌بندی آشکاری هستند (شکل 7).

 

 

 

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی از آندزیت کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب). A) انباشته‌شدن بلورهای پیروکسن همراه با کانی پلاژیوکلاز در زمینه سریسیتی‌شده با بافت پورفیری (در نور XPL)؛ B) انباشته‌شدن بلورهای پیروکسن همراه با کانی پلاژیوکلاز در زمینه سریسیتی شده با بافت پورفیری) در نور PPL)؛ C - بافت گلومروپورفیری ساخته‌شده از کانی کلینوپیروکسن در زمینه ریز بلور تا شیشه‌ای (در نور PPL)؛ D) بلور ارتوپیروکسن و کانی کدر در زمینه دارای سریسیت و کلسیت پدیدآمده در پی دگرسانی سنگ (در نور PPL). نام‌های اختصاری از Kretz (1983) برگرفته شده است (Cpx: Clinopyroxene; Ol: Olivine; Pl: Plagioclase; Opx: Orthopyroxene; Amp: Amphibole; Cal: Calcite).


 

 

پلاژیوکلاز: بیشتر آنها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و دارای اندازه 2/0 تا 5/2 میلیمتر هستند و 75 تا 85 درصد حجم فنوکریست‌ها را می‌سازند. دامنه ترکیب آنها با توجه به زاویه خاموشی به‌دست‌آمده (30-50) آندزین تا لابرادوریت است. از بافت‌های کانیایی این کانی می‌توان بافت پورفیری با زمینه دانه‌ریز تا شیشه‌ای و بافت گلومروپورفیری را نام برد. دگرسانی دیده‌شده در این کانی‎ها بیشتر به‎صورت سریسیتی و کربناتی‌شدن است.

پیروکسن: پیروکسن‌ها نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل بوده و بیشتر کلینوپیروکسن هستند. اندازه‌ای نزدیک به 2/0 تا بیشنة 1 میلیمتر دارند و 15 تا 20 درصد حجم فنوکریست‌ها را می‌سازند. دگرسانی معمول این کانی‎ها دگرسانی کلریتی و اورالیتی‌شدن است.

کانیهای فرعی:کانی‎های کدر آشکارترین کانی فرعی دیده‌شده هستند.

کانیهای دگرسانی: کلسیت، سریسیت و کلریت، کانی‎های پدیدآمده در پی دگرسانی هستند.

 

شیمی کانی‌ها

پس از بررسی‎های صحرایی و نمونه‌برداری برای بررسی‌های سنگ‎نگاری و کانی‎شناسی، از نمونه‎های سنگی مناسب مقطع نازک- صیقلی ساخته شد. سپس 26 نقطه کلینوپیروکسن و 15 نقطه پلاژیوکلاز از نمونه‎های منطقه با دستگاه ریزکاو الکترونی Cameca SX 100 (ساخت فرانسه)، با ولتاژ شتاب‌دهنده kV15 و جریان nA20، در مرکز تحقیقات و فرآوری مواد معدنی کرج بررسی شدند.

پیروکسن: داده‌های تجزیه‌ نقطه‌ای پیروکسن‌های این سنگ‎ها در جدول 1 آورده شده‌اند. این کانی‎ها از مهم‌ترین کانی‎های سنگ‎های آذرین است و با بررسی ترکیب شیمیایی و محاسبه فرمول ساختاری آنها می‌توان دانسته‌های بسیار مهمی درباره سنگ در برگیرنده آنها به‌دست آورد (Leterrier et al., 1982).

برپایه رده‌بندی Morimoto و همکاران (1988) و Morimoto (1989)، پیروکسن‌ها در چهار گروه جای می‌گیرند: (1) پیروکسن‌های Quad (Ca-Mg-Fe)؛ (2) پیروکسن‌های Na-Ca؛ (3) پیروکسن‌های Na؛ (4) ‌پیروکسن‌های دیگر. در نمودار Q-J (J=2Na و Q=Ca+Mg+FeІІ)، کلینوپیروکسن‌های منطقه در جایگاه کمابیش نزدیک به Quad هستند. برپایه جایگیری پیروکسن‌ها در این محدوده و همچنین، با بهره‌گیری از نمودار Wo-En-Fs، کلینوپیروکسن‌های موجود در منطقه دیوپسید و اوژیت هستند (شکل 8- A).

از سوی دیگر، مقدار و نوع Al در ساختار کلینوپیروکسن‌ها از فشار پیروی می‌کند. چگونگی جایگیری و پراکندگی نمونه‎ها در نمودار AlIV در برابر AlVI نشانه آن است که این کلینوپیروکسن‌ها در ژرفای متوسط تا کم پدید آمده‌اند و می‌تواند نشان‌دهنده تبلور آنها در هنگام بالاآمدن باشد (شکل 9- A). برای ارزیابی فوگاسیته اکسیژن ماگمای سازنده سنگ‎های سازنده‌، نمودار Na+AlIV در برابر AlVI+2Ti+Cr به‌کار برده می‌شود (Schweitzer et al., 1979). برپایه این نمودار می‌توان گفت شرایط محیطی پیدایش این سنگ‎ها دارای فوگاسیته متغیری از اکسیژن بوده است. در این نمودار، بیشتر نمونه‎ها در محدوده فوگاسیته بالای اکسیژن جای گرفته‌اند (شکل 9- B). در ترکیب پیروکسن‌ها عنصر Fe3+ در جایگاه اکتاهدری به‌جای عناصر سه ظرفیتی (مانند AlVI، Ti و Cr) جانشین می‌شود؛ ازاین‌رو، مقدار AlVIمی‌تواند مقیاسی برای Fe3+شمرده شود. در نمودار Na+AlIV در برابر AlVI+2Ti+Cr‌، منحنی خط Fe3+=0 خط موازنه AlIV با AlVI+2Ti+Cr است. جایگیری نمونه در میان مرز و بالای این خط نشان‌دهنده بالابودن فوگاسیته اکسیژن در هنگام پیدایش این پیروکسن‌هاست.


 

جدول 1- داده‌های تجزیه‌ شیمیایی ریزکاو الکترونی (برپایه درصد وزنی)، فرمول ساختاری (بر پایه 6 اتم اکسیژن) و اعضای پایانی (برپایه درصد مولی) کانی پیروکسن در سنگ‎های منطقه کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب).

Sample No.

A.1

A.2

A.3

A.4

A.5

A.6

A.7

A.8

A.9

A.10

A.11

A.12

A.13

SiO2

53.46

52.54

52.40

52.51

53.03

53.25

52.44

52.51

52.20

53.26

50.15

51.07

50.97

TiO2

0.41

0.41

0.33

0.30

0.29

0.33

0.41

0.30

0.34

0.27

1.52

0.33

0.25

Al2O3

1.55

1.63

1.33

1.29

1.31

1.28

1.57

1.26

1.47

1.14

1.49

1.08

0.90

Cr2O3

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.23

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO

9.48

8.74

9.05

9.04

9.53

9.28

9.44

9.80

9.23

9.57

10.27

9.48

9.20

MnO

0.32

0.29

0.32

0.30

0.37

0.33

0.31

0.38

0.36

0.40

0.34

0.39

0.36

MgO

15.09

15.23

14.88

14.79

15.07

14.24

14.52

14.80

15.56

15.30

14.41

15.13

14.48

CaO

20.17

20.67

20.37

20.63

21.13

21.00

21.39

20.59

20.98

20.57

21.35

21.59

22.02

Na2O

0.31

0.39

0.36

0.29

0.34

0.31

0.40

0.33

0.34

0.29

0.44

0.46

0.43

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.06

0.02

0.02

Total

100.79

99.91

99.05

99.15

101.07

100.04

100.72

99.98

100.50

100.80

100.03

99.55

98.63

Si

1.97

1.95

1.97

1.97

1.96

1.98

1.95

1.96

1.94

1.97

1.89

1.93

1.94

Ti

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.04

0.01

0.01

Al

0.07

0.07

0.06

0.06

0.06

0.06

0.07

0.06

0.06

0.05

0.07

0.05

0.04

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.29

0.27

0.28

0.28

0.29

0.29

0.29

0.31

0.29

0.30

0.32

0.30

0.29

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

0.83

0.84

0.83

0.83

0.83

0.79

0.80

0.82

0.86

0.84

0.81

0.85

0.82

Ca

0.80

0.82

0.82

0.83

0.84

0.84

0.85

0.82

0.83

0.81

0.86

0.87

0.90

Na

0.02

0.03

0.03

0.02

0.02

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.03

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

4.00

4.01

4.01

4.00

4.02

3.99

4.02

4.02

4.03

4.01

4.05

4.06

4.05

Q

1.92

1.94

1.94

1.94

1.96

1.91

1.95

1.95

1.98

1.95

2.00

2.02

2.01

J

0.04

0.06

0.05

0.04

0.05

0.04

0.06

0.05

0.05

0.04

0.06

0.07

0.06

Enstatite

0.43

0.44

0.44

0.43

0.44

0.41

0.43

0.43

0.46

0.44

0.44

0.46

0.44

Ferrosilite

0.16

0.12

0.14

0.14

0.13

0.16

0.12

0.14

0.10

0.14

0.10

0.07

0.08

Wollastonite

0.41

0.43

0.43

0.43

0.44

0.43

0.45

0.43

0.44

0.42

0.47

0.47

0.48

Aliv

0.02

0.04

0.03

0.03

0.04

0.01

0.05

0.04

0.07

0.03

0.09

0.09

0.07

Alvi

0.05

0.03

0.03

0.03

0.01

0.05

0.02

0.02

0.00

0.02

-0.02

-0.04

-0.03

Si+Ti

1.98

1.96

1.97

1.98

1.96

1.99

1.95

1.96

1.93

1.97

1.94

1.91

1.93

Pyroxene Type

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Pyroxene Name

augite

augite

augite

augite

augite

augite

diopside

augite

augite

augite

diopside

diopside

diopside

 


جدول 1- ادامه.

Sample No.

A.14

A.15

A.16

A.17

A.18

A.19

A.20

A.21

A.22

A.23

A.24

A.25

A.26

SiO2

50.75

51.22

50.69

50.72

50.38

49.70

48.56

50.72

50.00

49.90

49.90

49.72

50.62

TiO2

0.39

0.38

0.24

0.37

0.61

0.58

0.60

0.48

0.31

0.22

0.41

0.40

0.34

Al2O3

1.23

1.41

1.21

1.22

1.26

2.85

4.14

1.71

1.83

1.68

1.64

1.79

1.48

Cr2O3

0.00

0.01

0.00

0.01

0.02

0.00

0.16

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

FeO

9.54

9.37

8.98

8.86

8.59

7.90

6.80

8.68

9.72

9.32

9.59

9.73

9.47

MnO

0.37

0.34

0.32

0.34

0.20

0.20

0.15

0.34

0.36

0.36

0.33

0.34

0.32

MgO

14.19

14.60

14.84

15.33

15.61

15.57

15.60

15.34

14.64

14.70

14.79

14.72

14.61

CaO

21.67

21.44

21.74

21.17

21.60

21.48

22.33

20.91

21.80

22.49

22.00

21.96

21.98

Na2O

0.48

0.40

0.27

0.41

0.29

0.31

0.29

0.32

0.42

0.39

0.32

0.34

0.33

K2O

0.02

0.03

0.00

0.02

0.01

0.01

0.03

0.02

0.00

0.02

0.02

0.01

0.06

Total

98.64

99.20

98.29

98.45

98.57

98.60

98.66

98.54

99.09

99.08

99.00

99.01

99.22

Si

1.93

1.94

1.93

1.93

1.91

1.88

1.83

1.92

1.90

1.90

1.90

1.89

1.92

Ti

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Al

0.06

0.06

0.05

0.05

0.06

0.13

0.18

0.08

0.08

0.08

0.07

0.08

0.07

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.30

0.30

0.29

0.28

0.27

0.25

0.21

0.28

0.31

0.30

0.31

0.31

0.30

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

0.81

0.82

0.84

0.87

0.88

0.88

0.88

0.87

0.83

0.83

0.84

0.84

0.83

Ca

0.89

0.87

0.89

0.86

0.88

0.87

0.90

0.85

0.89

0.92

0.90

0.90

0.89

Na

0.04

0.03

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.02

0.03

0.02

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

4.04

4.04

4.04

4.05

4.05

4.05

4.07

4.04

4.06

4.07

4.06

4.07

4.05

Q

2.00

1.99

2.02

2.01

2.04

2.00

2.00

1.99

2.03

2.05

2.04

2.04

2.02

J

0.07

0.06

0.04

0.06

0.04

0.05

0.04

0.05

0.06

0.06

0.05

0.05

0.05

Enstatite

0.43

0.44

0.45

0.47

0.47

0.48

0.49

0.46

0.45

0.45

0.45

0.45

0.44

Ferrosilite

0.09

0.10

0.08

0.07

0.06

0.05

0.01

0.09

0.06

0.05

0.06

0.06

0.08

Wollastonite

0.48

0.46

0.47

0.46

0.47

0.47

0.50

0.45

0.48

0.50

0.48

0.49

0.48

Aliv

0.08

0.07

0.08

0.09

0.09

0.13

0.18

0.08

0.12

0.13

0.12

0.13

0.10

Alvi

-0.02

-0.01

-0.03

-0.03

-0.04

0.00

0.00

-0.01

-0.04

-0.05

-0.05

-0.05

-0.03

Si+Ti

1.92

1.93

1.92

1.92

1.91

1.87

1.82

1.92

1.88

1.87

1.88

1.87

1.90

Pyroxene Type

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Ca-Mg-Fe

Pyroxene Name

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

diopside

 

 

ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها از ترکیب شیمیایی و پهنه پیدایش ماگمای سازنده آنها پیروی می‌کند؛ ازاین‌رو، می‌تواند دارای اطلاعاتی درباره سری ماگمایی سازنده سنگ‎هاست. همان‌‌گونه‌که در شکل 10- A دیده می‌شود، در نمودار SiO2 در برابر Al2O3، کلینوپیروکسن‌های سنگ‎های آتشفشانی منطقه در محدوده ساب‌آلکالن هستند (شکل 10- A). در نمودار Al2O3 در برابر TiO2 نمونه‎ها در محدودهی کالک‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 10- B).

از سوی دیگر، کلینوپیروکسن‌ها از کانی‎های شاخص سنگ‎شناسی برای شناسایی پهنه‌های زمین‌ساختی هستند. این کانی‎ها در برابر دگرسانی پایدار بوده و با بهره‌گیری از ترکیب آنها می‌توان نوع سری ماگمایی و نوع پهنه زمین‌ساختی ماگمای سازنده آنها را شناسایی کرد (Leterrier et al., 1982). با توجه به نمودارهای F1 و F2 و نمودار TiO2 در برابر Al2O3 نمونه‎های منطقه در محدوده پهنه‌های کششی درون قاره‌ای جای می‌گیرند (شکل 11).

 

 

       

شکل 8- A) در نمودار رده‌بندی پیروکسن‌ها (Morimoto et al., 1988)، جایگاه پیروکسن‌های سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) در محدوده Quad و پیروکسن‌های دیگر است؛ B) در نمودار رده‌بندی کلینوپیروکسن‌ها (Morimoto et al., 1988)، کلینوپیروکسن‌ها در محدوده‌ی دیوپسید و اوژیت هستند.

 

 

شکل 9- پیروکسن‌های سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب). A) زمین‌فشارسنجی و ترسیم نمودار AlVI در برابر AlIV برپایه ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها (Aoki and Shiba, 1973) نشان‌دهنده پیدایش کلینوپیروکسن‌ها در فشارهای کم تا متوسط است؛ B) نمودار Na+AlIV در برابر AlIV+2Ti+Cr (Schweitzer et al., 1979) برای ارزیابی فوگاسیتة اکسیژن در هنگام پیدایش کلینوپیروکسن.

 

شکل 10- جایگاه، ماهیت و پهنه پیدایش کلینوپیروکسن‌های سنگ‎های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) در: A) نمودار SiO2 در برابر Al2O3 (Nisbet and Pearce, 1977)؛ B) نمودار Al2O3 در برابر SiO2 (Nisbet and Pearce, 1977).

 

 

شکل 11- سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) در: A) نمودار پارامتر F1 در برابر F2؛ B) نمودار TiO2 در برابر Al2O3 (کلینوپیروکسن‌ها در محدوده وابسته به کمان هستند).

F1= -(0.012 * SiO2) – (0.0807 * TiO2) + .(0.0026 * Al2O3) – (0.0012 * FeOT) – (0.0026 *.MnO) + (0.0087 * MgO) – (0.0128 * CaO) – .(0.0419 * Na2O)

F2= -(0.0469 * SiO2)–(0.0818 * TiO2) + .(0.0212 * Al2O3) – (0.0041 * FeOT) – (0.1435* .MnO) + (0.0029 * MgO) – (0.0085 * CaO) – .(0.016 * Na2O)

 

 

پلاژیوکلاز: در نمودار شیمیایی و رده‌بندی فلدسپار‌ها (Deer et al., 1991) و برپایه داده‌های تجزیه‌ای پلاژیوکلازها، پلاژیوکلازها در سنگ‎های آتشفشانی این منطقه در محدوده آندزین هستند (جدول 2). در بلورهای دارای منطقه‌بندی تغییرات شیمی کانی پلاژیوکلاز از آندزین تا آلبیت-الیگو‌کلاز است ‌(شکل 12). منطقه‌بندی به‎صورت عادی و نیز نوسانی دیده می‌‌شود.

 


جدول 2- فرمول ساختاری (بر پایه 8 اتم اکسیژن) و اعضای پایانی (برپایه درصد مولی) برای پلاژیوکلاز در سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) برپایه داده‌های تجزیه‌ شیمیایی ریزکاو الکترونی.

Sample No.

Rock Type

Si

Al

Ti

Fe

Mn

Mg

Ca

Na

K

Orthose

Albite

Anorthite

AB-2-1

Andesite

2.48

1.47

0.00

0.02

0.00

0.00

0.52

0.52

0.05

4.37

47.83

47.80

AB-2-2

Andesite

2.48

1.50

0.00

0.01

0.00

0.00

0.52

0.47

0.03

2.60

46.40

51.00

AB-2-3

Andesite

2.51

1.48

0.00

0.02

0.00

0.00

0.49

0.48

0.03

3.04

48.00

48.96

AB-2-4

Andesite

2.51

1.47

0.00

0.02

0.00

0.00

0.48

0.50

0.04

3.61

49.18

47.21

AB-2-5

Andesite

2.49

1.49

0.00

0.02

0.00

0.00

0.48

0.52

0.03

2.94

50.29

46.78

AB-1-2

Basalt

2.41

1.56

0.00

0.02

0.00

0.00

0.58

0.47

0.03

2.56

43.77

53.68

AB-1-3

Basalt

2.41

1.53

0.00

0.02

0.00

0.00

0.62

0.43

0.02

1.82

40.06

58.11

AB-1-4

Basalt

2.44

1.51

0.00

0.02

0.00

0.00

0.58

0.47

0.03

2.48

43.69

53.83

AB-1-5

Basalt

2.41

1.53

0.00

0.02

0.00

0.00

0.63

0.44

0.03

2.49

40.03

57.48

AB-1-6

Basalt

2.49

1.46

0.00

0.02

0.00

0.00

0.53

0.52

0.03

3.14

48.11

48.75

AB-1-7

Basalt

2.44

1.52

0.00

0.02

0.00

0.00

0.57

0.49

0.03

2.49

45.15

52.36

AB-1-8

Basalt

2.42

1.53

0.00

0.02

0.00

0.00

0.59

0.51

0.02

2.22

45.67

52.11

AB-1-9

Basalt

2.43

1.50

0.00

0.02

0.00

0.00

0.59

0.52

0.02

2.08

45.87

52.05

AB-1-10

Basalt

2.48

1.46

0.00

0.02

0.00

0.00

0.55

0.54

0.03

2.49

48.09

49.42

AB-1-11

Basalt

2.44

1.51

0.00

0.02

0.00

0.00

0.56

0.50

0.03

2.54

46.19

51.27

 


 

شکل 12- نمودار رده‌بندی فلدسپار‌ها (Deer et al., 1991) برای سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب).

 

زمینشیمی

کاربرد شیمی عناصر اصلی برای رده‌بندی و نام‌گذاری سنگ‎ها در سنگ‎شناسی آذرین کاربرد گسترده‌ای دارد. تبلور و انجماد ماگما در پی پدیده‌های فراوانی روی می‌دهد که تنها به کمک شواهد سنگ‎نگاری نمی‌توان آنها را شناخت؛ ازاین‌رو، به‌کارگیری ترکیب شیمیایی سنگ‎ها که بیشترین شباهت را به ماگمای والد خود دارند ضروری به‌نظر می‌رسد (جدول 3).

برای نامگذاری سنگ‎های آتشفشانی نمودار Zr/TiO2-Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (شکل 13) دیده می‌شود، نمونه‎های منطقه کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) در محدوده آندزیت جای گرفته‌اند. برای شناسایی سری ماگمایی نمودارهایی پیشنهاد شده که برپایه اکسیدهای اصلی و عناصر نامتحرک پایه‌ریزی شده‎اند. در نمودار عناصر Nb/Y در برابر SiO2 (Pearce and Cann, 1973) نمونه‎ها در محدوده ساب‌آلکالن هستند (شکل 14- A). برپایه نمودار Irvine و Baragar (1971)، نمونه‎های ساب‌آلکالن در محدوده کالک‌آلکالن‌ها هستند (شکل 15- B).


جدول 3- داده‌های تجزیه‌ شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) به روش XRF و ICP-MS.

Sample No.

AN.1

AN.2

AN.3

AN.4

SiO2

57.89

60.33

61.15

58.7

TiO2

0.75

0.71

0.55

0.89

Al2O3

16

16.23

17.87

18.64

Fe2O3*

7.11

6.42

6.31

6.84

MnO

0.11

0.11

0.05

0.09

MgO

3.56

3.06

2.61

1.79

CaO

6.75

5.86

5.34

4.63

Na2O

3.22

3.27

2.29

1.9

K2O

2.31

2.6

1.65

1.68

P2O5

0.13

0.13

0.17

0.19

L.O.I.

1.82

1.85

1.75

4.74

Total

99.63

100.56

99.74

100.09

As

3.017

3.713

9

6

Ba

353.8

410.5

386

661

Be

1.221

1.366

<5

<5

Bi

0.317

0.122

0.1

<0.1

Cd

0.175

0.148

<0.2

<0.2

Ce

37.68

42.23

42.1

44.4

Co

71.11

30.47

31.2

13.9

Cr

52.97

34.24

47

<10

Cs

1.364

1.562

1.7

9

Cu

19.46

18.25

59

41

Dy

4.28

4.408

4.9

5.12

Er

2.583

2.619

3.02

3.13

Eu

0.993

1.004

1.19

1.01

Ga

17.17

17.37

17

18

Gd

3.949

4.04

4.67

5.99

Ge

1.574

1.4

 

 

Hf

2.008

3.053

6

4

Ho

0.935

0.957

1.02

0.98

In

<L.D.

<L.D.

<0.2

<0.2

La

18.9

21.19

20.7

22.2

Lu

0.403

0.421

0.44

0.36

Mo

1.862

1.507

5

6

Nb

8.977

9.938

9

11

Nd

17.63

19.16

18.8

20.6

Ni

12.58

8.903

9

<5

Pb

9.7909

13.5831

22

34

Pr

4.554

5.032

5.24

5.42

Rb

74.34

87.88

78.1

62

Sc

25.35

21.11

1.4

2.7

Sb

0.393

0.402

11

12

Sm

4.029

4.225

4.1

4.7

Sn

2.262

2.454

7

2

Sr

191.2

197.2

207

198

Ta

2.283

2.187

1.3

0.6

Tb

0.645

0.675

0.7

0.87

Th

7.798

9.213

6.9

7.7

Tm

0.385

0.401

 

 

U

2.505

2.918

2.62

2.96

V

160.3

133.2

165

137

W

4259

2903

2223

543

Y

25.51

26.13

27.4

24.7

Yb

2.648

2.714

3.8

2.4

Zn

76.59

93.03

71

118

Zr

135.4

149.3

191

135

 

شکل 13- سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) در نمودار Zr/TiO2 در برابر Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977).

 

رده‌بندی زمین‌ساختی سنگهای آتشفشانی کوه گورگور:

بر پایه عناصر نامتحرک HFS، Wood (1980) نمودار Ta- Hf-Th را برای شناسایی میدان‌های بازالتی پیشنهاد کرد. در این نمودار (شکل 15- A)، نمونه‎ها در محدوده ترکیبی بازالت‌های کمان قاره‌ای هستند. ازآنجایی‌که Ti-V در شرایط دگرسانی گرمابی و دگرگونی با درجه‌های متوسط تا بالا نامتحرک هستند، می‌توانند در نمودارهای جداکننده و شناسایی سنگ‌ها به‌کار روند. ازاین‌رو، Shervais (1982) نمودار دوتایی Ti-V را پیشنهاد کرد و از آن برای شناسایی توله‌ایت‌های کمان‌آتشفشانی، MORB و آلکالی‌بازالت‌ها بهره گرفت. در این نمودار داده‌های به‌دست‌آمده از نمونه‌های کوه گورگور در محدوده کمان‌های قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 15- B). در نمودار (Pearce et al., 1975) که برای شناسایی پهنه قاره‌ای از اقیانوسی است، نمونه‌های کوه گورگور در محدوده کمان‌های قاره‌ای هستند (شکل 15- C).


 

 

 

شکل 14- شناسایی سری ماگمایی سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) در: A) نمودار (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971).

 

 

شکل 15- شناسایی پهنه زمین‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) در: A) نمودار Wood (1980)؛ B) نمودار رده‌بندی Shervais (1982)؛ C) نمودار Pearce و همکاران (1975).

 

 

نمودارهای عناصر کمیاب و چند عنصری:

نمودارهای عنکبوتی ممکن است تنها برپایه عناصر خاکی نادر (REE) و یا برپایه عناصر خاکی نادر به‌همراه برخی از عناصر ناسازگار دیگر (نمودارهای چندعنصری) ترسیم شوند. با این نمودارها می‌توان میزان انحراف هر ترکیب را از الگوی ترکیبی اولیه در پی فرایندهای ذوب‌بخشی یا جدایش بلوری شناسایی کرد. این نمودارها به تعبیری نمودارهای گسترده‌تری از نمودارهای عناصر خاکی کمیاب بهنجار شده در برابر ترکیب کندریت هستند که در آنها عناصر کمیاب و نادر دیگر نیز به نمودار معمول REE افزوده می‌شوند. این نمودارها برای داشتن چارچوب مرجعی که بتوان فراوانی عناصر را با آنها مقایسه کرد پدید آمده‌اند. Sun (1980)، Wood (1980) و Thompson (1982‌) این نمودارها را کامل‌تر کردند. برای بهنجارسازی عناصر REE نمونه‎های سنگی، روش بهنجارسازی در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974; Sun and McDonough, 1995) را می‌توان به‌کار برد. در نمودار بهنجار شده به ترکیب میانگین کندریت پیشنهادیِ Sun و McDonough (1995)، الگوی نمونه‌ها از LREE به‌ HREE ‌روند کاهشی نشان می‌دهد (شکل 16). این پدیده نشان‌دهنده آن است که عناصر خاکی کمیاب سبک در برابر عناصر خاکی کمیاب سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند. یکنواخت‌بودن روند الگوی عناصر در این نمودار نشان‌دهنده هم‌خاستگاه‌بودن سنگ‎های منطقه است.

در بررسی الگوی تغییرات عناصر کمیاب بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه، میانگین ترکیب گوشته اولیه پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) به‌کار گرفته شد (شکل 17). در این نمودار عناصر Ba، Nb، Ti و تا اندازه‌ای Eu تهی‌شدگی و عناصر Cs، Th، U، K، Zr غنی‌شدگی نشان می‌دهند. از بی‌هنجاری‌های آشکار در نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه، تهی‌شدگی نمونه‎ها از عناصر Nb، Ti و P است. در این نمودار آنومالی منفی عناصر Ba، Nb و Ti به‌خوبی دیده می‌شود. تهی‌شدگی عنصر Sr در پی جانشینی آن با Ca و K در فلدسپارهاست. غنی‌شدگی عناصر LREE می‌تواند به غنی‌شدگی این عنصرها در رسوب‌های پوسته اقیانوسی و یا مشارکت عناصر پوسته‌ای بستگی داشته باشد.

 

 

 

شکل 16- الگوی بهنجارشده عناصر کمیاب در برابر ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1995). تغییر هم‌شیب نمونه‎ها نشان‌دهنده خاستگاهی با ترکیب همسان برای سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب) است

 

شکل 17- نمودار عنکبوتی سنگ‎های منطقه در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‌های آتشفشانی کوه گورگور (شمال‌خاوری تکاب).

 

 

بحث

پیچیدگی فعالیت ماگمایی در بخش‌های گوناگون مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر، پیشنهادهای گوناگونی درباره پیدایش این سنگ‌ها را در پی داشته است. از میان آنها، فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحه ایران پذیرفتنی‌تر است. بررسی انجام‌شده در کوه گورگور در مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر نیز نشان‌دهنده این مهم است که فعالیت ماگمایی در این منطقه به پیروی از فعالیت ماگمایی گسترده‌ مجموعه ارومیه-دختر در بازه زمانی سنوزوییک و در پی فرورانش اقیانوسی روی داده است. سنگ‎های آتشفشانی منطقه دارای ترکیب آندزیتی تا بازالت‌آندزیتی بوده و کانی‎های پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین سازنده اصلی این سنگ‌ها هستند. ترکیب پیروکسن‌ها دیوپسید و اوژیت بوده و از دیدگاه ژرفای پیدایش، در پهنه‌هایی با ژرفای متوسط تا کم پدید آمده است. سنگ‎های آتشفشانی کوه گورگور از دیدگاه سری ماگمایی کالک‌آلکالن بوده و آن‌چنان که گفته شد در پهنه زمین‌ساختی وابسته به کمان‌های قاره‌ای جای می‌گیرند. با توجه به نمودارهای چند عنصری پیشنهادشده و برپایه هماهنگی پراکندگی عناصر REE و عناصر ناسازگار وابستگی زایشی این سنگ‎ها به یکدیگر آشکار است. افزون‌بر این، در نمودار چندعنصری به‌هنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه Sun و McDonough (1989)، غنی‌شدگی LILE همراه با تهی‌شدگی Nb، Ta و Ti در نمونه‎های آتشفشانی کوه گورگور نشان‌دهنده خاستگاه گوشته‌ای وابسته به پهنه‌های فرورانش است (Dostal et al., 2001). تهی‌شدگی عنصرSr پیامد جانشینی آن با Ca و K در فلدسپارهاست. آنومالی کمابیش منفیP پیامد فاز فرعی آپاتیت است و کانیهای تیتانیم‌دار (مانند اسفن) آنومالی منفی Ti را در پی داشته‌اند (Wilson, 1989). آنومالی منفی تیتانیم بیشتر به پهنه‌های وابسته به فرورانش نسبت داده شده است. با افزوده‌شدن Ti به ساختمان کانی‎هایی مانند تیتانومگنتیت در مراحل نخستین جدایش بلورین (تفریق)، این آنومالی پدید می‌آید. همان‌گونه‌که در شکل 15 دیده می‌شود، عناصر LILE (مانند: Rb، K و Th) و عناصر LREE (مانند: Nd، Ce، La) در برابر HFSE (مانند: Nb، Hf، Zr، Sm، Y, و Yb) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی از عناصر LREEs و تهی‌شدگی از HFSE می‌تواند نشان‌دهنده فعالیت ماگمایی کمان‌های آتشفشانی باشد. نسبت Nb/Th (15/1 تا 42/1) در این نمونه‎ها نزدیک به نسبت‌هایی است که Sun (1980) برای کمان‌های آتشفشانی گزارش‌ کرده است. از سوی دیگر، برپایه نسبت Zr/Nb نیز می‌توان پهنه‌های فرورانش و کوهزایی را از پهنه‌های غیرکوهزایی جدا کرد. بدین‌گونه‌که اگر نسبت Zr/Nb در سنگ‎ها بزرگ‌تر از 10 باشند نشان‌دهنده ماگماتیسم وابسته به خاستگاه تغییریافته در هنگام فرورانش است؛ اما اگر این نسبت کوچک‌تر از 10 باشد نشان‌دهنده خاستگاه غیرکوهزایی است (Sommer et al., 2005). این نسبت در سنگ‎های منطقه دارای محدوده 12 تا 21 است. نسبت Ba/La نیز شاخص شناسایی پهنه پیدایش است. این نسبت برای NMORB برابر 4-10، برای EMORB و بیشتر بازالت‌های درون‌صفحه‌ای برابر 15-10 و برای سنگ‎های آتشفشانی مرز صفحه‌های همگرا بیش از 15 است (Gill, 1981). مقدار نسبت گفته‌شده در کمان‌های آتشفشانی بیشتر از پهنه‌های کششی و پهنه‌های پشت‌کمان است (Gill, 1981). در سنگ‎های آتشفشانی این منطقه این نسبت در محدوده 18 تا 29 است و نشانه وابستگی ماگماتیسم منطقه به پهنه‌های کمانی است.

 

نتیجه‌گیری

کوه گورگور از مهم‌ترین مراکز آتشفشانی- نفوذی در منطقه تکاب است که در محدوده میان کانسارهای طلای به‌نام ایران (مانند: زرشوران و آق‌دره) جای گرفته است. سنگ‌های آتشفشانی بازالتی - آندزیتی بخش بزرگی از محدوده را در برگرفته و بیشتر آنها با محلول‌های هیدروترمال دگرسان شده‌اند. بافت آنها بیشتر پورفیری، با زمینه‌ دانه‌ریز و گاه بافت گلومروپورفیری است. مجموعه کانی‎های سازنده این سنگ‎ها شامل کانی روشن پلاژیوکلاز و کانی‎های تیره‌ای مانند الیوین و پیروکسن هستند. کلسیت، کلریت، سریسیت و کانی‎های کدر به‎صورت فرعی شناسایی شدند. برپایه بررسی‎های شیمی کانی‌ها، کلینوپیروکسن‌ها دیوپسید - اوژیت هستند. همچنین، کلینوپیروکسن‌ها سرشت کالک‌آلکالن دارند و در ژرفای متوسط تا کم و در هنگام بالآمدن ماگما پدید آمده‌اند. پلاژیوکلازها نیز در دو محدوده ترکیبی آندزین و آلبیت- الیگو‌کلاز جای گرفته و دارای منطقه‌بندی نوسانی و عادی هستند. سنگ‎های آتشفشانی کوه گورگور دارای سرشت کالک‌آلکالن بوده و در نمودارهای شناسایی خاستگاه زمین‌ساختی در پهنه زمین‌ساختی وابسته به کمان قاره‌ای جای گرفته‌اند. غنی‌شدگی LILE همراه با تهی‌شدگی Nb، Ta و Ti در نمونه‎های آتشفشانی کوه گورگور می‌تواند نشانه خاستگاه گوشته‌ای وابسته به پهنه‌های فرورانش باشد. در سنگ‎های این منطقه عناصر Pb، K، Th و U غنی‌شدگی نشان می‌دهند که می‌تواند پیامد مشارکت بخش‌های گوشته‌ای یا آلایش ماگمایی در هنگام پیدایش آنها باشد. از یک‌سو شواهد ناحیه‌ای و جایگیری این منطقه در مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر و از سوی دیگر، شواهد زمین‎شیمیایی گفته‌شده، همگی نشان‌دهنده محیط پیدایش وابسته به پهنه‌های فرورانش (فرورانش اقیانوس نئوتتیس) برای سنگ‎های آتشفشانی کوه گورگور هستند. ازاین‌رو، این سنگ‌های آتشفشانی در پی ماگماتیسم گسترده سنوزوییک پدید آمده‌اند.



منابع

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnant in the northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin 103(8): 983-992.

Alavi, M. (2007) Structures of the Zagros fold–thrust belt in Iran. American Journal of Science 307: 1064–1095.

Aoki. K., Shiba, I. (1973) Pyroxene from lherzolite inclusions of Itinome-gata, Japan. Lithos 6(1): 41-51.

Berberian, F., Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Zagros–Hindu Kush–Himalaya Geodynamic Evolution (Eds. Gupta, H. K. and Delany, F. M.) Geodynamics Series 3: 5–32. American Geophysical Union.

Berberian, F., Muir, I. D., Pankhurst, R. J. and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andean type plutonic activity in northern Makran and central Iran. Journal of Geological Society of London 139: 605–614.

Daliran, D. (2007) the carbonate rock-hosted epithermal gold deposit of Agdarreh, Takab geothermal field, NW Iran hydrothermal alteration and mineralization. Mineralium Deposita 43(4): 383–404.

Deer W. A., Howie R. A. and Zussman J. (1991) An introduction to the Rock forming minerals. Longman, London, UK.

Dostal, J., Church, B. N., Reynolds, P. H. and Hopkinson, L. (2001) Eocene volcanism in the Buck Creek basin, central British Colombia: transition from arc to extensional volcanism. Journal of Volcanology and Geothermal research 107(1):149-170.

Ghorbani, M. (2013) The Economic Geology of Iran (Mineral Deposits and Natural Resources). Springer, Netherlands.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, Berlin, Germany.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59: 139-154.

Mehrabi, B., Yardley, B. W. D. and Cann, J. R. (1999) Sediment-hosted disseminated gold mineralization at Zarshuran, NW Iran. Mineralium Deposita 34(7): 673-696.

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. The Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxene. Mineralogical Magazine 52: 535-555.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38(5):757-775.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149-160.

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks and determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19(2): 290-300.

Pearce, T. H., Gorman, B. E. and Birkett, T. C. (1975) The TiO2–K2O–P2O5 diagram: A method of discriminating between oceanic and non-oceanic basalts. Earth and Planetary Science Letters 24(3): 419-426.

Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxenes from deep-sea basalts. American Mineralogist 64: 501-513.

Shervais, J. W. (1982) Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas, Earth and Planetary Science Letters 59(1): 101-118.

Sommer, C. A., de-Lima, E. F., Stoll Nardi, L. V., Graciano Figueiredo, A. M. and Pierosan, F. (2005) Potassic and low- and high-Ti mildly alkaline volcanism in the Neoproterozoic Ramada Plateau, southernmost Brazil. Journal of South American Earth Sciences 18(3): 237–254.

Sun, S. S. (1980) Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A 297: 409-445.

Sun, S. S.  and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42: 313-345. Geological Society, London.

Thompson, R. N. (1982) British tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18:49-107.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hyman, London, UK.

Winchester, J.A. and Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile element. Chemistry Geological 20(4): 325-343.

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 and Planetary Science Letters 50(1): 11–30.

 

 

 

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnant in the northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin 103(8): 983-992.

Alavi, M. (2007) Structures of the Zagros fold–thrust belt in Iran. American Journal of Science 307: 1064–1095.

Aoki. K., Shiba, I. (1973) Pyroxene from lherzolite inclusions of Itinome-gata, Japan. Lithos 6(1): 41-51.

Berberian, F., Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Zagros–Hindu Kush–Himalaya Geodynamic Evolution (Eds. Gupta, H. K. and Delany, F. M.) Geodynamics Series 3: 5–32. American Geophysical Union.

Berberian, F., Muir, I. D., Pankhurst, R. J. and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andean type plutonic activity in northern Makran and central Iran. Journal of Geological Society of London 139: 605–614.

Daliran, D. (2007) the carbonate rock-hosted epithermal gold deposit of Agdarreh, Takab geothermal field, NW Iran hydrothermal alteration and mineralization. Mineralium Deposita 43(4): 383–404.

Deer W. A., Howie R. A. and Zussman J. (1991) An introduction to the Rock forming minerals. Longman, London, UK.

Dostal, J., Church, B. N., Reynolds, P. H. and Hopkinson, L. (2001) Eocene volcanism in the Buck Creek basin, central British Colombia: transition from arc to extensional volcanism. Journal of Volcanology and Geothermal research 107(1):149-170.

Ghorbani, M. (2013) The Economic Geology of Iran (Mineral Deposits and Natural Resources). Springer, Netherlands.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, Berlin, Germany.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59: 139-154.

Mehrabi, B., Yardley, B. W. D. and Cann, J. R. (1999) Sediment-hosted disseminated gold mineralization at Zarshuran, NW Iran. Mineralium Deposita 34(7): 673-696.

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. The Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxene. Mineralogical Magazine 52: 535-555.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38(5):757-775.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149-160.

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks and determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19(2): 290-300.

Pearce, T. H., Gorman, B. E. and Birkett, T. C. (1975) The TiO2–K2O–P2O5 diagram: A method of discriminating between oceanic and non-oceanic basalts. Earth and Planetary Science Letters 24(3): 419-426.

Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxenes from deep-sea basalts. American Mineralogist 64: 501-513.

Shervais, J. W. (1982) Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas, Earth and Planetary Science Letters 59(1): 101-118.

Sommer, C. A., de-Lima, E. F., Stoll Nardi, L. V., Graciano Figueiredo, A. M. and Pierosan, F. (2005) Potassic and low- and high-Ti mildly alkaline volcanism in the Neoproterozoic Ramada Plateau, southernmost Brazil. Journal of South American Earth Sciences 18(3): 237–254.

Sun, S. S. (1980) Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A 297: 409-445.

Sun, S. S.  and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42: 313-345. Geological Society, London.

Thompson, R. N. (1982) British tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18:49-107.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hyman, London, UK.

Winchester, J.A. and Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile element. Chemistry Geological 20(4): 325-343.

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 and Planetary Science Letters 50(1): 11–30.