سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و سنگ‌زایی سنگ‌های نوار آتشفشانی شمال تبریز (شمال‌باختری ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

چکیده

سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‌شده‌ در 35 کیلومتری شمال‏‌باختری تبریز جای دارند و شامل داسیت، آندزیت، آندزیت بازالت و بازالت هستند. از دیدگاه زمین‏‌شناسی ساختاری، این منطقه بخشی از پهنه البرز باختری– آذربایجان به‌شمار می‏‌رود. در آذربایجان و شمال‏‌باختری ایران، آغاز فوران‏‌های آتشفشانیبا سن پلیو- کواترنری با خروج انفجاری مواد آتشفشانی با ترکیب اسیدی و حد واسط همراه بوده است. پایانی‌ترین مرحله و جوان‌ترین فعالیت آتشفشان با خروج گدازه‏‌های بازالتی از راه شکستگی‌ها و گسل‏‌ها روی داده است که در مجموع با ساختار لایه‌لایه روی هم دیده می‌شوند. گدازه‏‌های بازالتی با ساخت منشوری سنگ‌های آذرآواری پلیو- پلیستوسن و گدازه های آندزیتی را پوشانده‏‌اند. کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها عبارتند از: الیوین، پلاژیوکلاز، آمفیبول و پیروکسن. در این سنگ‏‌ها، بافت‏‌های میکرولیتیک پورفیریک، هیالومیکرولیتیک پورفیریک، گلومروپورفیریک و بافت کومولایی را می‌توان شناسایی کرد. در نمودارهای شناسایی سری ماگمایی، نمونه‏‌ها متعلق به دو سری ماگمایی کالک‌آلکالن و آلکالن هستند و ویژگی‏‌های ماگماتیسمی بایمودال را نشان می‏‌دهند. ردیف‌های آتشفشانیِ بررسی‌شده یک سری معکوس آتشفشانی را نشان می‏‌دهد که که از ویژگی‏‌های ولکانیسم بایمودال به‌شمار می‏‌رود. نمودارهای چندعنصری بهنجارشده به‌ترکیب‌های کندریت و گوشته اولیه برای سنگ‏‌های منطقه نشان‌دهندة غنی‌شدگی از عنصرهای LREE و LILE و تهی‌شدگی از HREE و HFSE (مانند: Ti، Nb و Ta یا TNT) هستند. برپایه نمودارهای عناصر کمیاب La در برابر La/Sm و La/Yb در برابر Y، ماگمای سازنده سنگ‏‌های بازیک می‏‌تواند از نرخ پایین ذوب‌بخشی گوشته‌ای گارنت لرزولیتی پدید آمده باشد. با بالاآمدن و جایگیری چنین ماگمایی در بخش‌های بالایی‌تر پوسته و در پی ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای، مواد آتشفشانی اسیدی و حد واسط پدید آمده است. نمودارهای زمین‌ساختی‌ ماگما نشان می‏‌دهند که این سنگ‏‌ها در کمان‌‌های آتشفشانی پسابرخوردی پدید آمده‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrology, geochemistry and petrogenesis of volcanic band rocks in North of Tabriz, NW Iran

نویسندگان [English]

  • Mahdiyeh Fazelihagh
  • Nasir Amel
  • Ahmad Jahangiri
Department of Earth Sciene, Natural Science Faculty, Tabriz University, Tabriz, Iran
چکیده [English]

The studied volcanic rocks are located in 35 km North West of Tabriz and consists of dacite, andesite, basalt and basaltic andesite. Based on structural geology evidences, this area is part of west Alborz – Azerbaijan zone. Plio - Quaternary volcanism is started with explosive eruptions of acidic and intermediate materials and in last and young stage basaltic lava erupted from faults and fractures that are visible with layered structure. Prismatic basaltic lavas covered pyroclastic rocks and andesitic lavas. The main constituent minerals in these rocks are olivine, plagioclase, amphibole and pyroxene. In the diagram to determine the magmatic series, samples belong to two magmatic series calc-alkaline and alkaline and show characteristics of bimodal magmatism. Studied volcanic sequence show a reverse volcanic series that it is results of characteristics of bimodal volcanism. In spider diagrams which normalized with chonderite and primitive mantle  amounts, these rocks show enrichment of HREE and HFSE elements and depletion of LREE and LILE like Ti, Nb and Ta (TNT). According to the trace elements diagrams La to La / Sm and La / Yb to Yb ratio, magma genesis can be formed from a low rate of partial melting of garnet lherzolite mantle and with ascending and emplacement of magma in the upper level of the crust partial melting of crustal rocks produced acidic and intermediate volcanic materials. Tectonomagmatic diagrams show that these rocks formed in post collision volcanic arcs. 

کلیدواژه‌ها [English]

  • volcanic rocks
  • bimodal magmatism
  • garnet lherzolite
  • post collision
  • NW Iran

برپایه پهنه‌بندی Alavi و همکاران (1997)، محدوده بررسی‌شدهدر پهنه ماگمایی البرز جای دارد. در منطقه آذربایجان و شمال‏‌باختری ایران، فعالیت‏‌های آتشفشانی پلیو- کواترنری از میانه‌های نئوژن تا پایان دوران چهارم از گسترش چشمگیری برخوردار بوده‏‌اند. شمال‏‌باختری ایران و منطقه آذربایجان در پی ادامه همگرایی صفحه‌های عربی و اوراسیا پس از برخورد، دچار سازوکارهای زمین‌ساختیِ فشارشی بوده‌اند و در پی کوتاه‌شدگی و ضخیم‌شدگی پوسته‏‌ای، بالاآمدگی چشمگیری پیدا کرده‌اند (Sengor and Yilmaz, 1981; Deway et al., 1986). در پی بالاآمدگی منطقه‏‌ای که اوج آن در پلیوسن بوده است، ماگماتیسم پسابرخوردی در این مناطق رخ داده است. گسل‏‌ها و شکستگی‏‌های جدید و فعال‌شدن سیستم‏‌های گسلی راستالغز پیشین و بازشدگی و کشش در راستای محور چین‏‌های جوان در منطقه، امکان خروج گدازه‏‌های پرحجم و گسترده‏‌ای در آذربایجان و شمال‏‌باختری ایران را فراهم کرده‌اند (Pearce et al., 1990).

برپایه بررسی‌های Amel (1995)، در منطقه بررسی‌شده، سنگ‏‌های آتشفشانی به‌صورت واحدهای سنگی لایه‌لایه با ستبرایی نزدیک به‌ 700 متر و گسترش خطی و نواری (با روند شما‌ل‌باختری– جنوب‌خاوری) بوده و دارای مرز گسله با سنگ‏‌های رسوبی سازند قرمز بالایی (با سن نسبی الیگومیوسن) هستند. به احتمال بالا این سنگ‌ها پیامد یک فوران شکافی هستند.

برپایه بررسی‌های Amel و همکاران (2007)، سنگ‌های آتشفشانیِ یادشده دارای تنوع سنگ‌شناختی سیستماتیک، از قاعده تا رأس هستند. این سنگ‌ها شامل مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های انفجاریِ اسیدی و حد واسط در قاعده تا روانه‏‌های گدازه‏‌ای بازیک در بلندی‌ها بوده و سری معکوس آتشفشانی را به نمایش می‏‌گذارند.

هدف این پژوهش بررسی و تفسیر سازوکار پیدایش سنگ‏‌های منطقه منور با نگرشی به خاستگاه بایمودال آنها و پیشنهاد جایگاه زمین‌ساختی این سنگ‏‌ها با استفاده از یافته‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب است.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة بررسی‌شده در روستای سهرل در 35 کیلومتری شمال‌باختری تبریز و در استان آذربایجان شرقی است. این منطقه در میان طول‏‌های جغرافیایی "2´6°46 تا "50´18°46 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی "45´9°38 تا "34´22°38 شمالی جای دارد (شکل 1). واحدهای سنگیِ این منطقه به‌موزات گسل تبریز و با روند شمال‏‌باختری - جنوب‏‌خاوری با درازایی نزدیک به 20 کیلومتر جای گرفته‏‌اند. فوران‏‌های آتشفشانی در این منطقه به‌صورت شکافی و همراه با دوره‏‌های انفجار و آرامش فراوان بوده است. برپایه یافته‌های چینه‌شناسی، دو مرحله آشکار و متفاوت آتشفشانی در این منطقه پیشنهاد داده می‌شود (Amel, 1995). در مرحله نخست، آتشفشان دارای فعالیت انفجاری به‌همراه با خروج پیروکلاست‏‌ها (مانند: خاکسترهای آتشفشانی، بمب‏‌ها و روانه‏‌های گدازه) بوده و واحدهای سنگی داسیتی را پدید آورده است (شکل 2- A). در لابلای این واحدها، رسوب‌های آبرفتی و آذرآواری نیز دیده می‌شوند که نشان‌دهندة دوره‏‌های آرامش و توقف در فعالیت آتشفشان است. پس از این مرحله‌ها و در ادامه فعالیت آتشفشان گدازه‌های آندزیتی، آندزیت‌بازالت‏‌ها پدید آمده‌اند‌ و در پایان، گدازه‏‌های الیوین‌بازالتی با ساختار منشوری بر روی واحدهای پیشین با سن کواترنر جای گرفته‏‌اند (شکل 3). در پی دمای بالای گدازه بازالتی، واحد اپی‌کلاستیک زیر آن پخته شده و خاک فسیل ساخته شده است. رنگ سرخ نهشته‌های اپی‌کلاستیک را می‌توان از فاصله دور نیز شناسایی کرد (شکل‌های 2- B و 2- C). بلندای ستون‏‌های منشوری بازالتی در منطقه تا 15 متر و پهنای آنها تا 5/1 متر نیز می‏‌رسد (شکل 2- D). در شکل 3، نقشه زمین‌شناسی این منطقه در نقشه زمین‌شناسی تبریز (با مقیاس 1:100000) نشان داده شده است.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی 1:100000 تبریز، با تغییراتی پس از Eftekhar Nezhad و همکاران (1993)

 

 

شکل 2- A) واحدهای سنگی داسیتی در نوار آتشفشانی شمال تبریز (شمال‌باختری ایران) (دید رو به شمال)؛ B و C) جایگیری سنگ‌های بازالتی بر روی واحدهای آبرفتی و پیدایش خاک فسیل با رنگ سرخ (دید رو به شمال‏‌باختری؛ D) ستون‏‌های منشوری و خاک فسیل زیر آن (دید رو به شمال)

 

 

شکل 3- تصویر ماهواره‏‌ای از واحدهای آتشفشانی شمال تبریز (شمال‌باختری ایران)

 

 

روش انجام پژوهش

این کار پژوهشی در دو مرحله صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده است. در برنامه صحرایی، ویژگی‏‌های سنگ‌شناسی و تغییرات لیتولوژیک سنگ‌ها بررسی شدند. بر پایه تغییرات دیده‌شده، 35 نمونه سنگی برای بررسی‏‌های سنگ‌شناختی برداشت شدند. از نمونه های برداشت‌شده 20 مقطع نازک تهیه و بررسی شد. در این پژوهش، 12 نمونه سنگی با کمترین میزان دگرسانی برگزیده شدند. سپس سنجش عنصرهای اصلی در آنها با روش XRF و عنصرهای فرعی و خاکی نادر با روش ICP-MS برای 3 نمونه در آزمایشگاه کانساران بینالود و 9 نمونه در آزمایشگاه Chemex ALS کشور کانادا انجام شد و داده‌های آنالیزی به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های شیمیایی تجزیه سنگ‏‌های منطقه منور (شمال تبریز) به روش XRF و ICP-MS (اکسیدها برپایه درصد وزنی و عنصرهای دیگر برپایه ppm)

Rock Type

Dacite

 

 

 

Andesite

 

 

 

 

Andesite-Basalt

Basalt

 

Sample No.

MB20

MB14

MB4

MB15

MB3

MB19

MB16

MB18

MB13

MB17

MB12

MB91

SiO2

66.65

65.44

63.91

63.56

62.81

62.18

62.02

58

55.92

51.99

47.17

45.26

TiO2

0.52

0.71

0.561

0.64

0.581

0.67

0.68

0.85

0.85

0.97

2.12

1.728

Al2O3

16.05

14.03

16.25

16.8

16.42

16.45

16.37

17.14

17.29

16.07

14.49

13.56

Fe2O3

3.13

3.89

3.77

4.02

3.81

5.34

4.42

6.7

7.29

9.01

11.17

10.42

MgO

1.79

2.33

2.71

0.78

2.81

1.28

2.73

3.08

3.05

5.21

7.28

7.62

MnO

0.04

0.05

0.063

0.06

0.049

0.06

0.07

0.17

0.14

0.13

0.15

0.133

CaO

3.66

4.39

4.74

5.34

5.03

4.75

5.04

6.97

6.9

9.29

8.96

10.61

Na2O

5.33

5.26

4.29

4.22

4.85

4.06

5.03

4.02

3.31

3.23

3.97

3.11

K2O

1.79

1.79

2.03

1.75

1.39

3.06

1.8

1.61

1.95

0.75

1.41

1.79

P2O5

0.19

0.45

0.296

0.25

0.211

0.26

0.33

0.28

0.24

0.26

1.04

0.752

L.O.I.

0.64

1.45

1.11

0.87

1.84

1.1

1.4

0.96

1.67

1.5

1.79

4.75

Total

99.79

99.79

99.73

98.29

99.80

99.21

99.89

99.78

98.61

98.41

99.55

99.73

V

54

82

80

112

85

115

88

155

188

257

238

213

Cr

50

40

62

10

83

20

70

20

10

140

230

212

Co

8.9

12.3

13.1

7

14.4

11.5

13.7

15.2

21.4

25.3

42.1

30.1

Ni

22

23

46

5

60

5

64

5

5

30

185

129

Cu

23

22

35

15

21

32

24

22

84

52

59

66

Zn

48

61

57

72

60

67

63

92

108

91

138

120

Rb

41.5

43

31

45

32

73.7

41

43.3

60.9

9.8

22.5

24

Sr

657

1020

859

616

894

609

736

566

479

550

1170

1574

Y

5.8

8.6

8.3

15.7

9.1

15.6

10.1

18.8

24.4

20

18.7

17.4

Zr

107

136

69

133

106

165

124

134

155

98

171

134

Nb

9.2

20

11.4

8.3

10.4

13.6

14.1

8.6

9.6

6.5

35.3

13.8

Cs

1.29

0.93

2.1

1.37

1.8

2.99

2.06

2.33

2.97

0.41

3.07

1.2

Ba

635

669

687

1085

627

1235

711

855

917

786

873

944

La

20.1

38.3

22

21.9

24

32.5

27.3

24.6

26.2

19.7

49.2

63

Ce

39.4

70.2

41

42

45

57.6

49.5

46.4

50.8

39.5

103.5

116

Pr

4.66

7.88

3.97

4.96

4.15

6.55

5.56

5.52

6.07

4.76

12.85

11.9

Nd

17.2

27.9

18.7

19.5

19.5

22.7

19.2

20.8

23

20.1

49.1

53.7

Sm

2.56

4.45

3

3.72

3.21

3.94

3.36

4.31

4.73

4.37

8.47

9.06

Eu

0.72

1.08

0.94

1.01

1.01

1.09

1.06

1.24

1.24

1.22

2.51

2.72

Gd

2.19

3.53

2.61

3.31

2.86

3.64

3.1

3.74

4.3

4.09

6.56

7.55

Tb

0.27

0.41

0.34

0.5

0.37

0.48

0.35

0.6

0.72

0.66

0.87

0.86

Dy

1.25

1.84

1.62

2.97

1.79

2.91

2.02

3.65

4.39

3.95

4.28

4.31

Er

0.62

0.87

0.76

1.64

0.84

1.71

1.07

1.97

2.6

2.27

1.97

1.94

Tm

0.07

0.12

0.1

0.24

0.1

0.24

0.15

0.31

0.43

0.34

0.28

0.22

Yb

0.52

0.71

0.8

1.63

0.9

1.53

0.84

2.14

2.65

1.89

1.5

1.8

Lu

0.07

0.1

0.12

0.24

0.13

0.25

0.12

0.32

0.4

0.3

0.21

0.22

Hf

2.9

3.5

1.6

3.6

2.25

4.3

3.3

3.5

4.3

2.8

4.3

2.24

Ta

0.5

1

0.67

0.5

0.51

0.7

0.8

0.4

0.7

0.3

1.9

0.67

Pb

11

14

11

14

11

15

12

15

12

7

7

8

Th

6

9.63

6.25

6.5

6.51

9.77

7.58

7.28

9.42

3.26

5.33

6.98

U

2.02

2.83

1.7

2.23

1.7

3.61

2.13

2.43

2.86

0.73

1.18

1.5

W

1

1

1.3

1

1.3

1

2

1

6

1

2

0.8

Na2O+K2O

7.12

7.05

6.32

5.97

6.24

7.12

6.83

5.63

5.26

3.98

5.38

4.9

Zr/TiO2

205.76

191.54

122.99

207.81

182.44

246.26

182.35

157.64

182.35

101.03

80.66

77.54

Zr/Al2O3

6.66

9.96

4.24

7.91

6.45

10.03

7.57

7.81

8.96

6.09

11.8

9.88

TiO2/Al2O3

0.032

0.05

0.034

0.038

0.035

0.04

0.047

0.049

0.049

0.06

0.14

0.127

Ce/P2O5

207.36

156

138.51

168

213.27

221.53

150

165.71

208.66

151.92

99.51

154.25

TiO2/100

0.0052

0.0071

0.0056

0.0064

0.0058

0.0067

0.0068

0.0085

0.0085

0.0097

0.0021

0.0017

La/Yb

38.65

53.94

27.5

13.43

26.66

27.24

32.5

11.49

9.88

10.42

32.8

35

La/Sm

4.78

8.6

7.33

5.88

7.47

8.24

8.125

5.7

5.53

4.5

5.8

6.95

Hf*10

29

35

16

36

22.5

43

33

35

43

28

43

22.4

Zr*3

321

408

207

399

318

495

372

402

465

294

513

402

Nb*5

46

100

57

41.5

52

68

70.5

43

48

32.5

76.5

69

 


سنگ‌نگاری

برای شناخت دقیق سنگ‏‌ها و ویژگی‏‌های کانی‏‌شناختی آنها، بررسی‌های میکروسکوپی انجام شده است. هدف نهایی سنگ‌نگاری و رده‏‌بندی سنگ‏‌ها پی‌بردن به چگونگی پیدایش سنگ‏‌ها و شناسایی فرایندهایی است که نشانه‌های آنها در کانی‏‌ها و بافت سنگ‏‌ها برجای مانده است. به‌طورکلی، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه سهرل، بیشتر به‌صورت سنگ‏‌های داسیتی، آندزیتی، آندزیت بازالتی و بازالتی رخنمون یافته‏‌اند. برپایه این نکته، سنگ‏‌های منطقه را می‏‌توان در دو گروه سنگ‏‌های اسیدی– حد واسط و سنگ‏‌های بازیک رده‌بندی کرد.

سنگ‏‌های اسیدی: این سنگ‏‌ها در برگیرنده داسیت‏‌ها بوده و بیشتر به‏‌صورت آگلومراها و گدازه‏‌های داسیتی هستند. بلورهای درشت‌بلور و ریزبلور کوارتز در خمیره و فنوکریست‏‌های شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز از کانی‏‌های اصلی سازنده این سنگ‌ها هستند. این کانی‌ها در زمینه دانه‌ریزی از پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار دیده می‌شوند. بیشتر پلاژیوکلازها نشان‏‌دهنده زونینگ نوسانی و ماکل پلی‌سنتتیک هستند (شکل‌های 4‌- C و 4- A). به باور برخی پژوهشگران، زونینگ نوسانی پیامد فرآیند آمیزش ماگمایی و یا نبود تعادل کامل در هنگام تبلور است (Shelley, 1993). بیشتر پلاژیوکلازها بافت غربالی دارند و این بافت در پی کاهش فشار در مرکز و کناره‏‌های بلور پدید آمده و یک بافت ناتعادلی به‌‌شمار می‏‌آید (Shelley, 1993) (شکل 4- B). کلینوپیروکسن در روانه‏‌های داسیتی کانی فرعی بوده و شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و از نوع اوژیت است (شکل‌های 4- C و 4- A). کانی هورنبلند شکل‏‌دار و بی‏‌شکل، با ساخت منطقه‌بندی (شکل 4- D) و کناره‌های سوخته بوده و فراوانی آن از پیروکسن‏‌ها کمتر است (شکل‌های 4- E و 4- A). کناره‌های سوخته آمفیبول‏‌ها نشان‏‌دهنده فوگاسیتة اکسیژن بالا، فشار بخار آب بالا در هنگام تبلور، دمای بالا (در پی فرایندهای اکسیداسیون گدازه) و ازدست‌رفتن آب در هنگام فوران هستند (Shelley, 1993). بافت سنگ‏‌ها هیالوپورفیریک و پورفیریک است. بافت پورفیری بیشتر از نوع سری‏‌ایتی است.

سنگ‏‌های حد واسط: این گروه از سنگ‏‌ها شامل آندزیت‏‌ها و آندزیت‌بازالت‏‌ها هستند. سنگ‏‌های آندزیت و آندزیت‌بازالت به‏‌صورت برش‏‌های آتشفشانی و روانه‏‌های گدازة مربوط به مرحله نخست فعالیت آتشفشانی هستند. این سنگ‏‌ها در نمونه دستی به‌رنگ خاکستری روشن دیده می‏‌شوند و پرحجم‌ترین و گسترده‌ترین فراورده‌های آتشفشانی پلیو- کواترنری در این منطقه هستند. در مقطع‌های میکروسکوپی کانی اصلیِ آندزیت‏‌ها و آندزیت‌بازالت‏‌ها پلاژیوکلاز است که هم به‏‌صورت درشت‌بلورهای شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌دار و یا به‏‌صورت ریزبلور و میکرولیت در خمیره سنگ دیده‌ می‌شود (شکل 4- F). کلینوپیروکسن اوژیت هم به‏‌صورت درشت‌بلور و هم به‏‌صورت ریزبلور در زمینه سنگ دیده می‏‌شود (شکل 4- F). پلاژیوکلازها زونینگ نوسانی و بافت غربالی دارند (شکل 4- F). پس از کانی پلاژیوکلاز، هورنبلندهای شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌دار از کانی‌های اصلی به‌شمار می‏‌روند. برخی آمفیبول‏‌ها و پلاژیوکلازها دارای کناره‌های تحلیل‌رفته هستند (شکل 4- F)، که می‏‌تواند پیامد تغییرات فشار و یا نبود تعادل شیمیایی فنوکریست‏‌ها با ماگمای سازنده در هنگام خروج گدازه دانسته شود (Shelley, 1993). بافت این سنگ‌ها پورفیری است.


 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های منطقه سهرل (شمال تبریز): A) فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز با زونینگ نوسانی و ساخت منطقه‏‌ای همراه با کلینوپیروکسن و هورنبلند (در نور XPL)؛ B) کلینوپیروکسن‏‌های اوژیتی همراه با پلاژیوکلازهایِ دارای بافت غربالی (در نور XPL)؛ C) کلینوپیروکسن اوژیتی در روانه‏‌های داسیتی (در نور XPL)؛ D) هورنبلند با ساخت منطقه‏‌ای در زمینه‏‌ای از میکرولیت‏‌های ریز پلاژیوکلاز و پیروکسن (در نور XPL)؛ E) هورنبلند با کناره‌های سوخته همراه با پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و کانی‏‌های کدر (در نور XPL)؛ F) هورنبلندهایی با کناره‌های خورده‌شده و کانی‏‌های کدر ریزبلور (در نور PPL)؛ G) درشت‌بلورهای الیوین در یک زمینه دانه‌ریز از پلاژیوکلاز و پیروکسن، با بافت گلومرو پورفیری و به‌همراه کانی‌های کدر ریز در خمیره میکرولیتی (در نور XPL)؛ H) درشت‌بلورهای الیوین ایدنگسیتی‌شده (در نور PPL)؛‌ I) جای خالیِ الیوین که با زئولیت و اکسیدهای آهن پر شده‏‌ است (در نور XPL)

 

 

سنگ‏‌های بازیک: در پایانی‌ترین مرحله فعالیت آتشفشانی پلیو- کواترنری، گدازه‏‌های الیوین‌بازالتی فوران کرده‌اند. بیشتر این گدازه‏‌ها دارای ساخت منشوری هستند و در نمونه‏‌های دستی نیز به رنگ سیاه همراه با لکه‏‌های قهوه‏‌ای‌رنگی دیده می‌شوند. رنگ قهوه‌ای نشان‌دهنده الیوین‏‌های ایدنگسیتی شده است. گدازه‌های بازالتی در بلندی‌های منطقه و روی گدازه های آندزیتی جای گرفته‌اند. کانی‏‌های کدر کانی فرعی و ریزبلور در زمینه سنگ هستند (شکل 4- G). درشت‌بلورهای الیوین کانی اصلی بازالت‏‌هاست. این کانی شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌دار بوده و در یک خمیره ریزبلور میکرولیتیِ ساخته‌شده از پلاژیوکلاز و پیروکسن دیده می‌شود (شکل 4- G). الیوین‏‌ها بیشتر ایدنگسیتی شده‌اند و به رنگ قهوه‏‌ای آجری دیده می‏‌شوند (شکل 4- H). گاه الیوین‏‌های تجزیه‌شده کلسیت، زئولیت و اکسیدهای آهن پرشده‏‌اند (شکل 4- I). بیشتر پیروکسن‏‌ها ریزبلور و میکرولیت هستند و به‌همراه پلاژیوکلازها در خمیره دیده می‌شوند (شکل‌های 4- I و 4- G). کانی تیره نیز شامل ریزبلورهای مگنتیت است.

بافت‏‌ این گروه از سنگ‏‌ها بیشتر هیالومیکرولیتیک‌پورفیریک، میکرولیتیک‌پورفیریک و بافت گلومروپورفیری است. بافت‏‌های میکرولیتیک‌پورفیری نشان‏‌دهنده انجماد و تبلور دو مرحله‏‌ای هستند. در این بافت‌ها، درشت‌بلورها در ژرفای بسیار متبلور شده‌اند و همراه با بالاآمدن پرشتاب ماگما، مرحله بعدی تبلور با پیدایش میکرولیت‏‌ها و شیشه روی داده است. بافت گلومروپورفیری نشان‌دهندة بالاآمدن پرشتاب ماگما بوده و پیامد انباشته‌شدن بلور‌های کمابیش درشت در کنار یکدیگر است. ساختار منطقه‏‌ای، بافت غربالی، کناره‌های سوخته و خوردگی کناره‌ها نشان‏‌دهنده شرایط ناپایدار در محیط تبلور هستند و شاید در پی بالاآمدن پرشتاب ماگما (Blatt and Tracy, 1995) و یا فرایندهای آلایش و هضم روی داده‌اند (McBirney, 2007).

 

زمین‌شیمی و سنگ‏‌زایی

برپایه داده‌های تجزیه‌ایِ به‌دست‌آمده و نمودارهای زمین‌شیمیاییِ رسم شده برای 12 نمونه از سنگ‏‌های منطقه سهرل، سرشت زمین‌شیمیایی و سنگ‏‌شناختیِ سنگ‏‌های آتشفشانی این منطقه شناسایی شد. برپایه نمودار درصد وزنی SiO2 در برابر درصد وزنی آلکالی‏‌ها (Na2O+K2O) (Cox et al., 1979)، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور در محدوده سنگ‏‌های داسیت، آندزیت، آندزیت‌بازالت و بازالت هستند (شکل 5- A). همچنین، در نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2، این سنگ‏‌ها در محدوده ساب‌آلکالن جای گرفته‏‌اند (Winchester and Floyed, 1977). سنگ‏‌های منطقه منور در این نمودار نیز در محدوده ترکیبی آندزیت، داسیت، آندزیت بازالت و آلکالی بازالت هستند (شکل 5- B).

 

 

 

شکل 5- رده‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در: A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O برپایه درصد وزنی (Cox et al., 1979؛ B) نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyed, 1977) (سنگ‏‌های بازالتی با نماد دایره‏‌ای و سنگ‏‌های داسیتی و آندزیتی با نماد مربع نشان داده شده‏‌اند)


 

 

با نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (شکل 6– A) می‌توان سری‏‌های ماگمایی را از یکدیگر شناسایی کرد. در این نمودار سنگ‏‌های آتشفشانی آندزیتی و داسیتی منطقه منور در محدوده کالک آلکالن و نمونه‌های بازالتی در محدوده آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 6– A). از آنجایی‌که واحدهای سنگی منطقه منور از سری‏‌های ماگمایی گوناگون هستند، پس فعالیت‏‌های آتشفشانی منطقه منور ویژگی ماگماتیسم بایمودال را دارند.

همچنین، چگونگی جای‌گرفتن واحدهای سنگی اسیدی و حد واسط در قاعده و سنگ‏‌های بازیک در رأس توالی آتشفشانی نشان‏‌دهنده سری معکوس آتشفشانی بوده و ویژة ولکانیسم بایمودال است (Freundt-Malecha et al., 2001). برپایه شکل 6، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور در محدوده ترکیبی سنگ‏‌های متاآلومینوس هستند (Shand, 1943).

 

 

 

شکل 6- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در: A) نمودار SiO2 در برابر K2O+Na2O (برپایه درصد وزنی) برای شناسایی سری ماگمایی (Kuno, 1968)؛ B) نمودار نسبت مولی A/CNK (Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)) در برابر A/NK (Al2O3/(Na2O+K2O)) برای شناسایی اندیس آلومینیم سنگ‌های آذرین (Shand, 1943) (نمادِ نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

 

در نمودارهای عنکبوتیِ بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (داده‏‌های Sun و همکاران، 1989)، ‏نمونه های بررسی‌شده غنی‌شدگی آشکاری در عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LILEs) (مانند: K، Pb، U، Cs و Sr) دارند، اما از عنصرهای Ti، Ta وNb تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 7- A). همچنین، تغییرات عنصر‌های کمیابِ بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Pearce, 1983) می‏‌تواند پیامد دخالت سیال‌های فرورانشی و برخاستن ماگما از گوشته‌ای غنی‌شده یا دارای آلایش ماگمایی باشد (Kurt et al., 2008) (شکل 6- B).

تهی‌شدگی از Ti نشان‏‌دهنده تمرکز فازهای تیتانیم‏‌دار در بخش‌های جدایش‌یافتة ژرف یا مقدار کم این عنصر در سنگ خاستگاه است (Pearce and Peate, 1995). همچنین، Eu در این نمونه‏‌ها آنومالی منفی دارد و نشان‏‌دهنده حضور پلاژیوکلازهای کلسیک به‌عنوان عامل کنترل‌کننده شیمی ماگما و یا نبود آنها در فاز تفاله و یا فوگاسیته بالای O2 است.

 

 

شکل 7- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در: A) نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)

 

 

 

شکل 8- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton., 1984)

 

در شکل 8، سنگ‏‌های بررسی‌شده در برابر ترکیب عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) تهی‌شدگی و در برابر عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) غنی‌شدگی نشان داده و روند افزایشی نشان می‏‌دهند.

غنی‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر سبک نسبت به عنصرهای خاکی نادر سنگین می‏‌تواند نشان‌دهندة دارابودن گارنت و پیروکسن در سنگ مادر ماگما باشد. این کانی‌ها توانسته‌اند عنصرهای خاکی نادر سنگین را در خود نگه داشته و تهی‌شدگی نمونه‏‌های بررسی‌شده را در پی داشته باشند. الگوی کمابیش هموار HREE نیز نقش دارابودن گارنت در هنگام ذوب‌بخشی خاستگاهی گارنت‌دار را نشان می‌دهد (Morata et al., 2005). همچنین، غنی‌شدگی از LREE در برابر HREE می‏‌تواند نشان‌دهندة ژرفای بسیار برای پیدایش ماگما و دارابودن گارنت در خاستگاه این ماگما و یا جدایش‌ آن باشد (Pearce, 1984).

برای ارزیابی میزان ذوب‌بخشی در این منطقه از نمودار La در برابر La/Sm (Aldanmaz et al., 2000) بهره گرفته شد. از مقایسه ترکیب گدازه‏‌ها با ترکیب ماگماهای برخاسته از لرزولیت‏‌های اسپینل‌دار یا گارنت‌دار می‏‌توان به درجه ذوب‌بخشی و سرشت گوشته خاستگاه آنها پی برد. از دیدگاه فراوانی عنصرهای La و Sm، ترکیب نمونه‏‌های بررسی‌شده همانند ماگماهای جداشده از گوشته غنی‌شده هستند و نمونه‌ها روی روند همخوان با 3 تا 9 درصد ذوب‌بخشیِ لرزولیت گارنت‌دار هستند (شکل 9).

 

 

 

شکل 9- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در نمودار La در برابر La/Sm برای اندازه‌گیری میزان ذوب‌بخشی (Aldanmaz et al, 2000) (نمادِ نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

 

برای بررسی میزان غنی‌شدگی خاستگاهِ سنگ‏‌های آذرین Sun و McDonough (1989) از عنصرهای ناسازگار Zr در برابر Nb و Zr در برابر Y بهره گرفته‌اند. برپایه تحرک بسیار کم، حتی در دگرسانی درجه بالا، کاربرد این عنصرها برای تفسیرهای سنگ‏‌زایی نمونه‏‌های دگرسان بسیار سودمند است (Mitchell and Widdowson, 1991; Widdowson et al., 2000). برپایه شکل 10، همه نمونه‏‌ها در گستره گوشته غنی‌شده جای گرفته‌اند.

برای شناسایی جایگاه زمین‌ساختیِ ماگمای سازندة گدازه‏‌های این منطقه، از نمودار Zr در برابر Y و نمودار Al2O3 در برابر TiO2 بهره گرفته شد. این نمودارها نشان‌دهندة پهنه زمین‌ساختی وابسته به کمان‏‌های ماگمایی برای سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور هستند (شکل‌های 11- A و 11- B).

 

 

 

شکل 10- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در: A) نمودار Zr در برابر Y (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار Zr در برابر Nb (Sun and McDonough, 1989)، برای شناسایی خاستگاه غنی‌شده و تهی‌شده سنگ‏‌های آذرین (نمادِ نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

شکل 11- شناسایی جایگاه زمین‌ساختیِ ماگمای سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در: A) نمودار Al2O3 در برابر TiO2 (Muller and Groves, 1997)؛ B) نمودار Zr در برابر Y (Le Maitre et al., 1989) (نمادِ نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

 

در پی دقت پایینِ نمودارهای ساده قدیمی و ناتوانی آنها در ارزیابی دقیق جایگاه‏‌های زمین ساختی، روش‏‌های نوینی برای شناسایی دقیق‏‌تر جایگاه‏‌های زمین‌ساختی سنگ‏‌های آذرین پیشنهاد شده است (Muller and Groves, 1997). نکته اصلی، نمایش اختلاف جدایش‏‌های زمین‌شیمیایی است که در جایگاه زمین‌ساختی نیاز است؛ زیرا فاکتورهای جدایش‏‌های زمین‌شیمیایی، در جایگاه‏‌های زمین ساختی، پیامد سرشتِ زایشی و فرایندهای پیدایش ماگمای درون آنهاست. این نمودارها بهترین امکان جدایش را روی یک نمودار نشان می‏‌دهند و به‏‌صورت یک الگوی شناسایی مرحله‏‌ای در بیشتر جایگاه‏‌های زمین‌ساختی به‌کار می‏‌روند.

در شکل 12، نمودارهای شناسایی مرحله‏‌ای برای سنگ‏‌های آذرین جایگاه‏‌های زمین‌ساختی گوناگون برپایه نسبت‏‌های ساده عنصرهای نامتحرک نشان داده شده است. با این نمودارها می‏‌توان در چند مرحله، جایگاه‏‌های زمین‌ساختی LOP، IOP، PAP، CAP و WIP را از یکدیگر شناسایی کرد. برپایه نسبت‌های ساده عنصرهای نامتحرک در شکل 12- A، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور در گسترة CAP+PAP جای گرفته‌اند. این نکته نشان‏‌دهنده وابستگی ولکانیسم منطقه با کمان‏‌های قاره‏‌ای است. در شکل 12- B، دو جایگاه PAP و CAP برپایه نسبت‏‌های لگاریتمی Zr/TiO2 در برابر Ce/P2O5 از یکدیگر جدا شده‌اند. برپایه نمودار یادشده، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور در محدوده کمان‌های پس از برخورد (PAP) جای گرفته‌اند. شاید این پدیده را بتوان این‏‌گونه تفسیر کرد که سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور در مرحله پس از برخورد و پیدایش فاز کششی پدید آمده‏‌اند.

در روش دیگری می‏‌توان با به‌کارگیری نمودار پیشنهادی Pearce و Cann (1973)، جایگاه زمین‌ساختی سنگ‏‌های منطقه منور را بررسی کرد. در این نمودار از عنصرهای کمیاب Ti، Zr و Y بهره گرفته شده است. برپایه این نمودار، سنگ‏‌های بازالتی و آندزیت‌بازالتی در محدوده سنگ‏‌های آلکالن درون‌صفحه‏‌ای و سنگ‏‌های آندزیتی و داسیتی در محدوده سنگ‏‌های کالک‌آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 13).

در شکل 14 نیز جایگاه زمین‌ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی نشان داده شده‏‌اند (Mitchell and Garson, 1981).

 

 

شکل 12- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در نمودارهای شناسایی سنگ‏‌های آتشفشانی برپایه نسبت‏‌های ساده عنصرهای نامتحرک (Muller and Groves, 1997): A) نمودار لگاریتمی TiO2/Al2O3در برابر Zr/Al2O3؛ B) نمودار لگاریتمی Zr/TiO2 در برابر Ce/P2O5 (CAP= continental arcs; PAP= postcollisional arcs; IOP= initial oceanic arcs; LOP= late oceanic arcs; WIP= within-plate settings) (نمادِ نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

شکل 13- سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه منور (شمال تبریز) در نمودار سه‌تایی رده‌بندی پهنه زمین‌ساختی (Pearce and Cann, 1973) (نمادِ نمونه‌ها همانند شکل 5 است)

 

 

 

 

شکل 14- جایگاه زمین‌ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی (Mitchell and Garson, 1981)


 


بحث و نتیجه‌گیری

ترکیب سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه سهرل  از سنگ‏‌های اسیدی تا حد واسط و بازیک است. این سنگ‌ها به‏‌صورت یک نوار آتشفشانی با درازای نزدیک به‌ 20 کیلومتر و روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری، به‌موازات گسل تبریز و در شمال آن پدید آمد‌ه‌اند. این مجموعه شامل سنگ‏‌های داسیتی، آندزیتی، آندزیت‌بازالتی و بازالت است. نمونه‏‌های سنگی بررسی‌شده دارای بافت‏‌های هیالومیکرولیتیک‌پورفیری، میکرولیتیک‌پورفیری، گلومروپورفیری و پورفیریک هستند. پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول، الیوین از کانی‏‌های اصلی سازنده این سنگ‏‌ها هستند و بیوتیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی آنها به‌شمار می‌روند. بافت غربالی، بافت منطقه‏‌ای و خوردگی کناره‌ها در برخی پلاژیوکلازها، ایدینگسیتی‌شدن الیوین‏‌ها و بافت گلومروپورفیری در بازالت‌ها، کناره‌ها خورده‌شده و سوخته در آمفیبول‏‌هایِ آندزیت‌ها و پرشدن الیوین‏‌های تجزیه‌شده با کلسیت، زئولیت و اکسیدهای آهن در سنگ‏‌های بازالتی این منطقه از ویژگی‌های شاخص سنگ‏‌شناختی آنها هستند.

سرشت ماگمایی سنگ‏‌های منطقه منور آلکالن و کالک‌آلکالن بوده و از دیدگاه اندیس آلومینیم از نوع متاآلومینوس هستند. متفاوت‌بودن سرشت شیمیایی سنگ‌های بازالتی با نمونه‌های حد واسط و اسیدی که در نمودار سری ماگمایی نیز دیده می‌شود، همچنین، ترادف معکوس واحدهای آتشفشانی در این منطقه و جای‌گرفتن واحدهای اسیدی و حد واسط در قاعده و واحد بازالتی در راس مجموعه آتشفشانی نشان‌دهندة بایمودال‌بودن فعالیت آتشفشانی در این منطقه است.

الگوی عنصرهای کمیاب در نمونه‌ها نشان‌دهندة غنی‌شدگی عنصرهای LREE در برابر عنصرهای HREE است. نمونه‏‌های بررسی‌شده غنی‌شدگی آشکاری از عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LILEs) (مانند: K، Pb، U، Cs و Sr) و تهی شدگی از Nb نشان می‏‌دهند. غنی‌شدگی LREE در برابر HREE نشان‌دهندة ژرفای بسیارِ محیط پیدایش ماگما و گارنت‌داربودن خاستگاه این ماگما و یا جدایش آن است. برپایه الگوسازی رقومی و ضریب‌های توزیع La و Yb، سنگ خاستگاه صفر تا 30 درصد حجمی گارنت داشته است. از دیدگاه فراوانی عنصرهای La و Sm، ترکیب سنگ‏‌های منطقه همانند ماگماهای جداشده از گوشته غنی‌شده است و 3 تا 9 درصد ذوب‌بخشی لرزولیت گارنت‌دار را نشان می‏‌دهند. گویا ماگمای بازیک پدیدآمده از ذوب‌بخشی گوشته لرزولیتی گارنت‌دار خاستگاه ماگمای بازالتی الیوین‌دار بوده است. سپس در پی بالاآمدن و جایگیری ماگمای داغ گوشته‏‌ای در بخش‏‌های بالایی‏‌ترِ پوسته، ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته‏‌ای نیز کم‌کم روی داده و ماگمایی با ترکیب حد واسط و اسیدی را پدید آورده است. در نخستین مرحله از فوران آتشفشانی که انفجاری نیز بوده است، بیرون‌ریختن پیروکلاست‌ها و گدازه‌های اسیدی روی داده است. سپس گدازه‌هایی با ترکیب حد واسط و آندزیتی بیرون ریخته‌اند. سنگ‌های آتشفشانی خارج‌شده ساختار لایه‏‌ای دارند. رسوب‌های آذرآواری اپی‌کلاستیک نشان‌دهنده بازایستادن‌های فراوان و دوره‌های آرامش در هنگام فوران آتشفشانی هستند. در پایانی‌ترین و جوان‌ترین مرحله فعالیت آتشفشانی که شاید در کواترنری روی داده است، گدازه‌های بازالتی الیوین‌دار با ساختار منشوری پدید آمده‌اند. این پدیده به دنبال رفتار زمین‌ساختی کششی در منطقه و پیدایش گسل‌ها و شکستگی‏‌های ژرف همراه بوده است که در هنگام آن امکان بیرون‌ریختن گدازه‏‌های بازالتی ژرف فراهم شده است (Amel, 2007). از دیدگاه پهنه زمین‌ساختی و برپایه نمودارهای Zr در برابر Y و نمودار لگاریتمی TiO2/Al2O3 در برابر Zr/Al2O3، سنگ‏‌های بررسی‌شده در گستره سنگ‏‌های وابسته به کمان‏‌های ماگمایی هستند. در نمودارهای لگاریتمی TiO2/Al2O3 در برابر Zr/Al2O3 و نمودار عنصرهای کمیاب نامتعارف که محدوده کمان‏‌های قاره‏‌ای و کمان‏‌های پس از برخورد را از یکدیگر جدا می‌کنند، سنگ‏‌های بررسی‌شده در گسترة کمان‏‌های پسابرخورد جای می‏‌گیرند.

 

سپاس‌گزاری

هزینه انجام این پژوهش از پژوهانه تخصیص‌یافته به نگارنده نخست تامین شده است؛ ازاین‌رو، نگارندگان از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه تبریز سپاس‌گزاری می‌کنند.

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

Amel, N. (1995) The petrological study of volcanic rocks in Monavvar area with implication to petrogenesis of volcanic belt in the margin of Tabriz fault. MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Amel, N. (2007) Petrology and Petrogenesis of Pelio-Quaternary magmatic rocks of Azerbaigan- NW Iran. PhD thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Blatt, H. and Tracy, R. (1995) Petrology: Igneous, Sedimentary and metamorphic. W. H. Freeman book Company, New York.

Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63–114. Elsevier.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin.

Deway, J. F., Hempton, M. R., Kidd, W. S. F., Saroglu, F. and Sengor, A. M. C. (1986) Shortening of contenetal lithosphere: The neotectonic of eastern Anatolia- a young collision zone in collision tectonic. Geological Society special publications 19: 3-36.

Eftekhar Nezhad, J. and Omrani, S. J. (1993) Geological map of Tabriz, 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran.

Freundt-Malecha, B., Schmincke, H. U. and Freundt, A. (2001) Plutonic rocks of intermediate composition on Gran Canaria: the missing link of the bimodal volcanic rock suite. Contributions to Mineralogy and Petrology 141(4): 430-445.

Kuno, H. (1968) The Poldervaart treatise on rocks of basaltic compositions. Interscience, New York 2: 623-688.

Kurt, H., Asan, K. and Ruffet, G. (2008) The relationship between collision-related calcalkaline and within-plate alkaline volcanism in the Karacadağ area (Konya-Turkey, Central Anatolia). Chemie der Erde 68(2): 155-176.

Le Maitre, R. W. (1989) A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms (IUGS): Recommendations of the lUGS Subcommission on the Systematics of igneous Rocks. Blackwell, Oxford, UK.

McBirney, A. R. (2007) Igneous petrology. 3rd Edition, Jones and Bartlett Learning, Burlington, Canada.

Mitchell, A. H. G. and Garson, M. S. (1981) Mineral deposits and global tectonic setting. Academic Press, London.

Mitchell, C. H. and Widdowson, M. (1991) A geological map of the southern Deccan Traps, India and its structural implications. Journal of Geological Society of London 148: 495–505.

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, M. (2005)The bandurrias gabrro: Late oligocene alkaline magmatism in the patagonian cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic Igneous rocks and associated gold-copper ineralization. Earth Sciences 56: 238.

Pearce, J. A. (1983) The role of subcontinental lithosphere magma genesis at destruction platemargin. In: continental basalts and mantle Xenolits, Nantwich, Cheshire. (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva Publications.

Pearce, J. A. and Peate D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23: 251–285.

Pearce, J. A., and Cann, J. R., (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determind using trace element analysis. Earth and Planetary Science Letters 19: 200-290.

Pearce, J. A., Bender, De Long, W. S. F., Kidd, P. J., Low, Y., Guner, F. and Mitchell, J. F. (1990) Geneses of collision volcanism in eastern Anatolia Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 44: 189-229.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984)Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of petrology 25: 956-983.

Sengor, A. M. S. and Yilmaz, Y. (1981) Tethyian evolution of Turkey: A plate tectonic approach. Tectonophysics 75: 181-241.

Shand, S. J. (1943) Ereuphives Rocks. John Wiley and Sons, New York.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.

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

Widdowson, M., Pringle, M. S. and Fernandez, O. A. (2000) A post K–T Boundary (Early Palaeocene) age for Deccan-type feeder dykes, Goa, India. Journal of Petrology 41: 1177–1194.

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