زمین‌شیمی و سنگ‌زایی سنگ‌های ریولیتی علمدار در خاور شهرستان تسوج (شمال‌باختری ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه علوم‌زمین، دانشکده علوم‌طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

ریولیت‏‌‏‌‏‌ علمدار د‏‌ر بلند‏‌ترین قله از رشته کوه‏‌های میشو (قلة علمدار) در خاور شهرستان تسوج رخنمون یافته‌ است. این سنگ‌ها به‌صورت گدازه و دایک درون سازند کهر دیده می‏‌شوند؛‌ ازاین‌رو، سن احتمالی آنها به پرکامبرین نسبت داده شده است. کوارتز، پتاسیم‏‌فلدسپار و اندکی پلاژیوکلاز از کانی‌های سازندة‏‌ این سنگ‌ها هستند. بافت‏‌های همه‌بلورین و یا نیمه‌بلورین، پورفیری با زمینة شیشه‏‌ای، میکرولیتی پورفیری، پرتیتی و جریانی از بافت‏‌های غالب در این سنگ‌ها شمرده می‌شوند. سری ماگمایی ریولیت‌ها بیشتر شوشونیتی تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا ارزیابی شده است. از دیدگاه شاخص اشباع‌شدگی از آلومین، ریولیت‌ها در محدودة ترکیبی پرآلومینوس هستند و ویژگی‌های ریولیت‏‌های A-Type (زیرگروه 2A) را نشان می‏‌دهند. بررسی نمودارهای REE، نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی LREE‌ها در برابر MREE‌ها و HREE ‏‌‏‌‏‌هاست. نمودارهای عنکبوتی با آنومالی‏‌ مثبتِ عنصرهای K، Nd و Rb و آنومالی‏‌ منفیِ عنصرهای Ti، Nb و Ta نشان‌دهندة خاستگاه پوستة قاره‏‌ای در پیدایش این سنگ‌ها هستند. برپایة نمودارهای شناسایی خاستگاه ماگما، نمونه‏‌های ریولیتی بررسی‏‌شده در محدودة Post-COLG جای گرفته‌اند و به پهنه‏‌های پسابرخوردی وابسته هستند. در هنگام رویداد فاز ادیاکاران، حاکم‏‌شدن سازوکار زمین‌ساختی کششی پس از برخورد خشکی‌های شمالی با گندوانا با تحریک سنگ‌کره و کاهش فشار، شرایط را برای ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‌ای و پیدایش ریولیت‌های علمدار در راستای پهنة برخوردی در کوه‌های میشو فراهم کرده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and petrogenesis of Alamdar rhyolites from East of Tasouj town (Northwest of Iran)

نویسندگان [English]

  • mohsen moayyed
  • robab hajialioghli
Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
چکیده [English]

The Alamdar rhyolite has been cropped out at the highest top of Mishow Mountain Ranges (i.e. Alamdar top), east of Tasouj. Considering that the rhyolite has been intruded the Kahar Formation, its Precambrian age is more probable. The constituent minerals are quartz, K-feldspar and rare plagioclase characterizing by crystalline to hyalo-crystalline, microlitic porphyric, perthitic, hyalo porphyric and flow textures. Magmatic series of the rocks are high K calc-alkaline and shoshonite. In the view of Al-index, they are peraluminous. The investigated rocks have been classified as A-type (A2 subgroup) granitoids. REE diagrams show high enrichment of LREE relative to HREE and MREE. Spider diagrams have positive anamolies of K, Nd, Rb and negative anomalies of Ta, Nb, and Ti indicating their likely crustal source generation. On the basis of discrimination diagrams they are formed related to Post-COLG tectonic setting. Extensional regimes following to  continental collision between Northern lands with Gondwanian terrains during Ediacaran has been caused decompression melting of continental crust and the Alamdar rhyolite has been originated at the Mishow collisional zone.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Rhyolite
  • Geochemistry
  • Kahar
  • Mishow
  • NW Iran

پوستة ایران زمین از پرکامبرین تا‏‌‏‌ کنون رویدادهای زمین‏‌ساختی فراوانی را پشت‏‌سر گذاشته است؛ دگرگونی‌های گوناگون، گسلش و چین‏‌خوردگی‌ها با روندهای مختلف در دوران‏‌های گوناگون زمین‏‌شناسی نشان‌دهندة این نکته هستند. ریولیت‌های پرکامبرین ایران، بیشتر در ارتباط با شکستگی‌های ژرف پوستة ایران‌زمین و پیامد فاز کششی پس از کوهزایی کاتانگایی هستند. این سنگ‌ها هم‌ارز بیرونی توده‏‌های نفوذی گرانیتی مانند دوران هستند (Valizadeh and Esmaeili, 1994). ترکیب شیمیایی قلیایی در همة سنگ‌های آتشفشانی‏‌ یادشده چه‌بسا نشان‌دهندة کافت‏‌های درون قاره‏‌ای در پوستة کراتونی ایران است. ساختمان زمین‏‌شناسی آذربایجان هرچند بیشتر از فاز کوهزایی آلپی در دوران سوم متأثر بوده است، اما در پرکامبرین و دوران دوم نیز این ناحیه دچار حرکت‌های زمین‏‌ساختی فراوانی شده است. حرکت‌های پرکامبرین بالایی، بالازدگی مهمی را در آذربایجان پدید آورده و به‌طور محلی در چندین نقطه از آن، دگرشیبی‌های زاویه‏‌دار را پدید آورده‌اند (Eftekharnejad, 1975). ریولیت بررسی‏‌شده در بلندی‌های میشو و قلة‏‌ کوه علمدار به شکل دایک درون سازند کهر تزریق شده‏‌ است و گاه به شکل گدازه رخنمون دارد.

Stӧcklin و Rutner (1964) گرانیت دوران را از تیپ گرانیت پرکامبرین دانسته‏‌اند. گرانیت دوران و گرانیت‌های هم‌ارز آن در مرز فعال قاره‌ای و هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر حاشیه شمالی گندوانا (که ایران هم بخشی از آن بوده است) پدید آمده‌اند (Hassanzadeh et al., 2008; Ramezani and Tucker, 2006). ماگمای سازندة گرانیت دوران ساب‌آلکالن بوده است و از دیدگاه زمین‏‌ساختی در خانوادة گرانیتویید‏‌های غیرکوهزایی و نوع A2 جای گرفته‏‌ است (Valizadeh and Esmaeili, 1994). Eftekharnejad (b1980) ریولیت‌های بررسی‌شده در کوه‌های میشو را هم‌ارز گرانیت دوران و ریولیت مهاباد دانسته است. همانند ریولیت‌های مهاباد، ریولیت‌های میشو نیز بیشتر از ریولیت و بخشی نیز از توف ریولیتی با رنگ خاکستری روشن تا سبز روشن ساخته شده‏‌‌اند. همچنین، رگچه‏‌های فراوانی از اکسید آهن شکستگی‌های توف را فراگرفته‌اند. تا‏‌ کنون بررسی‌ زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی روی توده‏‌های ریولیتی کوه علمدار در خاور تسوج (شمال‏‌باختری ایران) انجام نشده است. Ahankub و همکاران (2014) با بررسی سنگ‌های گرانیتوییدی و گابرویی میشو نشان دادند که سنگ‌های گابرویی با سرشت توله‌ایتی، در ارتباط با فازهای کششی درون پوستة اقیانوسی و در دونین بالایی- کربونیفر زیرین پدید آمده‌اند و سنگ‌های گرانیتوییدی تیپ A2 پیامد فعالیت‌های زمین‏‌ساختی کششی پس از برخورد قاره‌ای هستند و به بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس در پایان پرمین وابستگی دارند. Shahzeidi و Moayyed (2016) نیز با بررسی‌های سن‌سنجی Rb-Sr و Pb-Pb سنگ کل روی گرانیتوییدهای تیپ S و I در میشو به‌ترتیب سن نزدیک‌ به 530 و 510 میلیون سال پیش را به‌دست آورده‌اند و پیدایش این سنگ‌ها را پیامد برخورد قاره‌ای البرز و صفحة عربستان، به‌دنبال فرورانش و بسته‏‌شدن اقیانوس پروتوتتیس (فاز کوهزایی کاتانگایی) دانسته‌اند. در این بررسی، رابطة صحرایی، سنگ‌نگاری، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی سنگ‌های ریولیتی میشو بررسی شده‌اند. بررسی ویژگی‌های این سنگ‌ها در آشکار‏‌شدن ویژگی‌های سنگ‌شناسی و وضعیت زمین‏‌شناختی پوستة قاره‌ای آذربایجان در شمال‌باختری ایران تاثیر به‌‏‌سزایی خواهد داشت.

روش انجام پژوهش

بررسی‌های سنگ‌نگاری برپایة‏‌ 50 نمونه مقطع‌ میکروسکوپی از سنگ‌های نمونه‌برداری‌شده انجام شد. برپایة بررسی‌های سنگ‌شناسی و میکروسکوپی، شمار 12 نمونه سنگی سالم و کمتر دگرسان‌شده از سنگ‌های آتشفشانی ریولیتی برگزیده و برای تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب به روش ICP-MS به شرکتALS Chemex (کشور کانادا) فرستاده شدند (جدول 1).

 

زمین‏‌شناسی عمومی

منطقه بررسی‏‌شده در بخش مرکزی رشته کوه‌های میشو در قلة علمدار جای دارد. این منطقه‏‌ برپایة رده‌بندی‌های گوناگون در پهنه‌های زمین‏‌ساختی مختلف ایران مرکزی (Stӧcklin and Rutner, 1964) و البرز باختری- آذربایجان (Nabavi, 1976; Eftekharnejad, 1980a; Alavi et al., 1997) جای گرفته است (شکل 1).

 

 

شکل 1- جایگاه ریولیت علمدار در خاور‏‌ تسوج در رده‏‌بندی واحد‏‌های زمین‏‌ساختی- رسوبی ایران برپایة رده‏‌بندی Stӧcklin و Rutner (1964)

‏‌‏

 

از دیدگاه ساختمانی، کوه‌های میشو با دو گسل شمالی و جنوبی میشو فراگرفته شده است (Behyari et al., 2015). این گسل‌ها با روند خاوری- باختری در ادامه باختری گسل تبریز با روند WNW-ENE جای گرفته‌اند. گمان می‌رود در فاصلة دورتر، دنبالة باختری این گسل‌ها پس از گذشتن از خوی به‌سوی ماکو و از آنجا به آرارات در ترکیه برسد (Nabavi, 1976). هستة‏‌ مرکزی کوه‌های میشو از برونزد سنگ‌های کهن پرکامبرین، به نام سازند کهر با ستبرای بسیار، ساخته‌ شده است. برپایة رخسارة رسوبی، پهنة‏‌ رسوبی پرکامبرین حوضه‏‌ای ژرف و دریایی بوده است (Eftekharnejad et al., 1995). در پی چین‏‌خوردگی کاتانگایی و یا آسینتیک، نهشته‏‌های سازند کهر چین ‏‌خورده و تا رخسارة‏‌ شیست‏‌های سبز دگرگون شده‏‌اند (Eftekharnejad et al., 1995).


زمین‌شناسی صحرایی

کهن‏‌ترین نهشته‏‌های دیده‌شده در این محدوده سازند کهر به‏‌ رنگ عمومی سبز تیره تا سبز خاکستری و وابسته به پرکامبرین است (شکل 2). ستبرای سازند کهر در کوه‌های میشو به بیش از 1000 متر می‌رسد. سنگ‌شناسی سازند کهر در منطقة بررسی‏‌شده بیشتر به‌صورت شیست و شیل‏‌های میکادار، به مقداری کم دولومیت استروماتولیت‏‌دار، ماسه‏‌سنگ بسیار دانه‏‌ریز و میان‌لایه‏‌هایی از آهک تیره رنگ بلورین و چرت‏‌دار است. این نهشته‏‌ها در پی دگرگونی تا رخساره شیست سبز و اسلیت تغییر یافته‏‌اند. مرز زیرین سازند کهر در منطقه شناخته‌شده نیست، اما مرز بالایی آن با دگرشیبی احتمالی با دولومیت‌های چرت‏‌دار و استرماتولیت‏‌دار وابسته به سازند سلطانیه پوشیده شده است.

 

 

 

شکل 2- نقشة‏‌ زمین‏‌شناسی خاور تسوج برگرفته از نقشة‏‌ زمین‏‌شناسی1:100000 مرند (Eftekharnejad et al., 1995)

 

 

بررسی‌ سازند سلطانیه در این منطقه نشان می‌دهد که ریولیت‌های یادشده هیچ تاثیری بر این سازند نداشته‌ و آنرا قطع نکرده‌اند. سنگ‌های ریولیتی به‌صورت گدازه و توده‏‌های گنبدی‌شکل کوچک درون سازند کهر دیده می‏‌شوند (شکل‌های 3- A تا 3- C). این سنگ‌ها گاه به‌صورت توف ریولیتی دیده می‌شوند. کانی کوارتز در نمونة دستی با چشم نامسلح نیز شناسایی می‌شود. بافت این سنگ‌ها پورفیری با زمینة میکرولیتی تا شیشه‏‌ای است. نمونه‏‌های سالم و دگرسان‌نشدة ریولیت به رنگ خاکستری روشن هستند. نمونه‌های دگرسان‌شده به رنگ کرمی مایل به زرد اخرایی دیده می‏‌شوند. دایک‏‌های دیابازی نیز در چند جا سازند کهر را گسسته‏‌اند. این سازند به‌علت تحمل چندین فاز کوهزایی کاملاً چین خورده و بسیار خرد شده است (شکل 3- C).

 

 

 

شکل 3- A) تناوب روانه‏‌های ریولیتی علمدار و سازند کهر در شهرستان تسوج (دید رو به جنوب)؛ B) برونزد ریولیت‌های علمدار (دید رو به جنوب)؛ C) همبری میان سازند کهر و ریولیت‌های علمدار (دید رو به جنوب)

 

 

سنگ‌نگاری ریولیت‌های علمدار

کوارتز، پتاسیم‏‌فلدسپار و اندکی پلاژیوکلاز و بیوتیت از کانی‌های سازندة‏‌ این سنگ‌ها هستند. بافت بیشتر این سنگ‌ها پورفیری و میکرولیتی پورفیری است و میکرولیت‌های پتاسیم‏‌فلدسپار و میکروکریستال‏‌های کوارتز بخش مهمی از خمیرة این سنگ‌ها را دربرمی‌گیرد (شکل‌های 4- A تا 4- D). در این سنگ‌ها، لایه‏‌بندی جریانی دیده می‏‌شود که در آن، لایه‏‌هایی از شیشه و لایه‏‌هایی از کریستال‏‌ها از یکدیگر شناسایی می‌شوند (شکل‌های 4- A و 4- C). پیدایش لایه‌بندی جریانی در گدازه‏‌های منطقه را چه‌بسا بتوان پیامد جدایش مواد فرار دانست؛ بدین‌گونه‌که در برخی لایه‏‌ها، مواد فرار کم، گرانروی بیشتر و سرعت انتشار و هسته‌بندی بسیار بوده و شیشه ساخته شده است و در لایه‏‌هایی که مواد فرار بسیار بوده‌اند، کریستال‏‌ها متبلور شده‏‌اند.

کوارتز مهم‏‌ترین و فراوان‏‌ترین کانی سازندة این سنگ‌هاست و 30 تا 50 درصد حجمی آنها را فراگرفته است. این کانی به‌صورت بلورهای ریز تا متوسط (تا 3 میلیمتر) نیمه‌شکل‌دار در این سنگ‌ها پدید آمده است (شکل‌های 4- A تا 4- D). بیشتر درشت بلورهای کوارتز خوردگی خلیجی‌شکل و شکستگی دارند (شکل‌های 4- D تا 4- E). خوردگی‌های خلیجی بیشتر با شیشه پر شده‏‌اند. حباب‏‌های گاز در بخش‏‌های خاصی از سطح بلور، سازوکار انحلال را آسان‌تر می‌کنند؛ زیرا در پیرامون این مناطق، سیال حرکت متلاطمی دارد و ازاین‌رو، انحلال پرشتاب و مداوم در محل همبری حباب با سطح بلور را به‌دنبال دارد (Donaldson and Henderson, 1988). کوارتز ریزدانه در خمیرة سنگ به‌صورت بی‏‌شکل فضای میان کانی‌های دیگر را پر کرده است. در این ریولیت‌ها بخشی از خمیره‏‌ شیشه‏‌ای است و تبلور دوباره پیدا کرده‏‌ است و کوارتزهای ثانویه در آن پدید آمده‌اند (شکل 4- C). پتاسیم‏‌فلدسپار نزدیک به 30 تا40 درصد مودال سنگ را دربر می‌گیرد. میکرولیت‌های پتاسیم‏‌فلدسپار بخش مهمی از خمیرة سنگ را دربر می‌گیرند (شکل‌های 4- A تا 4- C). برپایة ویژگی نوری آن با خاموشی ابری، نوع پتاسیم‏‌فلدسپار که بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و درشت‏‌بلور (تا 5 میلیمتر) هستند، ارتوز شناسایی شد. این کانی‏‌ در برخی نمونه‌ها با بافت پرتیتی (شکل 4- B) و ماکل کارلسباد شناخته می‏‌شود. در بافت جریانی فنوکریست‏‌های کشیدة فلدسپار در زمینة میکرولیتی به حالت جهت‌یافته دیده می‏‌شوند و هنگامی‌که به درشت‌بلورها می‏‌رسند ‏‌آنها را به‌صورت چرخشی دور می‌زنند (شکل 4- A). بافت پرتیتی نشان‌دهندة تبلور همگن فلدسپار در بالای منحنی سولووس است (تبلور هیپرسولووس). در زیر این منحنی دو فلدسپار از هم جدا می‏‌شوند (Bowen and Tuttle, 1950). دیدن این بافت در سنگ، نشان‌دهندة کم‏‌بودن فشار بخار آب در ماگمای سازندة این ریولیت‌هاست. در پی پدیده‏‌های کائولینیتی‏‌شدن و سریسیتی‏‌شدن در برخی بخش‏‌ها، کانی‌های پتاسیم‌فلدسپار چهرة کدر و ابری پیدا کرده‏‌اند. برخی بلورهای درشت پتاسیم‏‌فلدسپار میان‌بارهایی از گلبول‏‌های شیشه‏‌ای و همانندِ زمینة سنگ دارند. این پدیده چه‌بسا پیامد تبلور و هسته‌بندی پرشتابِ بلور‏‌های درشت است. در برخی نمونه‌ها، پلاژیوکلاز کانی فرعی است و در اندازة میانگین کمتر از mm1 و با ماکل پلی‌سینتتیک و ساختمان منطقه‌ای شناسایی می‌شود (شکل 4- A). چه‌بسا پیدایش ساخت منطقه‏‌ای در پلاژیوکلازها پیامد نبود تعادل کامل در هنگام تبلور است. این وضعیت بیشتر در هنگام فوران‏‌های آتشفشانی روی می‌دهد. همچنین، حالت منطقه‌بندی می‏‌تواند در پی تغییر فشار بخارآب و یا به‌دنبال تغییر ترکیب شیمیایی ماگما در پی آلایش و ذوب پدید می‌آید (Di et al., 2003). در برخی مقطع‌ها، پلاژیوکلاز تجزیه و با کائولن و سریسیت جایگزین شده‏‌ است. بیوتیت به‌صورت کانی فرعی و در مقدارهای کمابیش کم و به اندازه‏‌های mm25/0 تا mm1 در خمیرة این سنگ‌ها دیده می‌شود. در پی فرایند اکسیداسیون هنگام فوران ماگما، بیشتر بیوتیت‌ها با اکسی‌بیوتیت جایگزین شده‌اند. برخی بلورهای بیوتیت به مجموعه کانی‌های موسکوویت، کانی‌های تیره و کلریت تجزیه شد‌ه‌اند. زیرکن و کانی‌های تیره از فازهای فرعی مهم در این سنگ‌ها هستند. در برخی نمونه‌ها، کانی‌های تیره هم‌روند با راستای جریان به صف شده‌اند. به‌دنبال دگرسانی کانی بیوتیت، گاه کانی‌های تیره به‌صورت ثانویه و پراکنده در زمینة سنگ و نیز در راستای شکستگی‌ها و درزه‌ها دیده می‏‌شوند.


 

 

 

A

B

D

C

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از ریولیت علمدار (خاور تسوج): A) بافت جریانی؛ B) پتاسیم‏‌فلدسپار پرتیتی؛ C) خمیرة دوباره تبلوریافته همراه با چرخش اولیه به گِرد فنوکریستال پلاژیوکلاز؛ D) خوردگی خلیجی‌شکل در فنوکریستال کوارتز و تجمع هماتیت در زمینة سنگ (نام اختصاری کانی‌ها برپایة Kretz (1983) است)

 

 

بحث

در این بخش برپایة داده‌های تجزیة شیمیایی و با بررسی رفتارهای زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب در نمودارهای زمین‌شیمیایی، ویژگی‌های سنگ‌شناسی، ترکیب ماگمای سازنده، نوع ماگما و روند تغییر و تحول ماگمای اولیه در سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی منطقه شناسایی شد. داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی در جدول 1 آورده شد‌ه‌اند. برپایة اینکه در سنگ‌های آذرین، به‌ویژه در پی دگرسانی، نسبت Fe2O3/FeO افزایش می‏‌یابد؛ ازاین‌رو، برای تصحیح این مقدارها، روش Irvine و Baragar (1971) و نمودار Le Matire (1976) به‌کار برده شد.

در نمونه‏‌های ریولیتی بررسی‏‌شده، مقدار SiO2 از 6/69 تا 1/87 درصد وزنی و Al2O3 از 0/6 تا 6/13 درصد وزنی متغیر است. Al2O3 به ساختمان کانی‌های آلومینیم‏‌دار (مانند: پلاژیوکلاز، ارتوز و بیوتیت) افزوده می‏‌شود. K2O در ریولیت‌ها از 97/0 تا 2/10 درصد وزنی است. پتاسیم در ساختمان پتاسیم‏‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و بیوتیت شرکت دارد. مقدار Na2O در ریولیت‌ها کمتر از 1/0 تا 9/1 درصد وزنی است. مقدار Na2O با کانی‌های پلاژیوکلاز کنترل می‏‌شود. مقدار CaO از 04/0 تا 12/0 درصد وزنی در تغییر است. مقدارFe2O3 و TiO2 به‌ترتیب در ریولیت‌ها از 66/0 تا 99/2 درصد وزنی و 08/0 تا 15/0 درصد وزنی است. Fe2O3 در ساختمان کانی‌های تیره و بیوتیت جای گرفته‏‌ است. ویژگی‌های شیمیایی و شعاع اتمی Ti همانند آهن است و از این‌رو، می‏‌تواند در ساختمان کانی‌های آهن‏‌دار (مانند: بیوتیت) شرکت کند. مقدار MgO در ریولیت‌ها از 04/0 تا 49/0 درصد وزنی در نوسان است. میزان این اکسید در سنگ‌های بررسی‏‌شده با کانی‌های تیره و‏‌ بیوتیت کنترل می‏‌شود. مقدار MnO در ریولیت‌ها کمتر از 01/0 تا 10/0 درصد وزنی در تغییر است. Mn بیشتر به ساختمان کانی‌های آهن‏‌دار افزوده می‏‌شود. مقدار P2O5 در ریولیت‌ها کمتر از 01/0 تا 03/0 درصد وزنی است و مقدار آن معمولاً با کانی آپاتیت کنترل می‏‌شود.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة‏‌ شیمیایی 12 نمونه از سنگ‌های ریولیتی علمدار (خاور تسوج) به روش ICP-MS (عنصرهای اصلی برپایة wt% و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة ppm؛ *: مقدارهای آهن کل برپایة روش Irvine و Baragar (1971) به‌دست ‌آمده‌اند)

1-1

1-2

1-3

1-10

2-3

6-1

6-7

M-1

M-2

M-3

M-4

M-5

Sample No.

73

73

74.8

87.1

76.9

74.8

69.6

72.68

70.96

73.99

69.84

71.98

SiO2

0.12

0.13

0.13

0.80

0.12

0.11

0.15

0.12

0.14

0.11

0.15

0.13

TiO2

11.0

12.1

12.7

6.00

10.6

11.1

13.6

11.84

12.79

11.68

12.56

11.95

Al2O3

1.01

1.35

0.71

0.99

1.38

1.44

0.66

1.24

1.78

1.44

1.59

1.28

Fe2O3(t)*

0.02

0.10

0.02

0.01

0.05

0.03

0.02

0.03

0.12

0.06

0.24

0.11

MnO

0.04

0.49

0.08

0.16

0.13

0.04

0.18

0.18

0.44

0.12

0.58

0.39

MgO

0.05

0.12

0.04

0.07

0.11

0.04

0.04

0.12

0.17

0.11

0.21

0.14

CaO

0.1

1.8

0.1

1.95

0.1

0.1

0.1

0.14

1.14

0.26

1.68

0.98

Na2O

9.94

4.77

10.2

1

9.04

9.73

10.8

9.81

7.48

8.42

10.24

9.34

K2O

0.02

0.03

0.02

0.01

0.04

0.01

0.02

0.02

0.04

0.02

0.08

0.06

P2O5

0.63

2.13

0.72

0.74

0.75

0.72

1.09

1.74

1.68

1.62

0.86

1.62

LOI

96.63

98.73

99.52

98.83

99.22

98.12

96.14

98.86

98.16

98.91

99.37

98.96

Sum

5.6

8

7.6

2.4

10.5

5

12.3

5.8

11.4

5.2

12.8

11.1

Sm

0.44

0.8

0.26

0.63

0.72

0.32

0.54

0.42

0.52

0.41

0.57

0.48

Eu

6.52

6.35

5.89

3.2

11.9

4.47

7.97

6.62

7.94

6.12

8.12

6.98

Gd

1.24

0.94

0.92

0.67

1.84

0.79

1.07

1.31

1.26

0.98

1.09

1.14

Tb

7.77

5.32

5.4

4.3

9.81

5.19

5.65

7.84

5.69

7.62

5.72

5.44

Dy

1.72

1.14

1.2

0.89

2

1.22

1.27

1.77

1.36

1.82

1.28

1.31

Ho

5.13

3.39

3.85

2.47

5.24

3.86

3.92

5.24

4.01

5.38

3.98

4.12

Er

0.83

0.5

0.66

0.35

0.75

0.66

0.67

0.85

0.71

0.86

0.68

0.69

Tm

5.3

3.4

4.5

2.1

4.6

4.6

4.7

5.28

3.68

4.88

4.71

4.12

Yb

0.8

0.52

0.71

0.28

0.73

0.73

0.76

0.81

0.77

0.84

0.79

0.74

Lu

40

30

30

20

60

30

30

42

33

40

32

35

Y

0.8

1.2

0.9

0.9

0.8

0.9

1.6

0.9

1.4

0.8

1.8

1.1

Cs

1

0.7

1.1

0.5

0.8

1

1.2

0.98

1.12

1.02

1.28

1.08

Ta

6

6

6

2

5

6

7

6

8

5

8

7

Hf

2

2

2

2

2

2

2

1

2

2

3

2

W

21

10

13

18

16

13

16

20

19

18

18

21

Cu

15

19

19

7

10

14

30

20

26

18

29

24

Ga

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

2

1

Ag

14

9

8

11

13

5

8

13

17

15

9

14

V

5.19

3.95

5.68

2.58

4.69

5.04

6.36

5.14

5.98

7.74

6.44

6.14

U

0.6

0.5

0.6

0.5

0.6

0.5

0.6

0.62

0.68

0.58

0.71

0.7

TI

18.4

15.4

19.1

4.4

14.6

18

22.5

18.12

22.2

18.41

23.14

19.18

Th

2

3

1

3

1

2

2

2

2

2

3

2

Sn

1.72

1.14

1.2

0.89

2

1.22

1.27

-

-

-

-

-

Ho

2

4

2

3

3

2

2

2

3

3

2

4

Mo

770

1050

1090

170

2100

980

1470

785

1510

896

2100

1540

Ba

136

123

141

29.6

122

133

164

139

168

141

174

162

Rb

10

140

20

20

30

10

20

18

20

16

22

21

Sr

170

170

190

40

160

180

220

174

214

181

237

208

Zr

10

10

10

10

10

10

20

12

20

11

21

19

Nb

12

7

8

8

13

8

6

6

12

8

14

11

Ni

2

1.4

1.1

0.6

3.4

0.7

0.8

1.4

0.8

1.2

0.9

0.8

Co

11

21

5

8

10

5

9

7

8

6

8

5

Zn

27.7

55

41.6

11.2

50.9

27.9

60.3

28.18

48.44

27.12

61.12

39.54

La

61

106

89.7

20.6

105

58.6

132

75.4

128.4

71.3

135.7

114.7

Ce

7.34

12.1

10.7

2.47

12.1

6.89

16.4

8.21

15.72

6.82

17.14

14.14

Pr

26.5

44.7

40

9.4

48.4

25.1

62.5

27.2

58.4

25.6

65.7

52.7

Nd

 

 

سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی‏‌ بررسی‏‌شده دانه‏‌ریز و گاه با زمینة شیشه‏‌ای هستند و ازاین‌رو، نامگذاری آنها برپایة ترکیب شیمیایی دقیق‌تر خواهد بود.در نمودار رده‏‌بندیِ Zr/TiO2 در برابر درصد وزنی SiO2، همة نمونه‌ها در محدودة ریولیت جای گرفته‏‌اند (شکل 5- A). در نمودار کاتیونی R1-R2، ترکیب نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدودة آلکالی‌ریولیت جای گرفته‏‌ است (شکل 5- B). برای بررسی مقدار آلومین در ترکیب نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، مولاریتة نسبت Al2O3/(Na2O+K2O) در برابر مولاریتة نسبت Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) به‌کار برده شد (شکل 6). برپایة این نمودار، نمونه‏‌هایبررسی‏‌شده در محدودة پرآلومینوس جای گرفته‏‌اند. نمونه‏‌ها‏‌ی ریولیتی با سرشت پرآلومینوس تا 3 درصد کانی کروندوم نورماتیو دارند.


 

 

شکل 5- ترکیب شیمیایی ریولیت‌های علمدار (خاور تسوج) در: A) نمودار رده‏‌بندی برپایة Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyed, 1977)؛ B) رده‏‌بندی برپایة پارامترهای R1 و R2 (De La Roche et al., 1980) (R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)؛ R2=6Ca+2Mg+Al)

 

 

 

شکل 6- بررسی شاخص اشباع‌شدگی از آلومین در ریولیت‌های علمدار (خاور تسوج) برپایة نمودار A/NK در برابر A/CNK (Shand, 1943)

 

برای شناسایی سری‌های ماگمایی آلکالن از ساب‌آلکالن، نمودار عنصرهای فرعی Co در برابر Th (Hastie et al., 2007) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‏‌های ریولیت‌ها (مگر یک نمونه) در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‏‌اند (شکل 7- A). همچنین، در نمودار Pearce (1983)، همة نمونه‏‌ها در محدودة شوشونیتی جای گرفته‏‌اند (شکل 7- B).

برای شناسایی تیپ گرانیتوییدها، نمودار‏‌های Whalen و همکاران (1987) که گرانیت‌های تیپ A را از گرانیت‌های دیگر جدا می‌کنند، به‌کار برده می‌شوند. برپایة مقدار Ga/Al در برابر عنصرهای اصلی و فرعی در این نمودارها، همة نمونه‌‏‌‏‌های بررسی‏‌شده ویژگی‌های A-type نشان می‌دهند (شکل‌های 8- A تا 8- D و 9- A). به گفتة Eby (1992)، از دیدگاه شیمیایی، گرانیتوییدهای تیپ A در دو گروه A1 و A2 دسته‌بندی می‌شوند (شکل 9- B). نمونه‌های بررسی‏‌شده برپایة این نمودار، ویژگی‌های پوسته‌ای دارند و در محدودة A2 جای گرفته‏‌اند (شکل 9- B).

 

 

 

شکل 7- نمونه‏‌های ریولیتی علمدار (خاور تسوج) در: A) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار Ce/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983)

 

 

شکل 8- شناسایی تیپ ریولیت‌های علمدار (خاور تسوج) برپایة نسبت‏‌ 10000*Ga/Al در برابر عنصرهای اصلی (Whalen et al., 1987)

 

شکل 9-‌ نمونه‌های ریولیتی علمدار (خاور تسوج) در: A) نمودار 10000*Ga/Al در برابر عنصرهای فرعی Ce+Nb+Zr+Y (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار سه‌تایی Nb-Y-3*Ga (Eby, 1992)

 

 

غلظت عنصرهای خاکی نادر در نمونه‏‌های سنگی بررسی‏‌شده در برابر ترکیب شهاب‌سنگ‌های کندریتی و برپایة داده‏‌هایBoynton (1984) به‌هنجار شده است (شکل 10). همان‌گونه‌‌که در شکل 10 دیده می‏‌شود، در این نمودار، LREE‌ها نسبت به MREEها و HREE‌‏‌ها غنی‌شدگی آشکاری نشان می‏‌دهند و آنومالی منفی و آشکاری از Eu دارند. این پدیده چه‌بسا پیامد جدا‏‌شدن پلاژیوکلازهای کلسیک هنگام تبلوربخشی و یا نبود پلاژیوکلاز در مواد سازندة خاستگاه باشد (Rollinson, 1993).

 

 

 

شکل 10- نمودار به‌هنجارشدة عنصرهای کمیاب خاکی سنگ‌های ریولیتی علمدار (خاور تسوج) در برابر داده‏‌های Boynton (1984) برای ترکیب کندریت


 

 

بیشتر عنصرهای خاکی نادر سنگین در ساختار بلورین روتیل، زیرکن، اسپینل و گارنت جای می‌گیرند. ازاین‌رو، هنگامی‌که ذوب در ژرفای بیشتری روی می‌دهد، کانی‌های خاستگاه (الیوین، اسپینل و گارنت) عنصرهای HREE را در خود نگه می‌دارند و از افزوده‌شدن آنها به مایع پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی جلوگیری می‏‌کنند. پس نسبت LREE/HREE در فاز تفاله کاهش می‏‌یابد (Rollinson, 1993). افزون بر آنچه گفته شد، شیب الگوی عنصرهای کمیاب خاکی (REE) نشان‌دهندة میزان درجة ذوب‏‌بخشی است (Wass and Roger, 1980)؛ بدین‌ترتیب که در درجه‌های بسیار کم ذوب‏‌بخشی، شیب این منحنی‌ها بسیار است و عنصرهای کمیاب خاکی سبک غنی‌شدگی بسیار بیشتری نسبت به عنصرهای کمیاب خاکی سنگین نشان می‏‌دهند؛ اما با افزایش درجة ذوب‏‌بخشی، شیب منحنی‌ها کاهش می‏‌یابد (Wass and Roger, 1980). از دیدگاه Sirvastava و Singh (2004)، نرخ ذوب‏‌بخشی کم نمی‏‌تواند تنها عامل مؤثر در غنی‌شدگی LREE‌ها باشد؛ بلکه عوامل دیگر (مانند: مانند ذوب مواد پوسته‌ای و آلایش ماگما با مواد پوسته‏‌ای) نیز در غنی‌شدگی LREE‌ها تاثیرگذار هستند.

در نمودار به‌هنجارشده، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در برابر ترکیب ORG (گرانیت پشتة میان‌اقیانوسی) و گوشتة اولیه (شکل‌های 11- A تا 11- B)، در عنصرهای مانند K، Th، Rb، Pb و Cs آنومالی‏‌ مثبت و در عنصرهایی مانند Ti، Nb، Ta و Zr آنومالی‏‌ منفی دیده می‏‌شود. ازآنجایی‌که K شعاع یونی بزرگی دارد، در ساختمان کانی‌های پتاسیم‏‌فلدسپار و بیوتیت شرکت می‏‌کند و مقدار آن در سنگ‌های اسیدی افزایش می‏‌یابد. آنومالی مثبت از عنصرهای Rb و K نشان‌دهندة دخالت پوستة قاره‏‌ای در پیدایش و تحول ماگمای سازندة سنگ‌هاست (Harris, 1983). آنومالی مثبت Rb، از شاخص‏‌های اصلی گرانیت‌های برخوردی و پسابرخوردی است و نشان‌دهندة اینست که توده‏‌های یادشده در پوستة قاره‏‌ای با ستبرای متوسط تا بسیار جایگیری کرده‌اند و ﻣﺘﺄثر از ذوب‏‌بخشی پوسته‏‌ای هستند (Pearce et al., 1984). تهی‌شدگی Ti، پیامد فوگاسیتة بالای اکسیژن و یا نبود کانی‌های فرومنیزینِ Ti دار در سنگ دانسته می‌شود (Rollinson, 1993; Edward et al., 1994). Rollinson (1993) آنومالی منفی در Ti را نشان‌دهندة‏‌ نقش اکسیدهای Fe–Ti دانسته است. هنگامی‌که فوگاسیتة اکسیژن بالا باشد، برای ذوب فازهای کریستالی Ti دار، دما‏‌های بالاتری نیاز است. پدیدة یادشده برای ترکیب مذاب‏‌های پتاسیک پدیدآمده در پهنه‏‌های فرورانش، محدودیت دمایی پدید می‌آورد و در مذاب‏‌های پدیدآمده آنومالی منفی Ti پدید می‌آورد (Edwards et al., 1994). آنومالی منفی Nb ویژگیِ سنگ‌های قاره‏‌ای است و به احتمال بالا نشان‌دهندة‏‌ شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی است. همچنین، تهی‏‌شدگیNb نشان‌دهندة ماگمای کالک‌آلکالن بالای پهنة فرورانش و مشارکت پوسته در پیدایش ماگماست. به باور Saunders و همکاران (1992) و Nagudi و همکاران (2003)، میانگین ترکیب پوستة قاره‏‌ای به‌شدت از Nb تهی شده است و هر ماگمایی با خاستگاه مواد پوسته‏‌ای و یا آلایش‌یافته با آن، این آنومالی را در شیمی خود نشان‌ می‏‌دهد. Sr در ساختمان پلاژیوکلاز به‌صورت پذیرفته شرکت می‏‌کند؛ ازاین‌رو، آنومالی منفی Sr همراه با آنومالی منفی Eu در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده وابسته به جدایش پلاژیوکلاز دانسته می‌شود (Rollinson, 1993). غنی‌شدگی LILE و تهی‌شدگی از HFSE (Nb، Ti) و HREE از ویژگی‌های ماگماتیسم پهنه فرورانش است (Wilson, 1989).

در مجموع با توجه به تیپ ریولیت بررسی‏‌شده و آنومالی‌های شاخص منفی Nb، Ti و Ta و آنومالی مثبت Nd، Ce، Rb و K و همچنین، ویژگی‌های زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی، ریولیت‌های بررسی‏‌شده در پهنه‌ای کششی و پسابرخوردی و مرز فعال قاره‏‌ای، زیر تسلط پوستة قاره‌ای جایگیری کرده‌اند.

 

 

 

شکل 11- ترکیب سنگ‌های ریولیتی علمدار (خاور تسوج) در: A) نمودار به‌هنجارشده در برابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنکبوتی به‌هنجارشده در برابر ترکیب ORG (Pearce et al., 1984)

 

 

مقایسه نمودار‏‌های عنکبوتی برای سنگ‌های منطقه با نمودار‏‌های گرانیت‏‌هایی از محیط‏‌های گوناگون زمین‏‌ساختی که نسبت به پلاژیوگرانیت‌های شکاف میان‌اقیانوس (ORG) (Pearce et al., 1984) به‌هنجار شده‏‌اند، نشان می‏‌دهد که سنگ‌های منطقه نسبت به گرانیت‌های یادشده آنومالی بالا و مثبت Nd، Sm، Ce، Rb و K2O و آنومالی منفی و آشکاری از عنصرهای Ta، Nb، Ti و Zr دارند (شکل‌های 12- A تا 12- D). برپایة بررسی‌های Wilson (1989)، این ویژگی‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة نقش فرایندهای ذوب‏‌بخشی با خاستگاه پوسته‏‌ای در پیدایش سنگ‌های بررسی‏‌شده هستند. مقایسه نمودار‏‌های عنکبوتی سنگ‌های منطقه با گرانیت‌هایی از محیط‌های زمین‏‌ساختی گوناگون در شکل 12، همخوانی نسبی با گرانیت‌های پسابرخوردی (Post-COLG) (شکل –D 12) و همخوانی کمتر با گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn- COLG) (شکل –C 12) را نشان می‏‌دهد.

برای ارزیابی و شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی سنگ‌های ماگمایی، نمودارهای جداکنندة عنصرهای فرعی و با تحرک کم به‌کار برده شد. برای شناسایی محیط‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگون Batchelor و Bowden (1985) نموداری را برپایة عنصرهای اصلی پیشنهاد کرده‏‌اند. این نمودار برپایة پارامترهای کاتیونی R1 و R2 پیشنهاد شده است. در این نمودار نمونه‏‌های ریولیت علمدار در محدودة پس از کوهزایی (Post orogenic) جای گرفته‏‌اند (شکل 13- A). در نمودار Y+Nb در برابر Rb که محیط کمان آتشفشانی را از محیط همزمان با برخورد جدا می‏‌کند، جایگاه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة‏‌ کمان آتشفشانی (VAG) است (شکل 13- B). برپایة نمودارهای Y در برابر Nb، Ta+Yb در برابر Rb، Yb در برابر Ta و Y+Nb در برابر Rb (Pearce et al., 1984) نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة کمان آتشفشانی‏‌ (VAG) جای گرفته‏‌اند (شکل 13- C تا 13- F). نسبت عنصرهای کمیاب Zr/Y برای شناختن رژیم زمین‏‌ساختی کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای (3Zr/Y>) از کمان‌های آتشفشانی اقیانوسی (3Zr/Y<) به‌کار برده می‌شود (Pearce and Norry, 1979). برپایة نمودار، سنگ‌های ریولیتی علمدار با نسبت 3Zr/Y>، ویژگی‌های کمان آتشفشانی قاره‌ای را دارند.

 

 

 

 

شکل 12- مقایسة نمودارهای عنکبوتی عنصرهای ناسازگار در ریولیت‌های علمدار (خاور تسوج) با الگوهای شناخته‌شدة نمودارهای عنکبوتی برای محیط‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگون: A) WPG (گرانیتوییدهای درون صفحه‏‌ای)؛ B) VAG (گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی)؛ C) Syn-COLG (گرانیتوییدهای همزمان با برخورد)؛ D) Post-COLG (گرانیتوییدهای پسابرخوردی) (داده‌ها از Pearce و همکاران (1984) هستند؛ محدودة خاکستری رنگ در نمودارها نمونه‌های بررسی‏‌شده در علمدار را نشان می‌دهد)


 


Pearce (1996) در نمودار Y+Nb در برابر Rb، محدودة پسابرخوردی (Post-COLG) را در محل همبری محدوده‏‌های WPG، VAG و Syn-COLG دانسته است. برپایة این نمودار، بیشتر نمونه‏‌های ریولیتی در محدودة Post-COLG جای گرفته‌اند و به پهنه‏‌های پس از برخورد وابسته هستند (شکل 13- F).

 

 

 

شکل 13- نمونه‏‌های ریولیتی علمدار (خاور تسوج) در: A) نمودار R1-R2پیشنهادی Batchelor و Bowden (1985) (R1=4Si.11(Na+K)2(Fe+Ti)؛ R2= 6Ca +2Mg +Al)؛ Bتا F) نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌ها (Pearce et al., 1984) (محدودة Post-COLG در نمودار F از Pearce (1996) است؛ VAG: گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی؛ ORG: گرانیتوییدهای شکاف میان‌اقیانوس؛ WPG: گرانیتوییدهای درون صفحه‌ای؛ Syn – COLG: گرانیتوییدهای همزمان با برخورد؛ Post – COLG: گرانیتوییدهای پسابرخوردی)

 

 

برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی Shahzeidi و همکاران (2016) در این منطقه، بلندی‌های میشو در پی رفتار فاز ادیاکاران در 550 میلیون سال پیش، در جایگاه پهنه‌ای برخوردی بوده‌اند. برپایة این نکته، این منطقه بخشی از مرز فعال قاره‌ای پروتوتتیس در آذربایجان است که در آن، فرورانش رو به جنوب‌باختری سنگ‌کرة اقیانوسی به زیر گندوانا، برخورد خشکی‌های شمالی با گندوانا را در پی داشته است (Shahzeidi et al., 2016). پس حاکم‏‌شدن رژیم زمین‌ساختی کششی پسابرخوردی با تحریک سنگ‌کره و کاهش فشار، شرایط را برای ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‌ای و پیدایش ریولیت‌های علمدار در کوه‌های میشو فراهم کرده است و جایگیری گرانیت دوران و ریولیت‌های معادل آن در راستای پهنة برخوردی در کوه‌های میشو را به دنبال داشته است.

 

نتیجه‏‌گیری

- سنگ‌های ریولیتی علمدار در خاور تسوج درون رسوب‌های سازند کهر رخنمون یافته‌اند. پس برپایة بررسی‌های چینه‏‌شناسی، سن نسبی این توده پرکامبرین و یا کمی پس از آن دانسته می‌شود.

- کوارتز مهم‏‌ترین و فراوان‏‌ترین کانی سازندة این سنگ‌هاست که به‌صورت بلورهای درشت تا ریزِ نیمه‌شکل‌دار در این سنگ‌ها دیده می‌شود. بیشتر درشت بلورهای کوارتز خوردگی خلیجی‌شکل و شکستگی دارند. میکرولیت‌های پتاسیم‏‌فلدسپار و میکروکریستال‏‌های کوارتز بخش مهمی از خمیرة سنگ را دربر می‌گیرند. در این ریولیت‌ها گاه خمیرة شیشه‏‌ای تبلور دوباره پیدا کرده‏‌ است. بافت بیشتر این سنگ‌ها میکرولیتی پورفیریک و هیالوپورفیری است.

- بررسی‌های زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند سنگ‌های ریولیتی بررسی‏‌شده سرشت پرآلومینوس دارند و به سری کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی متعلق هستند.

- از دیدگاه سنگ‌زایی، سنگ‌های ریولیتی از گرانیت‌های تیپ A و غیرکوهزایی با خاستگاه پوسته‌ای (زیر گروه A2) هستند و در نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی ماگما در محدودة پس از کوهزایی جای گرفته‌اند.

- در نمودار‏‌های عنکبوتی‏‌، آنومالی‏‌ مثبت از عنصرهایی مانند K، Rb و Nd و آنومالی‏‌ منفی در عناصری مانند Ti، Nb و Ta دیده می‏‌شود. بررسی نمودارهای چندعنصری برای سنگ‌های ریولیتی، نشان‌دهندة پیدایش آنها از خاستگاهی پوسته‏‌ای است.

- غنی‌شدگی شدید از LREE‌ها نسبت به HREE‌ها نشان‌دهندة پیدایش آنها از خاستگاهی غنی‌شده در ارتباط با ذوب سنگ‌های پوسته‌ای است. برپایة نمودارهای شناسایی خاستگاه ماگماها، جایگاه زمین‏‌ساختی سنگ‌های بررسی‏‌شده، محیط‏‌های پسابرخوردی بوده است. رویداد رژیم زمین‌ساختی کششی پسابرخوردی با کاهش فشار سنگ‌کره‌ای، شرایط را برای ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای و پیدایش ریولیت‌های علمدار در راستای پهنة برخوردی در کوه‌های میشو فراهم کرده است.

 

Ahankub, M., Jahangiri, A. and Moayyed, M. (2014) Petrology and geochemisatry of mafic rocks and A2 granitoids of Mishow from SE Marand, NW Iran. Economic geology 2: 215-233 (In Persian).

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

Batchelor, R. A. and Bowden P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rocks series using multicationic parameters. Chemial Geology 48: 43-55.

Behyari, M., Mohajjel, M., Rezaeian, M. and Moayyed, M. (2015) Analysis of Exhumation History Using Low- Temperature Thermochronometer; Misho Mountains, NW Iran. Geosciences 96: 65-72.

Bowen, N. I. and Tuttle, O. F. (1950) The system NaAlSi3O8-KAlSi3O8-H2O. Jounal of Geology 58: 489-511.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: Bullen, T. D. and Clynne, M. A. (1990): Trace element and isotopic constraints on magmatic evolution at Lassen Volcanic center. Journal of Geophysical Research 95: 19671-19691.

De La Roche, H., Leterrier, J., Gran Caludc, P. and Marcher, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1- R2 diagrams and major element analysis. Chemical Geology 29: 183- 210.

Di, Y., Zhao, H., Zhang, Y., Zhao, J. and Yang, L. (2003) Petrographic evidences for magma mixing in the granitoids from Tongling area, Anhui Province. Beijing Geology 15(1): 12-16 (in Chinese with English abstract).

Donaldson, C. H. and Henderson, C. M .B. (1988) A new interpretation of round embayments in quartz crystals. Mineralogical Magazine 52: 27-33.

Eby, G. N. (1992) Chemical Subdivision of the A-type granitoids: Petrogenesis and tectonic impelications. Geology 20: 641-644.

Edwards, C. M. H., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F., Morrid, J. D., Leeman, W. P. and Harmon, R. S. (1994) The transition to potassic alkaline volcanism in island arcs: the Ringgit – Beser Complex, East Indonesia. Journal of Petrology 35: 1557- 1595.

Eftekharnejad, J. (1975) Brief history and structural development of Azerbaijan. Geological Survey of Iran, Internal Report No. 8.

Eftekharnejad, J. (1980a) Tectonic classification of Iranin relation to depositional basins. Journal of Iranian Petroleum Society 82: 19-28 (in Persian).

Eftekharnejad, J. (1980b) Explanatory Report for Mahabad quadrangle map: 1/250000, English version of the thesis submitted to the Universiteed de Paris sub (Centre drsay) Geological Survey of Iran Geological Quadrangle No. B4.

Eftekharnejad, J., Asadyan, A., Mohajjel, M., Hajalilu, B. and Rastgarmirzayi, A. (1995) Geological map of Iran, 1:100,000 series sheet Takht-e-Soleiman. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Harris, C. (1983) The petrology of lavas and associated plutonic of Ascension Island. Journal of Petrology 24: 424-470.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U-Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic–Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451: 71–96.

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

Irvine, T. N. and Baragar W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Jurnal of Earth Sciences 8(5): 523-548.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock forming minerals. American Mineralogist 68: 227–79.

Le Matire, R. W. (1976) The chemical variability of some common igneouse rocks. Journal of Petrology 17(4): 589- 637.

Nabavi, M. H. (1976) An Introduction to the Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Nagudi, N., Koberl, C. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the sigo granite, Uganda and implications for origin. Journal of African Earth Sciences 36: 1-14.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds., Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva, Nantwich, UK.

Pearce, J. A. (1996) Source and setting of granitic rock. Episodes 19: 120-125.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Yb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.

Pearce. J. A, Hariss, 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.

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand Region, Central Iran: U–Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana Tectonics. American Journal of Science 303: 622–665.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, UK.

Saunders, A. D., Storey, M. Kent, R. W. and Norry, M. J. (1992) Consequent of plum lithosphere interactions. In: Magmatism and the causes of continent break-up (Eds., Storey, B. C., Alabaster, T. and Pankhurst, R. G.) Special Publication 68: 41-60. Geological Society of London, UK.

Shahzeidi, M. and Moayyed, M. (2016) Rb/Sr and Sm/Nd isotopic geochemistry and petrogenesis of the Mishow granitoids (NW Iran). Iranian Journal of Petrology 24: 87-114 (in Persian).

Shahzeidi, M., Moayyed, M., Murata, M., Yui, T. F., Arai, S., Chen, F. Pirnia, T. and Ahmadian, J. (2016) Late Ediacaran crustal thickening in Iran: Geochemical and isotopic constraints from the ~550 Ma Mishu granitoids (northwest Iran). International Geology Review 59(7): 793-811.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks: Their genesis, composition classification and their ralarion to ore-deposits. 3rd edition, John Wiely Sons, New York, US.

Sirvastava, R. K. and Singh, R. K. (2004) Trase element geochemistry and genesis of precabrian subalkaline mafic dikes from the central Indian caton evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Sciences 23: 373-389.

Stӧcklin, J., Ruttner, A. and Nabavi, M. H. (1964) New data on the lower Paleozoic and Pre-camberian of north Iran. Geological Survey of Iran Report (21): 29.

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

Valizadeh, M. V. and Esmaeili, D. (1994) Petrography and petrogenesis of the Douran granites. Journal of Science, University of Tehran 22: 1 (in Persian).

Wass, S. Y. and Roger, N. W. (1980) Mantle Metasomatism precursor to alkaline continental volcanism. Geochimica et Cosmochimica Acta (44): 1811-1823.

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristiocs, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology (95): 407-419.

Wilson, M. (1989)Igneous petrogenesis: a global tectonic approach. Unwin Hymen, London, UK.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magmas series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology (16): 325-343.