Document Type : Original Article
Author
Assistant of petrology-Mining faculty, Sahand University of Technology, Tabriz, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
ایران، قفقاز کوچک و آناتولی در مرز صفحه‌های قاره‌ای عربی و اوراسیا و شمال زمین‌درز اقیانوس تتیس جوان جای دارند. دربارة زمان بسته‌‌شدن اقیانوس تتیس جوان دیدگاه‌ها یکسان نیستند. برخی پژوهشگران زمان برخورد پایانی میان صفحه‌های عربی و اوراسیا را 12 میلیون سال پیش تعیین کرده‌اند (Şengör and Kidd, 1979; Şengör and Yılmaz, 1981) و به باور برخی دیگر، برخورد صفحه‌های قاره‌ای در زمان ائوسن رخ داده است (Kaymakci et al., 2010; Dilek et al., 2010; Sosson et al., 2010). فعالیت ماگمایی پس از برخورد به‌صورت فعالیتهای آتشفشانی میوسن پایانی- کواترنری و به‌شکل مخروطهای آتشفشانی جوان به‌خوبی در منطقه برخورد دو صفحة اوراسیا و عربی نمایان است و از میان آنها آتشفشانهای سهند و سبلان در شمال‌باختری ایران، قفقاز کوچک در آذربایجان و ارمنستان و آرارات در ترکیه را نام برد. پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در کرانة جنوب‌خاوری فلات بلند ایرانی- ترکی جای دارد (شکل 1).
شکل 1- نقشة زمین‌ساختی منطقة خاور مدیترانه تا خلیج فارس (Dilek et al., 2010) و موقعیت پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران در فلات بلند ایرانی- ترکی
ماگماتیسم سنوزوییک در پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران با فعالیت شدید آتشفشانی که سنگ‌های حد واسط و اسیدی فراوانی را پدید آورده است، در ائوسن آغاز شده و با جایگیری تودههای آذرین درونی بزرگ در الیگوسن- میوسن ادامه پیدا کرده است. در بخش جنوب‌باختری این پهنه، گنبدهای آتشفشانی اسیدیِ پس از میوسن دیده می‌شوند (Jamali et al., 2010). سنگ‌های بازالتی و تراکی‌آندزیتی پلیو- کواترنری به‌طور دگرشیب واحدهای قدیمی‌تر ماگمایی را به‌ویژه در آتشفشان سبلان و اطراف ورزقان در بخش مرکزی پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران پوشانده‌اند (Jamali et al., 2010). برپایه بررسی‌های Jamali و همکاران (2010)، همة سنگ‌های سنوزوییک پهنة اهر- ارسباران ویژگی پسابرخوردی ازخود نشان می‌دهند.
منطقة بررسی‌شده بخشی از چهارگوش ورزقان (Mehrpartou et al., 1992) است که در شمال‌باختری شهر ورزقان و میان طولهای جغرافیایی '30°46 تا '46°34 خاوری و عرضهای جغرافیایی "6/30'32°38 تا "11/44'38°37شمالی و در مرکز پهنة آتشفشانی اهر- ارسباران جای دارد (شکل های 1 و 2).
شکل 2- نقشة زمین‌شناسی منطقة شمال‌باختری ورزقان همراه با محلهای نمونه‌برداری (با تغییرات از: Mehrpartou و همکاران، 1992)
در دوران سنوزوییک منطقة ورزقان دستخوش فعالیتهای آذرین گسترده‌ای بوده است؛ به‌گونه‌ای که نزدیک به 45 درصد محدودة نقشة زمین‌شناسی 100000/1 ورزقان را سنگ‌های آذرین (درونی و آتشفشانی) فراگرفته است (Mehrpartou et al. 1992). پیامد این فعالیتهای آتشفشانی به‌صورت مخروط آتشفشانی ساخته‌شده از گدازه و سنگ‌های آذرآواری (از نوع توف و آگلومرا) در منطقة ورزقان دیده می‌شود.
سنگ‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن پلیو- کواترنری آذربایجان را Amel و همکاران (2009) بررسی کرده‌اند؛ اما به سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده در این پژوهش هیچ اشاره‌ای نشده است. ازاین‌رو، این پژوهش برای تکمیل بررسی‌های سنگ‌شناسی روی سنگ‌های آندزیتی پلیو- کواترنری در منطقة شمال‌باختری ورزقان (اطراف روستاهای شرف‌آباد، گزنبند و کهنه‌علی) انجام شد. در این پژوهش کانی‌شناسی، سنگ‌نگاری و زمینشیمی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب سنگ‌های شمال‌باختری ورزقان بررسی شد. این بررسی در درک چگونگی پیدایش و تحول سنگ‌های آتشفشانی پهنة اهر- ارسباران کمک شایانی می‌کند. برای رسیدن به منطقة بررسی‌شده باید پس از گذر از جاده تبریز- اهر- ورزقان به‌سوی شهر ورزقان رفت و از آنجا به جادة ورزقان- خاروانا وارد شد تا پس از مسافت نزدیک به 10کیلومتر به منطقة بررسی‌شده دسترسی پیدا کرد.
زمین‌شناسی منطقه
آگلومراها و روانههای آندزیتی هورنبلند‌دار با بافت پورفیری به سن ائوسن از کهن‌ترین واحد زمین‌شناسی منطقه هستند که با واحدهای جوان‌تر به سن پلیو- کواترنری پوشیده شده‌اند (شکل 2). پیدایش نهشتههای پلیو- کواترنری با فوران انفجاری و خروج مواد آذرآواری با ترکیب حد واسط از نوع توف برش آغاز شده و با خروج گدازههای آندزیتی دوپیروکسن‌دار به پایان رسیده است. این محصولات آتشفشانی مخروطهای آتشفشانی فراوانی را ساخته‌‌اند که در بالای همة آنها نشانه‌هایی از دهانههای آتشفشانی به‌چشم می‌خورد. برای نمونه، در بررسی‌های صحرایی دهانه‌ای به قطر نزدیک به 3 متر در بالای مخروط آتشفشانی در جنوب منطقه (خاور روستای کهنه‌علی) دیده شد (شکل 2). مهم‌ترین ویژگی ساختی این گدازهها شکستگیهای آنهاست که به‌صورت دو دسته درزه کمابیش عمود برهم دیده می‌شوند. روی واحدهای یادشده، افقی از نهشتههای کنگلومرایی جای دارد که با رسوب‌های آبرفتی عهد حاضر شامل قلوه‌سنگ، سیلت و رس پوشیده می‌شود (شکل 2).
روش انجام پژوهش
در مقاطع زمانی مختلف در تابستان 1390، بررسی‌های صحرایی برای بررسی منطقة بررسی‌شده از دیدگاه سنگ‌شناسی و انجام نمونه‌برداری و عکس‌برداری از رخنمونهای سنگی و تعیین محل نمونهبرداریها با دستگاه GPS با تعیین مسیرهایی که بیشترین برونزد سنگی را داشتند انجام شد.
مختصات همة ایستگاهها با دستگاه GPS به‌طور دقیق یادداشت و روی نقشه آورده شده‌اند (شکل 2). بررسی سنگ‌نگاری نمونه‌ها با میکروسکوپ پلاریزان مدل BXP60-Olympus در آزمایشگاه میکروسکوپی دانشگاه صنعتی سهند انجام شد.
برای شناخت دقیق ترکیب شیمیایی کانیهای سازنده، نمونه‌ای از سنگ‌های بررسی‌شده پس از تهیة مقطع نازک- صیقلی با دستگاه ریزکاوالکترونی مدل CAMECA SX100 EPMA (ساخت کشور فرانسه) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شیمیایی نقطه‌ای شد. تجزیه روی کانیهای مورد نظر در شرایط ولتاژ شتاب‌دهندة Kev 15، شدت جریان nA 20 و قطر پرتوی 5 میکرون انجام گرفت. برای تعیین Fe3+ از روش Droop (1987) بهره گرفته شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌های 1 تا 3 آورده شده‌اند.
پس از آن، از میان نمونه‌ها، شمار 12 نمونه با کمترین دگرسانی برای آنالیز سنگ کل (تعیین درصد اکسیدهای عنصرهای اصلی، میزان عنصرهای فرعی و REE) برگزیده شدند. از میان نمونه‌ها، سه نمونه به آزمایشگاه شرکت SGS کانادا فرستاده شدند (نمونههایی که با نماد ستاره در جدول 4 نشان داده شده‌اند) و با دستگاه ICP-MS تجزیه شیمیایی شدند. آستانة آشکارسازی دستگاه برای عنصرهای اصلی برابربا 01/0 درصد و برای عنصرهای کمیاب از 05/0 تا 5 پی‌پی‌ام است. دیگر نمونه‌ها برای تجزیة عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به شرکت زرآزما زنجان فرستاده شدند. در این شرکت، نمونه‌ها پس از آماده‌سازی به کمک لیتیم‌متابورات ذوب شدند و محصول به‌دست‌آمده با اسیدنیتریک رقیق حل و سپس با دستگاه ICP-OES مقدار اکسیدهای عنصرهای اصلی با دقت 01/0 تا 05/0 درصد به‌دست آورده شد. اندازه‌گیری عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش انحلال در 4 اسید و اندازه‌گیری مقدار آنها با دستگاه ICP-MS و با دقت 02/0 تا 100 پی‌پی‌ام انجام شد.
در مرحلة پایانی، داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمینشیمی با یکدیگر آمیخته و تجزیه و تحلیل شدند. در پردازش داده‌های سنگ کل از نرم‌افزار GCDkit 4.1 (Janousek et al., 2006) استفاده شد.
جدول 1- داده‌های تجزیة ریزکاوالکترونی کانی پلاژیوکلاز (برپایة درصدوزنی) به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 8 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی (Ab: آلبیت؛ Or: ارتوکلاز و An: آنورتیت)
|
Sample No. |
KA5- P9 |
KA5- P10 |
KA5- P11 |
Average P9- 11 |
KA5- P15 |
KA5- P16 |
Average P15- 16 |
KA5- P17 |
|
SiO2 |
54.53 |
58.06 |
58.32 |
56.97 |
50.58 |
51.32 |
50.95 |
54.33 |
|
TiO2 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
|
Al2O3 |
30.31 |
27.47 |
26.20 |
27.99 |
31.19 |
30.00 |
30.60 |
28.78 |
|
FeO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.12 |
0.06 |
0.01 |
|
MnO |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.10 |
|
MgO |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.05 |
|
CaO |
9.01 |
8.24 |
7.35 |
8.20 |
15.34 |
13.48 |
14.41 |
10.76 |
|
Na2O |
6.11 |
6.29 |
8.41 |
6.94 |
3.08 |
4.51 |
3.80 |
6.11 |
|
K2O |
0.42 |
0.68 |
0.49 |
0.53 |
0.13 |
0.23 |
0.18 |
0.39 |
|
Total |
100.41 |
100.78 |
100.81 |
100.67 |
100.40 |
99.70 |
100.05 |
100.55 |
جدول 1- ادامه
|
Si4+ |
2.44 |
2.58 |
2.60 |
2.54 |
2.30 |
2.35 |
2.32 |
2.45 |
|
Ti4+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al3+ |
1.60 |
1.44 |
1.38 |
1.47 |
1.67 |
1.62 |
1.65 |
1.53 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca2+ |
0.43 |
0.39 |
0.35 |
0.39 |
0.75 |
0.66 |
0.70 |
0.52 |
|
Na1+ |
0.53 |
0.54 |
0.73 |
0.60 |
0.27 |
0.40 |
0.34 |
0.53 |
|
K1+ |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
|
Total |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
|
Ab |
0.54 |
0.56 |
0.66 |
0.59 |
0.27 |
0.37 |
0.32 |
0.50 |
|
Or |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
|
An |
0.44 |
0.40 |
0.32 |
0.38 |
0.73 |
0.62 |
0.67 |
0.48 |
جدول 1- ادامه
|
Sample No. |
KA5- P18 |
KA5- P19 |
KA5- P20 |
Average P17- 20 |
KA5- P21 |
KA5- P22 |
Average P21- 22 |
|
SiO2 |
55.03 |
54.12 |
58.04 |
55.38 |
50.76 |
49.18 |
49.97 |
|
TiO2 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
|
Al2O3 |
29.06 |
29.18 |
25.67 |
28.17 |
30.64 |
31.49 |
31.07 |
|
FeO |
0.18 |
0.00 |
0.48 |
0.17 |
0.30 |
0.65 |
0.48 |
|
MnO |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.12 |
0.00 |
0.06 |
|
MgO |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.08 |
0.06 |
|
CaO |
11.24 |
11.74 |
9.01 |
10.69 |
13.78 |
15.38 |
14.58 |
|
Na2O |
5.14 |
5.53 |
6.07 |
5.71 |
4.46 |
3.18 |
3.82 |
|
K2O |
0.33 |
0.28 |
0.64 |
0.41 |
0.30 |
0.08 |
0.19 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
101.05 |
100.93 |
99.96 |
100.62 |
100.39 |
100.06 |
100.23 |
|
Si4+ |
2.46 |
2.43 |
2.61 |
2.49 |
2.32 |
2.26 |
2.29 |
|
Ti4+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al3+ |
1.53 |
1.55 |
1.36 |
1.49 |
1.65 |
1.70 |
1.68 |
|
Fe2+ |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
|
Mn2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
|
Ca2+ |
0.54 |
0.57 |
0.43 |
0.51 |
0.67 |
0.76 |
0.72 |
|
Na1+ |
0.45 |
0.48 |
0.53 |
0.50 |
0.39 |
0.28 |
0.34 |
|
K1+ |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
|
Cr3+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Formula |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
|
Ab |
0.44 |
0.45 |
0.53 |
0.48 |
0.36 |
0.27 |
0.32 |
|
Or |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
|
An |
0.54 |
0.53 |
0.43 |
0.50 |
0.62 |
0.72 |
0.67 |
جدول 2- داده‌های تجزیة ریزکاوالکترونی کانی کلینوپیروکسن به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 6 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Ac: آکمیت) (Mg#=Mg/ (Mg+Fe2+))
|
Sample No. |
KA5- cpx1 |
KA5- cpx2 |
KA5- cpx3 |
KA5- cpx4 |
KA5- cpx7 |
KA5- cpx8 |
KA5- cpx14 |
|
SiO2 |
52.42 |
52.54 |
53.47 |
53.22 |
53.81 |
55.09 |
55.26 |
|
TiO2 |
0.50 |
0.49 |
0.36 |
0.31 |
0.40 |
0.30 |
0.45 |
|
Al2O3 |
1.81 |
1.93 |
1.32 |
1.27 |
1.36 |
1.22 |
1.53 |
|
Cr2O3 |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
FeO |
8.79 |
8.52 |
6.75 |
8.27 |
8.21 |
6.01 |
5.08 |
|
MnO |
0.48 |
0.47 |
0.53 |
0.50 |
0.51 |
0.62 |
0.43 |
|
MgO |
15.57 |
15.68 |
15.52 |
15.92 |
15.10 |
15.25 |
15.15 |
|
CaO |
20.32 |
20.23 |
20.68 |
20.68 |
21.00 |
21.06 |
20.69 |
|
Na2O |
0.47 |
0.45 |
0.47 |
0.42 |
0.42 |
0.34 |
0.44 |
|
Total |
100.38 |
100.33 |
99.14 |
100.59 |
100.81 |
99.89 |
99.03 |
|
Si |
1.93 |
1.93 |
1.99 |
1.95 |
1.98 |
2.04 |
2.05 |
|
Ti |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Al |
0.08 |
0.08 |
0.06 |
0.06 |
0.06 |
0.05 |
0.07 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2+ |
0.27 |
0.26 |
0.21 |
0.25 |
0.25 |
0.19 |
0.16 |
|
Mn |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
|
Mg |
0.86 |
0.86 |
0.86 |
0.87 |
0.83 |
0.84 |
0.84 |
|
Ca |
0.80 |
0.80 |
0.82 |
0.81 |
0.83 |
0.83 |
0.82 |
|
Na |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
|
Total |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
|
Si |
1.94 |
1.94 |
1.98 |
1.96 |
1.98 |
2.02 |
2.03 |
|
Aliv |
0.06 |
0.06 |
0.02 |
0.04 |
0.02 |
-0.02 |
-0.03 |
|
Alvi |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
0.04 |
0.07 |
0.09 |
|
Fe3+ |
0.07 |
0.05 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ti |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Fe2+ |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.20 |
0.25 |
0.19 |
0.16 |
|
Mn |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
|
Mg |
0.86 |
0.86 |
0.86 |
0.88 |
0.83 |
0.83 |
0.83 |
|
Ca |
0.81 |
0.80 |
0.82 |
0.82 |
0.83 |
0.83 |
0.81 |
|
Na |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
|
Total |
4.02 |
4.02 |
3.99 |
4.02 |
4.00 |
3.96 |
3.95 |
|
Wo |
40.61 |
40.58 |
42.36 |
41.02 |
42.35 |
43.76 |
44.09 |
|
En |
43.30 |
43.77 |
44.24 |
43.94 |
42.38 |
44.10 |
44.92 |
|
Fs |
14.39 |
14.03 |
11.67 |
13.53 |
13.74 |
10.86 |
9.29 |
|
Ac |
1.70 |
1.63 |
1.74 |
1.51 |
1.53 |
1.28 |
1.70 |
|
Mg# |
0.81 |
0.80 |
0.80 |
0.81 |
0.77 |
0.82 |
0.84 |
جدول 3- داده‌های تجزیة ریزکاوالکترونی کانی ارتوپیروکسن به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 6 اتم اکسیژن سازندههای پایانی (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Ac: آکمیت) (Mg#=Mg/ (Mg+Fe2+))
|
Sample No. |
KA5- opx5 |
KA5- opx12 |
KA5- opx13 |
|
Sample No. |
KA5- opx5 |
KA5- opx12 |
KA5- opx13 |
|
SiO2 |
56.87 |
54.33 |
55.90 |
|
Na |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
TiO2 |
0.31 |
0.25 |
0.25 |
|
Total |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
|
Al2O3 |
1.72 |
0.90 |
1.58 |
|
Si |
2.02 |
1.98 |
2.02 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
-0.02 |
0.02 |
-0.02 |
|
FeO |
9.56 |
17.83 |
14.68 |
|
Al |
0.09 |
0.02 |
0.09 |
|
MnO |
1.22 |
0.90 |
0.70 |
|
Ti |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
MgO |
27.45 |
24.89 |
24.44 |
|
Fe2+ |
0.29 |
0.54 |
0.45 |
|
CaO |
1.49 |
1.21 |
1.52 |
|
Mn |
0.04 |
0.03 |
0.02 |
|
Na2O |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
|
Mg |
1.45 |
1.35 |
1.32 |
|
Total |
98.64 |
100.33 |
99.11 |
|
Ca |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
|
Si |
2.06 |
1.98 |
2.05 |
|
Na |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ti |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Total |
3.94 |
4.00 |
3.95 |
|
Al |
0.07 |
0.04 |
0.07 |
|
Wo |
3.09 |
2.40 |
3.18 |
|
Fe2+ |
0.29 |
0.54 |
0.45 |
|
En |
79.13 |
68.55 |
71.17 |
|
Mn |
0.04 |
0.03 |
0.02 |
|
Fs |
17.71 |
28.98 |
25.50 |
|
Mg |
1.48 |
1.35 |
1.34 |
|
Ac |
0.07 |
0.07 |
0.15 |
|
Ca |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
|
Mg# |
0.83 |
0.71 |
0.75 |
جدول 4- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل آندزیتهای دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان (Fe2O3t= total Fe as Fe2O3; LOI=Loss on Ignition; Fe2+=0.89*Fe2O3t; Mg#=molar Mg/(Mg+Fe2+)*100)
|
Sample No. |
VS- 18* |
VS- 19* |
VS- 21* |
GZ- 1 |
GZ- 2 |
GZ- 3 |
KA- 1 |
KA- 3 |
KA- 4 |
KA- 5 |
KA- 6 |
KA- 7 |
|
Major oxides (Wt%) |
||||||||||||
|
SiO2 |
56.10 |
56.10 |
56.10 |
60.41 |
60.41 |
60.41 |
59.08 |
59.59 |
59.11 |
57.36 |
53.90 |
58.44 |
|
TiO2 |
0.78 |
0.80 |
0.83 |
0.56 |
0.56 |
0.56 |
0.65 |
0.65 |
0.65 |
0.78 |
0.85 |
0.64 |
|
Al2O3 |
17.80 |
17.90 |
18.00 |
16.78 |
16.78 |
16.78 |
17.20 |
17.31 |
17.50 |
17.19 |
18.48 |
17.24 |
|
Fe2O3t |
7.00 |
7.54 |
7.53 |
6.01 |
6.01 |
6.01 |
6.40 |
6.08 |
5.79 |
7.76 |
8.57 |
6.68 |
|
MnO |
0.13 |
0.13 |
0.13 |
0.09 |
0.09 |
0.09 |
0.08 |
0.08 |
0.18 |
0.10 |
0.09 |
0.09 |
|
MgO |
3.11 |
3.45 |
3.45 |
2.50 |
2.50 |
2.50 |
2.74 |
2.69 |
2.79 |
3.05 |
3.03 |
2.86 |
|
CaO |
6.89 |
6.94 |
7.00 |
5.46 |
5.46 |
5.46 |
6.14 |
6.10 |
6.56 |
6.76 |
8.38 |
6.52 |
|
Na2O |
3.90 |
3.70 |
3.90 |
3.62 |
3.62 |
3.62 |
3.59 |
3.75 |
3.73 |
3.43 |
3.89 |
3.64 |
|
K2O |
2.05 |
2.07 |
1.94 |
2.42 |
2.42 |
2.42 |
2.10 |
2.05 |
2.10 |
2.06 |
1.19 |
2.15 |
|
P2O5 |
0.22 |
0.21 |
0.22 |
0.16 |
0.16 |
0.16 |
0.18 |
0.20 |
0.20 |
0.20 |
0.20 |
0.21 |
|
LOI |
1.07 |
1.08 |
0.79 |
1.87 |
1.87 |
1.87 |
1.72 |
1.37 |
1.26 |
1.20 |
1.32 |
1.41 |
|
Total |
99.00 |
99.90 |
100.00 |
99.88 |
99.88 |
99.88 |
99.88 |
99.87 |
99.87 |
99.89 |
99.90 |
99.88 |
|
Mg# |
47 |
48 |
48 |
45 |
45 |
45 |
46 |
47 |
49 |
44 |
41 |
46 |
|
Trace elements (ppm) |
||||||||||||
|
Ba |
530 |
590 |
560 |
515 |
547 |
565 |
583 |
619 |
684 |
525 |
343 |
566 |
|
Co |
19.6 |
21.9 |
21.2 |
13.2 |
17.5 |
17.5 |
15.3 |
14.9 |
19.7 |
16.4 |
19.3 |
15.1 |
|
Cr |
34.22 |
34.22 |
34.22 |
11 |
13 |
10 |
9 |
8 |
9 |
9 |
10 |
9 |
جدول 4- ادامه
|
Cs |
2 |
1.9 |
1.8 |
2.4 |
1.8 |
1.6 |
2 |
1.9 |
2 |
1.7 |
0.7 |
1.8 |
|
Hf |
4 |
4 |
4 |
3.72 |
2.94 |
3.16 |
3.39 |
3.43 |
3.31 |
3.56 |
2.11 |
3.24 |
|
Nb |
8 |
8 |
8 |
7.8 |
6.6 |
7.1 |
7.5 |
7.8 |
7.1 |
6.1 |
4.9 |
7.5 |
|
Ni |
21 |
22 |
19 |
9 |
19 |
12 |
9 |
9 |
8 |
9 |
10 |
9 |
|
Rb |
51.1 |
50 |
47.4 |
47 |
32 |
35 |
44 |
42 |
45 |
32 |
19 |
38 |
|
Sr |
520 |
520 |
530 |
296 |
399 |
424 |
342 |
338 |
336 |
315 |
438 |
397 |
|
Ta |
0.5 |
0.5 |
0.5 |
0.9 |
0.65 |
0.78 |
0.99 |
0.95 |
1.31 |
0.68 |
0.38 |
0.97 |
|
Th |
7.3 |
6.8 |
7.1 |
7.13 |
3.93 |
4.39 |
5.94 |
5.85 |
5.93 |
5.1 |
1.79 |
5.4 |
|
U |
2.25 |
2.1 |
2.13 |
2.8 |
1.8 |
2 |
2.49 |
2.4 |
2.4 |
1.9 |
1.1 |
2.3 |
|
V |
169 |
189 |
183 |
89 |
113 |
114 |
121 |
114 |
117 |
126 |
196 |
117 |
|
Y |
22.5 |
22.2 |
22.6 |
16 |
14.8 |
15.5 |
16.5 |
15.6 |
16.2 |
18.7 |
14.3 |
15.1 |
|
Zr |
129 |
128 |
125 |
140 |
112 |
116 |
133 |
136 |
121 |
134 |
79 |
132 |
|
Rare earth elements (ppm) |
||||||||||||
|
La |
24.4 |
22.5 |
24.6 |
19 |
16 |
17 |
19 |
19 |
18 |
17 |
14 |
19 |
|
Ce |
45.8 |
42.3 |
44.2 |
36 |
33 |
35 |
38 |
37 |
36 |
34 |
27 |
37 |
|
Pr |
5.59 |
5.02 |
5.52 |
4.89 |
4.59 |
4.75 |
5.22 |
5.01 |
4.71 |
4.82 |
4 |
4.89 |
|
Nd |
21.7 |
19.6 |
21.5 |
18.3 |
17.5 |
18.2 |
19.7 |
18.8 |
17.8 |
18.5 |
15.8 |
18.5 |
|
Sm |
4.5 |
4.3 |
4.5 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Eu |
1.18 |
1.09 |
1.25 |
1.25 |
1.29 |
1.31 |
1.37 |
1.3 |
1.33 |
1.4 |
1.28 |
1.33 |
|
Gd |
4.02 |
3.81 |
4.07 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Tb |
0.61 |
0.59 |
0.64 |
0.6 |
0.56 |
0.62 |
0.62 |
0.59 |
0.61 |
0.68 |
0.58 |
0.59 |
|
Dy |
3.77 |
3.62 |
3.82 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Ho |
0.8 |
0.77 |
0.81 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Er |
2.38 |
2.18 |
2.38 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Tm |
0.36 |
0.33 |
0.36 |
0.32 |
0.29 |
0.31 |
0.32 |
0.31 |
0.33 |
0.4 |
0.29 |
0.31 |
|
Yb |
2.5 |
2.1 |
2.3 |
1.9 |
1.7 |
1.8 |
1.9 |
1.8 |
1.9 |
2.2 |
1.5 |
1.7 |
|
Lu |
0.38 |
0.34 |
0.36 |
0.3 |
0.27 |
0.29 |
0.3 |
0.29 |
0.31 |
0.35 |
0.25 |
0.28 |
|
Eu/Eu* |
0.85 |
0.82 |
0.89 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
LaN/YbN |
6.58 |
7.22 |
7.21 |
6.74 |
6.35 |
6.37 |
6.74 |
7.12 |
6.39 |
5.21 |
6.29 |
7.54 |
سنگ‌نگاری
سنگ‌های آتشفشانی پلیو- کواترنری با روند شمال‌باختری - جنوب‌خاوری به‌صورت مخروطهای آتشفشانی متشکل از تناوب مواد آذرآواری و روانههای آندزیتی در شمال‌باختری ورزقان گسترش یافته‌اند (شکل 3- A). این سنگ‌ها در نمونه دستی به رنگ سیاه هستند و در آنها درشت بلورهای فلدسپار و پیروکسن دیده می‌شوند (شکل 3- B). اندازه درشت بلورهای فلدسپار به 5 میلیمتر و پیروکسن به 4 میلیمتر می‌رسد. این سنگ‌ها بافتهای پورفیری با زمینة دانه‌ریز تا شیشه‌ای، گلومروپورفیری، حفره‌ای و افیتیک دارند و پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن از فراوان‌ترین فنوکریستهای آنها به‌شمار می‌روند.
پلاژیوکلاز: این کانی نزدیک به 40 درصدحجمی فنوکریستها را دربر گرفته است و به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار با ماکل پلی‌سینتتیک و گاه ماکل توأم پلی‌سینتتیک و کارلسباد و نیز منطقه‌بندی دیده می‌شود. برخی بلورهای پلاژیوکلاز از حاشیه دگرسان شده‌اند. این کانی به دو صورت در این سنگ‌ها دیده می‌شوند.
شکل 3- تصویرهایی از نمونههای دستی و میکروسکوپیِ آندزیتهای دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان. A) تناوب گدازة آندزیتی و سنگ‌های آذرآواری در شمال روستای گزنبند (دید رو به شمال)؛ B) درشت‌بلورهای سفیدرنگ پلاژیوکلاز و سیاه پیروکسن در نمونة دستی آندزیت گزنبند؛ C) مقطع عرضی بلور کلینوپیروکسن و طولی ارتوپیروکسن، به‌همراه بلورهای پلاژیوکلاز در نمونة آندزیت گزنبند (در XPL)؛ D) پلاژیوکلاز نیمه‌شکل‌دار با بافت غربالی در نمونة آندزیتی کهنه‌علی (در XPL)؛ E) مقطع عرضی بلور کلینوپیروکسن و طولی ارتوپیروکسن به‌همراه بلورهای پلاژیوکلاز در نمونة آندزیت کهنه‌علی (در XPL)؛ F) فراگرفته‌‌شدن بلور ارتوپیروکسن در بلور کلینوپیروکسن به‌همراه پلاژیوکلاز در نمونة آندزیتی شرف‌آباد (در XPL) (نام‌های اختصاری به‌کاررفته برای کانیها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده‌اند)
نخستین نسل پلاژیوکلازها به‌صورت درشت‌بلور و به‌صورت نیمه‌شکل‌دار است و ماکلهای پلی‌سینتتیک و ماکل توأم پلی‌سینتتیک و کارلسباد دارد (شکل‌های 3- C تا 3- F). در این کانیها بافتها و فرایندهای غیرتعادلی گوناگون مانند بافت غربالی (شکل 3- D)، تحلیل‌یافتگی و منطقه‌بندی و نیز دگرسانی به سریسیت دیده می‌شوند. به باور Nelson و Montana (1992) و Zellmer و همکاران (2003)، منطقه‌بندی، بافت غربالی و خوردگی خلیجی در پلاژیوکلازها از نشانههای شرایط نبود تعادل هنگام انجماد ماگما هستند. این پدیده‌ها احتمالاً پیامد بالاآمدن سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، فرایندهای آلایش، هضم و کاهش فشار حاکم بر ماگما هستند. نسل دومِ پلاژیوکلازها به‌صورت میکروفنوکریست و میکرولیت در زمینة سنگ دیده می‌شوند و دچار دگرسانی کمتری شده‌اند. برپایة اطلاعات به‌دست‌آمده از تجزیه ریزکاوالکترونی، ترکیب پلاژیوکلازها آندزین تا لابرادوریت به‌دست آمده است (جدول 1؛ شکل 4).
کلینوپیروکسن: این کانی نزدیک به 20 درصدحجمی کانیهای فنوکریست را دربر گرفته است و به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هم به‌صورت فنوکریست و هم در زمینه دیده می‌شود (شکل‌های 3- C تا 3- F). برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی، ترکیب شیمیایی آنها بیشتر از نوع اوژیت به‌دست آمده است (شکل 5؛ جدول2). به باور Gill (1981)، ماگمای آندزیتی در فشارهای نزدیک به سطح زمین از بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن غنی است و احتمالاً 2 درصد آب دارد و دمای پیدایش آن در آشیانة ماگمایی برابربا 1000 تا 1100 درجة سانتیگراد است.
شکل 4- ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در آندزیتهای دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان در نمودار سه‌تایی آلبیت (Ab)، ارتوکلاز (Or) و آنورتیت (An) (Deer et al., 1992)
ارتوپیروکسن: این کانی نزدیک به 10 درصدحجمی کانیهای فنوکریست را دربر گرفته است و به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و بیشتر به‌صورت درشت‌بلور در این سنگ‌ها دیده می‌شوند (شکل‌های 3- C تا 3- F). برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی، ترکیب شیمیایی آنها از برونزیت تا هیپرستن متغیر است (جدول 3؛ شکل 5). گاه بلور ارتوپیروکسن با بلور کلینوپیروکسن فراگرفته شده است (شکل 3- F).
زمینة این سنگ‌ها از بلورهای ریزکانیهای فنوکریست به‌همراه کانیهای الیوین ایدینگزیتی‌شده، هورنبلند و شیشه ساخته شده است. کانی فرعی آپاتیت و زیرکن به‌صورت میانبار درون پلاژیوکلازها و پیروکسنها دیده می‌شوند. سریسیت و ایدینگزیت از کانیهای ثانویة این سنگ‌ها هستند.
شکل 5- ترکیب شیمیایی کلینو- و ارتوپیروکسنهای آندزیتهای دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان در نمودار سه‌تایی ولاستونیت (Wo)، انستاتیت (En) و فروسیلیت (Fs) (Morimoto et al., 1988)
زمینشیمی
نتایج تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی کمیاب نمونههای معرف سنگ‌های بررسی‌شده در جدول 4 آورده شده‌اند.
رده‌بندی شیمیایی و تغییرات عنصرهای اصلی
برپایة نمودار مجموع آلکالی دربرابر سیلیس، بیشتر نمونههای بررسی‌شده در محدودة آندزیت و شماری نیز در محدودههای تراکی‌آندزیت و آندزیت بازالتی جای گرفته‌اند (شکل 6- A). همچنین، در نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر Zr/TiO2، همة نمونههای بررسی‌شده در محدودة آندزیت جای گرفته‌اند (شکل 6- B). از نمودار درصدوزنی K2O دربرابر SiO2برای شناسایی سری ماگمایی سنگ‌های بررسی‌شده بهره گرفته شد. برپایة این نمودار، بیشتر نمونه‌ها در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شماری نیز در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط جای گرفته‌اند (شکل 7- A). همچنین، در نمودار Th دربرابر Co، بیشتر نمونه‌ها در محدودة سری کالک‌آلکالن و شماری نیز در محدودة سریهای کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل 7- B).
شکل 6- رده‌بندی نمونههای شمال‌باختری ورزقان در: A) نمودار مجموع آلکالی دربرابر سیلیس (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Zr/TiO2 (Pearce, 1996)
شکل 7- شناسایی سری ماگمایی نمونههای شمال‌باختری ورزقان در: A) نمودار SiO2دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار Th دربرابر Co (Hastie et al., 2007)
بررسی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب
الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب نمونههای بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت در شکل 8 نمایش داده شده است. همان‌گونه‌که دیده می‌شود نمونههای بررسی‌شده در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. این ویژگی وابستگی آنها به مجموعههای کالک‌آلکالن را نشان می‌دهد (Aslan et al., 2017). غنی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین به عوامل مختلفی نسبت داده می‌شود. این عوامل عبارتند از: آلایش ماگما با سنگ‌های پوسته‌ای، درجة پایین ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای (Almeida et al., 2007) و پیدایش سنگ‌ها در پهنه‌های فرورانش (Winter, 2001).
نمونههای بررسی‌شده الگوهای REE کم شیب (54/7- 21/5=LaN/YbN) با آنومالی منفی ضعیف (89/0- 82/0 = Eu/Eu*) نشان می‌دهند. این ویژگی نشان‌دهندة جدایش اندک پلاژیوکلاز و یا فوگاسیتة بالای اکسیژن است (Aslan et al., 2017). همچنین، آنومالی منفی Eu از ویژگی‌های ماگمای کالک‌آلکالن وابسته به پهنه‌های فرورانش و نشان دهندة حضور پلاژیوکلاز در خاستگاه ماگماست (Yang and Li, 2008). الگوی صاف در نمودار شکل 8 میان عنصرهای Dy و Lu چه‌بسا نشان‌دهندة ذوب درجه پایین یک خاستگاه اسپینل لرزولیتی است (Lin et al., 1989).
همچنین، نمونههای بررسی‌شده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1983) برای MORB بهنجار شده‌اند (شکل 9). نمایش نمونههای بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة آنومالی مثبت در عنصرهای Th، Ba، Rb و K و آنومالی منفی در عنصرهای Nb، Ti، Zr و Ta است. چنین ویژگی‌های زمینشیمیایی به پهنه‌های کمانی مربوط هستند و ازاین‌رو، پیدایش این سنگ‌ها با گوشتة سنگ‌کره‌‌ای متاسوماتیسم‌شده، فرورانش و مرز فعال قاره‌ای در ارتباط است (Chashchin et al., 2016; Yu et al., 2016).
شکل 8- نمودار فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (مقادیر بهنجارسازی از Boynton (1984) هستند) برای نمونههای شمال‌باختری ورزقان (برای مقایسه سنگ‌های آندزیتی و آندزیت بازالتی آرارات (Yilmaz et al., 1998) و آندزیت پلیو- کواترنری سهند (Pirmohammadi Alishah et al., 2012) نیز آورده شده‌اند)
شکل 9- نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب MORB (مقادیر بهنجارسازی از Pearce (1983) هستند) (برای مقایسه سنگ‌های آندزیتی و آندزیت بازالتی آرارات (Yilmaz et al., 1998) و آندزیت پلیو- کواترنری سهند (Pirmohammadi Alishah et al., 2012) نیز آورده شده‌اند)
بی‌هنجاری منفی نیوبیم از ویژگی‌های آشکار سنگ‌های قاره‌ای است. ازاین‌رو، بی‌هنجاری منفی ماگماهای گوشته‌ای از این عنصر چه‌بسا پیامد آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای در هنگام بالاآمدن یا جایگزینی و یا غنی‌شدگی با شارهها در پهنة فرورانش است (Sun and McDonough, 1989).
بی‌هنجاری منفی تیتانیم و نیوبیم در نمونههای بررسی‌شده از ویژگی‌های پهنه‌های فرورانش است (Kuscu and Geneli, 2010; Pearce, 2008). به باور Rollinson (1993)، تهی‌شدگی از تیتانیم و نیوبیم از یک سو، پیامد مشارکت گوشتة سنگ‌کره‌‌ای متاسوماتیسم‌شده در ذوب‌بخشی و از سوی دیگر، به آلودگی پوسته‌ای دانسته می‌شود. غنی‌شدگی از LILE وLREE چه‌بسا پیامد ذوب درجه پایین خاستگاه MORB باشد. همچنین، آنومالی منفی Ti نشان‌دهندة وجود فاز بجامانده در خاستگاه است که Ti یا فازهای تیتانیم‌دار را دچار جدایش می‌کند (Reagan and Gill, 1989).
بحث
ویژگی‌های عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده در شناخت پهنة زمین‌ساختی و فرایندهای متحول‌کنندة ماگمای مادر (مانند: جدایش بلورین (FC)، هضم و جدایش بلورین (AFC)) و ویژگی‌های خاستگاه کمک می‌کنند. در ادامه به بررسی آنها پرداخته می‌شود.
فرایند جدایش بلورین
سنگ‌های بررسی‌شده MgO کم (45/3- 5/2 درصدوزنی)، عدد منیزیم کم (49- 41 درصد) و مقدار عنصرهای سازگار کبالت (ppm9/21- 9/ 14)، کروم (ppm 22/34) و نیکل (ppm 22- 8) کمی دارند که نشان می‌دهند نمونه‌ها ترکیب ماگمای نخستین را ندارند (ppm 600- 500 کروم و ppm300- 250 نیکل؛ Perfit et al., 1980). بنابراین ماگما درون آشیانة ماگمایی، و یا هنگام بالاآمدن به سطح زمین دچار جدایش بلورین شده است. برای بررسی پدیدة جدایش بلورین و نوع فازهای به‌دست‌آمده از تبلور یک ماگما در شرایط آب‌دار و بی آب در سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده، از نمودار لگاریتمی Rb دربرابر Y بهره گرفته شد (شکل 10).
شکل 10- نمودار تغییرات Rb دربرابر Y (Keskin et al., 1998) برای نمونههای شمال‌باختری ورزقان (pl: پلاژیوکلاز؛ cpx: کلینوپیروکسن؛ opx: ارتوپیروکسن؛ hbl: هورنبلند؛ gt: گارنت؛ ol: الیوین)
ایتریم در کانیهای بی‌آب پلاژیوکلاز، الیوین، پیروکسن (اوژیت) و مگنتیت یک عنصر ناسازگار است و هنگام روند جدایش کانیهای یادشده به‌صورت ناسازگار رفتار می‌کنند و مقدار آن افزایش می‌یابد؛ اما در پی تبلور و جدایش کانیهای آبداری مانند آمفیبول، عنصر ایتریم جذب کانی یادشده می‌شود و مقدار آن در گدازه بجامانده کاهش می‌یابد (Pearce et al., 1990). همچنین، این عنصر حتی در درجات بالای آلودگی پوسته‌ای ماگماها نیز بی تغییر باقی می‌ماند (Wilson, 1989). در شکل 10، اگر شیب دادهها افقی و یا مثبت باشد نشانة آنست که ماگمای اولیه دچار جدایش بلورین بدون آب شده و اگر منفی باشد نشانة تبلور کانیهای آب‌دار و جدایی آنهاست. همان‌گونه‌که دیده می‌شود سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده هم راستا با بردار شمارة 4 هستند و روند مثبت نشان می‌دهند. این ویژگی نشان‌دهندة جدایش بلورین الیوین، پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن هنگام تحول ماگمای سازندة آنهاست و با مشاهدات سنگ‌نگاری آنها نیز همخوانی دارد.
فرایندهای آلایش پوسته‌ای و آمیختگی ماگمایی
همة سنگ‌های بررسی‌شده بافت پورفیری دارند که نشان می‌دهد آنها پیش از فوران، احتمالاً در آشیانة ماگمایی پوسته‌ای توقف کرده‌اند. ازاین‌رو، فرصت کافی داشته‌اند که از طریق فرایندهای هضم و جدایش بلورین (AFC) با پوستة قاره‌ای وارد واکنش شوند.
از ماگماهای بازیکی که دچار هضم پوسته‌ای می‌شوند انتظار می‌رود تهی‌شدگی از Nb، Ti و P همراه با غنی‌شدگی از Th و LREEs نشان دهند (Taylor and McLennan, 1985). در نمونههای بررسی‌شده آنومالی منفی Nb و Ti دیده می‌شود. این پدیده بازتابی از هضم پوسته‌ای و همچنین، اجزای فرورانشی به‌ارث‌رسیده در خاستگاه گوشته‌ای است. همچنین، نسبت Th/U در نمونههای بررسی‌شده برابربا 63/1 تا33/3 است که در بازة مقدارهای گوشته‌ای (1- 2) تا پوسته‌ای (5/3- 8/3) جای می‌گیرد و نشان‌دهندة هضم پوسته‌ای هنگام بالاآمدن ماگماست (Li et al., 2009). نسبت La/Nb (بیشتر از 5/1) بیشتر نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای دانسته می‌شود (Hart et al., 1989). نسبت La/Nb در نمونههای بررسی‌شده برابربا 53/2 تا 07/3 (میانگین: 66/2) است. پس آلایش پوسته‌ای در ماگما روی داده است. نسبتهای Nb/U و Nb/La نیز از راه‌های شناخت آلودگی پوسته‌ای هستند (Pang et al., 2013). بازالتهای اقیانوسی Nb/U نزدیک به 50 و Nb/La نزدیک به 3/1- 9/0 دارند (Sun and McDonough, 1989)؛ اما میزان نسبتهای یادشده برای میانگین پوستة قاره‌ای به‌ترتیب نزدیک به 4/4 و 39/0 است (Rudnick and Gao, 2003). در سنگ‌های بررسی‌شده، مقدار Nb/U برابربا 7/2 تا 4/4 (میانگین: 4/3) و مقدار Nb/La برابربا 35/0 تا 41/0 (میانگین: 38/0) است. این مقدارها به مقدارهای پیشنهادی برای ترکیب پوستة قاره‌ای نزدیک هستند و نشانة نقش آن در پیدایش سنگ‌های بررسی‌شده هستند.
فرایندهای آمیختگی ماگمایی و آلایش پوسته‌ای تغییر در نسبتهای Ba/Rb، K/Rb و Zr/Rb را به‌دنبال دارند (Winter, 2001). این تغییرات در آلایش پوسته‌ای نسبت به آمیختگی ماگمایی کمتر هستند و اگر آلایش با پوستة زیرین روی دهد، نسبت ها روند افزایشی و اگر با پوستة بالایی روی دهد، این نسبتها روند کاهشی خواهند داشت. اگر آمیختگی ماگمایی روی دهد، این نسبتها تغییرات شدیدی در مقایسه با آلایش پوسته‌ای نشان می‌دهند. همان‌گونه‌که در نمودار Rb دربرابر Zr/Rb دیده می‌شود (شکل 11)، نمونه‌ها روند کاهشی نشان می‌دهند و این ویژگی نشان‌دهندة آلایش آنها با پوستة بالایی است.
شکل 11- نقش آلایش پوسته‌ای در تحول سنگ‌های منطقه در نمودار Rb (برپایة ppm) دربرابر Zr/Rb (De Paolo, 1981)
نرم‌افزار ACF-Modeler (Keskin, 2013) برنامه‌ای رایانه‌ای برای مدل‌سازی AFC است. این برنامه برای تعیین آلایش مواد پوسته‌ای هنگام تبلوربخشی (FC) با به‌کارگیری مقدار عنصرهای کمیاب سنگ‌های بررسی‌شده به‌کار برده شد (جدول 5). در این مدل‌سازی سازندة پایانیِ بازالت کمان آتشفشانی Jicha و همکاران (2004) به‌عنوان نقطة آغاز روندها (ماگمای مادر) و ترکیب پوستة بالایی (Taylor and McLennan, 1985) به‌عنوان آلوده‌کننده به‌کار برده شدند. برپایة مدل یادشده، نسبت آلایش به جدایش بلورین (مقدار r) در سنگ‌های بررسی‌شده برابربا 2/0 تا 8/0 به‌دست آمد (شکل 12). این مقدارها نشان می‌دهند فرایند هضم همراه با جدایش بلورین (AFC) نقش مهم‌تری نسبت به جدایش بلورین تنها، در تحول سنگ‌های منطقة بررسی‌شده داشته است.
جدول 5- داده‌های به‌کاررفته در مدل‌سازی AFC آندزیتهای دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان
|
End Member |
CA (Upper crust, assimilant) (Taylor and McLennan, 1985) |
C0 (Parental magma) (Jicha et al., 2004) |
Total partition coefficient (Aslan et al., 2013) |
|
Sr (ppm) |
350 |
493 |
Dsr =1 |
|
Rb (ppm) |
112 |
13 |
DRb =0 |
|
Nb (ppm) |
25 |
3.3 |
DNb =1 |
شکل 12- نمودار مدل‌سازی AFC برای آندزیتهای دوپیروکسن‌دار شمال‌باختری ورزقان. ترکیب ماگمای اولیه (C0) از Jicha و همکاران (2004) و ترکیب پوستة قاره‌ای بالایی (CA) از Taylor و McLennan (1985) برگرفته شده‌اند.
ویژگی‌های خاستگاه
مذابهایی که خاستگاه‌شان پوستة زیرین است، افزون‌بر درجة ذوب‌بخشی، با عدد منیزیم کم (40Mg#<) شناخته می‌شوند؛ اما مذابهای با عدد منیزیم بالا (40Mg#>) از اجزای گوشته به‌دست‌آمده‌اند (Geng et al., 2009).
میانگین میزان عدد منیزیم در سنگ‌های آتشفشانی منطقة شمال‌باختری ورزقان برابربا 46 درصد است. این مقدار نشان‌دهندة نقش اجزای گوشته‌ای در پیدایش آنهاست. سنگ‌های با عدد منیزیم بالا محتوای بالاتری از عنصرهای نیکل، کروم و کبالت نسبت به انواع با عدد منیزیم پایین دارند (Karslı et al., 2010; Zhu et al., 2016). مقایسه ترکیب شیمیایی سنگ‌های بررسی‌شده با مذابهای اولیه جداشده از گوشته که مقادیر بالای نیکل (بیش از ppm 400) (Wilson, 1989) و مقادیر بالای عدد منیریم (Sharma, 1997) دارند نشان می‌دهد این سنگ‌ها اولیه نیستند و در طول دوران تحول خود دچار تغییراتی شده‌اند.
سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده از عنصرهای Nb و Ti تهی‌شدگی و از عنصرهای LILE غنی‌شدگی نشان می‌دهند. این ویژگی نشان‌دهندة سنگ‌های ماگمایی جداشده از گوشتة تغییریافته در پی فرورانش است؛ به‌گونه‌ای‌که منابع ماگمایی با سیال‌ها و یا مذابهای آزادشده از تختة فرورو متاسوماتیزه می‌شوند (Kerrich and Wyman, 1997; McCulloch and Gamble, 1991; Pearce et al., 1990). این ویژگی زمینشیمیایی مؤلفة فرورانش، در ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش فعال شایع است و در ماگماهای کوهزایی که همزمان تا پس از برخورد و به‌دنبال فرورانش پیشین و بسته‌‌شدن حوضههای اقیانوسی پدید می‌آیند نیز دیده می‌شود (Kasapoğlu et al., 2016).
زمینشیمی عنصرهای کمیاب سنگ‌های بررسی‌شده گویای جدایش آنها از خاستگاه سنگ‌کره‌‌ای است. برپایة De Paolo و Daley (2000) نسبت Nb/La سنگ‌های جداشده از گوشتة سنگ‌کره‌‌ای معمولاً از 1 بیشتر است؛ اما نسبت Nb/La سنگ‌های جداشده از خاستگاه گوشتة سست‌کره‌ای نزدیک به 7/0 است. این نسبت در سنگ‌های بررسی‌شده برابربا 82/2 تا 08/3 است و نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌‌ای آنهاست.
نمونههای آندزیتی بررسی‌شده مقادیر TiO2 کمابیش کم (56/0 تا 85/0 درصدوزنی؛ میانگین: 69/0 درصدوزنی) دارند که با خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌‌ای همخوانی دارد؛ زیرا خاستگاه گوشتة سست‌کره‌ای با مقدارهای بالای TiO2 شناخته می‌شود (Santosh et al., 2018; Gill, 1987). نسبت Zr/Ba برای شناسایی خاستگاه سنگ‌کره‌‌ای (3/0- 5/0 Zr/Ba=) و سست‌کره‌ای (5/0 Zr/Ba>) به‌کار می‌رود (Kürkçüoğlu, 2010). در نمونههای بررسی‌شده، نسبت Zr/Ba برابر 17/0 تا 27/0 و نشان‌دهندة خاستگاه سنگ‌کره‌‌ای ماگماست. نمودار نسبت Nb/La دربرابر La/Yb نیز وابستگی خاستگاه نمونههای بررسی‌شده به گوشتة سنگ‌کره‌‌ای را نشان می‌دهد (شکل 13).
عنصرهای خاکی کمیاب می‌توانند برای دسترسی به کانی‌شناسی خاستگاه از راه کاربرد ضریب توزیع متفاوت اسپینل و گارنت به‌کار روند (Shaw et al., 2003; Thirlwall et al., 1994). نسبت Dy/Yb مذابهای جداشده از میدان پایداری گارنت معمولاً از 5/2 بیشتر است؛ اما خاستگاه اسپینل‌دار از 5/1 کمتر است (Yang et al., 2012). همچنین، مذابهای با نسبت DyN/YbN کمتر از 06/1 معمولاً خاستگاهی اسپینل‌دار را نشان می‌دهند (Blundy et al., 1998). در سنگ‌های بررسی‌شده، نسبت Dy/Yb در بازة 50/1 تا 72/1 و DyN/YbN در بازة 98/0 تا 12/1 است. این مقدارها نشان می‌دهند منطقة خاستگاه، جایی که مذاب سنگ‌های بررسی‌شده از آنجا برخاسته است، در ترکیب کانی‌شناسی خود هر دو کانیِ گارنت و اسپینل را داشته است. چنین ویژگی با منطقه‌ای کمابیش ژرف همخوانی دارد. ازآنجای‌که گذر اسپینل به گارنت در ژرفای نزدیک به 80 کیلومتری است (Takahashi and Kushiro, 1983) پس این ژرفا، ژرفای خاستگاه ماگمای سازندة سنگ‌های بررسی‌شده دانسته می‌شود. این نتیجه‌گیری با نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‌های ژئوفیزیکی شمال‌باختری ایران هماهنگ است و نشان می‌دهد ستبرای سنگ‌کره در شمال‌باختری ایران (آذربایجان) بین 85 تا 100 کیلومتر است (Lechmann et al., 2018).
شکل 13- نمودار La/Yb دربرابر La/Nb (Smith et al., 1999) برای سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان
سنگ های آتشفشانی بررسی شده از نظر ژئوشیمیایی در عنصرهای LILE (Rb وBa) غنی شدگی و درعنصرهای HFSE (Nb، TaوTi) تهی شدگی آشکار نشان می دهند و در نمودار محیط زمین‌ساختی در محدودة کمان قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 14). چنین ویژگیهایی نشان می‌دهند سنگ‌های بررسی‌شده شاید پیامد ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم‌شده در محیط کمانی (Pearce, 1982; Gill, 1981) یا آلایش مذابهای نخستین یا خاستگاه با مواد پوسته‌ای هنگام فرایند جایگیری ماگما (Kovalenko et al., 2004) بوده‌اند.
در کل، خاستگاه ماگمایی گوشته‌ای متاسوماتیزه با سیال‌های آزادشده از تختة فرورو (Gertisser and Keller, 2003) یا ذوب رسوب‌ها در منطقة فرورانش پدید می‌آید (Plank and Langmuir, 1998). نسبت Ba/La بالا و نسبت Th/Nd کم در سنگ‌های بررسی‌شده نشانة سیالات آزادشده از تختة فرورو هستند (شکل 15).
شکل 14- نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 2008) برای سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان
شکل 15- نمودار Th/Nd دربرابر Ba/La (Shaw, 1970) برای سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان
شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های آتشفشانی شمال‌باختری ورزقان
ویژگی‌های عنصرهای کمیاب در سنگ‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة غنی‌شدگی در عنصرهای LILE (مانند: پتاسیم، استرانسیم و روبیدیم) و تهی‌شدگی در عنصرهای HFSE، به‌ویژه آنومالی منفی در عنصرهای نیوبیم و تیتانیم در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب MORB هستند (شکل 9). این ویژگی‌ها که از ویژگی‌های ماگماهای وابسته به پهنة فرورانش هستند معمولاً نشانة خاستگاه گوشته‌ای دانسته می‌شوند که سیال‌های متاسوماتیسم‌کنندة آزادشده از تختة فرورو یا رسوب‌ها آن را دچار تغییر کرده‌اند (Elburg et al. 2002; Hawkesworth et al. 1997; Pearce, 1983).
همچنین، نمودارهای متمایزکننده نیز خاستگاه مرتبط با پهنة فرورانش سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده را نشان می‌دهند. در نمودار دوتایی زیرکنیم دربرابر ایتریم و نمودار سه‌تایی Ba/La دربرابر Nb/La، سنگ‌های بررسی‌شده به‌ترتیب در محدوده مرتبط با کمان و آندزیت کوهزایی جای گرفته‌اند (شکل‌های 16- A و 16- B).
شکل 16- نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی سنگ‌های منطقة شمال‌باختری ورزقان. A) نمودار Zr دربرابر Y (Muller et al., 1992)؛ B) نمودار Ba/La دربرابر Nb/La (Jahn et al., 1999)؛ C) نمودار Zr دربرابر NbN/ZrN(Thieblemont and Tegyey, 1994). N نشان‌دهندة مقادیر بهنجارشده دربرابر ترکیب N-MORB (Pearce, 1983) است. برای مقایسه، موقعیت نمونههای میوسن- کواترنری شمال‌باختری ایران، قفقاز کوچک و جنوب‌خاوری آناتولی نیز نمایش داده شده‌اند (Ghalamghash and Chaharlang, 2014)؛ D) نمودار Y دربرابر Nb (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996) (E-MORB: Enriched-Mid Ocean Ridge Basalt; N-MORB: Normal Mid Ocean Ridge Basalt; OIB: Ocean Island Basalts; post-COLG: Post-Collisional Granites; syn-COLG: syn-Collisional Granites; VAG: Volcanic Arc Granites; WPG: Within-plate Granites; ORG: Ocean Ridge Granites)
همچنین، برای شناخت اینکه آیا سنگ‌های بررسی‌شده از سنگ‌های مرتبط با پهنة برخوردی هستند یا پهنة فرورانشی، نمودار دوتایی NbN/ZrN دربرابر Zr (Thieblemont and Tegyey, 1994) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود نمونههای شمال‌باختری ورزقان در مرز دو محدودة فرورانش و برخوردی جای گرفته‌اند و بیشتر آنها بازة ترکیبی همانند سنگ‌های میوسن- کواترنری شمال‌باختری ایران، قفقاز کوچک و جنوب‌خاوری آناتولی نشان می‌دهند (شکل 16- C). همة نمونه‌ها در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختیِ Y دربرابر Nb که برای سنگ‌های گرانیتی پیشنهاد شده است، در محدودة کمان آتشفشانی و همزمان با برخورد جای گرفته‌اند (شکل 16- D). ازآنجایی‌که در این نمودار، دربارة پهنة زمین‌ساختی سنگ‌های گرانیتی در محل برخورد سه محدودة گرانیتهای کمان آتشفشانی و همزمان با برخورد، گرانیتهای درون‌صفحه‌ای و گرانیتهای پشتة میان‌اقیانوسی هنوز جای بحث است، Pearce (1996) منطقه برخورد این سه محدوده را به‌نام گرانیتهای پسابرخوردی نامید. همان‌گونه‌که در نمودار شکل 16- D دیده می‌شود، همة نمونههای آندزیتی شمال‌باختری ورزقان در محدودة گرانیتهای پسابرخوردی جای گرفته‌اند. ازاین‌رو، برپایة آنچه گفته شد، نمونههای بررسی‌شده در محیطی پسابرخوردی پدید آمده‌اند.
سنگ‌های کالک‌آلکالن پدیدآمده در موقعیت پسابرخوردی با غنی‌شدگی LILE نسبت به HFSE و نبود تهی‌شدگی در HREE و Y شناخته می‌شوند (Wang et al., 2004; Harris et al., 1994). ویژگی غنی‌شدگی نسبی از LILE (بی‌هنجاری مثبت عنصرهای K، Ba، Rb، Pb و Sr)، LREE و Th همراه با تهی‌شدگی از عنصرهای Nb، Ta و Ti (اثر فرورانش) به گوشتة متاسوماتیسم‌شده از مؤلفه فرورانش در موقعیت فرورانش فعال نسبت داده شده است (Gill, 1981).
برپایة پیشنهاد Aldanmaz و همکاران (2000)، ویژگی یادشده در موقعیت پسابرخوردی با دو احتمال توضیح داده می‌شود: 1) خاستگاه ماگما از این عنصرها غنی بوده است (گوشتة متاسوماتیسم‌شده از مؤلفه فرورانش به‌ارث‌رسیده از رویدادهای پیشین)؛ 2) آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای (هضم پوسته با ماگمای مافیک هنگام فرایندهای MASH (ذوب، هضم، ذخیره‌سازی و همگن‌شدگی در مرز گوشته- پوسته) و AFC (هضم و جدایش بلورین هنگام بالاآمدن ماگما در پوستة قاره‌ای بالایی).
به باور Pearce (2008، 2014) در نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb، همة مذابهای آلوده‌نشده روی آرایة «MORB-OIB» جای می‌گیرند و مذاب یا سیال مرتبط با فرورانش تنها Th را تقریباً به‌صورت عمودی جابجا می‌کند؛ اما آلایش پوستة قاره‌ای روند خطی مورب را در پی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که هر دو عنصر Th و Nb تغییر می‌یابند. پس برپایة نمودار شکل 14 گمان می‌رود هر دو فرایند یادشده (مؤلفة فرورانش و آلایش پوسته‌ای) در پیدایش ویژگی‌های زمینشیمیایی سنگ‌های بررسی‌شده نقش داشته‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که ماگمای مادر سنگ‌های آندزیتی شمال‌باختری ورزقان از ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم‌شده در پی ورود سیال‌های پدیدآمده در منطقة بالای فرورانش پیشین پدید آمده‌اند. سپس این ماگما هنگام بالاآمدن و اقامت درون پوستة قاره‌ای بالایی، افزون‌بر فرایند جدایش بلورین، دچار آلایش نیز شده است.
نمونههای شمال‌باختری ورزقان در نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی، روندی همانند روند سنگ‌های آندزیتی پسابرخوردیِ کوه‌های آرارات و سهند نشان می‌دهند که هر دو بخشی از فلات بلند ایرانی- ترکی هستند. این نکته نشان‌دهندة سرشت یکسان آنهاست. ازآنجایی‌که فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی فعالی در سنوزوییک پایانی (پلیو- کواترنری) در منطقه روی نداده است، شکسته‌‌شدن تختة فرورو و یا لایه‌لایه‌شدن (Delamination) کل یا بخشی از سنگ‌کرة گوشته، از سازوکارهای احتمالی هستند که ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کرة قاره‌ای متاسوماتیسم‌شده در پی فرورانش را به‌دنبال داشته‌اند. چنین سازوکار ذوبی پیش از این برای ماگماتیسم پالئوژن و نئوژن مناطق آناتولی خاوری، آناتولی باختری و پونتیدهای ترکیه نیز پیشنهاد شده است (Aslan et al., 2013).
فلات بلند ایرانی- ترکی (شامل شمال‌باختری ایران و منطقة آذربایجان) در پی ادامه همگرایی صفحه‌های عربی و اوراسیا پس از برخورد، دچار رژیم زمین‌ساختی فشارشی شده‌اند و به‌دنبال کوتاه‌شدگی و ضخیم‌شدگی پوسته‌ای، بالاآمدگی چشمگیری پیدا کرده است (Dewey et al., 1986; Şengör and Yılmaz, 1981). در پی بالاآمدگی منطقه‌ای که اوج آن در پلیوسن بوده است، ماگماتیسم پسابرخوردی در این منطقه رخ داده است. گسلها و شکستگیهای جدید، فعال‌‌شدن سیستمهای گسلی راستالغز پیشین، بازشدگی و کشش در راستای محور چینهای جوان در منطقه، امکان فوران گدازههای پرحجم و گسترده‌ای را در آذربایجان و شمال‌باختری ایران فراهم کرده‌اند (Pearce et al., 1990).
برداشت
این پژوهش نشان می‌دهد در زمان پلیو- کواترنری، شماری مخروط آتشفشانی متشکل از گدازه و سنگ‌های آذرآواری وابسته در منطقة شمال‌باختری ورزقان پدید آمده‌اند که از دیدگاه ترکیب سنگ‌شناسی، شامل آندزیت بازالتی، آندزیت و تراکی‌آندزیت هستند. این سنگ‌ها بافتهای پورفیری با زمینة دانه‌ریز تا شیشه‌ای، گلومروپورفیری، حفره‌ای و افیتیک دارند و فنوکریستهای آنها را کانیهای پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن تشکیل می‌دهند. برپایة نمودارهای زمینشیمیایی، این سنگ‌ها به سری ماگمایی کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا متعلق هستند. فرایند هضم و جدایش بلورین (AFC) فرایند غالب در تحول ماگمای سنگ‌های بررسی‌شده است. سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده از عنصرهای Nb و Ti تهی‌شدگی و از عنصرهای LILE غنی‌شدگی نشان می‌دهند و این از ویژگی‌های سنگ‌های ماگمایی جداشده از گوشتة تغییریافته در پی فرورانش است. ازآنجایی‌که فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی فعالی در پایان دوران سنوزوئیک (پلیو- کواترنری) در منطقه روی نداده است پس پیدایش سنگ‌های آندزیتی در منطقة ورزقان پیامد ماگماتیسم پسابرخوردی دانسته می‌شود. مقایسه ویژگی‌های زمینشیمیایی سنگ‌های بررسی‌شده با نمونههای پسابرخوردی کوه‌های آرارات و سهند که همگی در یک پهنة زمین‌ساختی روی داده‌اند نیز درستی این نکته را نشان می‌دهد. برپایة شواهد، ماگمای سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده پیامد ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌‌ای زیرقاره‌ای است که اسپینل و گارنت‌دار بوده و پیش از این با سیال‌های جداشده از تختة فرورو متاسوماتیزه‌شده است. این ماگما در هنگام بالاآمدن به سطوح بالاتر و پیش از فوران، افزون‌بر جدایش بلورین، دچار آغشتگی با پوستة قاره‌ای بالایی نیز شده است (فرایند AFC، هضم و جدایش بلورین).
سپاس‌گزاری
این مقاله بخشی از طرح پژوهشی به شمارة 1872/30، مورخ 25/3/90 است که معاونت پژوهشی گرامی دانشگاه صنعتی سهند تبریز آن را پشتیبانی مالی کرده است؛ ازاین‌رو، نگارنده از ایشان بسیار سپاس‌گزارست. از آقایان مهندس اکبر محرم‌پور و بیرام رزمجو که در بررسی‌های صحرایی نگارنده را یاری کرده‌اند سپاس‌گزاری می‌شود. همچنین، از تلاش‌های داوران و هیأت تحریریة گرامی نشریه پترولوژی که با پیشنهادهای سازندة خویش در بهبود سطح علمی مقاله کمک کردند بی‌نهایت سپاس‌گزارم.
)
