Document Type : Original Article
Authors
1 Assistant Professor, Faculty of Mining Engineering, Sahand University of Technology, Sahand New Town, Iran
2 Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University, P.O. Box 19395-3697 Tehran, I.R. of Iran
3 Industry, Mining and Trade Organization of East Azerbaijan Province, Tabriz, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
پهنة برخوردی ترکیه- قفقاز-ایران، منطقهای مناسب برای شناخت عوامل کنترلکننده زمینساختی/ ژئودینامیکی ماگماتیسم و کانیزایی در کمان ماگمایی ارومیه-دختر بهشمار میرود. هرچند دامنة ترکیبی ماگماهای سنوزوییک در این کمان گستردگی چشمگیری دارد، ماگماتیسم آداکیتی در این منطقه بهتازگی جایگاه ویژهای در بررسیهای زمینشناسی پیدا کرده است؛ بهگونهایکه یکی از موضوعات بحثبرانگیز بهویژه در شمالباختری ایران است. پژوهشگران دیدگاههای گوناگونی درباره پیدایش این ماگماتیسم پیشنهاد کردهاند. بررسیهای نوین در پهنة سنندج- سیرجان و کمان ماگمایی ارومیه- دختر نشان میدهند خاستگاه بیشتر ماگماهای آداکیتی در ایران به ذوب سنگکرة اقیانوسی فروررو وابسته هستند (Jahangiri, 2007; Sahfaii Moghadam et al., 2016; Jamshidi et al., 2018; Omrani, 2018). Defant and Drummond (1990) خاستگاه آداکیتها را ذوب صفحة اقیانوسی فروراندهشده در رخسارة گارنت- آمفیبولیت یا اکلوژیت دانستهاند. بررسیهای جدیدتر نشان میدهند امکان پیدایش گدازه آداکیتی از راه آمیختگی سیال برآمده از ذوب صفحة سنگکرهای با گوشته، ذوب گوشتة دگرنهاد در فشار بالا و ذوب پوسته زیرقارهای ضخیمشده یا دلامیناسیون[1] پوستهای نیز وجود دارد (Hou et al., 2004; Kamei et al., 2009; Chiaradia, 2009).
شناسایی موقعیت مکانی و زمانی و شرح جزییتر ویژگیهای ماگماتیسم نهچندان حجیم آداکیتی در شمالباختری ایران، بهعنوان بخش بهسزایی از کمان ماگمایی ارومیه –دختر، بهنوبه خود میتواند به شناخت هرچه بیشتر تاریخچة ماگماتیسم در پایان سنوزوییک بیانجامد؛ جایی که در آن دامنة ترکیبی گستردهای از ماگماهای گوناگون کالکآلکالن معمولی، آلکالن و شوشونیتی حجم بیشتری را در بر گرفتهاند. در این راستا، پژوهش پیشرو به بررسی سنگشناسی، زمینشیمی و محیط زمینساختی سنگهای آتشفشانی آداکیتی در فاصلة ساریتپه تا زنور (شمال مرند، شمال باختری ایران) میپردازد.
زمینشناسی منطقه
گنبدهای آذرین نیمهبیرونی و گدازههای با ترکیب اسیدی تا حد واسط (داسیت-آندزیت) با روند شمالباختری- جنوبخاوری در واحدهای سنگی گوناگون آتشفشانی، آتشفشانی- رسوبی و رسوبی از پرمو- تریاس تا میوسن در گسترهای وسیع در شمالباختری مرند و جنوبخاوری جلفا نفوذ کردهاند. رخنمون این سنگهای نیمهآتشفشانی از 1 تا 5 کیلومترمربع متغیر است (شکل 1). به سمت باختر و خاور شهر مرند این گنبدهای آذرین نیمهبیرونی و گدازهها درون سنگهای آذرآواری و ترادف رسوبی سازند قرمز بالایی نفوذ کردهاند. نفوذ این سنگهای آذرین نیمهبیرونی بهمریختگی سنگهای قدیمی منطقه و همچنین، بالاآمدگی آنها را به دنبال داشته است. سن این گنبدها با توجه به گزارش نقشة زمینشناسی 1:100000 جلفا (Abdollahi and Hosseini, 1996) الیگوسن دانسته شده است. بررسیهای میدانی در نواحی نفوذ این گنبدهای نیمهآتشفشانی نشاندهندة نفوذ آنها درون رسوبات مارنی، شیلی و ماسهسنگی میوسن است و از اینرو، سن میوسن بالایی تا پلیوسن برای پیدایش این تودههای آذرین نیمهبیرونی درستتر بهنظر میرسد (شکل 2-A). ترادفهای رسوبی دربردارندة مارنهای سرخرنگ متشکل از ماسهسنگهای سرخرنگ با میانلایههای مارنی و همچنین، مارنهای سبز و سرخ رنگ از هم جدا هستند. وجود گسلهای بزرگ ناحیهای راستالغز مانند گسلهای تبریز، گسل شمال میشو و درهدیز و گسلهای نرمال کششی فرعی نقش بهسزایی در جایگیری این سنگهای آتشفشانی در ترازهای بالای پوسته و فوران آنها داشتهاند (Jahangiri, 2007). از دیدگاه ناحیهای، سنگهای آتشفشانی میوسن- پلیوسن به شکل آتشفشان مرکب و با لایهبندی ونیز به شکل گنبدهای بزرگ و کوچک با ترکیب آندزیت، لاتیت، تراکیت، داسیت و ریولیت رخنمون دارند (شکل 2-B). سنگهای داسیتی بیگانهسنگهای فراوانی دارند. وجود این بیگانهسنگها گویای آلودگی پوستهای و تحول ماگما هنگام صعود است (Pourseyedali Kouhkamar, 2016).
شکل 1. A) گسترش زمیندرزهای اصلی بههمراه پهنههای ساختاری مهم و سنگهای ماگمایی از کرتاسه تا کواترنری در شمالباختری ایران و ترکیه (Azizi and Tsuboi, 2021)؛ B) نقشة زمینشناسی منطقة ساریتپه با تغییراتی از عبدالهی و حسینی (Abdollahi and Hoseini, 1996).
Figure 1. A) Distribution of the major suture zones along with main structural zones and Cretaceous to Quaternary magmatic rocks in the NW Iran and Turkey (Azizi and Tsuboi, 2021). B) Geological map of the studied area (modified after Abdollahi and Hoseini, 1996).
سنگنگاری
در سنگهای آتشفشانی ساریتپه بافت غالب پورفیری است که در آن درشتبلورهای پلاژیوکلاز، هورنبلند و گاهی بیوتیت و کوارتز که نزدیک به 50 درصد حجم نمونهها را دربرمیگیرند، در یک زمینة دانهریز دیده میشوند (شکلهای 2-C و ۲-D) همچنین، بافتهای میکروپورفیری، تراکیتی، ویتروفیری ومیکروگرانولارپورفیری نیز گاه در این سنگها دیده میشود. پلاژیوکلازها بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار با اندازة عموماً 2-8 میلیمتر و با ماکلهای کارلسباد، آلبیتی و توأم آلبیتی و کارلسباد دیده میشوند. در این کانیها بافتها و فرایندهای غیرتعادلی گوناگونی مانند بافت غربالی، تحلیلیافتگی و ساخت منطقهای (از پایه از نوع نوسانی) دیده میشوند. ساخت منطقهای در پی تغییرات فشار بخار آب ماگما توام با تبلوربخشی و یا آمیزش ماگمایی پدیدار شده است. پلاژیوکلازها کمابیش سالم هستند؛ اما گاه به سریسیت، کلسیت و کانیهای رسی تجزیه شدهاند. بلورهای هورنبلند شکلدار تا نیمهشکلدار اندازة عموماً 3-9 میلیمتر دارند و ماکلهای ساده و رگهای و نیز کنارة اوپاسیته نشان میدهند (شکل 2-E و F). این کانیها کمابیش سالم هستند؛ اما در برخی مقاطع به کانیهای کلسیت، کلریت، کانیهای کدر تجزیه شدهاند.
روش انجام پژوهش
پس از بررسیهای میدانی برای آشکارکردن روابط صحرایی میان واحدهای گوناگونِ سنگی در منطقه و با هدف آشکارکردن ترکیب شیمیایی سنگهای آتشفشانی ساریتپه، شمار 75 نمونه سنگی از واحدهای آذرین منطقه گردآوری شد. از میان نمونههای سنگی گردآوری شده، شمار 40 عدد مقطع نازک تهیه شد که پس از بررسیهای میکروسکوپی از میان نمونهها، شمار 15 نمونه با کمترین دگرسانی، برای تجزیة اکسیدهای اصلی و فرعی به روش XRF در آزمایشگاه سازمان زمینشناسی کشور و شمار 6 نمونه از 15 نمونة یادشده برای تجزیة اکسید عنصرهای اصلی با روش ICP-OES و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش ICP-MS به آزمایشگاه شرکت زرآزما فرستاده شدند.
زمینشیمی سنگکل
مقدار اکسیدهای اصلی، عنصرهای فرعی و کمیاب خاکی سنگهای آتشفشانی ساریتپه در جدول 1 آورده شده است. در نمونههای بررسیشده SiO2 کمابیش بالا و Al2O3 متغیر است و مقدار آنها بهترتیب برابر با 11/56 تا 71/66 درصدوزنی و 7/14-34/18 درصدوزنی بهدست آمده است. میانگین مقدار MgO نمونهها نزدیک به 3/2 درصدوزنی است، اعداد منیزیم آنها (Mg#) از 27 تا 66 در تغییر است. مقادیر Na2O و K2O سنگها بهترتیب در نزدیک به 22/3-75/6 درصدوزنی و 57/0-73/2 درصدوزنی در تغییر هستند. در نمودار Na2O + K2O در برابر SiO2 (شکل 3-A) نمونهها بیشتر در گسترة آندزیت و داسیت جای دارند. همچنین، در نمودار K2O در برابر SiO2 نمونهها ویژگی سنگهای کالکآلکالن را نشان میدهند (شکل 3-B).
بر پایة نمودارهای چند عنصری در الگوهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 4-A)، عنصرهای خاکی کمیاب سبک و متوسط (LREE و MREE) الگوهای با شیب منفی بسیار نشان میدهند؛ اما عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREEs) الگوهای با شیب کمتری دارند (66/29- 49/7LaN/YbN=). همچنین، نمونهها ناهنجاری منفی اوروپیم ندارند وحتی ناهنجاری مثبت نشان میدهند (جدول 1؛ 90/1- 54/1Eu/Eu*=). در نمودار چند عنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (شکل 4-B)، شیب منفی با غنیشدگی بالای عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE؛ مانند Cs، Rb، Ba، K و Sr) در برابر غنیشدگی کم عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) و عنصرهای نادر خاکی سنگین (HREE) و ناهنجاری منفی در عنصرهای Nb، P و Zr بهچشم میخورد. ناهنجاری مثبت و آشکار Pb در نمودار یادشده چهبسا نشاندهندة نقش سیالهای آزادشده از ورقة فرورونده و یا آلایش پوستهای در فرایند تولید ماگمای سازندة سنگهای ساریتپه باشد (Ghorbani, 2006).
شکل 2. تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگهای آتشفشانی ساریتپه. A) تصویر صحرایی پیوند میان سنگهای آتشفشانی و واحدهای رسوبی سنوزوییک (سازند قرمز بالایی) (دید رو به شمالباختری)؛ B) تصویر صحرایی همبری واحد آندزیت/داسیت با واحد آذرآواری؛ C) تصویر میکروسکوپی درشتبلورهای پلاژیوکلاز با منطقهبندی در آندزیت/داسیت؛ D) تصویر میکروسکوپی درشت بلورهای بیوتیت و پلاژیوکلاز در آندزیت/داسیت؛ E) تصویر میکروسکوپی از بلورهای ریز و درشت پلاژیوکلاز و هورنبلند با کنارة سوخته در آندزیت؛ F) تصویر میکروسکوپی از بلوردرشت ماکلدار هورنبلند در آندزیت ساریتپه (نام اختصاری کانیها از ویتنی واوانس (Whitney and Evans, 2010) است).
Figure 2. The field and microscopic photographs of the Sari-Tappeh volcanic rocks. A) Field photograph of the relation between volcanic rocks and Cenozoic sedimentary units (Upper Red Formation); B) Field photograph of contact between andesite/dacite and pyroclastic unites; C) Photomicrograph of zoned plagioclase phenocrysts in the andesite/dacite; D) Photomicrograph of biotite and plagioclase phenocrysts in the andesite/dacite; E) Photomicrograph of fine- and coarse-grained plagioclase and amphibole crystals in the andesite; F) Photomicrograph of twinned hornblende phenocryst with oxidized rim in the Sari-tappeh andesite (Mineral abbreviation are from Whitney and Evans (2010)).
شکل 3. ردهبندی زمینشیمیایی و نمودارهای نامگذاری سنگهای آتشفشانی ساریتپه. A) نمودار آلکالی- سیلیس (TAS) (Le Bas et al., 1986). خط جداکنندة سریهای آلکالن و سابآلکالن از ایروین وباراگار (Irvine and Baragar, 1971) است (HSA: آداکیتهای پُرسیلیس؛ LSA: آداکیتهای کم سیلیس (Martin et al., 2005))؛ B) نمودار متمایزکننده سنگهای تولهایتی، کالکآلکالن و شوشونیتی (Peccerillo and Taylor, 1976).
Figure 3. Geochemical classifications and nomenclatures diagrams of the Sari-Tappeh volcanic rocks. A) Alkali-Silica (TAS) diagram (Le Bas et al., 1986), dividing line between alkaline and subalkaline is from Irvine and Baragar (1971); HSA: High Silics Adakite and LSA: Low Silica Adakite (Martin et al., 2005); B) different series rocks (tholeiiitic, calc-alkaline and shoshonitic) discrimination diagram (Peccerillo and Taylor, 1976).
بررسی ویژگی آداکیتی سنگهای ساریتپه
آداکیتها سنگهای ماگمایی رایجی در کمانهای ماگمایی بهشمار میروند که توسط دیفانت و دراموند (Defant and Drummond, 1990) نامگذاری شدهاند. این سنگها دربردارندة سنگهای کالکآلکالن (آندزیت، داسیت و ریولیت) حد واسط- اسیدی (SiO2≥56.0 wt.%) و سنگهای آذرین درونی مربوطه (تونالیت) برآمده از ذوببخشی پوستة اقیانوسی بازالتی (بیشتر با سن نزدیک به 25 میلیون سال یا کمتر) فرورانده شده در شرایط رخسارة اکلوژیتی هستند که ویژگیهای آنها تهیشدگی شدید در عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREEs; Yb≤1.90 ppm; Y≤18 ppm) و مقدار بالای Sr (≥400 ppm) و نسبتهای La/Yb (≥20) و Sr/Y (≥40) است. آداکیتها بیشتر در کمانهای آتشفشانی سنوزوییک (مانند کرانة اقیانوس آرام) یافت میشوند؛ اما سنگهای فلسیک با ویژگیهای زمینشیمیایی همانند آنها در پهنههای برخوردی سنوزوییک (مانند: تتیس و تبت: Chung et al., 2003; Hou et al., 2004) و مکانهای درونفلاتی (مانند: هاهاگزیل و کیانگتانگ چین؛ Wang et al., 2008) نیز گزارش شده است. برخی سنگهای آذرین پیش از سنوزوییک (مزوزوییک، پالئوزوییک، پروتوزوییک و آرکئن) از دیدگاه زمینشیمیایی همانند آداکیتها هستند (Martin et al., 2005; Wang et al., 2006a, 2006b).
برخلاف سریهای آندزیتی، داسیتی و ریولیتی سدیک (ADRs) کمان عادی، نمونههای بررسیشده نسبتهای Sr/Y و La/Yb)N) بالا (بهترتیب21/31 تا 96/115 و 49/7-66/29) و مقدار Y (2/5-2/10 پیپیام) و YbN (39/2 -78/4 پیپیام) کمی دارند و در نمودارهای Y دربرابر Sr/Y و (La/Yb)N در برابر YbN، همگی درون گسترة آداکیتی جای دارند (شکلهای 5-A و ۵-B).
شکل 4. نمودارهای چندعنصری بهنجارشدة سنگهای آتشفشانی آداکیتی ساریتپه. A) به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDnough, 1989).
Figure 4. Normalized multi-elements digrams of the Sari-Tappeh volcanic rocks, normalized to A) chondrite composition (Boynton, 1984); B) primitive mantle composition (Sun and McDnough, 1989)
شکل 5. نمودارهای متمایزکننده آداکیت و آندزیتها، داسیتها و ریولیتهای سدیک (ADRs) کمان نرمال. A) نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار (Yb)N در برابر (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990) (ترکیب کندریت بوینتون (Boynton, 1984) برای بهنجارسازی بهکار برده شده است. گسترة آداکیتها، سریهای ADR کمان عادی و MORB از مارتین Martin (1999) است).
Figure 5. Adakite and adesits, dacites and sodic rhyolite (ADRs) discrimination diagrams. A) Y Versus Sr/Y (Defant and Drummond, 1990); B) (Yb)N versus (La/Yb)N (Defant and Drummond, 1990) (The normalization values of chondrite are from Boynton (1984). Adakits, Normal arc ADR series and MORB fields is from Martin (1999)).
رویهمرفته، با توجه به یافتههای موجود در دنیا و بر پایة مقدار سیلیس، آداکیتها به دو نوع آداکیتهای کم سیلیس[2] (LSA; SiO2<60 wt%) و آداکیتهای سیلیس بالا[3] (HSA; SiO2>60 wt%) دستهبندی شدهاند (Martin et al., 2005). آداکیتهای LSA مقدار MgO کمابیش بالا (4-9 درصدوزنی)، CaO + Na2O > 10 wt% و Sr>1000 ppm دارند؛ اما آداکیتهای HSA مقدار MgO کمابیش کم (0.5-4 wt %)، CaO + Na2O (<11 wt%) و Sr (<1100 ppm) کمتری نشان میدهند. نمونههای آداکیتی ساریتپه مقدار MgO کمابیش کمی (4.04 wt%>) دارند و بیشتر ویژگیهای HSA را نشان میدهند (شکل 6-A). بر پایه نمودار Sr-(CaO+Na2O) (Martin et al., 2005)، همة نمونهها درون گستره HSA جای گرفتهاند (شکل 6-B). همچنین، نمونهها مقدار Sr بالا وY کم و نسبت Sr/Y متوسط تا بالا نشان میدهند که از ویژگیهای معمول آداکیتهای HSA بهشمار میروند (شکل 6-C). در نمودار سهتایی SiO2/MgO*100 Sr-K/Rb- نیز همة نمونهها در گسترة آداکیتهای سیلیس بالا (HSA) جای گرفتند (شکل 6-D). آداکیتهای HSA ویژگیهای گدازههای ورقة اقیانوسی فرورونده را نشان میدهند که اندکی با پریدوتیت گوۀ گوشته هنگام صعود واکنش داشتهاند؛ اما آداکیتهای LSA با ذوب پریدوتیتهای گوۀ گوشتهای پدید آمدهاند که ترکیب آنها در پی واکنش با گدازههای فلسیک ورقه تغییر یافته است (Martin et al., 2005).
جدول 1. مقدار اکسیدهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (بر پایه پیپیام) در سنگهای آتشفشانی آداکیتی ساریتپه.
Table 1. The concentration of major (in wt%), trace, and rare earth elements (in ppm) of the Sari-Tappeh volcanic rocks.
Sample |
M_16 |
M_41 |
M_48 |
M_49 |
M_63 |
M_65 |
M_4 |
M_5 |
SiO2 |
59.1 |
56.91 |
57.91 |
63.25 |
56.3 |
59.33 |
66.71 |
65.39 |
TiO2 |
0.44 |
0.57 |
0.47 |
0.46 |
0.47 |
0.47 |
1.41 |
1.12 |
Al2O3 |
18.01 |
18.34 |
17.54 |
17.03 |
16.99 |
17.67 |
14.86 |
15.39 |
Fe2O3(t) |
6.36 |
6.8 |
5.94 |
3.62 |
4.69 |
6.34 |
2.98 |
5.05 |
MgO |
3.07 |
4.04 |
3.22 |
0.79 |
1.54 |
3.26 |
2.87 |
1.91 |
CaO |
5.12 |
4.73 |
6.23 |
4.62 |
8.91 |
5.85 |
4.33 |
3.26 |
Na2O |
4.15 |
4.25 |
4.8 |
4.6 |
4.78 |
4.3 |
3.66 |
3.9 |
K2O |
1.7 |
0.93 |
1.38 |
2.08 |
0.57 |
1.29 |
2.57 |
1.26 |
P2O5 |
0.16 |
0.18 |
0.16 |
0.22 |
0.18 |
0.18 |
0.15 |
0.09 |
MnO |
0.15 |
0.15 |
0.12 |
0.05 |
0.05 |
0.12 |
0.21 |
0.11 |
LOI |
1.6 |
2.99 |
2.12 |
3.16 |
5.42 |
1.08 |
n.a. |
n.a. |
Sum |
99.91 |
99.94 |
99.94 |
99.93 |
99.95 |
99.94 |
99.75 |
97.48 |
Sc |
9.4 |
10.3 |
9.7 |
4 |
10.3 |
10.7 |
n.a. |
n.a. |
Ba |
921 |
470 |
590 |
710 |
271 |
569 |
432 |
332 |
Co |
14 |
13.6 |
12.8 |
7.5 |
8.3 |
15.4 |
26 |
21 |
Cs |
2 |
6.4 |
0.7 |
1.6 |
0.5 |
0.6 |
n.a. |
n.a. |
Hf |
<0.25 |
0.76 |
0.66 |
1.94 |
0.71 |
0.74 |
n.a. |
n.a. |
Nb |
5.7 |
5.1 |
5.6 |
12.8 |
5 |
6.3 |
n.a. |
n.a. |
Rb |
31 |
15 |
24 |
34 |
7 |
19 |
41 |
37 |
Sr |
419 |
284 |
332 |
603 |
331 |
403 |
518 |
340 |
Ta |
0.63 |
0.6 |
0.55 |
1.14 |
0.6 |
0.79 |
n.a. |
n.a. |
Th |
0.5 |
<0.1 |
0.59 |
4.59 |
<0.1 |
0.9 |
n.a. |
n.a. |
U |
0.7 |
0.5 |
0.8 |
1.6 |
0.6 |
0.8 |
n.a. |
n.a. |
V |
73 |
89 |
81 |
37 |
79 |
85 |
61 |
41 |
W |
1.2 |
<0.5 |
0.8 |
0.9 |
<0.5 |
1.9 |
n.a. |
n.a. |
Zr |
14 |
24 |
21 |
80 |
19 |
21 |
n.a. |
n.a. |
Y |
8.9 |
9.1 |
9.5 |
5.2 |
9.7 |
10.2 |
n.a. |
n.a. |
La |
12 |
11 |
12 |
22 |
10 |
13 |
n.a. |
n.a. |
Ce |
24 |
23 |
25 |
38 |
21 |
25 |
n.a. |
n.a. |
Pr |
3.26 |
3.12 |
3.31 |
4.51 |
3.01 |
3.43 |
n.a. |
n.a. |
Nd |
11.6 |
11.6 |
12.3 |
15.3 |
11.6 |
13 |
n.a. |
n.a. |
Sm |
2.06 |
1.85 |
1.98 |
2.01 |
1.78 |
2.16 |
n.a. |
n.a. |
Eu |
1.27 |
1.05 |
1.08 |
1.1 |
0.97 |
1.14 |
n.a. |
n.a. |
Gd |
2.02 |
2.14 |
2.13 |
2.37 |
2.06 |
2.25 |
n.a. |
n.a. |
Tb |
0.4 |
0.42 |
0.42 |
0.32 |
0.43 |
0.44 |
n.a. |
n.a. |
Dy |
1.56 |
1.64 |
1.71 |
1.01 |
1.69 |
1.83 |
n.a. |
n.a. |
Ho |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Er |
1.85 |
1.89 |
1.98 |
0.96 |
1.91 |
2.22 |
n.a. |
n.a. |
Tm |
0.16 |
0.17 |
0.16 |
<0.1 |
0.16 |
0.18 |
n.a. |
n.a. |
Yb |
0.9 |
0.9 |
0.9 |
0.5 |
0.9 |
1 |
n.a. |
n.a. |
Lu |
0.16 |
0.16 |
0.16 |
<0.1 |
0.16 |
0.17 |
n.a. |
n.a. |
Cu |
21 |
40 |
17 |
24 |
10 |
22 |
25 |
17 |
Pb |
9 |
9 |
9 |
12 |
6 |
9 |
n.a. |
n.a. |
Zn |
51 |
70 |
59 |
42 |
16 |
44 |
53 |
59 |
Ni |
12 |
12 |
14 |
14 |
26 |
17 |
78 |
104 |
Mg# |
49 |
54 |
52 |
30 |
39 |
50 |
66 |
43 |
Sr/Y |
47.08 |
31.21 |
34.95 |
115.96 |
34.12 |
39.51 |
- |
- |
LaN/YbN |
8.99 |
8.24 |
8.99 |
29.66 |
7.49 |
8.76 |
- |
- |
Eu/Eu* |
1.90 |
1.61 |
1.61 |
1.54 |
1.55 |
1.58 |
- |
- |
Mg#=100Mg/(Mg+Fet); FeOt=0.8998Fe2O3t; Fe2O3(t)=Total Fe; n.a.= not analyzed
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
Sample |
M_10 |
M_44 |
M_51 |
M_7 |
M_15 |
M_30 |
M_59 |
SiO2 |
65.23 |
65.31 |
64.59 |
58.43 |
56.11 |
58.61 |
57.22 |
TiO2 |
1.16 |
1.05 |
0.85 |
0.22 |
0.53 |
0.43 |
0.39 |
Al2O3 |
14.7 |
15.51 |
14.76 |
16.35 |
17.9 |
15.29 |
15.67 |
Fe2O3(t) |
3.17 |
4.75 |
5.08 |
7.45 |
7.41 |
6.81 |
6.52 |
MgO |
2.97 |
1.79 |
0.96 |
2.01 |
1.49 |
1.51 |
2.87 |
CaO |
3.96 |
5.41 |
4.85 |
5.64 |
6.87 |
6.36 |
7.68 |
Na2O |
5.62 |
4.02 |
3.84 |
6.75 |
4.87 |
3.22 |
3.41 |
K2O |
1.17 |
1.51 |
2.73 |
1.69 |
0.85 |
1.48 |
1.34 |
P2O5 |
0.07 |
0.11 |
0.21 |
0.17 |
0.21 |
0.18 |
0.18 |
MnO |
0.09 |
0.12 |
0.08 |
0.02 |
0.05 |
0.12 |
0.04 |
LOI |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Sum |
98.14 |
99.58 |
97.95 |
98.73 |
96.29 |
94.01 |
95.32 |
Sc |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Ba |
284 |
220 |
300 |
396 |
395 |
345 |
236 |
Co |
25 |
27 |
14 |
14 |
22 |
22 |
13 |
Cs |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Hf |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Nb |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Rb |
41 |
67 |
86 |
45 |
39 |
42 |
43 |
Sr |
362 |
321 |
398 |
501 |
506 |
474 |
545 |
Ta |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Th |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
U |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
V |
51 |
45 |
85 |
145 |
112 |
109 |
148 |
W |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Zr |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Y |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
La |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Ce |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Pr |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Nd |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Sm |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Eu |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Gd |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Tb |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Dy |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Ho |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Er |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Tm |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Yb |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Lu |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Cu |
25 |
16 |
25 |
31 |
15 |
17 |
22 |
Pb |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
n.a. |
Zn |
41 |
59 |
48 |
47 |
56 |
64 |
92 |
Ni |
35 |
23 |
18 |
318 |
121 |
119 |
215 |
Mg# |
65 |
43 |
27 |
35 |
28 |
31 |
47 |
Sr/Y |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
LaN/YbN |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
Eu/Eu* |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
شکل 6. نمودارهای ردهبندی سنگهای آداکیتی پُرسیلیس (HSA) و کم سیلیس (LSA). A) نمودار SiO2 در برابر MgO؛ B) نمودار CaO+Na2O در برابر Sr؛ C) نمودار Y در برابر Sr/Y؛ D) نمودار سهتایی Sr-K/Rb-(SiO2/MgO*100) (محدودههای آداکیتهای سیلیس بالا و کم سیلیس از مارتین وهمکاران (Martin et al., 2005) برگرفته شدهاند).
Figure 6. High-silica (HSA) and Low-silica (LSA) adakites classification diagrams. A) SiO2 versus MgO diagram; B) Sr versus (CaO+Na2O) diagram; C) Y versus Sr/Y diagram; D) Sr-K/Rb-(SiO2/MgO)*100 ternary diagram (High and low silica adakites fields is from Martin et al. (2005)).
ویژگیهای خاستگاه
آداکیتهای ساریتپه سرشت ماگمایی کالکآلکالن پتاسیم متوسط دارند (شکل 3-D). الگوهای بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت (شکل 4) غنیشدگیهای مهمی در LILE و LREE بدون ناهنجاری منفی و حتی ناهنجاری مثبت Eu نشان میدهند. همة این ویژگیها با ویژگی ماگماهای پدیدآمده در پهنة فرورانشی هماهنگ است (Pearce and Peate, 1995). گفتنی است ناهنجاری مثبت Eu به نمود کانیهای فلدسپار و هورنبلند در سنگها وابسته است. نقش نهچندان مهم تبلوربخشی فشار کم را نمایان میکند. با وجود این، نمونههای بررسیشده ناهنجاریهای Nb و Ti کمی منفیتر نسبت به نمونههای آندزیتها و داسیتهای کمان معمولی نشان میدهند. آنها همچنین، نسبتهای Sr/Y و (La/Yb)N بالاتر و مقدار Y و YbN کمتری نسبت به نمونههای کمانی معمولی نشان میدهند (شکل 5). همة این نشانههای زمینشیمیایی میتواند با ویژگیهای سنگهای آداکیتی برآمده از ذوببخشی لیتوسفر اقیانوسی فرورو یا پوسته قارهای زیرین (Martin et al., 2005; Castillo, 2006) همخوانی داشته باشد.
آداکیتهای برآمده از ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده با مقدار MgO<3 wt% و Mg#<40 شناخته میشوند و گمان میرود از ذوببخشی بازالتهای اقیانوسی جوان فرورانده شده در محیط جزیره کمانی پدید آمدهاند (Defant and Drummond, 1990; Rapp and Watson, 1995). عدد منیزیم (Mg#) در نمونههای بررسی شده از 27 تا 66 درصد متغیر است و از مقدار آن در گدازة بالشی پوستة اقیانوسی بیشتر است (Rapp et al., 1999).
آداکیتهای برآمده از ورقه، مقادیر 3Na2O> درصدوزنی و نسبتهای K2O/Na2O در نزدیک به 42/0 دارند (Castillo, 2012). مقدار Na2O نمونههای ساریتپه در گسترة 22/3 تا 75/6 با نسبتهای K2O/Na2O کمابیش کم از 11/0 تا 70/0 است که شاید نشاندهندة جدایش یا بهمکنش با فازهای پتاسیمدار بهجایماندة گوشته باشد (شکل7-A). غنیشدگی Rb، Sr و Ba نسبت به HFSE سازگار با گوشته، با فازهای محتوی مواد فرار (H2O و CO2) مانند آمفیبول و فلوگوپیت مرتبط است؛ زیرا این کانیها، میزبان اصلی LILE در سنگکرة گوشتهای هستند (Foley et al., 1996).
نمونههای آداکیتی ساریتپه مقدار Ba بالایی، نزدیک به 71 تا 921 پیپیام دارند که نشاندهندة نقش آمفیبول بهجای فلوگوپیت است. همچنین، نسبتهای K/Rb، Rb/Sr و Ba/Rb همواره برای آشکارکردن وجود فلوگوپیت یا آمفیبول بهعنوان فاز پتاسیمدار در کانیشناسی خاستگاه بهکار گرفته میشود. تهیشدگی Rb در سنگهای آداکیتی ساریتپه، وجود آمفیبول در تیغة فرورو و گوۀ گوشتهای را نشان میدهد. نمونههای بررسیشده نسبتهای Ba/Rb بالا (28/3-71/38) و Rb/Sr کمی (02/0-22/0) دارند که با خاستگاه آمفیبولدار سازگار است.
مقدار Nb در ماگماهای برآمده از گوۀ گوشتهای که توسط گدازههای ورقه دگرنهاد شدهاند همواره از 7 پیپیام بالاتر است (Defant et al., 1992; Martin et al., 2005). مقدار Nb در آندزیتهای آداکیتی ساریتپه، مگر در یک نمونه، از مقدار آن در ماگماهای برآمده از گوشته کمتر است که نشان میدهد نمونههای بررسیشده احتمالاً از منبعی برآمدهاند که مقدار Nb آن از گوۀ گوشتهای کمتر بوده است (مانند سنگهای بازیک پوستة اقیانوسی). همبستگی منفی Th/Nb با افزایش Nb/Ta با برهمکنش با گوۀ گوشتهای دگرنهاده همخوانی دارد که تا اندازهای با عوامل فرورانش تغییر یافته است (Dokuz et al., 2013). نسبت Nb/La کم (1<) گویای وجود منبع تهیشده از Nb مانند بازالتهای MORB فروراندهشده است؛ اما نسبت Ba/Rb بالا نقش رسوب در حال فرورانش را نشان میدهد (Wang et al., 2004). نمونههای آداکیتی ساریتپه نسبتهای Ba/Rb بالایی (28/3-71/38) دارند که نشاندهندة نقش رسوب واجزای فرورانشی در پیدایش ماگماتیسم آداکیتی این منطقه است.
گدازه سازندة نمونههای آداکیتی ساریتپه احتمالاً از سنگهای مافیک در شرایط رخسارة آمفیبولیت یا اکلوژیت برآمده است (شکلهای 7-A، ۷-B، ۷-C، ۷-D). با وجود این، نسبت کم Nb/Ta (97/7-23/11) نمونهها نشان میدهد ترکیب گدازه والد شاید هنگام صعود آن در گوۀ گوشتهای، در پی برهمکنش با پریدوتیتهای گوشتهای تغییر یافته باشد. بر پایة غلظت اکسیدهای اصلی، گدازههای سازندة نمونههای آداکیتی شاید از ذوببخشی پوستة اقیانوسی فرورو، در شرایط آبزدایی آمفیبولیت برآمده باشند.
هنگامیکه گارنت کانی بهجایمانده مهمی در خاستگاه ماگما باشد، نسبتهای Y/Yb گدازههای آداکیتی همواره از 10 بیشتر است (Ge et al., 2002). این نسبت در نمونههای آداکیتی ساریتپه برابر با 9/9 تا 8/10 است و وجود گارنت در خاستگاه آنها را اثبات میکند. این مسأله همچنین از راه الگوسازی با بهکارگیری جفت عنصر La/Yb دربرابر Yb (شکل 8) پشتیبانی میشود؛ بهگونهایکه الگوسازی La/Yb دربرابر Yb نشان میدهد سنگهای ساریتپه میتوانند از راه ذوب نزدیک به 50 درصد گارنت-آمفیبولیت با سازندة گارنت نزدیک به 10 درصد تولید شوند.
شکل 7. نمودارهای متمایزکننده برای شناسایی خاستگاه آداکیتهای ساریتپه. A) نمودار Yb در برابر K2O/Na2O؛ B) نمودار (La/Yb)N در برابر Sr/Y (گسترة آداکیتهای با خاستگاه ورقة اقیانوسی از (Kamei et al., 2009) و آداکیتهای با خاستگاه پوستة قارهای زیرین ضخیمشده کوهزایی دبای از (Liu et al., 2010) است)؛ C) نمودار CaO/Al2O3 در برابر K2O/Na2O (Kamovng et al., 2014)؛ D) نمودار Al2O3 در برابر K2O/Na2O(گسترة آداکیتهای برآمده از پوستة قارهای زیرین و ورقة اقیانوسی از کارسلی و همکاران (Karsli et al., 2020) است).
Figure 7. Discrimination diagrams for determining the origin of adakiteic rocks in Sari-Tappeh. A) Yb versus K2O/Na2O diagram; B) Sr/Y versus (La/Yb)N diagram (The field of the adakites derived from oceanic slab is from Kamei et al. (2009) and adakited derived from thickened lower continental crust in Dabie orogen is from Liu et al. (2010); C) CaO/Al2O3 versus K2O/Na2O (Kamovng et al., 2014); D) Al2O3 versus K2O/Na2O diagram (The fields of the lower continental crust and oceanic slab is from Karsli et al. (2020)).
شکل 8. نمودار YbN در برابر (La/Yb)N (بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) (محدودههای آداکیت و گدازههای کالکآلکالن کمانی از مارتین (Martin, 1999) است. گابروی شمارة G518 (Dokuz et al., 2013) بهعنوان سنگ خاستگاه برای عنصرهای خاکی کمیاب در شرایط رخسارة آمفیبولیت و اکلوژیت با مقادیر متغیر گارنت و ضرایب پراکندگی پیشنهادشده توسط ایروین و فری، فوجیماکی و همکاران و سیسون (Irving and Frey, 1978; Fujimaki et al., 1984; Sisson, 1994) انتخاب شدهاند).
Figure 8. (La/Yb)N versus YbN diagram (Normalized to chondrite composition (Sun and McDonough, 1989). The fields of adakite and arc calc-alkaline lavas is from Martin (1999). The gabbro (sample G518) (Dokuz et al., 2013) selected as a source rock for rare earth elements under amphibolite and eclogite facies with different values for garnet and distribution coefficient proposed by Irving and Frey (1978), Fujimaki et al. (1984), and Sisson (1994)).
نشانههای تبلوربخشی و آلایش یا ذوببخشی
شناخت برهمکنش فرایندهایی مانند ذوببخشی، تبلوربخشی و آلایش برای شناسایی گسترة ترکیبی منبع مهم هستند. فرایند تبلوربخشی به بهترین شکل با همبستگیهای مختلف عنصرهای اصلی و فرعی در نمودارهای هارکر شناخته میشود. اکسید اصلیِ SiO2 بهویژه در سنگهای خنثی و اسیدی بهطور گسترده بهکار گرفته میشود؛ زیرا بیشترین میزان تغییر را دارد. با وجود این، SiO2 و مقادیر دیگر عنصرهای اصلی در نمونههای ساریتپه تغییرات کمی دارند. اکسیدهای اصلی مختلف و عنصرهای فرعی برای آشکارکردن فرایندهای جدایش هنگام تکامل ماگمایی سنگهای آتشفشانی آداکیتی ساریتپه بهکار گرفته شدند. در نمودار La در برابر La/Sm (شکل 9-A)، نمونههای آداکیتی ساریتپه روند عادی نشان میدهند که با روند ذوببخشی همخوانی دارد. همچنین، روند منفی V در برابر TiO2 (شکل 9-B) در بیشتر نمونهها نشاندهندة این است که جدایش آمفیبول هنگام تکامل ماگمایی مؤثر نبوده است. نمودارهای Dy در برابر Dy/Yb و Nb در برابر Ba/Nb نیز برای تمایز میان فرایند ذوببخشی و تبلوربخشی هنگام تکامل ماگمایی بهکار گرفته میشوند (Gao et al., 2007). بر پایه این نمودارها، نمونههای ساریتپه روند ترکیبی موازیِ روند ذوببخشی نشان میدهند که نشان میدهد این فرایند مسئول اصلی پیدایش آنها بوده است (شکلهای 9-C، ۹-D).
شکل 9. نمودارهای متمایزکننده فرایندهای ذوببخشی و تبلوربخشی در سنگهای آداکیتی ساریتپه. A) نمودارLa در برابر La/Sm. B) نمودار TiO2 در برابر V؛ C) نمودار Dy در برابر Dy/Yb؛ D) نمودار Nb در برابر Ba/Nb.
Figure 9. Partial melting and fractional crystallization processes discrimination diagrams in the Sari-Tappeh adakitic rocks. A) La versus La/Sm diagram; B) V versus TiO2 disgrsm; C) Dy versus Dy/Yb diagram; D) Nb versus Ba/Nb diagram.
زمان ماگماتیسم آداکیتی و جایگاه ژئودینامیکی
بستهشدن نهایی نئوتتیس و برخورد صفحههای عربی و اوراسیا در الیگوسن- میوسن آغازین (Mouthereau et al. 2012) و یا میوسن آغازین (Allen et al, 2004)، ائوسن آغازین- میانی (Ghasemi and Talbot, 2005) یا کرتاسه پسین- الیگوسن (Mohajjel and Fergusson, 2014) رخ داده است. فرورانش و برخورد پیدایش کمان ماگمایی (کمان ماگمایی ارومیه- دختر) و فلات ترکیه- ایران را بهدنبال داشته است (Sengor and Kid, 1979). دراین کمان (Berberian and King, 1981) با روند شمالباختری – جنوبخاوری آندزیتها و ریولیتهای کالکآلکالن گسترده و آلکالن بسیار پتاسیک رخ داده است. در بخش شمالباختری این کمان رخداد آتشفشانی گستردهای در طول سنوزوییک روی داده است و سنگهای آتشفشانی ائوسن، الیگوسن و میوسن وابسته به ماگماتیسم کمانی پدید آمدهاند (Agard et al., 2011)؛ اما گمان میرود سنگهای آتشفشانی میوسن پایانی تا کواترنری در جایگاه پسبرخوردی پدید آمده باشند (Chiu et al., 2013).
چهار الگوی تکتونو- ماگمایی برای جایگیری ماگماتیسم آداکیتی سنوزوییک در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر پیشنهاد شده است:
1- دلامیناسیون گوشتة سنگکرهای زیرقارهای ضخیمشده (Pang et al., 2016; Khalatbari Jafari, 2020)؛
2- ذوببخشی سنگهای مافیک پوستة قارهای زیرین (Azizi et al., 2019)؛
3- ذوب سنگکرة قارهای دگرنهادشده (Torkian et al., 2018)؛
4- ذوببخشی سنگکرة اقیانوسی جداشده با برهمکنش با پریدوتیت گوۀ گوشتهای (Azizi et al., 2013; Alirezaei et al., 2017; Mahmoudi Nia et al., 2017;).
گدازههای آداکیتی بررسیشده پیوند مکانی و زمانی با پهنة فروانش فعال ندارند و سنیابی چینهشناسی، سن پسبرخوردی آنها را نشان میدهد. همچنین، این سنگهای آتشفشانی به تک فرایندهایی مانند برگشتگی صفحه یا دلامیناسیون لایه پیوسته زیرین پوسته وابسته نیستند (Lechmann et al., 2018). بررسیهای ساختارهای پوسته و گوشتة بالایی بر پایة پراکندگی امواج سطحی (Asudeh, 1982)، توابع دریافتکنندة موجهای P و S (Taghizadeh-Farahmand et al., 2010) و تصویر توموگرافی لرزهای (Maggi and Priestly, 2005; Bavali et al., 2016) سنگکرة نازکی (85-100 کیلومتر) با ستبرای نزدیک به 45 کیلومتری در بالای گوشتة داغ بالایی را نشان میدهد. ستبرای پوسته در بخش شمالباختری ایران 5/38 کیلومتر گزارش شده است (Taghizadeh-Farahmand et al., 2010). همچنین، بر پایه بررسیهای توموگرافی لرزهای مگی و پریستلی (Maggi and Priestly, 2005) پهنة ناهنجار کم سرعت بزرگی در زیر کمان ماگمایی ارومیه- دختر گزارش شده است. پیدایش این پهنه چهبسا پیامد وجود گوشتة سستکرهای زیر این ناحیه است. صعود سستکره در این ناحیه به مکانیسمهای مختلفی مانند جداشدن صفحة اقیانوسی فرورانده شده و یا تأخیر آن نسبت داده شده است (Morley et al., 2009). بررسی تودههای آذرین نیمهبیرونی در شمالباختری ایران نشان میدهد پس از پایان فرورانش، ماگماتیسم آداکیتی پس از جداشدگی سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس و بالاآمدگی سستکره رخ داده است (Simmonds, 2013; Ahmadzadeh et al., 2011).
پس از برخورد پلیتهای عربی و ایرانمرکزی در کرتاسة پسین- پالئوسن آغازین (Ghalamghash et al., 2009) تا ائوسن (Omrani et al., 2008) جداشدگی سنگکرة اقیانوسی در میوسن رخ داده است و سستکره از میان پنجرة صفحه بالا آمده است (Shafaii Moghadam et al., 2016) و گرادیان زمینگرمایی را افزایش داده است. همچنین، ذوب صفحة جداشده، ماگماتیسم آداکیتی سیلیس بالا در راستای پهنة ماگمایی ارومیه- دختر و خاور ترکیه پدید آورده است. وجود آداکیتهای کم سیلیس در میان سنگهای بررسیشدة این پهنه بهویژه در شمالباختری ایران با ذوببخشی پریدوتیت گوۀ گوشتهای دگرنهاد همخوانی دارد و چهبسا گویای به برهمکنش ماگمای برآمده از سنگکرة اقیانوسی با پریدوتیت گوۀ گوشتهای باشد ( Faridazad and Ashrafi, 2023). از سوی دیگر، ویژگیهای زمینشیمیایی سنگهای ساریتپه (مانند نبود غنیشدگی K و نسبت کم K2O/Na2O بههمراه محتوای بالای عنصرهای ناسازگار مانند Ba و Rb؛ Wang et al., 2008) در کنار ویژگیهای ساختار پوستهای منطقه که در بالا از آنها یاد شد، همگی به نقش نهچندان بنیادین پوستة قارهای در پیدایش سنگهای ساریتپه اشاره میکنند. ازاینرو میتوان گفت گدازههای آداکیتی سیلیس بالای ساریتپه از ذوببخشی سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس، پس از بستهشدن اقیانوس یادشده در زمان ائوسن- الیگوسن و در پی جداشدگی آن در جایگاه پسابرخوردی یعنی میوسن پسین به بعد پدید آمدهاند.
برداشت
[1] delamination
[2] Low SiO2 adakites
[3] High SiO2 adakites