تفکیک بازالت ها، تراکیت ها و تراکی آندزیت های جوان مهاباد از جنبه های ژئوشیمیایی و محیط تکتنوماگمایی؛ لزوم اصلاح ورقه 1:100000 مهاباد

مجرد, منیر; رحیم سوری, یوسف

doi:10.22108/ijp.2019.114728.1115

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,652
تعداد مقالات	13,408
تعداد مشاهده مقاله	30,250,719
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,088,070

تفکیک بازالت ها، تراکیت ها و تراکی آندزیت های جوان مهاباد از جنبه های ژئوشیمیایی و محیط تکتنوماگمایی؛ لزوم اصلاح ورقه 1:100000 مهاباد

پترولوژی

مقاله 6، دوره 10، شماره 1 - شماره پیاپی 37، خرداد 1398، صفحه 97-124 اصل مقاله (2.41 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2019.114728.1115

نویسندگان

منیر مجرد^* ¹؛ یوسف رحیم سوری²

¹گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران

²گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیهT ارومیه، ایران

چکیده

خروجی های مهاباد شامل تراکیت ها که در ارتفاعات کوه سلطان و تراکی آندزیت ها بصورت انکلاو های تیره در آن و بازالت ها در سه ناحیه خاتون باغ، بردرشان و بادام در ورقه مهاباد برونزد دارند، می باشد. بازالت ها با ماهیت شوشونیتی دارای الگوی پرشیبی از عناصر نادر خاکی و از یک خاستگاه عمیق گارنت پریدوتیتی با مشخصات شبیه به درون صفحه ای می باشند. تراکیت ها و انکلاوهای حد واسط تراکی آندزیتی شوشونیتی و پرآلومینوس و نسبت بالای عناصر نادر سبک به سنگین دارای آنومالی منفی از عناصر با میدان پایداری بالا و تیتانیم بوده و مشخصات یک محیط مرتبط با قوس قاره ای را نشان می دهند. همچنین تراکیت های کوه سلطان ماهیت آداکیتی نشان می دهند که در کنار شباهت ترکیب بازالتهای مهاباد به بازالت های نئوبیوم بالای ناحیه قروه می تواند بیانگر ارتباط بازالتها با آداکیت ها طی فرایندهای پس از تصادم ورقه های ایران و عربی باشد. مدلسازی تجربی متکی به نرم افزار بیانگر احتمال وقوع تبلور تفریقی برای تولید ترم های حد واسط و اسیدی کوه سلطان از مذاب بازالتی گوشته ای است. محتوای بالای عناصر ناسازگار و برخی نسبت های بین عناصر جزئی نشانه فرایندهای ماگمایی در یک سیستم باز است. تبلور تفریقی پیوسته از یک منبع بازالتی اولیه با عمق تشکیل زیاد با ترکیب شبه درون صفحه ای (نئوبیوم بالا) به سمت محصولات اسیدی به همراه مقادیری از هضم در لانه ماگمایی کم عمق(برای تشکیل تراکیت های آذاکیتی) بهترین توضیح برای مجموعه آتشفشانی جوان مشاهده شده در مهاباد است.

کلیدواژه‌ها

ژئوشیمی؛ بازالت نئوبیوم بالا؛ تراکیت؛ آداکیت؛ تراکی آندزیت؛ مهاباد

اصل مقاله

ازآنجایی‌که تراکیت‌ها کاربرد چشمگیری در شناسایی نسبت فرایند‌های ماگمایی مانند تبلوربخشی، نبود آمیختگی ماگمایی، ماگمای هیبریدی و ذوب‌بخشی در پیدایش ماگما دارند (Ashwal et al., 2016)، اهمیت بالایی دارند. ماگماتیسم دوکرانه‌ای (اسیدی - بازیک) ویژگیِ محیط‌های کششی مانند ریفت‌های قاره‌ای (Ayalew and Yirgu, 2003; Peccerillo et al., 2003) و نیز پهنه‌های پشت‌کمان است (Shinjo and Kato, 2000). در چنین محیط‌هایی بازالت‌ها در حجم‌های وسیع با گدازه‌های روان و ویژگی‌های درون‌صفحه‌ای به‌همراه حجم‌های متغیری از سنگ‌های ولکانیک اسیدی چه از دیدگاه زمانی و چه مکانی برونزد دارند (Epinoza et al., 2008). در چنین موقعیتی، رویداد ولکانیسم مافیک معمولاً مرتبط با بالاآمدگی گوشته‌ای به‌همراه تأثیراتی است که در سست‌کره و سنگ‌کره به‌خود گرفته است. به باور برخی پژوهشگران، خاستگاه سنگ‌های اسیدی تراکیتی یا ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای (آناتکسی) یا بازالت‌های زیرصفحه‌ای (under plated) است که دربارة بازالت‌های زیرصفحه‌ای، بازالت‌ها به‌طور مستقیم از ذوب‌بخشی سنگ‌های گوشته جدایش یافته‌اند (Tchameni et al., 2001).

تفریق ماگما‌های مافیک با خاستگاه گوشته‌ای که در شرایط سیستم‌های باز (مانند همراهی با ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای، هضم پوسته افزون‌بر تبلوربخشی- AFC- ماگما‌های بازالتی و آمیختگی ماگماها) رخ می‌دهد شاید یکی از چندین سازوکارهایی باشد که در پیدایش مجموعه‌های ماگمایی اسیدی- بازیک نقش دارند (Whalen et al., 1987; Mingram et al., 2000; Litvinovsky et al., 2002; Vernikovsky et al., 2003; Wang et al., 2005).

به‌طور تیپیک، تراکیت‌ها پیامد تبلوربخشی بیشینه از ماگما‌های بازالتی دانسته می‌شوند (Ashwal et al., 2016). این گروه از سنگ‌‌ها در مقیاس‌های کوچک در مجموعه‌های ریفت قاره‌ای، مانند ریفت خاور آفریقا در کنیا و تانزانیا (Baker, 1987) یا به‌همراه سنگ‌های بازالتی درون‌صفحه‌ای اقیانوسی از نوع پلوم، مانند هاوایی (Cousens et al., 2003) و جزیره‌های قناری (Freundt-Malecha et al., 2001) یا در کنار سنگ‌های درون‌صفحه‌ای قاره‌ای، مانند Oki-Dozen ژاپن (Brenna et al., 2015)، جزیره‌ای در کرة جنوبی (Brenna et al., 2014) و پهنه‌هایی در چین (Wei et al., 2007) دیده شده‌اند. تراکیت‌‌ها بیشتر به‌همراه طیف کاملی از سنگ‌های مافیک تا فلسیک دیده می‌شوند؛ به‌گونه‌ای‌که گاه در فاصلة ترکیب‌ها، نبود‌های ترکیبی (Daly Gap) دیده می‌شوند و میان دو سازندة پایانی ترکیب پیوستگی برپا نیست (Clague, 1978; Ferla and Meli, 2006).

آداکیت نوعی سنگ کمیاب در سیستم کمان‌های مدرن یا در پهنه‌های برخورد کمان/قاره است. نخست این واژه برای ماگماهایی به‌کار برده شد که سازنده‌های آنها از ذوب‌بخشی تختال اقیانوسی فرورونده جدا شده بودند (Defant and Drummond, 1990)؛ اما امروزه روشن شده است آداکیت چه‌بسا در پی ذوب‌بخشی پوستة زیرین ضخیم‌شده یا تبلوربخشی نیز پدید می‌آید (Defant et al., 2002; Kay and Kay, 2002; Chung et al., 2003; Castillo, 2006; Wen et al., 2008; Goss and Kay, 2009). این دو دسته ماگما با شناساگرهای زمین‌شیمیایی (مانند: نسبت‌های La/Yb و Sr/Y، محتوای MgO و Na₂O یا کمیت‌های ایزوتوپی) شناسایی می‌شوند.

درباره سنگ‌های آذرین بیرونیِ مهاباد، به انجام کار سنگ‌شناسی برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی، رده‌بندی سنگ‌های آذرین منطقه و نیز بررسی احتمال پدیدآمدن واحد‌های اسیدی و حد واسط از ماگمای مادر بازالتی نیاز است. آنچه از مقاله بر می‌آید، لازم است ورقه 1:100000 مهاباد اصلاح شود و تنوع سنگ‌شناسی برای سنگ‌های آذرین بیرونیِ پلیوکوترنر در نظر گرفته شود.

زمین‌شناسی منطقه

منطقة بررسی‌شده، در خاور ورقة 1:100000 مهاباد در استان آذربایجان‌غربی جای گرفته است. طول جغرافیایی خاوری منطقه برای بازالت‌های بخش‌های سه‌گانة بادام، بردرشان و خاتون‌باغ از ʺ57ʹ48˚45 تا ʺ11ʹ58˚45 و عرض جغرافیایی شمالی آن ʺ33ʹ49˚36 تا ʺ26ʹ55˚36 است. منطقة کوه‌سلطان نیز در طول‌های جغرافیایی خاوری ´39˚36 تا ʹ45˚36 و عرض‌های جغرافیایی شمالی´51˚45 تا ʹ57˚45 جای دارد (شکل 1). سنگ‌های سنگ‌های آذرین بیرونیِ بررسی‌شده در این پژوهش در منطقة بررسی‌شده عموماً روی واحد‌های کهن‏‌تر از خود جای گرفته‏‌اند که آهک و مارن‏‌‌های به سن پلیوسن هستند (Kholghi et al., 2004). بیشتر آتشفشان‌های جوان ایران فعالیت خود را از میوسن، به‌ویژه میوسن بالایی یا میوپلیوسن، آغاز کرده‌اند و فعالیت آنها تا کواترنر ادامه یافته است (Moeinvaziri, 1998).

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی منطقة مهاباد (برگرفته از: Aghanabati (2005)) (جایگاه نمونه‌برداری از مناطق چهارگانه بادام، بردرشان، خاتون‌باغ و کوه‌سلطان در مستطیل‌های سفیدرنگ و با پرچم آبی نشان داده شده‌اند)

گدازه‌‌های بازالتی آلکالن کواترنری هنگام فاز کششی از راه شکستگی‌‌های فراوانی به سطح زمین رسیده‌اند که روند بیشترشان خطی است و ارتباط روشنی با گسل‌‌های اصلی دارند.

بررسی سنگ‏‌‌های گابرویی- دیوریتی در نزدیکی شمال‏‌باختری منطقة بررسی‌شده که بخشی از پلوتون پسوه (Mazhari et al., 2011) به‌شمار می‌روند نشان می‌دهد این سنگ‏‌‌‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن دارند. به باور این پژوهشگران، این سنگ‏‌‌‌ها در پی فرورانش مایل نئوتتیس به زیر صفحة ایران پدید آمده‌اند. افزون‌بر آنها، توده‏‌‌های نفوذی از گرانیت‏‌‌ها و ‌همچنین، سنگ‏‌‌های بازیک کالک‏‌آلکالن تا برخی از پلوتون‏‌هایی با ترکیب آلکالن را نیز در همین منطقه شناسایی کرده‏‌اند که مستقیماً در ارتباط با فرورانش مایل نئوتتیس به زیر صفحة ایران پدید آمده‏‌اند. افزون‌بر آنچه گفته شد، برخی پژوهشگران (مانند: Ghalamghash et al., 2003) پلوتون‏‌‌های گرانیتی با سرشت کالک‏‌آلکالن در اطراف نقده (100 کیلومتری شمال‏‌باختری منطقة بررسی‌شده) شناسایی کرده‏‌اند که با فرورانش مایل نئوتتیس مرتبط‌اند. ‌همچنین، توده‌های گابرو- دیوریتی در کوه پریشان جنوب قروه (جنوب محدوده مورد بحث) از نوع کمان و با احتمال آمیختگی دو ماگمای اسید و بازیک گزارش شده‌اند (Torkian et al., 2015).

دبی دیاکلازی بازالت‌های خاتون‌باغ و تجزیة پوست‌پیازی آنها از دبی‌های دیده‌شده در منطقة مهاباد هستند (شکل 2). آب‌های نافذ کم‌کم بازشدن شکاف‏‌‌های دیاکلازی و تجزیة سانتریپت (به‌سوی مرکز) را به‌دنبال داشته‌اند که تجزیة پوست پیازی یکی از پیامدهای آن است (Fletcher et al., 2006) (شکل 2). سرعت این نوع فرسایش به تمرکز واکنش‌دهنده‏‌ها، سرعت واکنش، سرعت انتقال و ویژگی‌های مکانیکی سنگ بستگی دارد. دربارة کوه‌سلطان، قله‌های نوک‌تیز و دیواره‌های بلند و پرشیب، دره‌های ژرف با دیواره‌های قائم یا نزدیک به قائم در سراسر منطقه دیده می‌شوند. برونزد‌ها در منطقة خاتون‌باغ، بردرشان و بادام کمابیش کم‌شیب و هموارترند. گفتنی است انکلاو‌های تیره‌تری درون سنگ‌های روشن کوه‌سلطان دیده می‌شوند (شکل 3) که جداگانه نمونه‌برداری و 3 نمونه نیز تجزیة شیمیایی شدند.

دربارة پیشینه پژوهش در منطقه افزون‌بر دو پایان‌نامة کارشناسی ارشد (Mouloudivand, 2016; Noukam, 2017) و یک بررسی کلی روی بازالت‌های شمال‌باختری (Amel et al., 2008) که از این ناحیه تنها یک نمونه برداشت و بررسی کرده‌اند، یک مقاله همایشی نیز در اینباره موجود است (Shojaeei et al., 2012). اینها همة بررسی‌های انجام‌شده در این ناحیه‌اند. نقشة زمین‌شناسی یک‌صدهزارم سازمان (تهیه‌شده با نظارت Aghanabati (2005)) نیز با یک ایراد بسیار آشکار، همة سنگ‌های آذرین بیرونیِ مهاباد را بازالت با یک طرح و سن و ترکیب دانسته است. البته در توضیح ورقة یک‌صدهزارم، دو نمونه از سنگ‌های آذرین بیرونی به‌نام پلیوکواترنر دانسته شده‌اند. ازاین‌رو، دلیل این اشتباه شمار بسیار کم نمونه برای تهیة نقشه دانسته می‌شود. جایگاه نمونه‌برداری‌ها در جدول‌های 1و 2 آورده شده است.

شکل 2- نمای صحرایی از: A) منطقة کوه‌سلطان؛ B) گسل اصلی در منطقة کوه‌سلطان؛ C) چگونگی فرسایش تراکیت‌های کوه‌سلطان؛ D، E تا H) برونزد و فرسایش بازالت‌ها در مناطق سه‌گانه بادام، بردرشان و خاتون‌باغ

شکل 3- انکلاو‌های تراکی‌آندزیت در تراکیت که با آن فراگرفته شده‌اند (این پدیده در کوه‌سلطان رایج است. ازاین‌رو، تراکیت‌ها آخرین بخش‌های آذرین بیرون‌ریخته بر سطح زمین در مهاباد هستند)

جدول 1- چکیده‌ای از سنگ‌نگاری منطقة بردرشان، بادام و خاتون‌باغ مهاباد به‌همراه جایگاه نمونه‌برداری‌ها (X: فراوانی به‌اندازة کانی‌‌های اصلی؛ x: فراوانی به‌اندازة کانی‌های فرعی)

A	Opq	Bt	Pl	Cpx	Ol	G.R.	Sample No.
			x	X	X	E 45 º 50 ʹ 42 ʺ, N 36 º 49 ʹ 42 ʺ	95.Kh.5.1
x	x	x			X	E 45 º 54 ʹ 18 ʺ, N 36 º 54 ʹ 29 ʺ	95.Kh.R.1
			X	X	X	E 45 º 55 ʹ 6 ʺ, N 36 º 52 ʹ 43 ʺ	95.Br.19
			X	X	X	E 45 º 55 ʹ 9 ʺ, N 36 º 52 ʹ 36 ʺ	95.Br.r
	x			X	X	E 45 º 57 ʹ 15 ʺ, N 36 º 52 ʹ 21 ʺ	95.Tbl.R15
			X	X	X	E 45 º 57 ʹ 48 ʺ, N 36 51 ʹ 19 ʺ	95.Bd.10
	x		x	X		E 45 º 57 ʹ 36 ʺ, N 36 º 53 ʹ 54 ʺ	95.Bd.11
					X	E 45 º 39 ʹ 31 ʺ, N 36 º 45 ʹ 53 ʺ	95.Br.R7
	x	x		X		E 45 º 39 ʹ 35 ʺ, N 36 º 45 ʹ 33 ʺ	95.Bd.12
	x		x	X	X	E 45 º 29 ʹ 2 ʺ, N 36 º 46 ʹ 50 ʺ	95.Bd.10.1
				X	X	E 45 º 28 ʹ 44 ʺ, N 36 º 46 ʹ 49 ʺ	95.Kh.19c
			X	X	X	E 45 º 28 ʹ 34 ʺ, N 36 º 46 ʹ 38 ʺ	95.Kh.R2
			X		X	E 45 º 37 ʹ 15 ʺ, N 36 º 41 ʹ 30 ʺ	95.Br.R8
			x	X	X	E 45 º 37 ʹ 15 ʺ, N 36 º 41 ʹ 30 ʺ	95.Br.R20
	x		X	X	X	E 45 º 37 ʹ 8 ʺ, N 36 º 41 ʹ 30 ʺ	95.Kh.5.3

جدول 2- چکیده‌ای از سنگ‌نگاری سنگ‌های آذرین بیرونیِ کوه‌سلطان به‌همراه جایگاه نمونه‌برداری‌ها (X: فراوانی به‌اندازة کانی‌‌های اصلی؛ x: فراوانی به‌اندازة کانی‌های فرعی)

A	Opq	Ttn	Bt	Cpx	Am	Kfs	Pl	G.R.	Sample No.
	x		x	x	X	X	X	E 36 º 43 ʹ 44 ʺ, N 45 º 56 ʹ 05 ʺ	93.SM.R9
	x		x		X	X	X	E 36 º 43 ʹ 46 ʺ, N 45 º 56 ʹ 02 ʺ	93.SM.R11
	x	x		x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 42 ʺ, N 45 º 56 ʹ 07 ʺ	93.SM.R32
	x		x	x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 45 ʺ, N 45 º 56 ʹ 23	93.SM.R34
	x		x		X	X	X	E 36 º 43 ʹ 53 ʺ, N 45 º 56 ʹ 14 ʺ	93.SM.R37
	x		x		X	X	X	E 36 º 43 ʹ 42 ʺ, N 45 º 56 ʹ 13 ʺ	93.SM.R41
	x	x			x	X	X	E 36 º 43 ʹ 42 ʺ, N 45 º 56 ʹ 03 ʺ	93.SM.R4
x	x	x		x	X	X	X	E 36 º 43 ʹ 40 ʺ, N 45 º 56 ʹ 01 ʺ	93.SM.R14
x	x	x		x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 40 ʺ, N 45 º 56 ʹ 00 ʺ	93.SM.R16
x	x	x	x		x	X	X	E 36 º 43 ʹ 38 ʺ, N 45 º 56 ʹ 02 ʺ	93.SM.R18
	x	x		x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 38 ʺ, N 45 º 56 ʹ 04 ʺ	93.SM.R22
	x	x			x	X	X	E 36 º 43 ʹ 40 ʺ, N 45 º 56 ʹ 00 ʺ	93.SM.R23
	x	x		x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 41 ʺ, N 45 º 56 ʹ 06 ʺ	93.SM.R30
	x	x	x	x	X	X	X	E 36 º 43 ʹ 38 ʺ, N 45 º 56 ʹ 14 ʺ	93.SM.R38
	x	x	x		x	X	X	E 36 º 43 ʹ 30 ʺ, N 45 º 55 ʹ 50 ʺ	93.SM.R48
x	x	x	x		X	X	X	E 36 º 43 ʹ 31 ʺ,N 45 º 55 ʹ 50 ʺ	93.SM.R50
x	x	x	x	x	X	X	X	E 36 º 43 ʹ 41 ʺ, N 45 º 56 ʹ 06 ʺ	93.SM.R45
x	x				x	X	X	E 36 º 43 ʹ 38 ʺ, N 45 º 56 ʹ 12	93.SM.R42
x	x	x		x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 42 ʺ, N 45 º 56 ʹ 06 ʺ	93.SM.R31
				x	X	X	X	E 36 º 43 ʹ 39 ʺ, N 45 º 56 ʹ 06 ʺ	93.SM.R33
				x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 41 ʺ, N 45 º 56 ʹ 06 ʺ	93.SM.R29
			x	x	x	X	X	E 36 º 43 ʹ 54 ʺ, N 45 º 56 ʹ 21 ʺ	93.SM.R36

روش انجام پژوهش

در این مرحله، در منطقه‌های خاتون‌باغ، بادام و بردرشان مهاباد نمونه‌برداری‌های تصادفی انجام شد. برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی نمونه‌های بررسی‌شده، پس از نمونه‌برداری و بررسی‌های سنگ‌نگاری، شمار 9 نمونۀ تازه و سالم، از میان 70 نمونه برداشت‌شده برگزیده شدند و برای انجام تجزیۀ شیمیایی به شرکت ALS Mineral کشور ایرلند فرستاده شدند. در این آزمایشگاه، روش‌ ICP-AES برای دستیابی به فراوانی اکسید عنصرهای اصلی و فلزهای واسطه و روش ICP-MS (فوزیون بورات‌لیتیم) برای اندازه‌گیری برخی عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی به‌کار برده شدند. دربارة کوه‌سلطان نیز 10 نمونۀ سنگی (سه نمونۀ تراکی‌آندزیتی و 7 نمونۀ تراکیتی) برای بررسی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب برگزیده و در شرکت Actlabs کانادا تجزیة شیمیایی شدند. در این آزمایشگاه، روش FUS-ICP برای دستیابی به فراوانی اکسید عنصرهای اصلی و روش‌های INAA و نیز TD-ICP برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به‌کار برده شدند. جدول‌های 3 و 4 داده‌های به‌دست‌آمده را نشان می‌دهند.

جدول 3- داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و فرعی (برپایة ppm) به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی بازالت‌های مهاباد

Sample No.	_95.Bd.10	_95.Bd.11	_95.Bd.12	_95.Br.R7	_95.Br.R8	_95.Br.R20	_95.Kh.5.3	_95.Kh.R2	_95.Kh.19C	_{Detection Limit}
SiO₂	42	41.1	38.9	43.2	42.4	41.5	47.3	43.7	41
Al₂O₃	12.85	12.4	11.65	12.1	12.05	12.6	14.65	12.5	12.6
Fe₂O₃	9.28	9.05	8.3	9.47	9.38	9.22	7.22	9.22	9.07
CaO	12.85	13.7	16.5	13.1	12.35	13	11.95	11.45	13.8
MgO	10.25	10.1	9.7	12.2	11.65	10.35	3.97	11.65	10.2
Na₂O	3.58	3.2	3.78	3.37	2.67	3.61	3.83	2.57	4.39
K₂O	2.28	2.21	0.54	0.48	1.79	1.98	2.52	0.63	0.4
Cr₂O₃	0.04	0.04	0.04	0.06	0.05	0.04	0.02	0.06	0.04
TiO₂	1.63	1.51	1.41	1.57	1.54	1.57	1.13	1.45	1.56
MnO	0.14	0.14	0.13	0.14	0.14	0.14	0.11	0.14	0.15
P₂O₅	1.47	1.4	1.34	1.27	1.27	1.47	0.81	1.07	1.43
SrO	0.26	0.24	0.24	0.24	0.22	0.25	0.18	0.2	0.26
BaO	0.13	0.12	0.11	0.12	0.12	0.14	0.14	0.17	0.13
La	129	120	120.5	121	120.5	131	97	94.5	132	0.5
Ce	221	206	212	209	207	228	162.5	169	227	0.5
Pr	21.6	20.4	21	20.9	20.5	22.3	15.75	17	22.8	0.3
Nd	86.4	81.1	82.5	84	83	89	61.3	68.5	89.5	0.1
Sm	11.35	10.85	11.3	11.2	10.95	12	8.46	9.72	11.7	0.03
Eu	3.3	3.08	3.18	3.08	2.94	3.19	2.11	2.61	3.18	0.03
Gd	7.85	7.28	7.53	7.5	7.56	8.21	5.56	6.88	8.18	0.05
Tb	0.96	0.93	0.91	0.96	0.97	1.01	0.7	0.9	0.96	0.01
Dy	4.73	4.94	4.78	4.59	4.5	5.38	3.81	4.49	5.08	0.05
Ho	0.83	0.83	0.85	0.77	0.8	0.84	0.66	0.78	0.82	0.01
Er	2.18	2.22	2.31	1.99	2.17	2.33	1.76	2.08	2.15	0.03
Tm	0.26	0.25	0.22	0.26	0.28	0.24	0.22	0.25	0.25	0.01
Yb	1.78	1.8	1.75	1.57	1.54	1.92	1.63	1.71	1.71	0.03
Lu	0.23	0.26	0.23	0.21	0.22	0.25	0.21	0.21	0.25	0.01
Ba	1150	1080	1070	1115	1040	1285	1280	1565	1200	0.5
Co	46	46	41	51	50	47	30	50	46	1
Cr	330	320	320	450	430	330	170	470	320	10
Cs	1.43	1.46	1.43	1.23	1.09	1.41	1.22	5.76	1.28	0.01
Cu	55	61	55	63	64	45	33	69	67	1
Ga	17	16.6	16.5	17.8	17.2	17.7	20.8	18.1	18.1	0.1
Hf	4.7	4.7	6.3	4.5	4.9	5.1	4.7	4.9	5	0.2
Ni	221	217	214	364	330	232	54	333	227	1
Pb	13	21	125	12	13	13	11	13	66	2
Rb	43.6	41.1	14.3	20.8	36.9	45.4	50.8	15.9	25.8	0.2
Sc	21	20	19	21	20	20	12	21	21	1
Sr	1935	1810	1940	1950	1805	2000	1450	1620	2100	0.1
Ta	1.9	1.9	1.9	1.4	1.8	2.1	1.3	1.4	2	0.1
Th	12.7	12.1	12.1	11.55	11.85	12.6	15.55	12.4	12.25	0.05
U	2.8	2.95	2.55	2.23	2.71	2.94	3.31	2.86	2.68	0.05
V	193	178	180	192	186	202	96	179	200	5
Y	24.1	23	23.4	22.5	22.5	25	19.7	22.8	24.5	0.5
Zn	98	98	113	104	101	98	86	93	123	2
Zr	225	208	281	206	222	224	221	213	223	2

جدول 4- داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و فرعی (برپایة ppm) به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ‌های آذرین بیرونیِ کوه‌سلطان مهاباد (T: تراکیت؛ T-A: تراکی‌آندزیت‌)

Sample No.	_93.SM.R11	_93.SM.R16	_93.SM.R23	_93.SM.R29	_93.SM.R30	_93.SM.R31	_93.SM.R36	_93.SM.R37	_93.SM.R41	_93.SM.R45
	_{T - A}	_T	_T	_T	_T	_T	_T	_{T- A}	_{T- A}	_T
SiO₂	52.94	64.34	67.65	68.01	66.68	67.97	69.12	55.53	54.48	66.44
Al₂O₃	17.25	14.34	14.94	15.39	14.69	14.97	15.01	17.95	18.01	14.60
Fe₂O₃	6.78	2.69	2.64	3.01	2.70	2.87	2.59	6.78	6.73	2.53
CaO	8.09	5.15	2.21	2.00	3.55	2.92	1.95	6.67	6.26	3.73
MgO	2.72	0.88	0.63	0.77	0.43	0.82	0.76	2.58	2.63	0.63
Na₂O	4.60	4.90	4.61	5.05	5.00	4.88	5.05	4.73	4.73	4.86
K₂O	3.44	4.08	4.07	4.01	4.01	4.20	4.37	3.55	3.46	4.12
TiO₂	0.716	0.322	0.30	0.342	0.326	0.33	0.299	0.712	0.702	0.301
MnO	0.16	0.10	0.06	0.1	0.07	0.13	0.1	0.17	0.14	0.08
P₂O₅	0.77	0.24	0.26	0.24	0.22	0.24	0.2	0.77	0.75	0.24
LOI	1.85	3.03	2.42	0.9	0.83	1.53	0.78	1.44	0.63	2.21
La	124	65.2	75	79.3	68.7	66.3	74.3	119	120	66.6
Ce	184	87	99	103	107	92	96	165	181	105
Nd	95	40	26	48	21	28	50	58	64	45
Sm	8.7	3.6	3.6	3.5	3.8	3.5	3	8.7	9	3.3
Eu	2	0.9	0.5	0.8	0.8	0.8	0.5	1	1.6	0.5
Yb	2	1.3	0.7	1.7	1.7	1.1	1.6	1.4	2.1	1.8
Lu	0.3	0.17	0.12	0.37	0.26	0.25	0.23	0.34	0.43	0.34
As	16	7	17	6	18	17	19	8	7	17
Ba	1940	1130	1140	1110	1080	1080	1120	1800	1800	1070
Be	3	5	6	4	5	5	5	4	3	5
Co	21	8	<1	<1	<1	8	<1	22	21	9
Cs	<0.5	5.4	8.6	5.2	9.8	10.7	20	<0.5	<0.5	9.8
Cu	27	15	37	11	14	17	14	54	28	12
Hf	6.5	5.8	7.1	6.5	5.2	4.8	5.8	7.4	7.2	6.3
Ni	10	7	9	10	9	10	8	15	12	14
Pb	12	26	40	34	29	22	35	17	13	29
Rb	<20	210	160	180	160	200	200	<20	<20	280
Sb	<0.2	1.9	2.2	2.2	2.2	1.3	2.1	1.5	2	1.8
Sc	7.7	2.8	2.7	3.3	3.2	3.1	2.3	7.3	7.3	3.1
Sr	1816	814	988	980	757	775	732	1649	1661	766
Th	32	41.4	46	45.5	44.7	47.8	49.7	31.9	37	48.3
U	9.1	13.3	13.2	13.5	17.2	15.6	16.4	7.8	7.4	13.5
V	129	44	44	45	34	49	50	126	129	39
Y	21	13	11	24	13	21	20	23	22	12
Zn	78	54	46	58	51	59	58	127	80	46
Zr	233	174	184	188	180	189	188	245	243	189

سنگ‌نگاری

بازالت‌ها: بلور‌های مافیک الیوین، پلاژیوکلاز و پیروکسن از کانی‌های اصلی بازالت‌ها هستند. این سنگ‏‌‌‌ها بیشتر بافت هیالوپورفیری و وزیکولار (پرشده یا تهی‌مانده) دارند و فنوکریست‌های آنها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند (شکل‌های 4- A و 4- B). بیشتر بلور‌های الیوین، به‌صورت بلور‌های درشتی هستند که در حاشیه ایدینگسیتی شده‌اند. کلینوپیروکسن‌ها به اورالیت تجزیه ‌شده‌اند. همچنین، در آنها منطقه‌بندی و ماکل ساعت‌شنی دیده می‌شود و بلور‌های پلاژیوکلاز به‌صورت میانبار در آنها یافت می‌شوند (شکل‌های 4- C و 4- D). در برخی نمونه‌‌‌ها، بلور‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار کلینوپیروکسن بافت گلومروپورفیریتیک نشان می‌دهند (شکل‌های 4- G و 4- H). پلاژیوکلاز‌‌ها گاه در پی دگرسانی‏‌‌‌ها سوسوریتی شده‌اند. آمفیبول به مقدار اندک بیوتیت از کانی‌های فرعی هستند.

انکلاو‌های تراکی‌آندزیتی: آلکالی‌‌فلدسپار‌‌ها (50- 40 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز‌‌ها (45- 35 درصدحجمی)، کانی‌های فرومنیزین آمفیبول (20- 15 درصدحجمی)ازکانی‌های اصلی هستند. همچنین، بیوتیت (7- 3 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (10- 5 درصدحجمی) و کدر (10- 5 درصدحجمی) از کانی‌های فرعی به‌شمار می‌روند (شکل‌های 4- I تا 4- N). سریسیت نیز از کانی‌های دگرسانی در تراکی‌آندزیت‌هاست. بافت‌ گلومروپورفیری بافت غالب در تراکی‌آندزیت‌هاست (شکل 4- I). بیشتر کانی‌هایِ تراکی‌آندزیت‌ها به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و گهگاه شکل‌دار (شکل 4- M) هستند.

تراکیت‌ها: در تراکیت‌ها فنوکریست‌های پلاژیوکلاز‌‌ها (کمتر از 30 درصدحجمی) و آلکالی‌فلدسپار (بیشتر از 60 درصدحجمی)، از کانی‌های اصلی به‌شمار می‌روند (شکل‌های 4- O تا 4- T). کانی‌های فرومنیزین بیوتیت (7- 2 درصدحجمی) و آمفیبول (15- 10 درصدحجمی) با فراوانی کمتر همراه آنها هستند و بافت‌های میکرولیت پورفیری، گلومروپورفیری، هیالوپورفیری، پویی‌کیلیتیک وگاه اینترسرتال دارند. کلسیت، سریسیت و کلریت کانی ثانویه و کانی‌های کدر (10- 5 درصدحجمی) و تیتانیت (5- 3 درصدحجمی)، از کانی‌های دیگر در تراکیت‌ها هستند (شکل‌های 4- O تا 4- T).

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی سنگ‌نگاری از همة سنگ‌های آذرین بیرونیِ منطقه مهاباد: A-H) بازالت‌های مناطق بادام، بردرشان و خاتون‌باغ؛ I-N) تراکی‌آندزیت‌ها؛ O-T) تراکیت‌ها ( نام‌های اختصاری کانی‌ها برگرفته از Kretz (1983) هستند)

زمین‌شیمی

در نمودار مجموع آلکالی دربرابر سیلیس (شکل 5- A)، نمونه‌‌های بررسی‌شده از مناطق بادام، بردرشان و خاتون‌باغ در محدود‌ة پیکرو بازالت، تفریت و بازالت، نمونه‌های انکلاوی تیره‌تر کوه‌سلطان در بخش تراکی‌آندزیت و نمونه‌های روشن و حجیم کوه‌سلطان در بخش تراکیتی جای گرفته‌‌اند. همچنین، برپایة نسبت‌های میان عنصرهای کمیاب نام‌های آلکالی‌بازالت و بازالت نفلینیتی برای نمونه‌های یادشده به‌دست می‌آیند (نسبت Nb/Yb دربرابر Zr/Ti از Pearce (1996)؛ نسبت SiO₂ دربرابر Zr/TiO₂ از Winchester و Floyd (1977)؛ Nb/Y دربرابر Zr/TiO₂ و SiO₂ دربرابر Nb/Yb از Winchester و Floyd (1977)). ‌همچنین، در رده بندی پیشنهادیِ Le Maitre (2002)، برپایة نسبت اکسید‌های سدیم و پتاسیم نام لاتیت برای تراکی‌آندزیت‌ها به‌دست می‌آید.

برای شناسایی سری ماگمایی سنگ‌های آذرین بیرونیِ مهاباد از نمودار پیشنهادیِ Hastie (2007) بهره گرفته شد (شکل 5- B). همة سنگ‌های بررسی‌شده با سرشت کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی شناخته شدند. در شکل 5- C، نمونه‌‌های بازالتی مناطق بادام، بردرشان و خاتون‌باغ در محدود‌ة متاآلومینوس و تراکیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌های کوه‌سلطان در بخش پرآلومینوس جای گرفته‌اند.

شکل 5- سنگ‌های آذرین بیرونیِ منطقه مهاباد در: A) نمودار رده‌بندی پیشنهادیِ Cox و همکاران (1979) (چهار ناحیه شامل بادام، بردرشان، خاتون‌باغ و سلطان با نماد ویژه نشان داده شده‌اند. همچنین، نمونه‌های سلطان در دو گروه تراکیتی (دایره تو خالی) و تراکی‌آندزیتی (دایره تو پر) جای گرفته‌اند)؛ B) نمودار پیشنهادیِ Hasti (2007) برای شناسایی سری سنگ‌های آذرین بیرونی؛ C) نمودار پیشنهادیِ Shand (1943) برای ارزیابی ضریب اشباع از آلومین

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی سنگ‌های آذرین بیرونیِ مهاباد

برای بررسی الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‌های بازالتی جوان مناطق سه‌گانه مهاباد، مقدار عنصرها به ترکیب کندریت بهنجارسازی ‌شده است (شکل 6- A). در این راستا، نتایج زیر به‌دست آمده‌اند:

در کل، عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‌‌های مناطق سه‌گانه بازالتی یک روند کاهشی از La (عنصرهای خاکی کمیاب سبک یا LREE) تا Lu (عنصرهای خاکی کمیاب سنگین یا HREE) نشان می‌دهند. الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده با هم موازی هستند و از عنصرهای کمیاب سبک LREE غنی‏‌تر هستند. سه احتمال را برای غنی‌شدگی نمونه‌‌های LREE در نظر گرفته‌ می‌شود:

1) خاستگاه ماگمای سنگ‌های منطقة بررسی‌شده از این عنصرها غنی باشد؛

2) ازآنجایی‌که LREE‌ها از HREE‌ها ناسازگارتر هستند (Krauskopf and Bird, 1995)، چه‌بسا در پی تحولات ماگمایی در سنگ‌‌های منطقه متمرکز شده باشند؛

3) عامل دیگری که غنی‌شدگی سنگ‌‌های یک ناحیه از LREE‌ها را به‌دنبال داشته است پیدایش این سنگ‌‌‌ها در پهنه‌های فرورانش است (Winter, 2001).

تهی‏‌شدگی چشمگیر این سنگ‌‌‌ها از HREE پیامد به‌جاماندن گارنت در فاز تفاله و نبود مشارکت این کانی در فرایند پیدایش مذاب دانسته می‌شود. غنی‌شدگی LREE دربرابر HREE در سنگ‌های اسیدی و حد واسط کوه‌سلطان چه‌بسا پیامد آلایش پوسته‏‌ای، درجة کم تبلوربخشی، تجمع ناهماهنگ فنوکریست‏‌ها، تفریق کانی‏‌‌‌ها (Haschke et al., 2002) و ‌همچنین، ژرفای بسیارِ ذوب‌بخشی برای بازالت‏‌‌‌ها بوده است. به باور Machado و همکاران (2005) و Ewart (1982)، غنی‌شدگی از LREE دربرابر HREE ویژگیِ سنگ‌‌های آلکالن و کالک‌آلکالن است. در این نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب آلکالی‌بازالت‌های منطقه Tasse کانادا (Friedman, 2016) نیز پیاده شده ‌اند که از دیدگاه فراوانی و نیز الگو با بازالت‌های منطقه مهاباد همانندی دارند.

نمودار‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه برای همة نمونه‌های بازالتی رسم و سپس برای مقایسه با انواع نیوبیم بالا، در یک نمودار در کنار هم آورده شدند (شکل 6- B). سنگ‏‌‌های بازالتی منطقه در مقایسه با گوشتة اولیه نسبت به عنصرهای LILE و LREE غنی‏‌شدگی و نسبت به عنصرهای HFSE و HREE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. این پدیده در بازالت‏‌‌های منطقه پیامد ذوب‌بخشی خاستگاه و به‌جاماندن گارنت است. عنصرهای خاکی کمیاب سبک در کمترین درجه‌های ذوب‌بخشی به ماگما افزوده می‌شوند و فراوانی آنها افزایش می‌یابد. تهی‏‌شدگی از عنصرهایی مانند تیتانیم و هافنیم و در کل، عنصرهای HFSE‌ها چه‌بسا پیامد تفکیک کانی‏‌‌های خاستگاه این عنصرها در هنگام تبلوربخشی در پوسته‏‌ی قار‌ه‌ای یا خاستگاه تهی‏‌شده از عنصرهای یادشده است. غلظت زیرکنیم در مرحلة پایانی تفریق ماگمایی فراوان‌تر است و ازاین‌رو، زیرکن بیشتر در ترم‏‌‌های جدایش‌یافته، یافت می‏‌شود.چه‌بسا غلظت کم زیرکنیم در ماگمای مادر سنگ‏‌‌های ناحیه، نبود مشارکت فاز جامد زیرکن‌دار در فرایند ذوب و ‌همچنین، نامحلولی و نامتحرک‌بودن این عنصر بوده است.

شکل 7 نمودار‌های مربوط به الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی تراکیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌های کوه‌سلطان را نمایش می‌دهد. اگرچه داده‌ها برای این ناحیه کامل نیست، عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‌‌های کوه‌سلطان یک روند کاهشی از La (عنصرهای خاکی کمیاب سبک LREE) تا Lu (عنصرهای خاکی کمیاب سنگین HREE) نشان می‌دهند.

شکل 6- A) الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در بازالت‌های مهاباد که بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) (الگوی آلکالی‌بازالت‌های منطقه Tasse کانادا (Friedman, 2016) (خط‌چین ضخیم) به‌عنوان ترکیب OIB؛ الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی بازالت‌های نوع بازالت‌های نیوبیم بالا (HNB) از منطقه کوه قرینه قروه (Zakaryaei et al., 2015) که در کانادا تجزیه شده‌اند با خط مشکی ضخیم)؛ B) نمودار عنکبوتی بازالت‌های مهاباد بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (ترکیب OIB از Sun (1980) و MORB نرمال از Saunders و Tarney (1984 هستند. ‌همچنین، الگوی عنکبوتی کوه قرینه قروه هم پیاده شده است)

در نمونه‌های تراکی‌آندزیتی، غنی‌شدگی از Pb، Rb، U، Th،‌ Cs و Ba و تهی‌شدگی آشکاری از Ti، Zr و Hf دیده می‌شود (شکل 7- B). دربارة تراکیت‌ها، عنصرهای U، Pb و Th غنی‌شدگی و HFSE و Ti تهی‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی در LILE چه‌بسا پیامد درجه‌های کم تا متوسط ذوب‌بخشی از خاستگاه گوشته‌ای،‌ تحرک عنصرها هنگام دگرسانی، نقش گوشتة متاسوماتیزه، آلودگی با مواد پوسته‌ای یا دخالت پوسته در پیدایش سنگ‌های منطقه باشد.برپایة احتمال تفریق این گروه‌‌ها از ماگمای بازالتی، گمان می‌رود عنصرهای با پایداری میدان یونی بالا، بیشتر در کانی‌های تفریق‌یافته در مراحل پیشین تجمع یافته‌اند و در این تیپ‌ها غایب هستند.

شکل 7- نمونه‌های سنگ‌های آذرین بیرونیِ کوه‌سلطان مهاباد در: A) نمودار تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough et al., 1989)

پهنة زمین‌ساختی پیدایش بازالت‌های مناطق سه‌گانه بادام، بردرشان و خاتون‌باغِ مهاباد

با هدف شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما از نمودار‌های گوناگونی بهره گرفته شد که تنها برگزیده‌ای از آنها در این مقاله آورده شده است (شکل 8). در نمودار‌های سه‌تاییِ پیشنهادیِ Vermeesch (2006)، نمونه‏‌‌های بازالتی بررسی‌شده، از نوع درون‌صفحه‌ای (نه لزوماً اقیانوسی) ارزیابی می‌شوند. معیار‌های شناسایی دیگر نیز همین پهنة زمین‌ساختی را برای نمونه‌های بازالتی مناطق ‌سه‌گانه نشان می‌دهند (مانند: Thieblemont and Tegyey, 1994; Pearce, 1983; Eby, 1990; Schandl and Gorton, 2002 و ...). دیگر فاکتور‌های تفکیکی در منابع نیز سرشت آلکالن مرتبط با درون‌صفحه‌ای را برای بازالت‌های مناطق سه‌گانه بازالتی نشان می‌دهند (مانند: Vasquez and Althenberger, 2005; Pearce, 1982; FloydandWinchester, 1975; Winchester and Floyd, 1976). نمودار‌های جدیدتر نیز نشان‌دهندة وابستگی بازالت‌های منطقة خاتون‌باغ، بادام و بردرشان به پهنة درون‌صفحه‌ای هستند. نمودارهایی از Jochum و همکاران (1989)در شکل 9 به نمایش درآمده‌اند که افزون‌بر این نکته، تشابه این بازالت‌ها با آلکالی‌بازالت‌های ناحیه Tasse کانادا (Friedman, 2016) را نیز نشان می‌دهند.

شکل 8- بازالت‌های مناطق سه‌گانه در: A، B) نمودار‌های شناسایی پهنة زمین‌ساختی برای بازالت‌ها (Vermeesh, 2006) (جای‌گرفتن نمونه‌ها در محدودة OIB به‌معنی صفحة اقیانوسی نیست؛ بلکه تنها نشان‌دهندة محیط درون‌صفحه‌ای (صرف‌نظر از نوع آن) باشد)

شکل 9- نمودار‌های تفکیک محیط پیدایش ماگما برپایة نسبت‌های Zr دربرابر Zr/Hf و نیز Y دربرابر Y/Ho در مقایسه با ترکیب گوشتة اولیه و کندریت (ترکیب OIB، MORB، PM و اسپینل‌پریدوتیت‌ها برگرفته از Jochum و همکاران (1989) هستند)

بررسی‌هایی که برای به‌دست‌آوردن ژرفا و نوع خاستگاه ماگما روی بازالت‌های منطقه انجام شد (نمودارهایی از: Çoban، 2007؛ Wang و همکاران، 2002) نشان می‌دهند خاستگاه آنها از نوع گارنت‌دار (با ژرفای زیاد خاستگاه) بوده است (شکل 10). تهی‏‌شدگی چشمگیر از HREE نشانة گارنت در خاستگاه گوشته‌ای در این سنگ‏‌‌‌هاست. نسبت‌های زمین‌شیمیایی دیگر مانند نسبت بسیار بالای La_N/Yb_N (Ramos and Kay, 1992) نشان‌دهندة آهنگ ذوب کم هستند. ‌همچنین، از دیدگاه نسبت‌های پیشنهادیِ Keskin (2005)، نسبت Sm/Yb دربرابر La/Sm نیز نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای اسپینل- گارنت لرزولیتی برای نمونه‏‌‌های منطقة بررسی‌شده است. ‌همچنین، از نمودار اکسیدآلومینیم دربرابر اکسیدتیتانیم، نمودار زیرکونیم دربرابر ایتریم و نیز نمودار زیرکونیم دربرابر زیرکونیم به ایتریم نیز برای بررسی میزان غنی‌شدگی و تهی‌شدگی سنگ‌های تراکیتی و انکلاوهای کوه‌سلطان مهاباد بهره گرفته شد (شکل 11). ازآنجایی‌که تحرک این عنصرها بسیار کم است، برای تفسیر سنگ‌‌زایی سنگ‌های آذرین، چه‌بسا با درجة دگرسانی بالا نیز سودمند هستند (Widdowson et al., 2000). براین پایه، نمونه‌های بازالتی با نسبت ایتریم به زیرکنیم نزدیک به 1/0و نسبت 4 برابری زیرکنیم به نیوبیم، از نوع غنی‌شده هستند.

شکل 10- سنگ‌های آذرین درونی مهاباد در نمودار‌های شناسایی ژرفای خاستگاه بازالت‌ها برپایة بود یا نبود گارنت در خاستگاه. A) نمودار Sm/Yb دربرابر Ce/Sm (Çoban, 2007)؛ B) نمودار (La/Sm)_N دربرابر (Tb/YB)_N (Wang et al., 2002)

جایگاه زمین‌ساختی تراکیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌های کوه‌سلطان مهاباد

نمونه‌های تراکیتی و تراکی‌آندزیتی کوه‌سلطان از نوع مرتبط با کمان از نوع قاره‌ای ارزیابی شده‌اند (شکل 11) و این نکته با الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی آنها همخوانی دارد.

خاستگاه آداکیتی تراکیت‌های کوه‌سلطان مهاباد

امروزه آداکیت به گروه بزرگی از سنگ‌‌ها گفته می‌شود که میزان Sr/Y و La/Yb بالایی دارند. این ویژگی‌ها پیامد فرایندهایی مانند ذوب پوستة اقیانوسی فرورانده، ذوب خاستگاه سرشار از Sr و La و تهی از Yb و Y، ذوب در مناطق ژرف با گارنت برجامانده، جدایش بلوری و واکنش گدازه فلسیک با گوشته هستند (Martin et al., 2005).

برپایة جدول 4، wt% 56SiO₂>، wt%15Al₂O₃>، wt%3MgO<، ppm400Sr>، غنی‌شدگی از LILE و LREE، تهی‌شدگی از Y و HREE و نسبت بالای 40Sr/Y> و 20La/Yb> از ویژگی‌های زمین‌شیمیایی هستند که برای آداکیت‌ها در نوشتارهای زمین‌شناسی (Castillo, 2006) برشمرده شده‌اند و در نمونه‌های تراکیتی کوه‌سلطان نیز دیده می‌شوند.

برای بررسی اینکه آیا نمونه‌های تراکیتی کوه‌سلطان از گروه سنگی آداکیت‌ها به‌شمار می‌روند، از نمودار کلاسیک و کاربردی پیشنهادیِ Defant و Drumond (1990) بهره گرفته می‌شود (شکل‌های 12- A و 12- B). ‌همچنین، برای تفکیک آداکیت‌های گوناگون از نمودار SiO₂ دربرابر MgO (شکل 12- C) بهره گرفته شد. برپایة این نمودارها همة نمونه‌های بررسی‌شده از نوع آداکیت‌های پر سیلیس (HAS) به‌شمار می‌روند.

شکل 11- تفکیک محیط پیدایش سنگ‌های اسیدی و حدواسط کوه‌سلطان مهاباد در: A، B) نمودارهای پیشنهادیِ Muller و Grovs (1993)؛ B) نمودار پیشنهادیِ Pearce (1983)

شکل 12- A) نمودار شناسایی آداکیت‌ها (با تغییر پس از: Defant and Drummond (1990)) (ترکیب مایع تجربی اکلوژیت‌‌ها از: Defant et al. 2002)؛ B) نمودار Defant و Drummond (1990) که در آن محدودة آداکیت از سنگ‌های مرتبط با کمان عادی جدا شده است؛ C) نمودار تفکیک آداکیت‌های کم سیلیس و پر سیلیس (Martin et al., 2005) (محدوده داسیت‌های بزوداغی ارومیه (Modjarrad, 2015) برای مقایسه نشان داده شده است)

برای شناسایی خاستگاه مذاب‌های آداکیتی کوه‌سلطان، نمودار Yb دربرابر K₂O/Na₂O به‌کار برده شد (شکل 13- A). برپایة این نمودار، آداکیت‌ها از گروه آداکیت‌های جداشده از پوسته هستند. در نمودار SiO₂ دربرابر K₂O نیز همة نمونه‌های بررسی‌شده جدا شده از مواد پوستة زیرین ارزیابی شده‌اند (شکل 13- B). همانگونه که در نمودار‌‌ها نمایش داده شده است، ترکیب آداکیت‌های کوه‌سلطان با آداکیت‌های کوه بزو ارومیه (Modjarrad, 2015) که پیامد فعالیت‌های پس از برخورد نئوتتیس در شمال‌باختری ایران هستند، همانندی دارد.

شکل 13-A)نمودار Yb دربرابر K₂O/Na₂O برای تمایز خاستگاه آداکیت‌ها از Kamvong et al.) 2014) (C-da: آداکیت جداشده از پوستة قاره‌ای؛ Hybrid: خاستگاه دوگانه؛ S M-da: آداکیت‌های جداشده از مذاب‌های تختال اقیانوسی)؛ B) نمودار SiO₂ دربرابر K₂O (Rickwood, 1989) (محدوده‌ LC-da: آداکیت‌های جداشده از پوستة زیرین؛ S-ad: آداکیت جداشده از تختال اقیانوسی؛ محدوده‌ها از Guan و همکاران (2010) هستند؛ محدوده داسیت‌های بزوداغی ارومیه (Modjarrad, 2015) برای مقایسه نشان داده شده است)

بحث

برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی، سنگ‏‌‌های خاتون‌باغ، بردرشان و بادام ترکیبی از بازالت تا آلکالی‌بازالت و تراکی بازالت از خود نشان می‏‌دهند و از دیدگاه سری ماگمایی، سرشتی آلکالن تا شوشونیتی دارند. این سنگ‏‌‌‌ها متاآلومین هستند و از دیدگاه پهنة زمین‌ساختی، از گروه بازالت‏‌‌های درون‌صفحه‌ای هستند. رخداد ذوب در محدودة گارنت - اسپینل لرزولیت بوده است. در نمودار‏‌‌های الگوی REE، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌‌های بررسی‌شده همانند است و همة سنگ‌‌های منطقة بررسی‌شده از عنصرهای LREE غنی‌شدگی و از عنصرهای HREE تهی‏‌شدگی نشان می‌دهند. به احتمال بالا، خاستگاه ماگمای این سنگ‌ها سرشار از LREE‌هاست. همچنین، به احتمال دیگر شاید این پدیده پیامد ناسازگارتربودن ‏‌LREE‏‌‌ها نسبت به ‏‌HREE‌ها باشد و نیز چه‌بسا LREE‌ها در پی تحولات ماگمایی (ژرفای بسیار و درصد ذوب‌بخشی کم) در سنگ‌‌های منطقه متمرکز شده باشند. تهی‏‌شدگی چشمگیر این سنگ‌‌‌ها از HREE شاید پیامد به‌جاماندن گارنت در فاز تفاله و نبود مشارکت این کانی در فرایند پیدایش مذاب باشد. ‌همچنین، احتمال آلایش در ‌گوة گوشته‌ای نیز نباید نادیده گرفته شود، چنانچه در بازالت‌های خاش در مکران نیز سرشت درون‌صفحه‌ای بازالت‌ها پیامد غنی‌شدگی بعدی با سیال‌های فرورانشی است (Firouzkouhi et al., 2017).

دربارة تراکیت‌های آداکیتی و انکلاو‌های تراکی‌آندزیت‌های آن در کوه‌سلطان، Rb و Ba در پی جانشینی در کانی‌های پتاسیم‌داری مانند ارتوز در مراحل پایانی تبلور ماگما، روند افزایشی دارند. بی‌هنجاری منفی شدیدی که در Ti (یکی از سه عنصر TNT یا همان Ta، Nb و Ti) دیده می‌شود ویژگیِ مذاب‌های حاشیه‌ای (کمان قاره‌ای یا اقیانوسی) (Pearce, 1996) و نیز تأثیرگذاری اجزای فرورانشی است. این آنومالی منفی پیامد عوامل گوناگونی دانسته می‌شود که عبارتند از:

۱) ویژگیِ ماگماتیسم وابسته به فرایند فرورانش (Sunders et al., 1980)؛

2) ویژگیِ سنگ‌های پوستة قاره‌ای و شرکت پوسته در فرایند‌های ماگمایی (Küster and Harms, 1997)؛

3) نشانة تهی‌شدگی این عنصرها در خاستگاه، پایداری فاز‌های دارای این عنصرها در هنگام ذوب‌بخشی یا جدایش آنها در هنگام فرایند تفریق.

تفریق بیشینه، بررسی احتمال پیدایش تراکیت‌ها از خاستگاه بازالتی

با هدف بررسی احتمال اینکه هر سه ترم متفاوت دیده‌شده در منطقه مهاباد (بازالت، تراکی‌آندزیت و تراکیت) پیامد ماگمایی یکسان بوده‌اند و در پی جدایش‌بلورین از مایع بازالتی، دو نوع دیگر نیز پدید آمده‌اند، بررسی‌هایی انجام شد. در شکل 14، سه روند برای فرایند‌های گوناگونی که مسئول پیدایش ماگما دانسته می‌شوند، نشان داده شده‌ است. نمونه‌های منطقه با روند AFC همخوانی دارند و احتمال درستی این نکته را بالا می‌برند.

شکل 14- نمودار تعیین اصلی‌ترین فرایند اثرگذار بر پیدایش ماگمای مادر بازالت‌‌ها و تراکیت‌ها ی جوان در مهاباد (روند‌‌ها برگرفته از Tchameni و همکاران (2006) هستند؛ توزیع روند نمونه‌ها نشان‌دهندة اهمیت پدیده‌های AFC در تکامل ماگمای مادر است؛ AFC=Assimilation؛ Fractional crystallization, Contamination؛ ازآنجایی‌که در تراکی‌آندزیت‌ها مقدار روبیدیم از آستانة آشکارسازی دستگاه کمتر گزارش شده است، امکان پیاده‌سازی برای نمونه‌های آن (با دایره توپر) در این نمودار نیست)

‌همچنین، برپایة کار نرم‌افزاری (Ashwal et al., 2016) روی مذابی تجربی در شرایط یادشده در توضیح زیر شکل 15، روشن شد هر سه ترم دیده‌شده در مهاباد در نمودار‌های هارکر موازی روند به‌دست‌آمده از تبلوربخشی مذاب بازالتی تجربی پیاده شده هستند و این نکته نشان‌دهندة اینست که گروه‌های تراکی‌آندزیتی و تراکیتی چه‌بسا پیامد جدایش بخشی یک مذاب بازالتی همسان بوده‌اند. به باورEpinoza و همکاران (2008)، ترم‌های اسیدی‌تر در لایه‌های بالایی آشیانة ماگمایی جای گرفته‌اند و کم‌کم پالس‌هایی از مذاب از آشیانه‌ای یکسان به بیرون ریخته است؛ به‌گونه‌ای‌که چه‌بسا نخست اجزاء بازیک‌تر (مانند بازالت‌های خاتون‌باغ، بادام و بردرشان) و به‌ترتیب سپس تراکی‌آندزیت‌های کوه‌سلطان در حجم کم پدید آمده‌اند و به‌صورت انکلاو در حجم بزرگی از مذاب جدایش‌یافتة اسیدی (تراکیت‌های کوه‌سلطان) در منطقه فوران کرده‌اند. برپایة سرشت لاوا‌های بازالتی، این گدازه‌ها روانه هستند و ارتفاعات چندانی را پدید نیاورده‌اند؛ اما ترکیب‌های اسیدی به‌علت گرانروی بیشتر و نیز سن کمتر، ارتفاعات خشنی در منطقه ساخته‌اند.

رفتار عنصرهایی مانند K₂O و Al₂O₃ با رفتار این اکسیدها در مجموعه‌های تبلوربخشی فاز‌های کانیایی دیده‌شده همخوانی دارد. تهی‌شدگی از Sr، P، Hf، Zr و Ti چه‌بسا پیامد جدایش بلورین پلاژیوکلاز، آپاتیت، زیرکن و اکسید‌های تیتانوفروس است. فرضیة جدایش بلوری برای چنین محیط‌هایی در شرایط سیستم بسته با کار‌های سنگ‌شناسی تجربی و محاسبه‌های الگوسازی همخوانی ندارد (Espinoza et al., 2005). یک توجیه بسیار منطقی و سرراست برای پیدایش چنین مجموعه‌ای احتمال رویداد تبلوربخشی برای پیدایش تراکیت‌ها از بازالت‌هاست. برای نمونه، le Roex (1985) برای تراکیت‌های جزیرة Gough در اقیانوس اطلس جنوبی تبلوربخشی نزدیک به 70% از کانی‌هایی مانند کلینوپیروکسن، الیوین، پلاژیوکلاز، اکسید‌های تیتانوفروس و آپاتیت از یک مذاب بازالتی آلکالن مادر را پیشنهاد کرده است. از سوی دیگر، Cousens و همکاران (2003) تبلوربخشی بیشتر از 90% از همان فاز‌‌ها از یک آلکالی‌بازالت را برای پیدایش تراکیت‌های آتشفشانی هاوایی پیشنهاد کرد‌ه‌اند. برای سنگ‌های آذرین بیرونیِ جوان مهاباد برپایة الگوسازی، نزدیک به 85%، تبلوربخشی عامل احتمالی رسیدن ترکیب از بازالت تا تراکیت بوده است.

شکل 15- الگوسازی تبلوربخشی از مذاب بازالتی فرضی (ستاره آبی) در نمودارهای هارکر با به‌کارگیری نرم‌افزار PELE (Boudreau, 1999) (برگرفته از: Ashwal et al., 2016) (ستاره‌های زرد: ترکیب مذاب بجامانده از تبلوربخشی در بازه‌های 20 درجة سانتیگرادی؛ ستاره‌های سبز: پیداش فاز‌های کانیایی از مذاب؛ شرایط نخستین مذاب: دمای 1300 درجه سانتیگراد، فشار یک کیلوبار و محتوای آب 2/0 %؛ روند خطی افزایشی دربارة اکسیدپتاسیم و روند کوژ رو به بالا دربارة اکسیدآلومینیم نیز در الگوی مذاب تجربی فرضی و هم در الگوی نمونه‌های واقعی مهاباد جالب توجه است)

به پیشنهاد Azizi و همکاران (2014)، هنگام برخورد صفحه‌های ایران و عربی و فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به بخش ‌گوة گوشته‌ای و ذوب‌بخشی آن ناحیه، نازک‌شدگی سنگ‌کره در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان (همین منطقة بررسی‌شده) رخ داده است. پردازش امواج S عبوری نشان‌دهندة درستی این فرض هستند. در این هنگام، بازالت‌های نیوبیم بالا (HNB) به‌همراه آداکیت‌ها که هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی جوان پدید آمده‏‌اند در این ناحیه گسترش یافته‌اند (همانند منطقه قروه). همراهی این دو ترم بسیار مهم است و دربارة منطقة مهاباد نیز گویا درست به‌نظر می‌رسد (قرابت الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی بازالت‌های مناطق بادام، بردرشان و خاتون‌باغ با بازالت‌های کوه قرینه قروه). ‌همچنین، تراکیت‌های کوه‌سلطان سرشت آداکیتی از خود نشان داده‌اند و این نکته نشان‌دهندة همانندیِ قروه و منطقه بررسی‌شدة Azizi و همکاران (2014) است که در فاصله کمتر از 300 کیلومتری جنوب مهاباد جای دارد. از آنجایی‌که در این بررسی کار ایزوتوپی انجام نشده است، با اطمینان از این نکته یاد نمی‌شود.

نتیجه‌گیری

ازآنجایی‌که سن بازالت‏‌‌‌ها جوان (کواترنر) است روشن است که در منطقه شرایط پس از برخورد قاره‌ای میان صفحة عربستان و پلاتفرم ایران برپا بوده است. ازاین‌رو، این سنگ‌های آذرین بیرونی بی‌گمان در شرایط پس از برخورد پدید آمده‌اند. آنچه در پهنه‏‌‌های راستالغز به‏‌‌صورت پهنه‏‌‌های کشش در قالب ‌زمین‌ساخت فشاری روی می‌دهد، عامل مهمی برای رویداد فعالیت‏‌‌های بازالتی منطقه است و در این میان نقش پوستة ضخیم و آلایش‏‌‌های پدیدآمده انکارشدنی نخواهد بود.

این سنگ‏‌‌‌ها در پی ذوب‌بخشی یک ‌گوة گوشته‌ای غنی‏‌شده در بالای پهنة فرورانشی، مرتبط با فرورانش مایل نئوتتیس به زیر پهنه سنندج- سیرجان و در یک پهنة درون‌صفحه‌ای پدید آمده‏‌اند و در پی رفتار گسل‏‌‌های ژرف، در مراحل بعدی دوباره تزریق شده و تکامل یافته‌‏‌اند. چنانچه تعلق بازالت‌های مناطق سه‌گانه بادام، بردرشان و خاتون‌باغ مهاباد به نوع HNB پذیرفته شود، باید گفت با اینکه این سنگ‌‌ها کاملاً با ویژگی‌های نوع درون‌صفحه‌ای همخوانی دارند؛ اما برخی ویژگی‌ها (مانند: شباهت با گروه‌های نیوبیم بالا در مناطق کناری (مانند قروه) و نیز همراهی با تراکیت‌های آداکیتی کوه‌سلطان) نشان می‌دهند نقش تختال اقیانوسی هنگام فرایند‌های پس از برخورد نیز مهم بوده است و پیدایش این سنگ‌ها بیشتر با پهنة فرورانش در ارتباط بوده است تا محیط درون‌صفحه‌ای. در بررسی امکان جدایش مذاب‌های اسیدی و حد واسط کوه‌سلطان از بازالت‌های مناطق سه‌گانه مهاباد نیز نتایج مثبتی به‌دست آمد. ازاین‌رو، نباید چنین احتمالی نیز نادیده گرفته شود؛ اگرچه برای پاسخ‌های مطمئن‌تر به بررسی‌های ایزوتوپی نیاز است.

گفتنی است در نقشة 1:100000 منطقه که سازمان زمین‌شناسی کشور آن را تهیه کرده است، همة سنگ‌های آذرین بیرونیِ بررسی‌شده با یک طرح و یک ترکیب یکسان نامیده شده‌اند؛‌ اما داده‌های زمین‌شیمیایی آن را رد می‌کند. در این نوشتار بازالت‌های HNB گوناگون، تراکیت‌های آداکیتی و انکلاو‌های تراکی‌آندزیتی متعلق به کمان از هم شناسایی شدند. ازاین‌رو، سازمان زمین‌شناسی کشور با بررسی پژوهش‌های انجام‌شدة تفصیلی باید نقشه‌های چاپ‌شده پیشین را بازنگری کند و سپس آنها را به تایید سازمان برساند.

سپاس‌گزاری

داده‌های این مقاله از دو پایان‌نامة کارشناسی‌ارشد به راهنمایی نگارندة نخست به‌دست آمده‌اند که در متن به آنها ارجاع داده شده است. ازاین‌رو، از معاونت پژوهشی دانشگاه ارومیه سپاس‌گزاری می‌شود. ‌همچنین، از داوران مجله پترولوژی که با وقت ارزشمند خود آن را با دقت بررسی کردند و به‌راستی باعث تحول بنیادین مقاله شدند بسیار سپاس‌گزاریم.

مراجع

Aghanabati, A. (2005) 1:100000 geological map of Mahabad. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Amel, N., Moayyed, M., Ameri, A., Vosoghi Abedini, M. and Moazzen, M. (2008) Petrogenesis of Plio- Quaternary basalts in Azerbaijan, NW Iran and comparisons them with similar basalts in the east of Turkey. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 16(2): 327- 340 (in Persian).

Ashwal, L., Torsvik, T., Horvath, P. and Harris, C. (2016) A Mantle- derived Origin for Mauritian Trachytes. Journal of Petrology 57(9): 1645- 1675.

Ayalew, D. and Yirgu, G. (2003) Crustal contribution to the genesis of Ethiopian plateau rhyolitic ignimbrites: basalt and rhyolite geochemical provinciality. Journal of the Geological Society of London 160: 47-56.

Azizi, H., Asahara, Y. and Tsuboi, M. (2014) Quaternary high- Nb basalts: existence of young oceanic crust under the Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran.International Geology Review 56: 167- 186.

Baker, B. H. (1987) Outline of the petrology of the Kenya rift alkaline province. In: Alkaline Igneous Rocks. (Eds. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J.) Special Publications 30: 293-311. Geological Society, London, UK.

Boudreau, A. E. (1999) PELE-a version of the MELTS software program for the PC platform. Computers and Geosciences 25: 201-203.

Brenna, M., Nakada, S., Miura, D., Toshida, K., Ito, H., Hokanishi, N. and Nakai, S. (2015) A trachyte-syenite core within a basaltic nest: filtering of primitive injections by a multi- stage magma plumbing system (Oki-Dozen, southwest Japan). Contributions to Mineralogy and Petrology 170: 1-22.

Brenna, M., Price, R., Cronin, S. J., Smith, I. E. M., Sohn, Y. K., Kim, G. B. and Maas, R. (2014) Final magma storage depth modulation of explosivity and trachyte-phonolite genesis at an intraplate volcano: a case study from Ulleung Island, South Korea. Journal of Petrology 55: 709-747.

Castillo, P. R. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Sciences Bulletin 51: 257-268.

Chung, S. L., Liu, D. Y., Ji, J. Q., Chu, M. F., Lee, H. Y., Wen, D. J., Lo, C. H., Lee, T. Y., Qian, Q. and Zhang, Q. (2003) Adakites from continental collision zones: melting ofthickened lower crust beneath southern Tibet. Geology 31: 1021-1024.

Clague, D. A. (1978) The oceanic basalt-trachyte association: An explanation of the Daly gap. Journal of Geology 86: 739-743.

Çoban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision- and extension- related provinces: Acomparison between eastern, central and western Anatolia. Earth Science Reviews 80: 219- 238.

Cousens, B. L., Clague, D. A. and Sharp, W. D. (2003) Chronology, chemistry, and origin of trachytes from Hualalai Volcano, Hawaii. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 4(9): 27.

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

Defant, M. J., Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 367: 662-665.

Defant, M. J., Xu, J. F., Kepezhinskas, P., Wang, Q., Xiao, L. (2002) Adakites: some variations on a theme. Acta Petrologica Sinica 18:129- 142.

Eby, G. N. (1990) The A- type granitoids: a review of their occurrence and chemical characteristics and speculations their petrogenesis. Lithos 26: 115-134.

Epinoza, F., Morata, D., Polve, M., Lagabrielle, Y., Maury, R., Guivel, C., Cotton, J., Bellon, H. and Suarez, M. (2008) Bimodal back- arc alkaline magmatism after ridge subduction: Pliocene felsic rocks from Central Patagonia (47°S). Lithos 101(3- 4): 191- 217.

Espinoza, F., Morata, D., Pelleter, E., Maury, R. C., Suárez, M., Lagabrielle, Y., Polvé, M., Bellon, H., Cotten, J., De la Cruz, R., Guivel, C. (2005) Petrogenesis of the Eocene and Mio- Pliocene alkaline basaltic magmatism in Meseta Chile Chico, Southern Patagonia, Chile: evidence for the participation of two slab windows. Lithos 82: 315-343.

Ferla, P. and Meli, C. (2006) Evidence of magma mixing in the ‘Daly Gap’ of alkaline suites: a case study from the enclaves of Pantelleria (Italy). Journal of Petrology 47: 1467-1507.

Firouzkouhi, Z., Ahmadi, A., Moinvaziri, H., Moradian, A. A. and Lentz, D. R. (2017) Geochemical characterization of basalts from west of Khash (SE Iran): an approach to the nature of the mantle source. Iranian Journal of Petrology 30: 99- 118 (in Persian).

Fletcher, R. C., Buss, H. L. and Brantley, S. L. (2006) A spheroidal weathering model coupling pore water chemistry to soil thicknesses during steady- state denudation. Earth and Planetary Science Letters 244: 444- 457.

Floyd, P. A.andWinchester, J. A. (1975) Magma type and tectonic setting discrimination using immobile elements. Earth and Planetary Science Letters (27): 211- 218.

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

Friedman, E. (2016) The origin of mantle xenoliths in Tertiary alkaline basalts, British Columbia, Canada: Implications for convergent plate margin geodynamic and petrogenetic processes. Published electronic theses and dissertations, University of Windsor.

Ghalamghash, J., Abedini, M. V., Bellon, H., Emami, M. H., Pourmafi, M. and Rashid, H. (2003) K/Ar age dating of Oshnaviyeh plutonic complex. Geosciences 47-48: 16-27 (in Persian).

Goss, A. R. and Kay, S. M. (2009) Extreme high field strength element) HFSE) depletion and nearchondritic Nb/Ta ratios in Central Andean adakite- like lavas. Earth and Planetary Science Letters 279: 97-109.

Guan, Q., Zhu, D. C., Zhao, Z. D., Zhang, L. L., Liu, M., Li, X. W, Yu, F., Liu, M. H. and Mo, X. X. (2010) Late Cretaceous adakites from the eastern segment of the Gangdese Belt, Southern Tibet: prod- ucts of Neo- Tethyan mid- ocean ridge subduction. Acta Petrologica Sinica 26: 2165-2179 (in Chinese with English abstract).

Haschke, M., Siebel, W., Gunther, A. and Scheuber, E. (2002) Repeated crustal thickening and recycling during the Andean orogeny in north Chile. Journal of Geophysical Research 107- 328.

Hastie, A. R., Keer, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th- Co discrimination. Journal of Petrology 48(12): 2341- 2357.

Jochum, K. P., McDonough, W. F., Palme, H. and Spettel, B. (1989) Compositional constraints on the continental lithospheric mantle from trace elements in spinel peridotite xenoliths. Nature 340: 548- 550.

Kamvong, T., Zaw, K., Meffre, S., Maas, R., Stein, H., Lai, C. K. (2014) Adakites in theTruong Son and Loei fold belts, Thailand and Laos: genesis and implications for geodynamics and metallogeny. Gondwana Research 26: 165-184.

Kay, R. W. and Kay, S. M. (2002) Andean adakites. Three ways to make them. Acta Petrologica Sinica 18: 303-311.

Keskin, M. (2005) Domal uplift and volcanism in a collision zone without a mantle plume: Evidence from Eastern Anatolia. Mantle Plumes. http://www.mantleplumes.org/Anatolia.html.

Krauskopf, K. B. and Bird, D. K. (1995) Introduction to Geochemistry. Third ed. McGraw- Hill, New York, US.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock- forming minerals. American mineralogist 68:277- 279.

Küster, D. and Harms, U. (1997) Post- collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45(1-4): 177- 195.

le Roex, A. P. (1985) Geochemistry, mineralogy and magmatic evolution of the basaltic and trachytic lavas from Gough Island, South Atlantic. Journal of Petrology 26: 149-186.

Litvinovsky, A. A., Jahn, B. M., Zanvilevich, A. N., Saunders, A., Poulain, S., Kuzmin, D. V., Reichow, M. K. and Titov, A. V. (2002) Petrogenesis of syenite- granite suites from the Bryansky Complex) Transbaikalia, Russia): implications for the origin of A- type granitois magmas. Chemical Geology 189: 105-133.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R. P., Moyen, J- F. and Champion, D. C. (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite) TTG) and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79(1-2): 1-24.

Mazhari, S. A, Amini, A., Ghalamghash, J. and Bea, F. (2011) Petrogenesis of granitic unit of Naqadeh complex, Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran. Arabian Journal of Geosciences 4:59- 67.

Mingram, B., Trumbull, R. B., Littman, S. and Gerstenberger, H. (2000) A petrogenetic study of androgenic felsic magmatism in the Cretaceous Paresis ring complex, Namibia: evidence for mixing of crust and mantle- derived components. Lithos 54: 1-22.

Modjarrad, M. (2015) Geochemistry of Bezow- Daghi volcanic rocks, Urmia; adakitic magmatism in the Urmia- Dokhtar magmatic belt. Iranian Journal of Petrology 21: 121- 138 (in Persian).

Moeinvaziri, H. (1998) Introduction to Iran magmatism. Tarbiat Moallem University publication.

Mouloudivand, F. (2016) Petrology of Soltan mountain Pelio- Quaternary volcanic rocks, east of Mahabad) Western Azarbaijan). Unpublished Thesis, Urmia University, Urmia, Iran (in Persian).

Muller, D. and Groves D. I. (1993) Direct Associations between Potassic Igneous Rocks and Gold- Copper Deposits. Ore Geology Reviews 8(5): 383- 406.

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

Noukam, R. (2017) Petrology of the Badam mountain Pelio- Quaternary volcanic rocks, east of Mahabad) Western Azarbaijan). Unpublished Thesis, Urmia University) in Persian).

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. Wiley, Chichester 525- 548.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub- continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Conlinenta1 Bosnlts and Mrrnfle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva, Nantwich, UK.

Peccerillo, A., Barberio, M. R., Yirgu, G., Ayalew, D., Barbieri, M. and Wu, T. W. (2003) Relationships between mafic and peralkaline silicic magmatism in continental rift settings: a petrological, geochemical and isotopic study of the Gedesma Volcano, Central Ethiopian Rift. Journal of Petrology 44(11): 2003-2032.

Ramos, V. A. and Kay, S. M. (1992) Southern Patagonian plateau basalts and deformation: back arc testimony of ridge collisions. In: Andean Geodynamics (Ed. Oliver R. A.) 205:261- 282. Tectonophysics.

Rickwood, P. C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos 22: 247- 263.

Saunders, A. D. and Tarney, J. (1984) Geochemical characteristics of basalt volcanism within back- arc basins. Geological Society London Special Publications 16(1): 59- 76.

Schandl, E. S and Gorton, M. P. (2002) Applications of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS environments. Economic geology 97: 629- 642.

Zakaryaei, S. J., Ashja Ardalan, A. and Tarabi, S. (2015) Petrography and Geochemistry of the Basic Volcanic rocks of Kuh- e- Gharineh, north- east Ghorveh) west of Iran). Environmental Geology 8(27):63- 79 (in Persian).

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks: Their genesis, composition, and classification, and their relation to ore- deposits with a chapter on meteorites. John Wiley & Sons, New York, US.

Shinjo, R. and Kato, Y. (2000) Geochemical constraints on the origin of bimodal magmatism in the Okinawa Trough, an incipient backarc basin. Lithos 54: 117-137.

Shojaeei, M., Emami, M. H., Khairkhah, M. and Maleki, G. (2012) Geochemistry of the Mahabad Pelio- Quaternary volcanic rocks. 31^st Earth Sciences Symposium of Iran (in Persian).

Sun, S. S. (1980) Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid- ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society A297: 409- 445.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological society of London (42): 313- 345.

Sunders, A. D., Tarney, J. and Weaver, S. D. (1980) Trnas- verse variations across the Antractic Peninsula. Earth and Planetary Science Letters 46: 344- 360.

Tchameni, R., Mezger, K., Nsifa, N. E. and Pouclet, A. (2001) Crustal origin of early Proterozoic syenites in the Congo Craton) Ntem Complex), South Cameroon. Lithos 57: 3-42.

Tchameni, R., Pouclet, A., Penary, J., Ganwa, A. and Toteu, S. F. (2006) Petrology and geochemistry of the Ndaoundere Pan- African granitoids in Central north Cameroon: implications for their sources and geological setting. Journal of African Earth Science 44(5): 511- 529.

Thieblemont, D. and Tegyey, M. (1994) Une discrimination geochimique des roche differenciees temoni de la diversite d’origine et de situation tectonique des magmas calco- alcalins. Comptes Rendus Academic Sciences 319: 87- 94.

Torkian, A., Mohebbi, K. and Sepahi Gerow, A. A. (2015) Petrology of the gabbroic- dioritic intrusions in the Parishan Mountain) south of Qurveh) Kurdistan. Petrology (23): 27- 44) in Persian).

Vermeesch, P. (2006) Tectonic discrimination of basalts with classification trees. Geochimica et Cosmochimica Acta 70: 1839- 1848.

Vernikovsky, V. A., Pease, V. L., Vernikovskaya, A. E., Romanov, A. P., Gee, D. G. and Travin, A. V. (2003) First report of early Triassic A- type granite and syenite intrusions from Taimyr: product of the northern Eurasian superplume? Lithos 66: 23-36.

Wang, K., Plank, T., Walker, J. D. and Smith, E. I. (2002) A mantle melting profile across the Basin and Range, SW USA. Journal of Geophysical Research 107.

Wei, H., Wang, Y., Jin, J., Gao, L., Yun, S. H. and Jin, B. (2007) Timescale and evolution of the intracontinental Tianchi volcanic shield and ignimbrite- forming eruption, Changbaishan, northeast China. Lithos 96: 315-324.

Wen, D. R., Chung, S. L., Song, B., Iizuka, Y., Yang, H. J., Ji, J. Q., Liu, D. Y. and Gallet, S. (2008) Late Cretaceous Gangdese intrusions of adakitic geochemical characteristics, SE Tibet: Petrogenesis and tectonic implications. Lithos 105:1-11.

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

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

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1976) Geochemical magma type discrimination; application to altered and metamorphosed basic igneous rocks. Earth and Planetary Science Letters 28: 459- 469.

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

Winter, J. D. (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, US.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,643

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 597

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

تفکیک بازالت ها، تراکیت ها و تراکی آندزیت های جوان مهاباد از جنبه های ژئوشیمیایی و محیط تکتنوماگمایی؛ لزوم اصلاح ورقه 1:100000 مهاباد