ژئوشیمی و منشأ عناصر تشکیل‌دهندۀ نهشته‌های تراورتن آذرشهر (آذربایجان شرقی)

مقدمه

کربنات‌های قاره‌ای شامل طیف وسیعی از سنگ‌شناسی‌ها (اسپلئوتم، کالکرت، آهک دریاچه‌ای، تراورتن و توفا) هستند که اساساً در شرایط جوی و از طریق آب‌های غنی از بیکربنات‌کلسیم در محیط‌های ته‌نشستی و دیاژنزی متنوع تشکیل می‌شوند (Pentecost and Viles 1994; Pentecost 2005; Jones and Renaut 2010; Capezzuoli et al. 2014; Gandin and Capezzuoli 2014). اگرچه اصطلاح‌های توفا و تراورتن اغلب به‌طور غیرمتمایز برای سنگ‌آهک‌های آب شیرین به کار می‌روند، بیشتر پژوهشگران، تراورتن را ته‌نشست‌های مرتبط با آب‌های چشمه‌های هیدروترمال گرم و توفا را ‌ته‌نشست‌های مرتبط با آب‌های سردتر (هم‌دمای سطح زمین) می‌دانند (Pentecost 2005; Gandin and Capezzuoli 2014; Mancini et al. 2019a). تراورتن‌ها بر اساس ژئوشیمی عنصری، منشأ گاز دی‌اکسیدکربن و ویژگی‌های ایزوتوپی به دو گروه درون‌زاد یا ترموژن (thermogene) و برون‌زاد یا متئوژن (meteogene) تفکیک می‌شوند (Jones and Renaut 2010; Mohammadi et al. 2018). تشکیل تراورتن‌های متئوژن با انحلال سنگ‌آهک توسط عوامل آب‌و‌هوایی سطح زمین مرتبط است (Kele et al. 2008; Jones and Renaut 2010)؛ درحالی‌که تراورتن‌های ترموژن معمولاً حاوی برخی از حامل‌های جوی و در‌ارتباط‌با انحلال سنگ‌آهک در سیستم‌های هیدروژئولوژیکی عمقی‌اند و حجم عمدۀ دی‌اکسید‌کربن آنها از فرایندهای حرارتی درون زمین یا حتی زیر پوستۀ زمین منشأ می‌گیرد و غنی از δ¹³C هستند (Jones and Renaut 2010; Kele et al. 2011; Beradi et al. 2016)؛ با‌وجوداین، انواع مختلفی از سایر سنگ‌ها می‌توانند به‌عنوان منشأ عناصر سازندۀ تراورتن‌ها نقش داشته باشند. مطالعه‌های بسیاری نشان داده‌اند سنگ‌های آذرین (بازالت، ریولیت، کربناتیت، الترامافیک، سینیت و گرانیت) و سایر سنگ‌های رسوبی (دولومیت، سنگ‌های تبخیری و مارن) به‌عنوان منشأ کلسیم و سایر عناصر سازندۀ تراورتن‌ها ایفای نقش می‌کنند (Teboul et al. 2016)؛ همچنین از داده‌های عناصر اصلی و کمیاب در تراورتن‌ها می‌‌توان برای تعیین درجه‌حرارت آب و فرایند‌های حاکم در محیط ته‌نشست استفاده کرد (Ihlenfeld et al. 2003; Garnett et al. 2004; Uysal et al. 2007; Kele et al. 2008). ایزوتوپ‌های پایدار اکسیژن در تراورتن‌ها برای ارزیابی شرایط هیدرولوژیکی در زمان رسوب تراورتن‌ها و ایزوتوپ‌های پایدار کربن برای تعیین منشأ و سرعت گاززدایی دی‌اکسید‌کربن استفاده می‌شوند (Kele et al. 2008; Özkul et al. 2014). تراورتن‌ها منطقۀ وسیعى در جنوب‌غرب آذرشهر (استان آذربایجان شرقی) را پوشش می‌دهند و در حال حاضر، در بخش‌‌هایی به‌طور فعال درحال تشکیل هستند؛ این منطقه در حاشیۀ غربی مجموعۀ آتشفشانی سهند و حاشیۀ شرقی دریاچۀ ارومیه قرار دارد. با‌توجه‌به اهمیت بررسی‌های ژئوشیمیایی یادشده در مطالعه‌های تراورتن‌ها، هدف اصلی مطالعۀ حاضر تأکید بر استفاده از داده‌های ژئوشیمیایی در رده‌بندی تراورتن‌ها، تعیین منشأ عناصر، تعیین منشأ دی‌اکسید‌کربن و مقایسۀ نمونه‌های منطقۀ آذرشهر با تراورتن‌های ترموژن و متئوژن جهانی است.

موقعیت جغرافیایی و زمین‌شناسی عمومی

منطقۀ موردمطالعه با مختصات جغرافیایی ¢30 °45 تا ¢00 °46 طول شرقی و ¢30 °37 تا ¢00 °38 عرض شمالی در شمال‌غرب ایران و در حاشیۀ غربی مجموعۀ آتشفشانى سهند در جنوب آذرشهر قرار دارد. منطقه از سمت غرب به دریاچۀ ارومیه و از شرق به کوه سهند و دشت بناب محدود می‌شود (شکل 1). این منطقه بین دو کمربند تراستی قفقاز در شمال و زاگرس در جنوب واقع شده است و تحت‌تأثیر دگرشکلی و لرزه‌خیزی شدید فعال قرار دارد (Jackson 1992). پی‌سنگ نهشته‌های تراورتن، واحدهای به سن نئوژن است (شکل 2). هم‌اکنون فرایند رسوب‌گذاری تراورتن به‌طور محدود و در تعدادی از چشمه‌های فعال از‌جمله چشمه‌های تاپتاپان، قزل‌داغ، کولوانق و داشکسن ادامه دارد. چینه‌شناسی منطقۀ آذر‌شهر شامل واحد‌های گوناگون با ترکیب و سن متنوع از پالئوزوئیک تا کواترنری است (Aghanabati 2010). رخنمون‌های پالئوزوئیک در منطقۀ آذرشهر به سن کامبرین با عضوهای ۱، ۲ و ۳ مقطع تیپ سازند میلا هم‌ارزند. سازندهای شمشک، دلیچای و تیزکوه، توالی‌های مزوزوئیک منطقۀ آذرشهر را تشکیل می‌دهند (Aghanabati 2010). ماسه‌سنگ و شیل‌های میکادار سازند شمشک در گسترۀ نقشۀ زمین‌شناسی آذرشهر در شرق روستای کولوانق در سمت شرق جادۀ تبریز- مراغه رخنمون‌هایی دارد. سازند دلیچای با سنگ‌شناسی سنگ‌آهک‌های آرژیلی و ماسه‌ای با ضخامت حدود 100 متر در بخش‌های شمال‌شرقی منطقۀ آذرشهر رخنمون‌های محدودی را نشان می‌دهد (Ghadirzadeh 2003). آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای بیتومینوس سازند تیزکوه به سن کرتاسه در بخش‌های جنوب‌غربی آذرشهر رخنمون‌هایی را نشان می‌دهند. واحدهای سنوزوئیک منطقه اغلب کنگلومراهای کوهپایه‌ای آذرآواری نئوژن هستند که در گوشۀ جنوب‌غربی ورقۀ آذرشهر به‌شکل دگرشیب زاویه‌دار روی نهشته‌های قدیمی‌تر جای می‌گیرند. نهشته‌های سنوزوئیک منطقۀ آذرشهر به‌طور عمده شامل نهشته‌های آذرآواری سهند، خاکستر‌های آتشفشانی همراه با سنگ‌های آذرآواری، کنگلومرا، ماسه‌سنگ و شیل، آندزیت، داسیت و برش ولکانیکی، داسیت و سنگ‌های فلسیک همراه آن، تراورتن، پادگانه‌های آبرفتی جوان و باتلاق‌های نمکی‌اند (Shahrabi et al. 1985;G hadirzadeh 2003).

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راه‌های دسترسی به منطقۀ موردمطالعه

شکل 2- نقشۀ زمین‌شناسی ورقۀ آذرشهر (با تغییرات از نقشۀ زمین‌شناسی1:100000 آذرشهر، Ghadirzadeh 2003)

روش مطالعه

به‌منظور مطالعه‌های پتروگرافی روی نمونه‌های تراورتن نهشته‌شده در اطراف چشمه‌های منطقۀ آذرشهر، تعداد 20 نمونه از تراورتن‌های نرم در‌حال تشکیل و تراورتن‌های قدیمی در اطراف دو چشمۀ تراورتن‌ساز امروزی به نام‌های تاپتاپان و قزل‌داغ انتخاب شدند. نمونه‌های تراورتن نرم درحال تشکیل از نزدیکی محل دهانۀ چشمۀ فعال امروزی به‌سمت پایین‌دست و تا نزدیکی محل حوضچۀ چشمه با فاصلۀ حدود 20 متر در جهت قائم برداشته شدند (شکل 4)؛ همچنین به‌منظور مقایسه با نمونه‌های سنگی متراکم در معادن اطراف چشمه‌ها، تعداد 10 نمونه از سنگ تراورتن متراکم از معدنی در نزدیکی چشمۀ قزل‌داغ انتخاب شد. تعداد 15 نمونه از این نمونه‌ها برای بررسی ترکیب کانی‌شناسی توسط XRD، پس‌از آماده‌سازی به دانشگاه دامغان ارسال و نتایج برای تکمیل داده‌های پتروگرافی استفاده شدند. تصویربرداری از 7 نمونه پس‌از آماده‌سازی و پوشش‌دهی با طلا به کمک میکروسکوپ الکترونی (Phenom ProX) در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه شهید مدنی آذربایجان انجام شد. در ادامه به‌منظور مطالعه‌های ژئوشیمیایی، 7 نمونه از تراورتن نهشته‌شده در اطراف چشمه‌های منطقۀ آذرشهر و 3 نمونه از معدن تراورتن در نزدیکی چشمۀ قزل‌داغ پس‌از آماده‌سازی و به‌منظور تجزیه‌وتحلیل ICP-MS به آزمایشگاه زرآزما زنجان ارسال شدند. به‌منظور انجام تجزیه‌وتحلیل ایزوتوپی δ¹⁸O و δ¹³C، 4 نمونه از تراورتن‌های اطراف چشمۀ تاپتاپان انتخاب و پس‌از پودرشدن به آزمایشگاه تحقیقاتی ایزوتوپ‌های پایدار دانشگاه اراک ارسال شدند. گفتنی است به‌علت نزدیکی چشمه‌ها به یکدیگر و محدودیت در انجام تجزیه‌وتحلیل ایزوتوپی، تنها از نمونه‌های چشمۀ تاپتاپان برای مطالعه‌های ایزوتوپی استفاده شد. نوع نمونه، ویژگی‌ها و مکان نمونه‌برداری در جدول 1 ارائه شده است.

جدول 1- موقعیت نقاط نمونه‌برداری از تراورتن‌های منطقۀ آذرشهر

شرح داده‌ها

ویژگی‌ها و مشاهده‌های صحرایی (رسوب‌شناسی و ریخت‌شناسی)

تراورتن‌ها و توفاها اشکال متنوعی دارند و بر اساس معیار‌های مختلفی رده‌بندی می‌شوند (Pedley 1990; Guo and Riding 1998; Capezzuoli et al. 2014). مهم‌ترین ویژگی‌هایی که رده‌بندی تراورتن‌ها بر مبنای آنها انجام می‌شود، عبارتند از: فرایند ته‌نشست، ژئوشیمی دی‌اکسید‌کربن، فابریک و ریخت‌شناسی (Jones and Renaut 2010; Capezzuoli et al. 2014; Gandin and Capezzuoli 2014; Mancini et al. 2019b). برخلاف بیشتر رخساره‌های خشکی، تراورتن‌ها اغلب ماهیت ریخت‌شناسی سازنده (در‌حال تشکیل و ته‌نشست) دارند (Pentecost 2005). طبقه‌بندی‌های مختلفی بر اساس ریخت‌شناسی برای نام‌گذاری تراورتن‌ها پیشنهاد شده‌اند (Capezzuoli et al. 2014; Mancini et al. 2019b). پنتکاست (Pentecost 2005) تراورتن‌ها را بر اساس ریخت‌شناسی و محیط رسوبی به تراورتن‌های برجا ( که خود به 9 دسته تقسیم می‌شوند) و تراورتن‌های نابرجا تقسیم‌بندی کرده است. تراورتن‌های برجا به چشمه‌ها، رود‌ها، دریاچه‌ها و مرداب‌ها مرتبط و شامل تپه‌ها و مخروط‌ها (Mounds)، شکاف- پشته‌ای (Fissure-Ridges)، نهشته‌های آبشاری (Cascades)، نهشته‌های سدی (Dam)، لایه‌های جریانی با آنکوئید (Stream crust with oncoids)، نهشته‌های دریاچه‌ای (Lake crust with oncoids)، نهشته‌های مردابی (Paludal deposit) و رودایت‌های سیمانی‌شده (Cemented rudite) می‌شوند (Pentecost 2005). با‌توجه‌به مشاهده‌های صحرایی انجام‌شده در منطقۀ آذرشهر، ریخت‌شناسی رایج در نهشته‌های تراورتنی آذرشهر از نوع برجا و شامل موارد زیر است: 1. تپه‌ای (شکل 3، الف) و مخروطی (شکل 3، ب)؛ 2. شکاف- پشته‌ای (شکل 3، ج)؛ 3. آبشاری (شکل 3، د).

رسوبات تراورتن، لیتوفاسیس یا رخسارۀ سنگی متفاوتی از خود نشان می‌دهند و درنتیجه، ‌تفکیک می‌شوند (Capezzuoli et al. 2014; Gandin and Capezzuoli 2014)؛ برای نمونه، اوزکول و همکاران (Özkul et al. 2002) تراورتن‌های دنیزلی در ترکیه را به 8 گروه تقسیم کردند: ۱. قشرهای متبلور (crystalline crust)؛ ۲. بوته‌ای (shrub)؛ ۳. آنکوئیدها (oncoids)؛ ۴. کلسیت شناور (calcite-raft)؛ ۵. حباب گاز پوشش‌داده‌شده (coated gas bubbles)؛ ۶. نی‌مانند (reed)؛ ۷. خاک قدیمه (palaeosol)؛ ۸. لجن کلسیتی (calcite mud)؛ بر این اساس، سه نوع لیتوفاسیس در تراورتن‌های آذرشهر شناسایی شد که عبارتند از: 1. قشرهای متبلور؛ 2. حباب گاز پوشش‌داده‌شده؛ 3. کلسیت شناور روی آب. لیتوفاسیس قشرهای متبلور در تراورتن‌ها به‌طور معمول در‌نتیجۀ ته‌نشست سریع از جریان آب چشمه‌ها در بستر‌های با شیب ملایم یا صاف، لبه‌ها و دیوارۀ سد‌ها، سطح پایین دیوارۀ آبشارها و در شکاف- پشته‌ها و همچنین به‌شکل تناوبی از لایه‌های روشن و تیره‌رنگ در دهانۀ چشمه‌‌ها تشکیل می‌شود (Atabey 2002) (شکل 4، الف). لیتوفاسیس حباب گاز پوشش‌داده‌شده در اثر فعالیت میکروبی یا به‌وسیلۀ فشار دی‌اکسید‌کربن یا بخار آب در حوضچه‌های رسوبی ایجاد می‌شود؛ این حباب‌ها صرف‌نظر از منشأ آنها، به‌واسطۀ ارتفاع ستون آب با کلسیت یا آراگونیت پوشش داده می‌شوند (شکل 4، ب). ته‌نشست کانی‌ها در تراورتن‌ها همیشه به بستر سخت نیاز ندارد و گاهی کانی‌ها در سطح آب نیز ته‌نشست می‌یابند؛ ایجاد ورقه‌های نازک کلسیتی (paper thin raft) نمونه‌ای از این نوع رسوب‌گذاری است (Okumura et al. 2012) و زمانی تشکیل می‌شود که در سطح آب، گاز CO₂ به‌سرعت خارج ‌شود (شکل 4، ج).

اغلب گیاهان نقش بسزایی در تشکیل تراوتن‌ها ایفا می‌کنند؛ بنابراین، این نهشته‌ها را می‌توان به دو ردۀ خزه‌ای (moss) و جلبکی (algal) تقسیم کرد (Okumura et al. 2012; Claes et al. 2017). در میان جلبک‌ها، دیاتوم‌ها نخستین نوع شناخته‌شده در تراورتن‌ها هستند (Okumura et al. 2012)؛ در برخی از چشمه‌های تراورتن‌ساز آذرشهر، رشد جلبک‌ها در دهانۀ چشمه‌ها مشاهده شده است (شکل 4، د). تصاویر SEM، وجود دو نوع جلبک تک‌سلولی مانند دیاتوم‌ها را در نمونه‌های رسوبات و سنگ‌های تراورتن منطقه اثبات کرد. در شکل 5، الف دیاتوم نوع Achnanthes minutissima مشاهده می‌شود که در سطح رسوبات دهانۀ چشمۀ تاپتاپان یافت شده است. شکل 5، ب نوع دیگر دیاتوم مشاهده‌شده در نمونه‌های پایین‌دست چشمۀ تاپتاپان را نشان می‌دهد که در مقایسه با نمونه‌های مشاهده‌شده در سایر تراورتن‌های جهانی متفاوت است.

شکل 3- الف. ریخت‌شناسی تپه‌ای با ارتفاع بیش از 50 متر، ب. ریخت‌شناسی مخروطی در بالادست چشمۀ تاپتاپان با ارتفاع 5/1 متر، ج. ریخت‌شناسی شکاف- پشته‌ای با طول حدود 1300 متر در نهشته‌های قدیمی مجموعۀ قزل‌داغ، د. ریخت‌شناسی آبشاری در مجموعۀ قزل‌داغ

شکل 4- الف. لیتوفاسیس قشر متبلور، ب. حباب‌های خارج‌شده از آب چشمۀ تاپتاپان، ج. کلسیت شناور روی آب چشمۀ کلوانق، د. جلبک موجود در دهانۀ چشمۀ تراورتن‌ساز پایین‌دست تاپتاپان

شکل 5- الف. دیاتوم نوع Achnanthesminutissima در تراورتن‌های جدید دهانۀ چشمۀ تاپتاپان، ب. دیاتوم ناشناختۀ دیگر در تراورتن‌های نزدیک کانال چشمۀ تاپتاپان

داده‌های ژئوشیمی

ترکیب عناصر اصلی

نتایج تجزیه‌وتحلیل ICP-MS روی نمونه‌های تراورتن منطقۀ آذرشهر (جدول 2) نشان دادند مقادیر کلسیم در نمونه‌های منطقه در محدودۀ 480000 تا 550000 پی‌پی‌ام (48 تا 55 درصد) و مقادیر منیزیم در محدودۀ 743 تا 7226 پی‌پی‌ام (میانگین 2276 پی‌پی‌ام) متغیر است. میزان آهن در نمونه‌های منطقۀ مورد‌مطالعه از 3527 تا 38251 پی‌پی‌ام متغیر است (جدول‌های 2 و 3)؛ بیشترین مقدار آهن در نمونۀ تراورتن تشکیل‌شده در دهانۀ چشمۀ قزل‌داغ (Q1) با میزان38251 پی‌پی‌ام مشاهده می‌شود. مقادیر منگنز نمونه‌های منطقه حدود 103 تا 541 پی‌پی‌ام است. غلظت میانگین سدیم و پتاسیم در نمونه‌های تراورتن آذرشهر به‌ترتیب 886 و 647 پی‌پی‌ام و مشابه تراورتن‌های ترموژن Matlock Bath انگلستان (Pentecost 1993) است. مقادیر اندازه‌گیری‌شدۀ سدیم و پتاسیم توسط پنتکاست (Pentecost 2005) به‌ترتیب برای تراورتن‌های ترموژن (7 تا 2940 و 8 تا 5500 پی‌پی‌ام) و برای تراورتن‌های متئوژن (200 تا 1300 و 147 تا 5500 پی‌پی‌ام) است.

ترکیب عناصر فرعی و کمیاب

مقادیر استرانسیم در نمونه‌های منطقه از 166 تا 1289 پی‌پی‌ام متغیر است (جدول‌های 2 و 3). کمترین و بیشترین مقدار استرانسیم به‌ترتیب به نمونه‌های M6 و M4 معدن تراورتن قزل‌داغ مربوط است (جدول 3). مقادیر گوگرد در نمونه‌های تراورتن آذرشهر از 123 تا 6248 پی‌پی‌ام تغییر می‌کند (جدول 2)؛ نمونه‌های تراورتن عهد حاضر تشکیل‌شده در اطراف چشمه‌های قزل‌داغ و تاپتاپان میانگین گوگرد بیشتری نسبت به نمونه‌های تراورتن قدیمۀ معدن قزل‌داغ دارند. مطالعه‌ها نشان می‌دهند تراورتن‌های نوع ترموژن 100 تا 200 پی‌پی‌ام فسفر دارند (Demovic et al. 1972; Pentecost 1993; Claes et al. 2019)؛ میانگین فسفر در نمونه‌های تراورتن منطقۀ آذرشهر 112 پی‌پی‌ام و با تراورتن‌های ترموژن اندازه‌گیری‌شده توسط پنتکاست (Pentecost 2005) مشابه است (جدول 3). مقادیر کروم و کادمیم در نمونه‌های منطقه به‌ترتیب 2 تا 14 پی‌پی‌ام و 2/1 تا 1/21 پی‌پی‌ام است (جدول‌های 2 و 3). مقادیر اندازه‌گیری‌شده توسط پنتکاست (Pentecost 2005) برای کروم در تراورتن‌های ترموژن از 1 تا 146 پی‌پی‌ام و برای تراورتن‌های متئوژن از 1 تا 117 پی‌پی‌ام متغیر است (جدول 3). میانگین غلظت کادمیم در نمونه‌‌‌های منطقه (28/6 پی‌پی‌ام) بیشتر از آهک‌های جهانی (7/0 پی‌پی‌ام) و میانگین پوسته‌ای (1/0 پی‌پی‌ام) است (جدول 3). بیشترین مقادیر کروم و کادمیم به نمونۀ دهانۀ چشمۀ قزل‌داغ Q-1 مربوط است. اورانیم در نمونه‌های تراورتن منطقۀ مورد‌مطالعه حدود 1/0 تا 5/0 پی‌پی‌ام و توریم حدود 12/2 تا 49/2 پی‌پی‌ام است (جدول 3). بیشترین مقادیر اورانیم به نمونۀ M4 مربوط است (جدول 3). مقادیر اورانیم و توریم نمونه‌های منطقه اکثراً کمتر از میانگین پوستۀ قاره‌ای و آهک‌های جهانی است (جدول 3). مقادیر اندازه‌گیری‌شده توسط پنتکاست (Pentecost 2005) برای اورانیم در تراورتن‌های ترموژن 1 تا 500 پی‌پی‌ام و برای تراورتن‌های متئوژن 7/0 تا 4/0 پی‌پی‌ام است. مقادیر اندازه‌گیری‌شده توسط پنتکاست (Pentecost 2005) برای توریم در تراورتن‌های ترموژن 001/0 تا 1/1 و برای تراورتن‌های متئوژن 1/0 تا 4/0 پی‌پی‌ام است (جدول 3).

عناصر نادر خاکی

مقادیر غلظت REE مربوط به نمونه‌های منطقۀ آذرشهر در جدول 3 ارائه شده است. شکل 6، نمودار عنکبوتی مقادیر به‌هنجار‌شدۀ عناصر نادر خاکی نمونه‌های منطقه نسبت به مقادیر کندریت (Sun and McDonoug 1989) را نشان می‌دهد. در این نمودار، نسبت زیاد LREE/HREE و همچنین آنومالی منفی در عنصر یوروپیم به‌طور واضح مشاهده می‌شود. نمونه‌های تراورتن آذرشهر مقادیر زیادی از REE دارند. غلظت REE در تراورتن‌های چشمۀ قزل‌داغ و تاپتاپان متفاوت است.

بررسی نتایج تجزیۀ ایزوتوپی نمونه‌های تراورتن آذرشهر

تجزیۀ δ¹⁸O تراورتن‌ها اطلاعاتی دربارۀ دمای ته‌نهشت و منشأ آب‌ها ارائه می‌دهد (Hoefs 2004) و از تجزیۀ δ¹³C می‌توان اطلاعاتی دربارۀ منشأ کربن موجود در نهشته‌های تراورتن به دست آورد (Pentecost 2005; Beradi et al .2016; Mancini et al. 2019a). نتایج تجزیۀ ایزوتوپی نمونه‌های منطقۀ آذرشهر در جدول 4 ارائه شده‌اند. چهار نمونۀ T-1، T-4، T-6 و T-7 تجزیه‌وتحلیل‌شده به نهشته‌های اطراف چشمۀ تاپتاپان و دو نمونۀ T-A-18 و T-A-20 به تراورتن‌های قدیمی معدن قزل‌داغ (برگرفته از Roshanak et al. 2017) مربوط می‌شوند. ترکیب ایزوتوپی تراورتن‌های عهد حاضر اطراف چشمۀ تاپتاپان و تراورتن‌های قدیمی مربوط به معدن قزل‌داغ تفاوت چندانی نشان نمی‌دهند (جدول 4). دامنۀ تغییرات ایزوتوپ اکسیژن δ¹⁸O(PDB) نمونه‌های بررسی‌شده از منفی 66/7 تا منفی 72/9 پرمیل است؛ همچنین تغییرات مقادیر ایزوتوپ کربن δ¹³C(PDB) نمونه‌ها، دامنه‌ای از مثبت 01/10 تا مثبت 95/11 پرمیل دارد که نشان می‌دهد این نمونه‌ها از‌نظر مقادیر δ¹³C غنی‌شده‌اند. مقادیر زیاد δ¹³C می‌تواند نشان‌دهندۀ ارتباط سیال با منشأ عمیق CO₂ مرتبط با کربن‌زدایی کربنات‌ها، ناشی از فرایند‌های حرارتی، ماگمایی و دگرگونی یا ناشی از انتشار CO₂ حاصل از ولکانسیم فعال باشد (Teboul et al. 2016; Beradi et al. 2016; Karaisaoglu and Orhan 2018) و مقادیر منفی δ¹⁸O می‌تواند ناشی از اشباع زیاد باشد؛ علاوه‌بر‌این، ایزوتوپ‌های سبک موجود در آب (δ¹²C و δ¹⁶O) ممکن است از طریق فعالیت‌های زیستی و فتوسنتز از سیستم خارج شوند که این امر به غنی‌شدگی δ¹³C و δ¹⁸O در آب و کربنات‌ها منجر می‌شود (Kele et al. 2008; Karaisaoglu and Orhan 2018).

جدول 2- غلظت عناصر اصلی، فرعی، کمیاب و عناصر نادر خاکی نمونه‌های تراورتنی منطقۀ آذرشهر (غلظت بر حسب پی‌پی‌ام). (Cal:calcite; Arg: aragonite: Q:quartz)

جدول 3- مقادیر کمینه، بیشینه و میانگین برخی از عناصر اندازه‌گیری‌شده در نمونه‌های تراورتن آذرشهر به همراه مقادیر این عناصر در پوستۀ قاره‌ای، آهک‌های جهانی و محدودۀ تراورتن‌های ترموژن (T) و متئوژن (M) دنیا

شکل 6- الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی در نمونه‌های تراورتن منطقۀ آذرشهر به‌هنجارشده با مقادیر کندریت(Sun and McDonoug 1989)

جدول 4- نتایج تجزیۀ ایزوتوپی تراورتن‌های آذرشهر

بحث

بررسی تأثیر سنگ منشأ و رژیم هیدرولیکی بر ترکیب عنصری تراورتن‌های منطقۀ آذرشهر

عناصر موجود در کلسیت و آراگونیت در نهشته‌های تراورتن و توفا که در ادامه به‌شکل (CATT) آورده می‌شوند ممکن است از دگرسانی انواع مختلفی از سنگ‌های منشأ در‌ارتباط‌با سیستم‌های هیدرولوژیکی هیدروترمال و درون‌زاد (Hypogean) یا ترموژن و یا سیستم‌های هیدرولوژیکی غیر‌هیدروترمال و برون‌زاد (Epigean) یا متئوژن منشأ بگیرند (Teboul et al. 2016; Mohammadi et al. 2018; Claes et al. 2019). عنصر آهن و منگنز در نمونه‌های موردمطالعه همبستگی منفی نشان می‌دهند. معمولاً آب‌های زیر‌زمینی و متئوریک هنگام عبور از واحدهای سنگی منطقه، مواد محلول (ازجمله آهن) را با خود حمل و در سطح به‌سبب تغییرات pH و Eh به همراه کربنات‌کلسیم و به‌شکل ناخالصی ته‌نشین می‌کنند. در مواردی که تراورتن با مواد آلی تجمع یافته‌ است؛ ترکیبات آهن سه‌ظرفیتی پس‌از احیا‌شدن می‌توانند در خلال دیاژنز وارد شبکۀ کلسیت شوند (Minissale et al. 2002; Pentecost 2005; Claes et al. 2019). کم‌بودن مقادیر منگنز در تراورتن‌ها نشان‌دهندۀ سرعت زیاد رسوب‌گذاری در منطقه است (Özkul et al. 2014; Claes et al. 2019). کابوی و همکاران (Caboi et al. 1991) نشان داده‌اند در تراورتن‌ها، به‌طور‌کلی منگنز با کلسیت و آهن با کانی‌های آواری مرتبط است و منشأ متفاوت این دو عنصر، دلیلی بر همبستگی منفی آنهاست. باتوجه‌به مقادیر عناصر فرعی در تراورتن‌ها می‌توان تا حدی ترموژن یا متئوژن‌بودن آنها را مشخص کرد. در تراورتن‌ها، از نمودار استرانسیم در برابر باریم برای تشخیص رژیم هیدرولیکی و گروه‌های سنگ منشأ مختلف استفاده می‌شود (Teboul et al. 2016; Asta et al. 2017; Claes et al. 2019)؛ برای نمونه، گروه سنگ‌های آهکی، تبخیری‌ها و دولومیت‌ها معمولاً مقادیر باریم کم (کمتر از 100 پی‌پی‌ام) و استرانسیم زیاد (بیشتر از 400 پی‌پی‌ام) دارند. سنگ‌های با منشأ گرانیتی و مافیک مقادیر باریم 15 تا 930 پی‌پی‌ام و استرانسیم بیش از 200 پی‌پی‌ام دارند. مقادیر باریم و استرانسیم در CATT مربوط به سیستم‌های برون‌زاد بسیار کم و به‌ترتیب کمتر از 80 و 100 پی‌پی‌ام است. با‌توجه‌به اینکه مقادیر باریم و استرانسیم در نمونه‌های تراورتن آذرشهر به‌ترتیب در محدودۀ 19 تا 68 و 166 تا 1289 پی‌پی‌ام است (جدول‌های 2 و 3)، این نمونه‌ها در نمودار باریم در برابر استرانسیم در محدودۀ CATT درون‌زاد با منشأ سنگ‌آهک، تبخیری‌ها و دولومیت قرار می‌گیرند (شکل 7). عموماً مقادیر استرانسیم با افزایش میزان آراگونیت، افزایش و با افزایش میزان کلسیت، کاهش می‌یابد (Rao and Adabi 1992; Minissale et al. 2002; D'Alessandro et al. 2007). زیادبودن غلظت استرانسیم و ترکیب کانی‌شناسی آراگونیتی نمونه‌ها با‌توجه‌به نتایج XRD و ICP-MS (جدول 2) در نمونه‌های مربوط به چشمۀ تاپتاپان و قزل‌داغ تأییدکنندۀ این موضوع است؛ به‌طوری‌که نمونۀ M4 که از معادن قدیمی تراورتن قزل‌داغ گرفته شده است، بر اساس نتایج XRD بیش از 15 درصد آراگونیت دارد و بیشترین مقدار استرانسیم را بین نمونه‌ها به خود نسبت داده است. تبدیل آراگونیت به کلسیت در اثر چرخش آب‌های متئوریک به‌ویژه در اعماق ممکن است سبب مقادیر کم استرانسیم در بیشتر نمونه‌ها شده باشد (Barbieri et al. 1979; Minissale et al. 2002; Pentecost 2005). یکی دیگر از عناصر مهمی که می‌توان برای تفکیک سنگ منشأ تراورتن‌ها استفاده کرد، عنصر بریلیم است (Claes et al. 2019)؛ این عنصر تا حدودی از سنگ‌های با منشأ گرانیتی حاصل (Teboul et al. 2016) و مقادیر آن در نمونه‌های CATT با منشأ گرانیتی Chaine des puys فرانسه در محدودۀ 31 تا 596 پی‌پی‌ام گزارش شده است (Teboul et al. 2016) (شکل 8)؛ علاوه‌بر‌این، محتوای بریلیم در نمونه‌های منطقۀ Limagne فرانسه کمتر از منطقۀ Chaine des puys و در محدودۀ 6 تا 38 پی‌پی‌ام متغیر است (شکل 8). در نمونه‌های با منشأ غیر‌گرانیتی، معمولاً محتوای بریلیم (حد تشخیص) به‌طور سیستماتیک کم است؛ بنابراین، استفاده از بریلیم برای تفکیک CATT با منشأ مختلف منطقی به نظر می‌رسد (Teboul et al. 2016). نمونه‌های تراورتن آذرشهر مقادیر بریلیم در محدودۀ 1 تا 7 پی‌پی‌ام دارند که مشابه مقادیر این عنصر در نمونه‌های با منشأ کربنات‌های درون‌زاد است (شکل 8). از ویژگی‌های عناصر نادر خاکی می‌توان برای بررسی واکنش آب- سنگ در چشمه‌های تراورتن‌ساز استفاده کرد. مطالعه‌های اویسال و همکاران (Uysal et al. 2007) در تراورتن پاموککاله ترکیه نشان داده است غلظت REE در این نهشته‌ها در مقایسه با سنگ منشأهای دگرگونی و کربناته دارای الگوهای REE بسیار کمی است که واکنش شیمیایی کمتر سیال هیدروترمال با سنگ دربرگیرندۀ آن را نشان‌‌ می‌دهند. نمونه‌های تراورتن چشمۀ تاپتاپان (T1، T4، T6 و T7) مقادیر REE کمتری دارند (شکل 6) که نشان‌دهندۀ واکنش کمتر آب این چشمه با سنگ منشأ و صعود سریع آن به سطح زمین نسبت به چشمۀ قزل‌داغ است. با استفاده از الگوی REE می‌توان نتیجه گرفت تراورتن‌های چشمۀ تاپتاپان از آب‌های نابالغ و جوان‌تر در نزدیک منطقۀ تغذیه ته‌نشین می‌شوند، ولی نهشته‌های تراورتن چشمۀ قزل‌داغ از آب‌های هیدروترمال با زمان اقامت طولانی در سنگ‌های منشأ و دمای بیشتر رسوب می‌کنند.

شکل 7- نمودار نمایی باریم (پی‌پی‌ام) در برابر استرانسیم (پی‌پی‌ام) برای CATTاز منشأهای مختلف؛ موقعیت نمونه‌های آذرشهر با علامت ستاره روی این نمودار مشخص شده است(با تغییرات ازTeboul et al. 2016)

شکل 8- نمودار نمایی بریلیم بر حسب پی‌پی‌ام با‌توجه‌به رژیم هیدرولوژیکی در نمونه‌های تراورتن و توفا از منشأهای مختلف و نمونه‌های منطقۀ آذرشهر (با تغییرات از Teboul et al. 2016).

رده‌بندی تراورتن‌های منطقۀ آذرشهر بر اساس ژئوشیمی ایزوتوپی و تعیین منشأ دی‌اکسید‌کربن

تراورتن‌ها را از نظر ژئوشیمی دی‌اکسید‌کربن به دو ردۀ ترموژن و متئوژن تقسیم می‌کنند (Pentecost 2005; Beradi et al. 2016; Mancini et al. 2019a). تراورتن‌های متئوژن، تراورتن‌هایی‌اند که از طریق واکنشCO₂ اتمسفری با آب‌های زیرزمینی فوق بازی تشکیل می‌شوند؛ این تراورتن‌ها معمولاً نرم و دارای تخلخل بسیار زیادند، محتوای مواد زیستی آنها زیاد است و ترکیب کربن δ¹³C(VPDB) آنها، محدوده‌ای از منفی 11 تا صفر پرمیل را نشان می‌دهد. تشکیل تراورتن‌های متئوژن عموماً با عوامل آب‌وهوایی مرتبط است (Kele et al. 2008)؛ درحالی‌که تراورتن‌های ترموژن، تراورتن‌هایی‌اند که معمولاً حاوی برخی حامل‌های جوی‌‌اند، اما حجم عمدۀ دی‌اکسید‌کربن آنها از فرایندهای حرارتی درون زمین یا حتی زیر پوستۀ زمین منشأ می‌گیرد و غنی از δ¹³C هستند؛ به‌این‌ترتیب که معمولاً میزان δ¹³C آنها در محدودۀ منفی 3 تا مثبت 8 پرمیل است .(Pentecost 2005) ایزوتوپ کربن δ¹³C(PDB) تراورتن‌های منطقۀ آذرشهر مقادیر مثبتی از مثبت 012/10 تا مثبت 958/11 پرمیل را نشان می‌دهد که شاهدی بر ترموژن‌بودن این نهشته‌هاست (جدول 4). تراورتن‌های ترموژن توزیع محلی بیشتری نسبت به نهشته‌های متئوژن دارند و بعضاً با مناطق آتشفشانی و فعالیت‌های تکتونیکی همراهند (D'Alessandro et al. 2007; Borgi et al. 2014; Karaisaoglu and Orhan 2018; Rodríguez-Berriguete and Alonso-Zarza 2019). مطالعه‌های زمین‌ساختی منطقه توسط تقی‌پور و محجل (Taghipour and Mohajjel 2013) نشان می‌دهند فعالیت‌های تکتونیکی و آتشفشانی در مجاورت پشته‌های تراورتن در تشکیل سیالات انحلال‌دهندۀ نهشته‌های کربناتۀ منطقه با سن ژوراسیک و کرتاسه نقش اساسی داشته‌اند؛ همچنین نرخ رسوب‌گذاری زیاد، محلول اولیه با درجه‌حرارت زیاد و گاز‌زدایی سریع نیز می‌تواند با فعالیت‌های آتشفشانی و تکتونیکی گذشته یا حال حاضر مرتبط باشد؛ ازاین‌رو، رده‌بندی تراورتن‌های آذرشهر در گروه ترموژن منطقی به نظر می‌رسد. در شکل 9، دامنۀ تغییرات نمونه‌های مورد‌مطالعه با نمودار توزیع δ¹³C(VPDB) تراورتن‌ها و سایر کربنات‌های آب شیرین که پنتکاست (Pentecost 2005) ارائه کرده، مقایسه شده است. باتوجه‌به شکل 9، مشاهده می‌شود دامنۀ تغییرات δ¹³C نمونه‌های منطقۀ آذرشهر هم‌پوشانی مشخصی با تراورتن‌های ترموژن جهانی دارند. آب چشمه‌های رسوب‌دهندۀ تراورتن‌های ترموژن اساساً گرم و حمل‌کنندۀ گاز CO₂ ناشی از واکنش بین سیالات غنی از CO₂ و سنگ میزبان است (Karaisaoglu and Orhan 2018). مقادیر ایزوتوپ δ¹⁸O نمونه‌های منطقۀ آذرشهر در محدودۀ منفی 66/7 تا منفی 72/9 پرمیل متغیر است؛ این دامنه از تغییرات بیان‌کنندۀ نوع خاصی از کربنات‌هاست و یک سری هم‌پوشانی میان کربنات‌ها وجود دارد؛ بنابراین، تفسیر داده‌های ایزوتوپ δ¹⁸O دشوارتر از داده‌های ایزوتوپ δ¹³C کربنات‌هاست؛ از عوامل مؤثر در این امر می‌توان به تبادل اکسیژن موجود در ساختار کانی‌های کربناته با اکسیژن موجود در مولکول آب و همچنین فرایند دیاژنز اشاره کرد (Pentecost 2005; Claes et al. 2019)؛ همچنین تجزیۀ ایزوتوپ اکسیژن ۱۸ بیان‌کنندۀ اطلاعات دربارۀ منشأ آب است؛ برای نمونه، آب‌های ژرف حوضه‌ای معمولاً ایزوتوپ δ¹⁸O حدود منفی 8 تا منفی 5 پرمیل دارند (Hoefs 2004).

شکل 9- نمودار مقادیر δ¹³C (الف) و δ¹⁸O (ب) تراورتن‌های ترموژن جهانی (Pentecost 2005)در مقایسه با منطقۀ آذرشهر

یکی از روش‌هایی که بر اساس آن می‌توان نوع نهشته‌های تراورتن را مشخص کرد، تعیین منشأ دی‌اکسید‌کربن با استفاده از داده‌های ایزوتوپی است؛ زیرا دی‌اکسید‌کربن می‌تواند از منابع گوناگونی ازجمله فرایند کربن‌زدایی گوشته، هیدرولیز و اکسیداسیون کربن احیایی مشتق شده باشد (Pentecost 2005; Beradi et al. 2016). در این بخش، به‌منظور تعیین منشأ دی‌اکسید‌کربن از رابطۀ 2 (Panichi and Tongiorgi 1976) استفاده شد:

رابطۀ (2) - 10.5          δ¹³C(Travertine) =1.2  δ¹³C(CO₂)

در این رابطه، با استفاده از δ¹³C اندازه‌گیری‌شده در سنگ تراورتن می‌توان مقدار δ¹³C دی‌اکسید‌کربن آزاد‌شده از آب را در زمان ته‌نشست تراورتن تعیین کرد. نمونه‌هایی که نزدیک به دهانۀ چشمه قرار دارند، برای تعیین منشأ به این روش مناسب‌ترند (Kele et al. 2008). در اینجا، از نمونۀ T1 برداشته‌شده از دهانۀ چشمه تاپتاپان استفاده شد:

3.66 ‰ - 10.5     δ¹³C (CO₂) =    11.8 =1.2  δ¹³C(CO₂)

مقدار δ¹³C(CO₂) برای نمونۀ T-1، 66/3 پرمیل به دست آمد و برای سایر نمونه‌ها نیز در جدول 4 ارائه شده است. بر اساس مقادیر δ¹³C(CO₂) به‌دست‌آمده از نمونه‌های منطقه و با‌توجه‌به اینکه معمولاً دی‌اکسید‌کربن حاصل از منابع ماگمایی دارای مقادیر بسیار کم δ¹³C (حدود منفی 7 تا منفی 4 پرمیل) است (Hoefs 2004; Teboul et al. 2016; Claes et al. 2019)، می‌توان مشخص کرد مقادیر δ¹³C(CO₂) در تراورتن‌های منطقه نسبت به مقدار δ¹³C(CO₂) اولیۀ مشتق‌شده از منشأهای آذرین نسبتاً افزایش نشان می‌دهند؛ افزایش مقدار CO₂ اولیه می‌تواند از واکنش‌های کربن‌زدایی سنگ‌های کربناته ناشی شده باشد (Hoefs 2004). بر اساس نمودار مقادیر δ¹³C(CO₂) در برابر δ¹⁸O می‌توان به بررسی منشأ CO₂ پرداخت (شکل 10) (Milivojevic and Martinovic 2003). بر اساس نمودار مقادیر δ¹³C(CO₂) در برابر δ¹⁸O، نمونه‌های تراورتن منطقۀ آذرشهر در محدودۀ سنگ‌های کربناتۀ هیدرولیز‌شده قرار می‌گیرند که نشان‌دهندۀ δ¹³C(CO₂) حاصل از تجزیۀ حرارتی سنگ‌های کربناته است (شکل 10). مقادیر زیاد δ¹³C در سیستم‌های مختلف هیدروترمال دمای زیاد احتمالاً از جذب دی‌اکسید‌کربن از فرایندهای جذب ماگمایی یا از تجزیۀ سنگ‌‌های آهکی ناشی می‌شود (Milivojevic and Martinovic 2003).

شکل 10- نمودار δ¹³C(CO₂) در برابر δ¹⁸O(Milivojevic 2003)؛ 1.CO₂. ماگماتیک- اندوژنیک(Fournier 1989)، 2.CO₂ماگماتیک– اندوژنیک(Blavoux et al. 1982)، 3.CO₂آلی و ارگانیک،4.CO₂تولید‌شدهبه‌وسیلۀ هیدرولیز سنگ‌های کربناته

در شکل 11 به‌منظور نشان‌دادن تأثیر احتمالی سنگ‌شناسی سنگ منشأ بر روند تغییرات δ¹³C و δ¹⁸O، پنج نوع سنگ‌شناسی سنگ منشأهای مختلف مشخص شده است: 1. CATT برون‌زاد (متئوژن) از سنگ منشأ کربناته، 2. CATT دریاچه‌ای از سنگ منشأهای مختلف؛ 3. CATT برون‌زاد (متئوژن) از سنگ منشأ اولترامافیک؛ 4. CATT درون‌زاد (ترموژن) از سنگ‌های منشأ کربناتیت؛ 5. CATT درون‌زاد (ترموژن) از سنگ منشأ کربناته یا آذرین (به‌جز کربناتیت و اولترامافیک) (Teboul et al. 2016). بر اساس مطالعه‌های پنتکاست (Pentecost 2005)، CATT درون‌زاد (ترموژن) و برون‌زاد (متئوژن) به‌آسانی و با استفاده از روند تغییرات δ¹³C ‌تفکیک می‌شوند؛ به‌طوری‌که CATT درون‌زاد (ترموژن) مقادیر δ¹³C بیشتر از منفی 4 پرمیل دارد (Teboul et al. 2016)؛ مقادیر زیاد δ¹³C در CATT (بیشتر از 4 پرمیل) نشان‌دهندۀ منابع کربن غیرخاکی است. نمونه‌های تراورتن منطقۀ آذرشهر در محدودۀ CATT درون‌زاد (ترموژن) از سنگ منشأ کربناته یا آذرین (به‌جز کربناتیت و اولترامافیک) قرار می‌گیرند. میانگین مقادیر δ¹³C در نمونه‌های منطقۀ آذرشهر 11 پرمیل است که غنی‌شدگی زیاد ایزوتوپ کربن 13 را نشان می‌دهد. در بیشتر موارد، منشأ CO₂ مرتبط با کربن‌زدایی سنگ‌های کربناته، تبادل آب و سنگ با سنگ‌های آتشفشانی و سنگ‌های آذرین درونی یا ولکانیسم فعال است (Teboul et al. 2016; Ibrahim et al. 2017). مقادیر δ¹⁸O چنانچه تعادل ایزوتوپی اتفاق افتاده باشد، دمای آب و δ¹⁸O آب والد را در زمان تشکیل CATT منعکس می‌کنند (Friedman and Oneil 1977). ویژگی‌های آب‌وهوایی و جغرافیایی از عوامل فرعی مؤثر در مقادیر δ¹⁸O هستند؛ زیرا آنها مقادیر δ¹⁸O بارش محلی را کنترل می‌کنند. درنهایت، مطالعه‌های متعدد نشان داده‌اند به‌علت افزایش سریع دی‌اکسیدکربن در آب و افزایش میزان رسوب‌گذاری کلسیت، تعادل ایزوتوپی به‌ندرت به دست می‌آید و از تعادل کامل ایزوتوپی بین CO₃^2- و H₂O جلوگیری می‌کند (Friedman 1970; Fouke et al. 2000; Kele et al. 2008)؛ این مسئله به‌‌ویژه برای تراورتن‌های متئوژن در نزدیک دهانۀ چشمه صادق است (Kele et al. 2008). بر اساس مطالعه‌های والی و همکاران (Valley et al. 1986)، مقادیر نسبتاً زیاد δ¹³C به شرکت CO₂ غنی از ایزوتوپ کربن 13 طی انحلال سنگ‌های کربناتۀ میزبان نسبت داده می‌شود؛ از سوی دیگر، این غنی‌شدگی می‌تواند ناشی از تفریق غیرتعادلی طی گاززدایی سریع CO₂ حل‌شده (غنی از δ¹³C) باشد (Uysal et al. 2009). با‌توجه‌به اینکه مقادیر δ¹³C غنی‌شدگی زیادی در نمونه‌های منطقۀ آذرشهر نشان می‌‌دهند، گاز‌زدایی سریع به‌تنهایی نمی‌تواند مسئول این غنی‌شدگی باشد؛ فعالیت فتوسنتزی ریزموجودات در تراورتن‌ها می‌تواند ترکیب ایزوتوپی آنها را تغییر دهد و موجب غنی‌شدگی ایزوتوپ کربن شود (Guo and Riding 1998).

شکل 11- نمودار δ¹⁸O (‰PDB) و δ¹³C (‰PDB) برای تراورتن و توفاهای کلسیتی- آراگونیتی (CATT)درنمونه‌های مناطق مختلف دنیا و از منشأهای مختلف. موقعیت نمونه‌های آذرشهر با علامت دایره (مطالعۀ حاضر) و مربع (Roshanak et al. 2017) مشخص شده است.

بر اساس نتایج ایزوتوپی به‌دست‌آمده، سازوکار احتمالی تشکیل تراورتن‌های آذرشهر را می‌توان به این شکل توضیح داد که سیالات گرمابی ابتدا گاز CO₂ منشأ‌گرفته از ماگما با مقادیر ایزوتوپ کربن 13 حدود منفی 7 تا منفی 4 پرمیل را با خود حمل کرده‌اند و هنگام حرکت به سطح زمین، در اثر برخورد با سنگ‌های کربناته واکنش داده‌اند و کربن‌زدایی رخ داده است. این سیالات، CO₂ حاصل از هیدرولیز سنگ‌های کربناته با ایزوتوپ کربن 13 بین مثبت 4 تا مثبت 8 پرمیل را با خود حمل می‌کنند و به‌شکل چشمه‌های آب گرم در سطح زمین ظاهر می‌شوند و درنهایت، در اثر خروج سریع CO₂ و فعالیت‌های زیستی به‌شکل تراورتن رسوب می‌کنند (شکل 12).

شکل 12- مدل شماتیک ترسیم‌شده برای تکامل تراورتن های منطقه آذرشهر