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

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، ایران

2 استادیار گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، ایران

3 استادیار گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، ایران

چکیده

رسوبات تراورتن در جنوب‌غرب آذرشهر (استان آذربایجان شرقی) در منطقۀ وسیعی گسترش دارند و در حال حاضر نیز چشمه‌های فعال امروزی در بخش‌هایی در‌حال ته‌نشست تراورتن هستند. با‌توجه‌به مشاهده‌های صحرایی، ریخت‌شناسی رایج نهشته‌های تراورتنی آذرشهر از نوع برجا و شامل تپه‌ای و مخروطی، شکاف- پشته‌ای و آبشاری است. مطالعه‌های ژئوشیمیایی انجام‌شده روی نهشته‌های قدیمی و امروزی تراورتن در امتداد دو چشمۀ تاپتاپان و قزل‌داغ نشان می‌دهند مقدار عنصر آهن در این نهشته‌ها به‌طور مشخص بر درون‌زاد (ترموژن)‌بودن و مقادیر استرانسیم، باریم و بریلیم بر سنگ منشأ آهکی، تبخیری یا دولومیتی آنها دلالت دارد. مقادیر تهی‌شدۀ ایزوتوپ اکسیژن (δ18O) و غنی‌شدۀ ایزوتوپ کربن (δ13C) نیز ترموژن‌بودن و سنگ منشأ کربناتۀ این نهشته‌ها را نشان می‌دهد. بر اساس مطالعه‌های انجام‌شده می‌توان نتیجه گرفت سیالات گرمابی ابتدا گاز CO2 منشأگرفته از ماگما را با خود حمل کرده‌اند و هنگام حرکت رو به بالا، کربن‌زدایی ضمن برخورد با سنگ‌های کربناته انجام شده است. این سیالات، CO2 حاصل از هیدرولیز کربنات‌ها را با خود حمل می‌کنند و به‌شکل چشمه‌های آب گرم در سطح ظاهر می‌شوند، و در اثر خروج سریع CO2 به‌شکل تراورتن رسوب می‌کنند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and origin of elements in the Azarshahr travertine deposits (Eastern Azarbaijan)

نویسندگان [English]

  • Behnam Ebrahimzadeh 1
  • Mahdi Jafarzadeh 2
  • Rahim Bagheri 2
  • Mohammad Ali Salehi 3
1 Faculty of Earth Sciences, Shahrood Sniversity of Technology, Iran
2 Faculty of earth sciences, Shahrood University of Technology, Iran
3 Geology Department, Faculty of Science, University of Isfahan, Iran
چکیده [English]

Abstract:
Travertine deposits cover a vast area in the southwest of Azarshahr (East Azarbaijan province) and in some parts there are active springs which currently deposit these types of sediments. Regarding the field observations in the Azarshahr area, the typical morphology of Azarshahr travertine deposits is in situ and consists of the mounds, fissure-ridge and cascades. Geochemical studies on the travertine deposits of the Taptapan and Qizildagh springs revealed that the amount of iron in travertine deposits clearly emphasizes their thermogenic nature. The amounts of strontium, barium and beryllium also indicate the thermogenesis and calcareous, evaporative or dolomite origin. The depleted oxygen isotope (δ18O) and enriched carbon isotope (δ13C) is also indicator of thermogenic source, and carbonate source rocks for these deposits. Based on geochemical studies, it can be concluded that hydrothermal fluids may have initially taken the CO2-derived from magma, and during the upward movement with carbonate rocks, decarbonization has been occurred. These fluids transport CO2 from carbonates, and then they appear as spring’s water at the surface and precipitate travertine due to the rapid release of CO2.
Keywords: Geochemistry, Travertine, Thermogene, Azarshahr
 



Introduction:
Continental carbonates comprise a wide range of lithologies including speleothem, calcrete, palustrine, travertine and tufa. Travertine and tufa deposits frequently associated with limestone dissolution in superficial (epigean) or deep (hypogean) hydrogeological reservoirs (Pentecost and Viles 1994; Pentecost 2005; Jones and Renaut 2010; Capezzuoli et al. 2014; Gandin and Capezzuoli 2014). However, a large variety of other rocks can occur as substratum and source of elements building these carbonates. Many studies have shown that igneous rocks (basalts, rhyolites, ultramafics, granites) and sedimentary rocks  such as dolostones, evaporates and marls may constitute derivative sources for calcium and other elements required for travertine and tufa build-up and this can be determined by elemental and isotopic geochemical studies. Travertine deposits cover a vast area in the southwest of Azarshahr (East Azarbaijan province) and in some parts there are active springs. The area is located on the western margin of Sahand volcanic complex and eastern margin of Lake Urmia. Given the importance of geochemical studies mentioned in travertine studies, the main objective of this study is to emphasize the use of geochemical data in travertine classification, determination of origion of elements building travertines, CO2 origin and comparison of Azarshahr region samples with global thermogene and metheogene travertines.
 
Material & Methods:
For petrographic studies on travertine samples deposited around Azarshahr springs, 20 samples of travertine sediments and old travertine rocks around two modern travertine springs called the Taptapan and Ghezelagh are collected. In order to compare the geochemical chatactristic of samples, ten samples of travertine rock samples in the quarry near Qizildagh spring are also colleted. Fifteen samples were examined for mineralogical composition using XRD analysis. For geochemical analysis (ICP-MS), seven travertine samples around Taptapan and Qizildagh springs and three travertines samples of quarry near Qizildagh spring, has been analysed at the Zarazma Laboratory, Zanjan. Moreover, for the purpose of isotopic analysis of δ18O and δ13C, four travertines samples around the Taptapan spring were selected and analysed at the Isotopes Research Laboratory of the Arak University.
 
Discussion of Results & Conclusions:
According to the geochemical studies of the major elements on the travertine of the Azarshahr, iron, sodium and potassium elements clearly emphasize the thermogenesis of these travertines, but other trace elements cannot definitely determine the type of travertine. The concentration of rare earth elements in Taptapan spring samples is lower than that of Qizildagh samples, indicating a lower reaction rate of this spring with source rocks and its rapid ascent to Earth's surface compared to Qizildagh spring. Due to high concentrations of strontium and low concentration of barium, the Azarshahr travertine deposits plotted in the range of hypogean Calcite and Aragonite Travertine and Tufa (CATT) originated from limestone, evaporaites and dolostones. The origins of the samples using beryllium values indicate that the Azarshahr travertine was similar to the values of this element in hypogean travertines with carbonate sources. The depleted δ18O and enriched δ13C is also indicator of thermogenic source, and carbonate or igneous source rocks for these deposits. Based on this study, it seems that hydrothermal fluids may have initially taken the CO2-derived from magma, and during the upward movement with carbonate rocks, decarbonization has been occurred. These fluids transport CO2 from carbonates, and then they appear as spring’s water at the surface and precipitate travertine due to the rapid release of CO2.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemistry
  • Travertine
  • Thermogene
  • Azarshahr

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

نوع نمونه

ارتفاع (متر)

شماره نمونه

مکان نمونه برداری

سنگ متراکم تراورتن

1430

T1

دهانۀ چشمۀ تاپتاپان

تراورتن نرم درحال تشکیل

1430

T4

مسیر آبراه چشمۀ تاپتاپان

توفا درحال تشکیل

1429

T6

مسیر آبراه چشمۀ تاپتاپان

تراورتن نرم درحال تشکیل

1429

T7

مسیر آبراه چشمۀ تاپتاپان

رسوبات غیرمتراکم قدیمی

1400

R1

اطراف چشمۀ قزل‌داغ

سنگ متراکم تراورتن

1400

Q1

دهانۀ چشمۀ قزل‌داغ

توفای قدیمی

1420

Q2

چشمه روی شکاف-پشته‌ای قزل‌داغ

سنگ قدیمی تراورتن

1470

M1

معدن تراورتن قزل‌داغ

سنگ متراکم تراورتن

1464

M4

معدن تراورتن قزل‌داغ

سنگ متراکم تراورتن

1465

M6

معدن تراورتن قزل‌داغ

 


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

 

ب

الف

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)

Sample

T1

T4

T6

T7

M1

M4

M6

R1

Q1

Q2

 

mineral

Cal, Arg, Q

Cal, Arg, Q

Cal, Q

Cal, Arg, Q

Cal, Q

Cal, Arg,

Cal, Q

Cal, Q

Cal, Arg, Q

Cal, Arg, Q

 

Major Elements

Ca

550000

540000

520000

500000

480000

490000

490000

530000

520000

530000

 

Si

24150

23200

22000

21500

3258

3547

3215

14025

16028

15214

 

Al

2804

2128

2343

316

301

256

661

1023

432

3090

 

Mg

2178

1835

3101

1732

743

959

1026

2075

1891

7226

 

K

487

220

558

100

100

100

100

100

100

1325

 

Na

959

875

1211

547

100

276

123

267

1053

2663

 

Fe

23642

21731

5788

5179

14025

3527

4554

10580

38251

9088

 

 

Mn

312

378

247

305

541

103

153

190

253

186

 

Trace and Minor Elements

S

6248

5409

5127

5595

214

413

123

1530

5987

4757

P

245

130

89

53

61

60

59

172

71

186

 

Sr

513

418

432

439

318

1289

166

432

600

550

 

Ba

68.0

53.0

43.0

31.0

19.0

19.0

19.0

29.0

46.0

41.0

 

Be

7.30

5.30

1.60

1.80

5.40

2.90

1.40

1.60

6.60

1.50

 

Ti

144

85

112

8.00

7.00

7.00

29.00

42.00

8.00

142

 

Ni

6.00

6.00

9.00

4.00

4.00

2.00

3.00

7.00

4.00

10.00

 

Zn

69.00

52.00

22.00

26.00

33.00

22.00

8.00

38.00

83.00

30.00

 

Pb

2.00

3.00

2.00

0.90

0.80

2.00

2.00

0.80

3.00

2.00

 

Cu

5.00

14.0

18.00

4.00

3.00

5.00

8.00

5.00

2.00

6.00

 

Cr

13.00

7.00

5.00

4.00

4.00

2.00

4.00

8.00

14.00

11.00

 

Cd

10.40

9.90

2.80

2.80

1.20

2.10

3.60

5.70

21.10

3.20

 

U

0.30

0.30

0.30

0.30

0.20

0.50

0.20

0.20

0.10

0.20

 

Th

2.49

2.31

2.29

2.13

2.14

2.12

2.18

2.22

2.15

2.40

 

Rare Earth Elements

La

8.00

7.00

7.00

7.00

6.00

7.00

7.00

7.00

6.00

8.00

 

Ce

11.0

10.0

11.0

9.00

11.0

9.00

9.00

10.0

8.00

11.0

 

Pr

1.04

0.91

0.97

0.78

0.77

0.77

0.83

0.83

0.78

0.96

 

Nd

4.50

4.00

4.20

3.50

3.50

3.50

3.70

3.80

3.50

4.20

 

Sm

1.26

1.16

1.16

1.03

1.03

1.03

1.08

1.08

1.04

1.18

 

Eu

0.21

0.18

0.18

0.15

0.15

0.15

0.15

0.16

0.15

0.18

 

Gd

1.24

1.08

1.07

0.93

0.95

0.95

0.98

0.99

0.95

1.07

 

Tb

0.12

0.11

0.10

0.11

0.08

0.09

0.08

0.10

0.11

0.11

 

Dy

1.16

1.01

0.96

0.83

0.87

0.87

0.87

0.9

0.89

0.98

 

Ho

0.09

0.09

0.09

0.08

0.10

0.10

0.09

0.11

0.09

0.09

 

Er

0.55

0.44

0.39

0.32

0.37

0.36

0.34

0.37

0.39

0.42

 

Yb

0.50

0.40

0.30

0.20

0.30

0.30

0.20

0.30

0.60

0.30

 

Lu

0.08

0.05

0.09

0.09

0.05

0.09

0.08

0.07

0.07

0.09

 

 

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

Sample

Min

Max

Mean

Continental Crust (Wedepohl 1995)

Average Limestonne (Turekian and Wedepohl 1961)

M (Pentecost 2005)

T (Pentecost 2005)

Major Elements

Ca

480000

550000

520000

42400

-

-

-

Si

3215

24150

18500

277000

24000

140-22000

100-32000

Al

256

3090

1335

82000

8500

100-15000

410-8200

Mg

743

7226

2276

23300

47000

180-8000

60-35000

K

220

1325

647

20900

2700

147-5500

8-5500

Na

123

2663

886

23600

400

200-1300

7-2940

Fe

3527

38251

13636

56300

3800

46-4000

50-37000

 

Mn

103

541

266

950

1100

5-1600

8-3400

Trace and Minor Elements

S

123

6248

3540

350

1200

240-14000

14-7400

P

53.00

245

112

1050

400

8-950

9-220

Sr

166.0

1289

370

370

610

9-2930

20-14000

Ba

19.00

68.00

36.00

425

10.00

2-10000

2-32000

Be

1.40

7.30

4.20

2.60

-

0.05-1.2

1.4-15

Ti

5.00

144.0

58.00

5600

400

30-2730

0-3000

Ni

2.00

10.00

5.50

20.00

12.50

4-116

1-15

Zn

8.00

83.00

38.00

70.00

17.50

4-680

5-98

Pb

0.80

3.00

6.50

15.00

6.50

2-31

2-228

Cu

2.00

18.00

7.00

55.00

6.00

0.5-192

12-132

Cr

2.00

14.00

7.20

102.0

10.50

1-117

1-146

Cd

1.20

21.10

6.28

0.10

0.70

-

-

U

0.10

0.50

0.26

2.70

2.30

0.4-0.7

1-500

Th

2.12

2.49

2.20

9.60

1.70

0.1-0.4

0.001-1/1

 

 

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

Sample

(PDB) 13Cδ

δ13C(CO2)

(PDB) 18Oδ

(SMOW) 18Oδ

T-1

+11.80

3.66

-8.80

19.39

T-6

+11.95

3.84

-8.74

19.47

T-4

+10.01

1.51

-9.72

18.19

T-7

+11.14

2.87

-9.09

19.01

(Roshanak et al. 2017) T-A-18

+11.42

3.20

-8/02

22.59

(Roshanak et al. 2017) T-A-20

10.02+

1.52

-7/66

23.03

 

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 CO32- 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

 


نتیجه‌‌

با‌توجه‌به مطالعه‌های ژئوشیمیایی عناصر اصلی انجام‌شده روی تراورتن‌های منطقه، عنصر آهن به‌طور مشخص بر ترموژن‌بودن این تراورتن‌ها تأکید دارد، اما بر اساس سایر عناصر نمی‌توان نوع تراورتن‌ها را به‌طور قطعی مشخص کرد. غلظت عناصر نادر خاکی در نمونه‌های تراورتن چشمۀ تاپتاپان کمتر از نمونه‌های چشمۀ قزل‌داغ است که نشان‌دهندۀ واکنش کمتر آب این چشمه با سنگ منشأ و صعود سریع آن نسبت به چشمۀ قزل‌داغ به سطح زمین 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. نهشته‌های تراورتن آذرشهر با‌توجه‌به مقادیر استرانسیم زیاد و باریم کم در نمودار باریم در برابر استرانسیم در محدودۀ CATT درون‌زاد با منشأ سنگ‌آهک، تبخیری‌ها و دولومیت قرار می‌گیرند. مقادیر زیاد باریم در نمونه‌های تراورتن دهانۀ چشمۀ قزل‌داغ و تاپتاپان (Q-1 و T-1) احتمالاً درارتباط‌با سنگ‌های آتشفشانی موجود در منطقه است. در تفکیک سنگ منشأ با استفاده از مقادیر بریلیم نیز مشخص شد مقدار بریلیم تراورتن‌های آذرشهر مشابه مقادیر این عنصر در نمونه‌های با منشأ کربنات‌های درون‌زاد است. نمونه‌های تراورتن آذرشهر از‌نظر مقادیر δ13C غنی‌شدگی و ازنظر مقادیر δ18O تهی‌شدگی نشان می‌دهند. مقادیر δ13C بسیار زیاد احتمالاً در‌ارتباط‌با گاززدایی سریع CO2، منشأ ماگمایی و فعالیت فتوسنتزی ریزموجودات است. با‌توجه‌به مقادیر δ13C، نرخ رسوب‌گذاری و محلول اولیه با درجه‌حرارت زیاد، تراورتن‌های منطقۀ آذرشهر در ردۀ تراورتن‌های ترموژن رده‌بندی می‌شوند و منشأ عمقی دارند. با‌توجه‌به نمودار δ13C در برابر δ18O، نمونه‌های تراورتن منطقۀ آذرشهر در محدودۀ CATT درون‌زاد (ترموژن) از سنگ منشأ کربناته یا آذرین (به‌جز کربناتیت و اولترامافیک) قرار می‌گیرند. بر اساس مطالعه‌های انجام‌شده، سازوکار احتمالی تشکیل تراورتن‌های آذرشهر را می‌توان به این ترتیب توضیح داد که سیالات گرمابی ابتدا گاز CO2 منشأگرفته از ماگما را با خود حمل کرده‌اند و هنگام حرکت به سطح زمین در اثر برخورد با سنگ‌های کربناته واکنش داده‌اند و کربن‌زدایی انجام شده است. این سیالات CO2 حاصل از هیدرولیز سنگ‌های کربناته را با خود حمل می‌کنند و به‌شکل چشمه‌های آب‌ گرم در سطح ظاهر می‌شوند و درنهایت، در اثر خروج سریع CO2 و فعالیت‌های زیستی به‌شکل تراورتن رسوب می‌کنند.

Aghanabati A. 2010. Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. 606 p. [In Persian]

Asta M.P. Auqué L.F. Sanz F.J. Gimeno M.J. Acero P. Blasco M. García-Alix A. Gómez J. Delgado-Huertas A. and Mandado J. 2017. Travertines associated with the Alhama-Jaraba thermal waters (NE, Spain): Genesis and geochemistry. Sedimentary Geology, 347: 100-116.

Barbieri M. Masi U. and Tolomeo L. 1979. Origin and distribution of strontium in the travertines of Latium (central Italy). Chemical Geology, 24(3-4): 181-188.

Berardi G. Vignaroli G. Billi A. Rossetti F. Soligo M. Kele S. Baykara M. Bernasconi S. M. Castorina F. Tecce F. and Shen C. 2016. Growth of a Pleistocene giant carbonate vein and nearby thermogene travertine deposits at Semproniano, southern Tuscany, Italy: Estimate of CO2 leakage. Tectonophysics, 690: 219-239.

Blavoux B. Dazy J. and Sarrot-Reynauld J. 1982. Information about the origin of thermomineral waters and gas by means of environmental isotopes in eastern Azerbaijan, Iran, and southeast France. Journal of Hydrology, 56: 23-38.

Brogi A. Capezzuoli E. Alçiçek M. C. and Gandin A. 2014. Evolution of a fault-controlled fissure-ridge type travertine deposit in the western Anatolia extensional province: the Çukurbağ fissure-ridge (Pamukkale, Turkey). Journal of the Geological Society, 171(3): 425-441.

Caboi R. Cidu R. Fanfani L. Zuddas P. and Zuddas P.P. 1991. Geochemistry of Funtana Maore travertines (Central Sardinia, Italy). Mineralogica et Petrographica Acta, 34: 77–93.

Capezzuoli E. Gandin A. and Pedley M. 2014. Decoding tufa and travertine (fresh water carbonates) in the sedimentary record: the state of the art. Sedimentology, 61(1): 1-21.

Claes H. Erthal M. M. Soete J. Özkul M. and Swennen R. 2017. Shrub and pore type classification: Petrography of travertine shrubs from the Ballık-Belevi area (Denizli, SW Turkey). Quaternary International, 437: 147-163.

Claes H. Huysmans M. Soete J. Dirix K. Vassilieva E. Erthal M.M. Vandewijngaerde W. Hamaekers H. Aratman C. Özkul M. and Swennen R. 2019. Elemental geochemistry to complement stable isotope data of fossil travertine: Importance of digestion method and statistics. Sedimentary Geology, 386: 118–131.

D'Alessandro W. Giammanco S. Bellomo S. and Parello F. 2007. Geochemistry and mineralogy of travertine deposits of the SW flank of Mt. Etna (Italy): Relationships with past volcanic and degassing activity. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 165(1-2): 64-70.

Demovic R. Hoefs J. and Wedepohl K.H. 1972. Geochemische untersuchungen an travertineen der Slowakei. Contribution in Mineralogy and Petrology, 37:15–28.

Fouke B.W. Farmer J.D. Des Marais D.J. Pratt L. Sturchio N.C. Burns P.C. and Discipulo M.K. 2000. Depositional facies and aqueous-solid geochemistry of travertine-depositing hot springs (Angel Terrace, Mammoth Hot Springs, Yellowstone National Park, U.S.A. Journal of Sedimentary Research, 70: 565–585.

Fournier R.O. 1989. Geochemistry and dynamics of the Yellowstone National Park hydrothermal system. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 17: 13-53.

Friedman I. 1970. Some investigations of the deposition of travertine from hot-springs; the isotopic chemistry of a travertine depositing spring” Geochimica et Cosmochimica Acta, 34: 1303–1315.

Friedman I. and O'Neil J.R. 1977. Compilation of stable isotope fractionation factors of geochemical interest” Data of Geochemistry 6th, Geological Survey Professional Paper, 440–461.

Garnett E.R. Andrews J.E. Preece R.C. and Dennis P.F. 2004. Climatic change recorded by stable isotopes and trace elements in a British Holocene tufa. Journal of Quaternary Science, 19(3): 251–262.

Gandin A. and Capezzuoli E. 2014. Travertine: distinctive depositional fabrics of carbonates from thermal spring systems. Sedimentology, 61(1): 264-290.

Ghadirzadeh A. 2003. 1/100000 Geological map of Azarshahr quadrangle. Geological Survey of Iran.

Guo L. and Riding R. 1998. Hot-spring travertine facies and sequences, late Pleistocene, Rapolano Terme, Italy. Sedimentology, 45: 163–180.

Hoefs J. 2004. Stable Isotope Geochemistry. Springer, Berlin, 244 p.

Ibrahim M. Makhlouf I. Naqah A. and Al-Thawabteh M. 2017. Geochemistry and Stable Isotopes of Travertine from Jordan Valley and Dead Sea Areas. Minerals, 7: 82.

Ihlenfeld C. Norman M.D. Gagan M.K. Drysdale R.N. Maas R. and Webb J. 2003. Climatic significance of seasonal trace element and stable isotope variations in a modern freshwater tufa. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67(13): 2342–2357.

Jackson J. A. 1992. Partitioning of strike-slip and convergent motion between Eurasia and Arabia in eastern Turkey and Caucasus. Journal of Geophysical Research, 97: 12471–12479.

Jones B. and Renaut R.W. 2010. Calcareous spring deposits in continental settings. In: Developments in Sedimentology. In: Alonso-Zarza A. M. and Tanner L.H. (Eds.) Carbonates in Continental Settings: Facies, Environments and Processes, Elsevier, Amsterdam, 177–224.

Karaisaoglu S. and Orhan H. 2018. Sedimentology and geochemistry of the Kavakköy Travertine (Konya, central Turkey). Carbonates and Evaporites, 33: 783–800.

Kele S. Demény A. Siklósy Z. Németh T. Tóth M. and Kovács M.B. 2008. Chemical and stable isotope composition of recent hot-water travertines and associated thermal waters, from Egerszalók” Hungary: depositional facies and non-equilibrium fractionation. Sedimentary Geology, 211: 53–72.

Kele, S. Özkul M. Fórizs I. Gökgöz A. Baykara M.O. Alçiçek M.C. and Németh T. 2011. Stable isotope geochemical study of Pamukkale travertines: new evidences of low-temperature non-equilibrium calcite-water fractionation. Sedimentary Geology, 238: 191–212.

Mancini A. Frondini F. Capezzuoli E. Galvez Mejia E. Lezzi G. Matarazzi D. Brogi A. and Swennen R. 2019. Evaluating the geogenic CO2 flux from geothermal areas by analysing quaternary travertine masses. New data from western central Italy and review of previous CO2 flux data. Quaternary Science Reviews, 215: 132-143.

Mancini A. Capezzuoli E. Erthal M. and Swennen R. 2019. Hierarchical approach to define travertine depositional systems: 3D conceptual morphological model and possible applications. Marine and Petroleum Geology, 103: 549-563.

Milivojevic M. 2003. Carbogasesus mineral water In Serbia and BiH as indicator of deep hydregeothermal resources. International Geothermal Association, 1-8.

Minissale A. D. Kerrick M. Magro G. Murrell M. T. Paladini M. Rihs S. Sturchio N. C. Tassi F. and Vaselli O. 2002. Geochemistry of Quaternary travertines in the region north of Rome (Italy): structural, hydrologic and paleoclimatic implications. Earth and Planetary Science Letters, 203: 709-728.

Mohammadi  Z. Claes H. Capezzuoli E. Mozafari M.  Soete J.  Aratman C. and Swennen R. 2018. Lateral and vertical variations in sedimentology and geochemistry of sub-horizontal laminated travertines (Çakmak quarry, Denizli Basin, Turkey). Quaternary Internationa (in press).

Okumura T. Takashima C. Shiraishi F. and Akmaluddin K.A. 2012. Textural transition in an aragonite travertine formed under various flow conditions at Pancuran Pitu, Central Java, Indonesia. Sedimentary Geology, 265: 195–209.

Özkul M. Varol B. and Alcicek M.C. 2002. Depositional environments and petrography of the Denizli travertines. Bulletin of the Mineral Research and Exploration, 125: 13–29.

Özkul M. Kele S. Gölkgöz A. Shen C.C. Jones B. Baykara M.O. Fórizs I. Németh T. Chang Y.W. and Alçiçek M.C. 2014. Comparison of the quaternary travertine sites in the Denizli extensional basin based on their depositional and geochemical data. Sedimentary Geology, 294: 179–204.

Panichi C. and Tongiorgi E. 1976. Carbon isotopic composition of CO2 from springs, fumaroles, mofettes, and travertines of central and southern Italy. In: Proc. 2nd U.N. Symposium on Development and Use of Geothermal Resources, 1: 815–825.

Pedley H. M. 1990. Classification and environmental models of cool freshwater tufas. Sedimentary Geology, 68: 143–154.

Pentecost A. 1993. British travertines: a review. Proceedings of the Geologists' Association, 104: 23–39.

Pentecost A. and Viles H. 1994. A review and reassessment of travertine classification. Géographie Physique et Quaternaire, 48(3): 305-314.

Pentecost A. 2005. Travertine. Springer-Verlag, Berlin, 445 p.

Rao C.P. and Adabi M.H. 1992. Carbonate minerals, major and minor elements and oxygen and carbon isotopes and their variation with water depth in cool, temperate carbonates, western Tasmania, Australia. Marine Geology, 103: 249–272.

Rodríguez-Berriguete Á. and Alonso-Zarza A. M. 2019. Controlling factors and implications for travertine and tufa deposition in a volcanic setting. Sedimentary Geology, 381: 13-28.

Roshanak R. Moore, F. Keshavarzi B. and Omidian S. 2017. Petrography and classification of Qorveh–Takab travetines based on isotopic analysis and SEM images. Journal of Reserches in Earth Sciences, 29: 136-151. [in Persian with English abstract]

Shahrabi M. Alavi Naini M. Saidi A. and Haghipour A. 1985. Geological map of the Urumyieh in 1:250000 scale. Geological Survey of Iran.

Sun W.F. and McDonough 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. In: Saunders A.D. and Norry M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins, Geological Society, Special Publications, London, 42: 313–345.

Taghipour K. and Mohajjel M. 2013. Structure and generation mode of travertine fissure-ridges in the Azarshahr, NW Iran. Iranian Journal of Geology, 25: 15–33. [in Persian with English abstract]

Teboul P.A. Durlet C. Gaucher E.C. Virgone A. Girard J.P. Curie J. Lopez B. and Camoin G.F. 2016. Origins of elements building travertine and tufa: new perspectives provided by isotopic and geochemical tracers. Sedimentary Geology, 334: 97–114.

Turekian K.K. and Wedepohl K.H. 1961. Distribution of elements in some major units of the earth’s crust. Geological Society of America Bulletin, 72: 175–182.

Uysal T. Feng Y. Zhao J. Altunel E. Weatherley D. Karabacak V. Cengiz O. Golding S.D. Lawrence M.G. and Collerson K.D. 2007. U-series dating and geochemical tracing of late Quaternary travertines in co-seismic fissures. Earth and Planetary Science Letters, 257: 450–462.

Uysal T. Feng Y. Zhao J. Isik V. Nuriel P. Golding S.D. 2009. Hydrothermal CO2 degassing in seismically active zones during the late Quaternary. Chemical Geology, 265: 442–454.

Valley J.W. Taylor H.P. and O'Neil J.R. 1986. Stable isotopes in high temperature geological processes. Reviews in Mineralogy, 16: 425–444.

Wedepohl K.H. 1995. The composition of the continental crust. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59: 1217–1239.