پتروژنز تودة گرانیتوئیدی جنوب شازند (جنوب‌غرب اراک)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 1گروه معدن، دانشکده فنی و مهندسی، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران

2 2گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

توده‌ گرانیتوئیدی آستانه بخشی از توده‌های نفوذی موجود در زون سنندج - سیرجان را تشکیل داده و ترکیب سنگ‌شناسی این توده عمدتاً متشکل از تونالیت، گرانودیوریت، ساب ولکانیک های ریوداسیتی با ترکیب غالب گرانودیوریتی می‌باشد. مطالعات صحرایی، کانی‌شناسی، سنگ‌شناسی و ژئوشیمیایی نشان می‌دهند که ماگمای سازنده واحدهای اصلی این توده‌ از نوع I، کالکو‌‌آلکالن و غنی از پتاسیم (پتاسیک) بوده و از نظر درجه اشباع از آلومینیم (ASI) متاآلومین تا کمی پرآلومین است. پایین‌بودن نسبت‌های Al2O3/(FeO+MgO+TiO2)و (Na2O+K2O)/(FeO+MgO+TiO2) و شواهد ژئوشیمی عناصر نادر خاکی و کمیاب، نشان می‌دهند که منشأ ماگمای اولیه از پوستة زیرین بوده که در طی یک حاشیه ورقة همگرا ایجاد شده است. این ماگما احتمالاً در اثر ذوب‌بخشی پروتولیت‌های پوستة زیرین (آمفیبولیت) به‌وجود آمده است و تبلور تفریقی مذاب‌ها در سطوح بالاتر پوسته‌، واحدهای مختلف سنگ‌شناسی را سبب گردیده‌ است و ماگماهای بازالتی حاصل از گوشته که در پوسته زیرین جایگزین شده‌اند محتمل‌ترین منشأ گرمایی برای ذوب بخشی بوده‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petorgenesis of the granitoid body in the south of Shazand (South western Arak)

نویسندگان [English]

  • Zahra Tahmasbi 1
  • Mahmoud Khalili 2
  • Ahmad Ahmadi khalaji 1
  • Mohammad Ali Makki zadeh 2
چکیده [English]

The Astaneh granitoid massif represents a small portion of Sanandaj – Sirjan zone and consists of tonalite, granodiorite, monzogranite and rhyodacite, being the granodiorites the most dominant rocks. Petrological, mineralogical, field and geochemical investigations suggest that the Astaneh granitoid is similar to those of the high-K calc-alkaline series, metaluminous to weakly peraluminous, and displays features typical of I-type granites. Low Al2O3/ (FeO+MgO+TiO2) and (Na2O+K2O)/ (FeO+MgO+TiO2) ratios, and the trace and rare-earth elements patterns suggest that these rocks formed along a destructive plate margin and were derived from a lower crustal source. The granitoid magma involves partial melting of lower crustal protoliths (Amphibolites) and fractional crystallization of the melts in higher crustal levels generated the whole spectrum of rock types represent in the Astaneh massif. Mantle-derived basaltic magmas emplaced into the lower crust are the most likely heat sources for partial melting.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Petrology
  • Sanandaj-Sirjan zone
  • Astaneh
  • I-type granite
  • Sanandaj
  • Sirjan zone
  • Geochemistry of granitoid
  • I
  • type granite
  • Crustal source

مقدمه

منطقة مورد مطالعه به عرض‌های جغرافیایی °33 َ45 تا ´55° 33 شمالی و طول جغرافیایی َ15 °49 تا َ25 °49 شرقی محدود شده است. این منطقه از نظر زمین شناسی جزء زون سنندج - سیرجان محسوب می‌شود و در آن تودة گرانیتوئیدی آستانه به‌طول 30 کیلومتر و پهنای 10 کیلومتر رخنمون دارد. اولین مطالعات سیستماتیک و کامل در این منطقه در سال 1974 توسط Berthier و همکاران در قالب رسالة دکتری تحت‌عنوان چینه‌شناسی، پترولوژی و تکتونیک چهارگوش خرم‌آباد انجام گرفته است و رادفر در سال 1366 بخش جنوبی این منطقه را در قالب پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد تحت‌عنوان بررسی‌های زمین‌شناسی و پترولوژی سنگ‌های گرانیتوئیدی ناحیه آستانه - گوشه مورد مطالعه قرار داده است.

همچنین Masoudi در سال 1997 در رسالة دکتری خود مس‍أله دگرگونی مجاورتی و ایجاد پگماتیت‌های منطقه را بررسی کرده است. با این‌حال با توجه به اینکه هنوز مسأله پترولوژیکی و ژئوشیمیایی تودة گرانیتوئیدی آستانه در هاله‌ای از ابهام بوده و کم‌تر مورد توجه قرار گرفته است، بنابراین در این نوشتار سعی‌شده ویژگی‌های مختلف پترولوژیکی و ژئوشیمیایی آن مشخص گردد.

 

زمین‌شناسی عمومی

منطقة مورد مطالعه در بخش شمال‌غربی نوار سنندج - سیرجان و در غرب و جنوب‌غرب شهرستان اراک  قرار گرفته است (شکل 1). قدیمی‌ترین نهشته‌های موجود در این منطقه متعلق به تریاس بوده که در جنوب‌ منطقه رخنمون دارند و شامل متاولکانیک‌ها با درون لایه‌هایی از مرمرهای نازک تا ضخیم‌لایه هستند و جدیدترین نهشته‌های آن، ‌آبرفت‌های عهد حاضر است.

مهم‌ترین حادثه زمین‌شناسی که در پی آن تودة گرانیتوئیدی آستانه شکل گرفته است،‌ در زمان مزوزوئیک (ژوراسیک میانی) اتفاق افتاده است (احمدی خلجی، 1385؛ Ahmadi-Khalaji et al., 2007).در این منطقه، مجموعة دگرگونی ناحیه‌ای با طیفی از شرایط رخساره شیست‌سبز نیز دیده می‌شود که در طی نفوذ تودة گرانیتوئیدی در امتداد سطح شیستوزیته آنها یک مجموعة دگرگونی مجاورتی (هورنفلس) حاصل شده است (احمدی خلجی، 1385).

 

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری در منطقه و تهیه مقاطع نازک از این نمونه‌ها، برای آنالیز عناصر اصلی و کمیاب از روش‌های XRF و ICP-MS استفاده گردید. برای آنالیز عناصر اصلی ابتدا پودر و سپس قرص تهیه شد.

برای عناصر کمیاب با استفاده از یکسری مراحل اسیدشویی با اسید نیتریک و اسید کلریدریک و مقایسه با استانداردهای خاص عناصر مورد نظر به‌دست آمد. تمامی این آنالیز ها در کشور اسپانیا، دانشگاه هلوا توسط مؤلف اول انجام گرفته است.

 

 

شکل 1- نقشة ساده شده‌ای از زمین‌شناسی منطقة مورد مطالعه (سهندی و همکاران، 1385 با اندکی تغییرات).

 

سنگ‌شناسی

بخش اعظم تودة گرانیتوئیدی آستانه ترکیب گرانودیوریتی دارد و به‌صورت یک تودة نفوذی چند شاخه‌ای و کوچک نمایان می‌گردد (شکل 1). درون این توده‌، ساب‌ولکانیک های ریوداسیتی به‌صورت آپوفیز همراه با توده‌های نفوذی کوچکی با ترکیب عمدتاً مونزوگرانیتی و تونالیتی ظاهر می‌شود. در اینجا به اختصار این تنوع سنگی را معرفی می‌نماییم:

 

1 - واحد تونالیت

این سنگ‌ها در درون واحد گرانودیوریت‌ برونزد دارند و ارتفاعات این منطقه را تشکیـل داده، خاکستری‌رنگ و از نظر درجه رنگین، مزوکرات هستند. ترکیب سنگ‌شناسی آن از کوارتزدیوریت تا تونالیت تغییر می‌کند (شکل 2). کانی‌های اصلی این سنگ‌ها شامل پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول از نوع کلسیک و به مقدار کم‌تر آلکالی‌فلدسپار و کوارتز می‌باشد. آپاتیت و زیرکن عمده کانی‌های فرعی این سنگ‌ها را می‌سازند. نکته قابل توجه در مورد بیوتیت‌ها در اینجا این است که در امتداد رخ آنها پرهنیت به‌صورت حبابی و عدسی‌شکل تشکیل شده است. این پدیده در بیوتیت‌های موجود در واحد گرانودیوریت‌ نیز دیده می‌شود. اگرچه رخ بیوتیت‌ها به‌سادگی موقعیت ساختاری مناسبی را برای پرهنیت از یک سیال فراهم می‌سازد ولی بر اساس واکنش احتمالی زیر  (Tulloch, 1979) ممکن است عملاً پرهنیت به‌جای بیوتیت میزبانش جایگزین گردد:

 

  آب + آنورتیت + بیوتیت" مسکوویت + اسفن + پتاسیم‌فلدسپار + کلریت + پرهنیت

 

2- واحد گرانودیوریت‌

این واحد بخش اعظم تودة نفوذی موجود در منطقه را تشکیل می‌دهد که به‌شدت هوازده و فرسوده بوده و مرفولوژی کلی آن‌ به‌صورت تپه‌های فرسوده کم‌ارتفاع می‌باشد. با این‌حال سنگ‌هایی با این ترکیب که کم‌تر تجزیه شده‌اند و مقداری از ارتفاعات را تشکیل داده‌اند نیز مشاهده می‌شود. ترکیب سنگ‌های این واحد از گرانودیوریت تا تونالیت تغییر می‌کند (شکل 2).

این سنگ‌ها در نمونة دستی غالباً به‌رنگ خاکستری دیده می‌شوند و ترکیب همگنی از کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، بیوتیت و آلکالی‌فلدسپار، آمفیبول از نوع کلسیک و ترمولیت - اکتینولیت را دارند. کانی‌های فرعی این‌ها شامل آپاتیت، زیرکن و آلانیت می‌باشند و یک جهت‌یافتگی بارز ناشی از جهت‌یافتگی کانی‌ها (به‌ویژه بیوتیت) در مناطقی که تحت‌تأثیر زون‌های برشی قرار گرفته‌اند، در آنها ملاحظه می‌گردد.

در بخش‌های حاشیه‌ای، این سنگ‌ها حاوی آندالوزیت هستند. فراوانی بلورهای آندالوزیت در جاهای مختلف متفاوت است و جهت‌یافتگی خاصی را نشان نمی‌دهند. بلورهای آندالوزیت در این سنگ‌ها در اثر واکنش با سیالات ماگمایی پتاسیم‌دار تا حد زیادی به مسکوویت یا سریسیت دگرسان گردیده‌اند و شناخت آنها در زیر میکروسکوپ به‌آسانی امکان‌پذیر نیست.

در واقع این کانی‌ها در طی جریان ذوب سنگ‌های دگرگونی به‌دلیل دیرگداز بودن از ذوب‌شدن مصون مانده‌اند و به درون مذاب راه یافته‌اند و سپس در طی اقامت خود در ماگما با سیالات واکنش داده و دگرسان شده‌اند (Allan and Clarke, 1981).

واحد گرانودیوریتی در بخش‌های جنوبی مونزوگرانیتی شده و کانی‌های اصلی تشکیل‌دهندة آن‌ شامل بیوتیت، پلاژیوکلاز، کوارتز و آلکالی‌فلدسپار است. بنابراین در نمونة دستی روشن‌تر می‌باشد، اما با این‌حال مرز مشخصی نداشته و قابل تفکیک نیستند (شکل 1).

از مشخصات بارز این سنگ‌ها وجود پرتیت می‌باشد که ترکیب سنگ را به‌سمت مونزوگرانیت سوق می‌دهد. حضور گسترده پرتیت در این سنگ‌ها می‌تواند مبین پایین‌بودن فشار بخار آب در ماگمای تشکیل دهندة این سنگ‌ها باشد و این پدیده بیشتر در گرانیت‌های هیپرسولووس دیده می‌شود (Mcbirney, 1993).

 

شکل 2- دیاگرام مجموع آلکالن ـ سیلیس (Middlemost, 1985) برای سنگ‌های گرانیتوئیدی مورد مطالعه. محدوده‌های شماره‌گذاری شده به‌ترتیب عبارتند از:

1- آلکالی‌فلدسپار سینیت، 2- آلکالی‌فلدسپار کوارتز سینیت، 3- آلکالی‌فلدسپار گرانیت، 4- سینیت، 5- کوارتز سینیت، 6- گرانیت، 7- مونزونیت، 8- کوارتز مونزونیت، 9- مونزودیوریت، 10- کوارتز مونزودیوریت، 11- گرانودیوریت، 12- دیوریت و گابرو، 13– کوارتزدیوریت، 14- تونالیت.

  • o تونالیت، n گرانودیوریت، r ریوداسیت

 

3- ساب‌ولکانیک‌های ریوداسیتی

این سنگ‌ها به‌صورت یک آپوفیز مستقل و بسیار کوچک درون واحد گرانودیوریت‌ قرار دارند. سنگ‌های مذکور دانه‌ریز و با رنگ روشن هستند. کانی‌های اصلی تشکیل دهندة این سنگ‌ها شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت است و از کانی‌های فرعی آنها می‌توان به زیرکن و آپاتیت اشاره کرد که به‌صورت ادخال در درون کانی‌های دیگر دیده می‌شوند. این سنگ‌ها نماینده فازهای پایانی فعالیت ماگمایی در منطقه مورد مطالعه هستند.

 

ژئوشیمی

به‌منظور بررسی ویژگی‌های ژئوشیمیایی تودة گرانیتوئیدی آستانه، تعداد 29 نمونه از واحدهای اصلی آن، در آزمایشگاه هلوا کشور اسپانیا مورد آنالیز شیمیایی قرار گرفته‌ است که با استفاده از نرم‌افزارهای Corel و Newpet پردازش گردیده و بر روی نمودارهای مختلف منتقل شده‌اند.

 

ژئوشیمی عناصر اصلی و کمیاب

با استفاده از روش ICP-MS درصد عناصر اصلی و کمیاب 29 نمونه از سنگ‌ها تعیین شده و نتایج به‌دست آمده در جدول 1 ارائه شده است. مطابق این جدول نمونه‌ها طیف وسیعی از SiO2 از 63-57 درصد وزنی برای واحد تونالیت‌، 70-62 درصد وزنی برای واحد گرانودیوریت‌ و ریوداسیتی را نشان می‌دهند. همچنین تغییرات عناصر اصلی در مقابل SiO2 نشان می‌دهد (شکل 3) که با افزایش SiO2 مقدار اکسیدهای Al2O3، CaO، TiO2، MnO، MgO و Fe2O3 کاهش می‌یابد.

کاهش اکسیدهای TiO2، MnO، MgO و Fe2O3 می‌تواند به‌علت جایگیری آنها در ساختار کانی‌های فرومنیزین مراحل اولیه تبلور تفریقی ماگما باشد و کاهش اکسیدهای CaO و Al2O3 نیز به‌خاطر تغییر ترکیب پلاژیوکلازها از آنورتیت کم‌تر به‌سمت آلبیت بیشتر و کاهش مقدار آپاتیت در مراحل نهایی تبلور ‌باشد. تغییرات اکسیدهای Na2O و K2O در برابر SiO2روندی افزایشی نشان می‌دهند زیرا با پیشرفت تفریق، مقدار آنها در مذاب باقی‌مانده افزایش می‌یابد تا در نهایت وارد ساختمان فلدسپارها می‌گردند.

در شکل 4 تغییرات عناصر کمیاب در مقابل SiO2 نشان داده شده است. همان‌طور که ملاحظه می‌شود با افزایش SiO2 مقدار Ni، V، Cr، Y و Sr کاهش می‌یابد در حالی‌که مقدار Ba، Rb و Nb روندی افزایشی نشان می‌دهد. مقادیر Ta، Hf، Zr، Yb، Nd، Ga، Ce و La روند خاصی را نشان نمی‌دهند. این تغییر روندها را می‌توان به فرآیندهای تفریق بلوری نسبت داد و پراکندگی عناصر اصلی و کمیاب در نمودارها را می‌توان ناشی از آلایش ماگمایی با پوسته در نظر گرفت (Zorpi et al., 1991).

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی انواع سنگ‌های مورد مطالعه (اکسیدهای عناصر اصلی بر حسب درصد وزنی و عناصر کمیاب بر حسب ppm هستند).

واحد تونالیتی

Sample

Sa11

24

28

As5

CSa25

M12

As4

16

SiO2

57.74

61.54

61.65

62.01

63.59

62.62

62.90

62.80

TiO2

0.59

0.53

0.59

0.54

0.52

0.49

0.54

0.55

Al2O3

16.61

16.40

16.58

16.80

16.00

16.12

15.80

16.59

Fe2O3T

7.95

6.67

6.87

6.08

5.64

5.88

6.22

6.42

FeO

7.23

6.06

6.25

5.53

5.13

5.34

5.65

5.84

MgO

4.55

3.49

3.38

2.86

2.46

2.89

3.11

2.97

MnO

0.17

0.13

0.12

0.12

0.10

0.12

0.12

0.12

CaO

6.63

5.22

5.12

5.16

4.30

3.92

4.39

5.07

Na2O

2.59

2.71

2.43

2.58

2.63

2.83

2.57

2.42

K2O

2.02

2.47

2.53

2.40

3.03

2.84

2.45

2.65

P2O5

0.08

0.11

0.11

0.11

0.11

0.08

0.12

0.11

P.F.

1.46

1.47

1.11

1.26

1.54

2.62

1.69

1.11

Total

100.40

100.90

100.66

100.07

100.06

100.52

99.87

100.81

Li

55.15

32.83

29.76

60.35

54.43

58.11

60.23

56.76

Be

1.45

1.04

1.38

1.94

1.56

1.46

1.54

1.62

Sc

34.38

17.16

21.92

22.10

17.60

16.27

23.30

20.87

V

125.70

68.25

97.14

96.92

71.33

78.07

102.36

105.88

Cr

145.73

90.69

78.26

151.33

143.89

62.41

163.50

168.57

Co

20.53

10.46

14.05

15.75

11.80

9.34

29.20

29.56

Ni

21.13

10.53

16.20

17.12

12.69

15.07

19.97

19.04

Cu

14.70

5.98

25.95

9.07

19.05

5.95

12.28

9.91

Zn

53.20

35.89

47.86

88.88

40.71

43.53

80.28

61.39

Ga

20.20

11.28

17.38

19.45

17.11

14.62

62.92

55.29

As

5.88

6.75

7.76

7.14

7.19

6.17

5.73

6.05

Rb

87.35

74.71

86.30

95.71

95.31

91.49

88.83

99.67

Sr

142.02

123.39

140.90

160.47

143.81

127.65

157.39

158.89

Y

42.02

11.95

16.90

17.72

17.70

14.29

23.46

21.39

Zr

63.00

75.71

73.57

77.86

92.86

71.43

113.39

113.39

Nb

11.11

6.77

8.52

9.82

8.54

7.81

10.67

10.31

Cd

0.11

0.07

0.27

0.59

0.13

0.23

0.99

0.90

Cs

10.58

6.46

6.16

14.01

8.22

11.87

8.49

10.15

Ba

161.98

203.90

286.15

291.54

283.55

229.77

233.00

287.00

La

29.82

12.07

15.36

20.58

23.85

18.96

24.80

31.77

Ce

65.28

26.00

32.61

41.51

49.64

38.47

48.64

60.13

Pr

9.78

3.17

4.17

5.11

6.01

4.55

6.19

7.60

Nd

33.72

11.60

15.60

18.73

20.92

16.01

20.48

23.92

Sm

7.92

2.46

3.49

3.84

4.10

3.11

4.41

4.75

Eu

0.87

0.47

0.80

0.94

0.77

0.63

1.00

1.04

Gd

7.77

2.25

3.32

3.59

3.74

2.83

4.39

4.30

Tb

1.62

0.39

0.58

0.63

0.62

0.51

0.87

0.84

Dy

8.48

2.48

3.55

3.75

3.68

3.00

4.43

4.13

Ho

2.08

0.49

0.72

0.77

0.74

0.61

1.01

0.10

Er

5.27

1.33

1.98

2.01

2.00

1.72

2.70

2.45

Tm

0.88

0.20

0.29

0.30

0.30

0.25

0.45

0.38

Yb

4.86

1.32

1.83

1.87

1.93

1.67

2.40

2.21

Lu

0.83

0.19

0.26

0.28

0.27

0.24

0.42

0.36

Ta

1.44

3.31

1.24

2.53

1.80

1.64

1.13

1.00

W

4.29

4.43

1.05

8.05

8.10

0.92

7.49

7.66

Pb

15.56

9.43

18.52

31.57

16.92

20.94

29.11

31.41

Th

14.52

5.35

9.03

9.34

12.07

8.58

12.68

12.22

U

1.95

1.05

1.55

1.96

2.50

1.39

3.13

1.94

Hf

1.26

1.82

2.57

1.96

1.70

1.76

1.27

1.23

Eu/Eu*

0.341

0.617

0.720

0.779

0.608

0.658

0.699

0.707

Lan/Ybn

4.10

6.11

5.60

7.35

8.25

7.58

6.91

9.61

 

 

 

جدول 1- ادامه.

واحد گرانودیوریتی

Sample

4

ECh6

Ch1

K2

Sa14

10

K5

44

CSa25

Sa4

14

20

Pa7

Pa21

Sa2

CSa15

33

38

As15

AS16

SiO2

62.93

65.41

64.50

63.57

63.29

64.20

63.36

63.09

63.59

63.03

63.02

63.78

65.14

65.53

69.16

70.05

67.68

67.18

67.82

67.80

TiO2

0.54

0.44

0.54

0.54

0.56

0.54

0.55

0.54

0.52

0.53

0.53

0.52

0.47

0.43

0.31

0.30

0.37

0.38

0.38

0.38

Al2O3

16.03

16.67

15.90

16.02

16.01

16.17

15.09

16.41

16.00

16.10

16.10

15.99

15.64

15.57

15.07

14.66

16.53

16.44

16.24

16.24

Fe2O3T

6.10

4.34

6.10

6.11

6.33

6.04

6.34

5.89

5.64

5.96

6.39

5.87

5.45

5.16

3.58

3.62

3.10

3.22

3.04

5.64

FeO

5.55

3.94

5.55

5.56

5.75

5.49

5.76

5.36

5.13

5.41

5.81

5.33

4.96

4.69

3.25

3.29

2.82

2.93

2.76

5.13

MgO

2.87

2.08

2.81

2.86

2.90

2.79

2.96

2.86

2.46

2.82

3.09

2.81

2.66

2.27

1.41

1.45

1.58

1.58

1.55

1.55

MnO

0.12

0.06

0.11

0.11

0.11

0.11

0.12

0.11

0.10

0.11

0.12

0.11

0.09

0.11

0.06

0.06

0.02

0.03

0.02

0.02

CaO

4.78

3.19

3.98

4.61

4.73

4.72

4.62

4.83

4.30

4.98

4.75

4.60

4.80

3.88

2.72

2.80

2.76

3.00

3.15

3.15

Na2O

2.35

3.73

2.45

2.48

2.41

2.42

2.43

2.54

2.63

2.40

2.47

2.66

2.42

2.56

2.74

2.79

4.01

3.97

4.03

4.03

K2O

2.56

2.68

2.55

2.51

2.83

2.57

2.89

2.39

3.03

2.66

2.59

2.50

2.74

3.23

4.17

3.71

3.15

3.10

2.72

2.72

P2O5

0.11

0.13

0.12

0.11

0.12

0.10

0.11

0.10

0.11

0.10

0.10

0.10

0.09

0.09

0.14

0.07

0.10

0.10

0.10

0.10

P.F.

1.42

1.77

1.86

1.58

1.14

1.15

1.37

1.60

1.54

1.13

1.42

1.66

0.93

1.61

0.93

0.99

1.13

1.03

1.43

1.25

Total

100.59

100.62

100.84

100.64

100.60

100.97

100.45

100.49

100.06

99.82

100.59

100.59

100.43

100.44

100.28

100.61

100.43

100.01

100.78

100.39

Li

46.95

30.16

49.86

53.76

64.82

35.95

51.17

41.11

54.43

53.53

30.98

44.12

34.20

60.29

89.06

66.22

23.66

21.04

22.26

21.64

Be

1.45

1.27

1.65

1.30

1.65

1.39

1.45

1.62

1.56

1.78

1.16

1.31

0.80

1.85

1.24

1.56

1.29

1.29

1.46

1.41

Sc

20.04

16.35

22.97

16.76

23.85

17.88

20.27

20.30

17.60

22.26

17.18

17.52

10.18

20.93

11.61

12.14

6.33

6.80

7.37

9.44

V

95.78

67.53

100.69

78.82

106.49

84.48

80.92

91.72

71.33

105.83

83.14

83.54

55.91

81.35

51.57

38.33

34.33

34.15

34.45

28.86

Cr

127.44

78.31

155.34

110.40

199.72

116.44

153.43

171.12

143.89

166.25

96.20

113.54

100.48

173.15

158.37

145.46

88.90

60.58

90.11

18.92

Co

27.01

12.73

29.54

24.12

18.46

12.65

13.18

12.97

11.80

16.99

11.10

24.07

8.25

12.57

9.29

6.11

9.18

7.65

9.25

7.07

Ni

18.98

9.23

19.37

14.12

21.32

15.23

13.25

14.85

12.69

19.46

14.50

14.64

9.91

16.62

11.26

7.83

9.17

6.62

10.47

5.04

Cu

23.20

145.16

35.06

4.87

10.47

9.85

<0,01

3.73

19.05

14.31

8.91

8.26

3.80

8.57

3.03

37.87

511.49

375.49

337.48

150.36

Zn

79.37

39.14

82.98

50.16

62.89

56.82

45.63

43.16

40.71

57.17

37.30

51.76

33.66

59.90

39.08

19.66

20.50

25.97

31.53

22.85

Ga

54.98

21.38

65.28

46.57

28.68

22.22

16.82

17.42

17.11

25.21

17.67

44.60

13.03

27.16

21.66

13.16

22.01

21.58

27.63

15.75

As

1.89

3.08

3.30

3.92

2.73

6.04

10.50

28.72

7.19

8.16

12.65

8.00

5.72

8.16

7.55

 

6.30

2.10

3.23

4.85

Rb

80.19

90.33

89.82

82.75

108.10

83.86

97.29

79.50

95.31

101.17

70.40

80.24

58.10

115.99

137.14

117.57

95.80

105.80

116.90

101.11

Sr

160.56

175.62

166.57

138.58

150.82

129.04

135.52

153.43

143.81

152.70

124.28

146.87

90.15

152.12

107.07

95.16

210.78

203.39

214.35

207.61

Y

19.75

14.86

24.80

16.62

24.57

16.86

19.91

16.86

17.70

22.13

17.72

18.01

10.38

30.67

17.98

11.13

8.50

7.20

10.11

7.90

Zr

113.39

113.39

113.39

113.39

113.39

85.00

88.57

93.57

92.86

83.57

82.86

290.00

64.14

72.14

55.50

56.36

119.29

118.57

135.71

107.86

Nb

9.97

9.94

11.19

8.92

11.71

9.04

8.68

8.79

8.54

10.53

8.18

8.67

6.00

10.89

9.91

7.59

11.60

10.59

12.46

10.32

Cd

0.82

0.13

1.06

0.66

0.13

0.09

0.21

0.33

0.13

0.09

0.09

0.77

0.01

0.09

0.13

0.12

0.18

0.16

0.15

2.52

Cs

4.50

11.18

9.77

10.66

12.63

8.28

9.48

12.82

8.22

9.23

7.03

9.01

11.67

13.72

15.03

12.25

24.00

14.82

12.40

9.92

Ba

252.00

219.03

256.40

257.00

283.74

222.52

260.98

246.66

283.55

267.83

205.84

261.60

163.77

254.82

233.69

199.60

292.06

274.54

305.56

298.58

La

25.50

19.89

26.94

14.24

34.29

30.50

14.04

22.40

23.85

26.43

17.89

23.69

12.81

29.11

26.31

23.01

12.10

11.80

13.29

23.08

Ce

49.00

37.63

52.67

29.31

63.64

57.14

31.45

45.76

49.64

51.14

36.88

46.54

26.86

55.24

50.00

46.55

22.01

20.16

22.74

42.91

Pr

6.12

4.71

6.88

3.77

8.25

7.13

4.13

5.44

6.01

6.58

4.76

5.76

3.21

7.33

6.30

5.50

2.53

2.24

2.61

4.90

Nd

19.38

15.02

22.83

12.89

25.72

21.69

16.25

19.21

20.92

21.22

16.05

18.78

10.33

23.90

19.59

19.38

8.07

6.91

8.09

17.16

Sm

3.98

3.07

4.89

2.88

5.04

3.98

3.70

3.73

4.10

4.47

3.52

3.82

2.16

5.23

3.98

3.50

1.70

1.40

1.64

3.22

Eu

0.93

0.80

1.04

0.74

0.98

0.80

0.77

0.77

0.77

0.94

0.67

0.86

0.45

0.92

0.67

0.52

0.55

0.54

0.65

0.52

Gd

3.79

0.99

4.74

2.99

4.84

3.69

3.72

3.32

3.74

4.36

3.56

3.49

2.14

5.34

3.74

2.97

1.69

1.42

1.69

2.52

Tb

0.74

0.56

0.93

0.57

0.94

0.67

0.66

0.58

0.62

0.83

0.69

0.70

0.42

1.12

0.75

0.45

0.31

0.26

0.34

0.36

Dy

3.77

2.83

4.63

2.96

4.65

3.28

4.09

3.50

3.68

4.19

3.49

3.48

2.16

5.78

3.58

2.47

1.69

1.45

1.80

1.83

Ho

0.87

0.68

1.14

0.74

1.13

0.76

0.84

0.69

0.74

0.97

0.85

0.83

0.51

1.42

0.83

0.47

0.42

0.32

0.43

0.33

Er

2.16

1.75

2.85

1.88

2.87

1.94

2.35

1.95

2.00

2.49

2.16

2.06

1.32

3.60

1.97

1.23

0.99

0.85

1.09

0.80

Tm

0.35

0.27

0.48

0.30

0.46

0.31

0.33

0.27

0.30

0.40

0.35

0.35

0.20

0.60

0.32

0.18

0.15

0.13

0.16

0.11

Yb

1.98

1.55

2.58

1.70

2.60

1.69

2.24

1.83

1.93

2.20

1.93

1.96

1.18

3.58

1.78

1.15

0.88

0.72

0.95

0.70

Lu

0.36

0.29

0.44

0.30

0.46

0.29

0.34

0.27

0.27

0.39

0.33

0.33

0.20

0.58

0.30

0.17

0.15

0.12

0.16

0.10

Ta

0.88

1.03

1.08

0.85

1.31

0.83

1.73

1.76

1.80

1.00

0.84

0.88

0.60

1.27

1.42

2.27

1.27

0.88

1.11

5.05

W

5.75

5.52

6.76

5.20

10.21

6.67

8.60

9.38

8.10

7.23

3.51

5.14

6.31

9.96

9.70

9.11

10.55

9.18

7.72

2.33

Pb

32.23

10.48

35.63

24.68

15.42

13.62

14.56

153.43

16.92

15.42

11.81

27.10

10.56

12.55

28.84

21.37

8.83

5.97

6.88

17.33

Th

14.01

9.87

11.66

7.96

17.30

11.61

11.94

11.80

12.07

11.15

8.11

10.92

7.52

16.23

15.61

18.93

8.75

8.21

11.23

8.26

U

2.34

1.80

2.06

2.37

2.65

1.93

3.70

2.30

2.50

2.35

2.01

1.75

2.20

2.59

2.00

2.41

1.74

1.35

1.92

1.44

Hf

1.03

0.71

1.24

1.09

0.82

0.50

4.24

3.94

1.70

0.71

0.54

1.22

0.53

1.38

1.04

2.29

0.73

0.64

0.84

2.38

Eu/Eu*

0.736

1.411

0.664

0.775

0.610

0.642

0.635

0.674

0.608

0.655

0.582

0.724

0.643

0.535

0.534

0.500

0.997

1.177

1.200

0.558

Lan/Ybn

8.61

8.58

6.98

5.60

8.82

12.07

4.18

8.20

8.25

8.03

6.20

8.08

7.26

5.44

9.88

13.344

9.195

10.959

9.355

22.041

 

 

 

مطابق نمودار A/CNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1989; Pitcher, 1993) تودة گرانیتوئیدی مورد مطالعه از نوع I و در محدودة متاآلومین تا کمی‌پرآلومین قرار می‌گیرند (شکل 5). همچنین در نمودارSiO2  در مقابل ضریب آگپائیتیک (Na+K/Al) (Liegoies and Black, 1989) نمونه‌ها در محدوده گرانیت‌های کالکوآلکالن قوس‌قاره‌ای (شکل 6) و در نمودار Na2O در مقابل K2O (شکل 7) اغلب نمونه‌ها در مقایسه با توده‌های گرانیتوئیدی نوار چین‌خوردة لاخلان در محدودة I واقع می‌شوند (White and chape, 1983). محدودة نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار K2O در مقابل SiO2 (Gill, 1981) سری کالکوآلکالن پتاسیم بالا را نشان می‌دهند (شکل 8).

 

 

 

شکل 3- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار تغییرات عناصر اصلی در مقابل SiO2 (علائم مشابه شکل 2 هستند).

 

 

شکل 4- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار تغییرات عناصر کمیاب در مقابل SiO2 (علائم مشابه شکل 2 هستند).

 

 

 

شکل 5- نمودار A/NK در مقابل A/CNK برای تمایز ماگماهای پرآلومین، متاآلومین و پرآلکالن (Shand, 1927; Maniar and Piccoli, 1989; Pitcher, 1993). همان‌طور که ملاحظه می‌شود بیشتر نمونه‌های مورد مطالعه متاآلومین هستند و تعدادی از نمونه‌ها نیزدر محدوده پرآلومین قرار می‌گیرند (علائم مشابه شکل 2 هستند).

 

 

 

شکل 6- نمودار SiO2 در مقابل ضریب آگپائیتیک (Na+K)/Al molar (Liegeois and Black, 1987) همان‌طور که ملاحظه می‌شود سنگ‌های آستانه در محدوده CAG (گرانیت‌های کالکوآلکالن قوس‌قاره‌ای) قرار می‌گیرند (علائم مشابه شکل 2 هستند

 

 

 

شکل 7- نمودار Na2O درمقابل K2O. نمونه‌های مورد مطالعه با توده‌های گرانیتوئیدی نوع I و S نوار چین‌خورده لاخلان (White and Chappell, 1983) مقایسه شده‌اند. اغلب نمونه‌ها مشابه گرانیتوئیدی نوع I نوار چین‌خورده لاخلان می‌باشند (علائم مشابه شکل 2 هستند).

 

 

شکل 8-  نمودار SiO2 در مقابل K2O (Gill, 1981)، همان‌طور که ملاحظه می‌شود سنگ‌های آستانه در محدوده پتاسیم بالا (High-K) قرار می‌گیرند (علائم مشابه شکل2 هستند).

 

 


ژئوشیمی عناصر نادر خاکی (REEs)و کمیاب

عناصر نادر خاکی (REEs) ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی مشابهی دارند. زیرا همة آنها (به‌استثنای Eu که دو ظرفیتی است) دارای یون‌های پایدار Eu3+ با اندازه‌های مشابه می‌باشند. این عناصر دارای اختلافات کوچکی در رفتارهای شیمیایی خود هستند که دلیل آن کاهش یکنواخت اندازة یونی با افزایش عدد اتمی در آنها است. این رفتار در بین عناصر کمیاب خاکی باعث می‌شود که توسط برخی فرآیندهای زمین‌شناسی از یکدیگر تفکیک گردند. در ژئوشیمی می‌توان از پدیده تفکیک REEs استفاده کرده و به ژنز مجموعه‌های سنگی و ماهیت فرآیندهای زمین‌شناسی پی برد (Rolinson, 1993). نتایج آنالیز شیمیائی REEs مربوط به 29 نمونه از سنگ‌ها در جدول 1 ارائه شده است و الگوهای REEs عادی‌شده نسبت به فراوانی آنها به کندریت در شکل 9 نشان داده شده است. همان‌طور که ملاحظه می‌شود به‌طور کلی HREEها الگوهای تفریق‌نیافته‌ای را نشان می‌دهند. همچنین آنومالی منفی عنصر Eu به‌وضوح دیده می‌شود که احتمالاً ناشی از تبلور تفریقی پلاژیوکلاز در طی تبلور ماگما است و حاکی از وجود پلاژیوکلاز به‌طور اساسی درمجموعة باقی‌مانده است (Tepper et al., 1993). در شکل 10 تغییرات عناصر کمیاب که نسبت به فراوانی آنها در کندریت عادی شده‌اند، نشان داده شده است. در این نمودار به وضوح آنومالی منفی عناصر Nb، Ba، Sr، Hf، Ti و P که خاص توده‌های گرانیتوئیدی کالکوآلکالن قوسی می‌باشد، دیده می‌شود. علت تهی‌شدگی عنصر Sr به‌خاطر جانشینی آن با Ca و K در فلدسپارها، Ba به‌علت جانشینی با K در بیوتیت و آلکالی‌فلدسپار، P به‌علت فراوانی فاز فرعی آپاتیت و Ti به‌علت وجودکانی‌های تیتان‌دار نظیر اسفن و ایلمنیت است (Wilson, 1989). از طرف دیگر، در این شکل‌ها LILEها Rb)، K، (Th و LREEها La)، Ce، (Nd نسبت به FSEها Nb)، Ta، Hf، Zr، Sm، Y، (Yb غنی‌شدگی‌ ‌نشان می‌دهند. به‌عبارت دیگر، عناصر کمیاب دارای نقاط بیشینه و کمینة هستند که اختلاف بین آنها زیاد بوده و نشانگر محیط‌های در ارتباط با فرورانش می‌باشند زیرا که رسوبات و مایعات همراه آنها می‌توانند باعث غنی‌شدگی غیرعادی عناصر کمیاب شوند (Floyd and Winchester, 1975; Rogers and Hawkesworth, 1989; Sajona et al., 1989).


 

شکل 9- الگوهای REEs عادی‌شده به کندریت (Nakamura, 1974) (علائم مشابه شکل 2 هستند).

 

شکل 10- نمودار عنکبوتی فراوانی عناصر کمیاب عادی‌شده به کندریت (Thompson, 1982) (علائم مشابه شکل 2 هستند).

 

 

 

 

 

 

بالا بودن نسبت‌های (Th/Yb>5) مطابق با بالا بودن نسبت‌های La/Yb 10 تا 100 نشان می‌دهند که این توده متعلق به ماگماهای فلسیک قوس قاره‌ای است (Condi, 1989).

 

بحث

الگو‌های پتروژنتیکی ارائه‌شده برای منشأ ماگماهای فلسیک قوسی به دو گروه عمده تقسیم شده‌اند. در الگو‌ی اول، ماگماهای فلسیک قوسی از ماگماهای بازالتی در اثر تبلور تفریقی یا فرآیندهای AFC حاصل می‌شوند (Grove and Donnellyly-Nolan, 1986; Bacon and Druitte, 1988) و در الگو‌ی دوم، ماگماهای بازالتی گرمای لازم برای ذوب‌بخشی سنگ‌های پوستة زیرین را فراهم می‌کنند (Bullen and Clynne, 1990; Roberts and Clemens, 1993; Tepper et al, 1993; Guffanti et al., 1996).

الگو‌ی اول برای منطقه مورد مطالعه غیرمحتمل است زیرا تودة گرانیتوئیدی آستانه حجیم بوده و هیچ ترکیب بازالتی در طیف آن دیده نمی‌شود (همة نمونه‌ها دارای مقدار SiO2 بیشتر از 52 درصد هستند) و ماگماهای فلسیک حجیم نمی‌توانند به‌وسیله تفریق ماگماهای بازیک مشتق‌شده از گوشته حاصل شوند.

از طرف دیگر غنی‌شدگی عناصر ناسازگار K)، Th، Rb، La، Ce، (Nd و آنومالی منفی Ti، P، Nb، Eu، Ba و Sr در این توده، (شکل 9 و10) بیشتر با مذاب‌های حاصل از پوستة‌ زیرین سازگار است (Chappell and white, 1992;  Harris et al., 1986; Searele and fryer, 1986). بر اساس نتایج تجربی حاصل از ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای بیان نموده‌اند که ماگماهای گرانیتوئیدی کالکوآلکالن پتاسیم بالا نوع I می‌توانند از ذوب‌بخشی سنگ‌های دگرگونی مافیک تا حدواسط آبدار در پوسته به‌وجود آیند (Roberts and Clemens, 1993). از طرف دیگر، مذاب‌های مشتق‌شده از سنگ‌های مافیک دارای نسبت‌های:

Al2O3/(FeO+MgO+TiO2)

و (Na2O+K2O)/(FeO+MgO+TiO2)

پایین‌تری نسبت به مذاب‌های حاصل از ذوب متاپلیت‌ها هستند (شکل 11). بنابراین گرانیتوئیدهای دارای نسبت‌های پایینِ:

(Al2O3/(FeOtotal+MgO+TiO2

و (Na2O+K2O)/(FeO+MgO+TiO2)

و از ذوب چنین سنگ‌های پوسته‌ای یک طیف باریک و بالایی از نسبت (CaO/(FeOtotal+MgO+TiO2 می‌تواند حاصل شود. به‌عنوان مثال، گرانیتوئیدهای آلاسکا (Barker et al., 1992) از ذوب رسوبات فیلیشی، اساساً شامل گری‌وک‌ها و آرژیلیت‌های‌ دانه ریزتر به‌وجود آمده‌اند، اما خصوصیات گرانیتوئیدهای نوع I را نشان می‌دهند. توده‌های گرانیتوئیدی کالکوآلکالن پتاسیم بالا نوع I شمال شوارزوالد در آلمان (Altherr et al., 2000) و کانا و دئوکا در ویتنام (Thuy Nguyen et al., 2004) نیز از ذوب متاگری‌وک‌ها و پلیت‌های فلسیک حاصل شده‌اند. بنابراین، با توجه به اینکه گرانیتوئیدهای منطقه آستانه نیز دارای نسبت‌های پایینِ:

(Al2O3/(FeOtotal+MgO+TiO2) و
(Na2O+K2O)/(FeO+MgO+TiO2)

و یک طیف باریک و بالایی از نسبتِ (CaO/(FeOtotal+MgO+TiO2)

هستند، شاید بتوان چنین بیان نمود که منشأ گرانیتوئید کالکوآلکالن پتاسیم بالا نوع I منطقه مورد مطالعه، نیز مشابه گرانیتوئیدهای ذکر شده فوق باشد (شکل 11). بدین ترتیب در منطقه مورد مطالعه با توجه به مطالعات کانی‌شناسی، سنگ‌شناسی، ژئوشیمیائی و ویژگی‌های زمین‌شناسی چنین به‌نظر می‌رسد که تودة گرانیتوئیدی آستانه در اثر ذوب بخشی پروتولیت‌های پوستة زیرین (آمفیبولیت) به‌وجود آمده است و تبلور تفریقی مذاب‌ها در سطوح بالاتر پوسته،‌ طیف انواع سنگ‌های تودة گرانیتوئیدی را سبب گردیده است و آلایش پوسته فوقانی نقش مهمی در تشکیل این توده داشته است و ماگماهای بازالتی (وجود آنکلاوهای گابرویی را می‌توان به‌عنوان شواهدی برای وجود این نوع ماگماها در نظر گرفت) حاصل از گوشته که در پوسته زیرین جایگزین شده‌اند محتمل‌ترین منشأ گرمایی برای ذوب‌بخشی بوده‌اند.

 

 

 

شکل 11- محدوده‌های ترکیبی مذاب‌های تجربی حاصل از ذوب‌بخشی پلیت‌های فلسیک، متاگری‌وک‌ها و آمفیبولیت‌ها (Patino Douce, 1999; Patino Douce and Beard, 1996; Thompson, 1986; Wolf and Wyllie, 1994) و ترکیب نمونه‌های منطقه مطالعه شده (علائم مشابه شکل 2 هستند).

 

 

نتیجه‌گیری

مطالعات صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی نشان می‌دهند که تودة گرانیتوئیدی آستانه دارای گوناگونی سنگ‌شناسی چندانی نبوده و شامل گرانودیوریت، تونالیت، مونزوگرانیت و ساب‌ولکانیک‌های ریوداسیتی است که قسمت اعظم آن ترکیب گرانودیوریتی دارد. روندهای خطی تغییرات عناصر اصلی و فرعی در نمودارهای هارکر، می‌تواند بیانگر تبلور تفریقی کانی‌های سازنده، طی مراحل مختلف تبلور ماگما ‌باشد. تودة گرانیتوئیدی مورد مطالعه از نوع I، کالکو‌آلکالن و غنی از پتاسیم (پتاسیک) بوده و از نظر درجه اشباع از آلومینیم (ASI) متاآلومین تا کمی‌پرآلومین می‌باشد. LILEs نظیر K، Rb و Th نسبت به HFSEs به‌ویژه Nb و Ti غنی‌شدگی نشان می‌دهند.

به‌عبارت دیگر عناصر کمیاب دارای نقاط بیشینه و کمینة هستند که نشانگر محیط‌های در ارتباط با فرورانش هستند. شواهد ژئوشیمیایی نشان می‌دهند که منشأ ماگمای اولیة به‌وجود آورندة تودة گرانیتوئیدی آستانه از پوستة زیرین (آمفیبولیت) بوده و احتمالاً ماگماهای بازالتی حاصل از گوشته که در پوسته زیرین جایگزین شده‌اند محتمل‌ترین منشأ گرمایی برای ذوب‌بخشی بوده‌اند.

 
احمدی‌خلجی، ا. (1385) پترولوژی تودة گرانیتوئیدی بروجرد. پایان‌نامه دکتری، دانشکده علوم، دانشگاه تهران، ایران.
رادفر، ج. (1366) بررسی‌های زمین‌شناسی و پترولوژی سنگ‌های گرانیتوئیدی ناحیه آستانه – گوشه. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشکده علوم، دانشگاه تهران، ایران.
سهندی، م.، رادفر، ج.، حسینی‌دوست، س. ج.، محجل، م. (1385) نقشه 1:100000 شازند. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
Ahmadi-Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M. V. and Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and Geochemistry of the Granitoid Complex of Boroujerd, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 29: 859-877.
Allan, B.D. and Clarke, D. B. (1981) Occurrence and origin of garnets in the South Mountain Batholith, Nova Scotia. Canadian Mineralogist 19: 19-24.
Altherr, R., Holl, A., Hegner, E., Langer, C. and Kreuzer, H. (2000) High-potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos 50: 51–73.
Bacon, C.R. and Druitt, T.H. (1988) Compositional evolution of the zoned calcalkaline magma chamber of mountMazama, Crater Lake, Oregon. Contributions to Mineralogy and Petrology 98: 224-256.
Barker, F., Farmer, G.L., Ayuso, R.A., Plafker, G. and Lull, J.S. (1992) The 50 Ma granodiorites of the eastern Gulf of Alaska: melting in an accretionary prism in the forarc. Journal of Geophysical Research 97: 6757- 6778.
Berthier, F., Billiaul, H.P., Halbroronn, B. and Marizot, P. (1974) Etude Stratigraphique, petrologique et structural de La région de khorramabad (Zagros, Iran). These De 3e cycle, Grenoble.
Bullen, T.D. and Clynne, M.A. (1990) Trace element and isotopic constraints on magmatic evolution at Lassen volcanic center. Journal of Geophysical Research 95: 19671-19691.
Condie, K.C. (1989) Geochemical changes in basalts and andesites across the Archean-Proterozoic boundary: identification and significance. Lithos 23: 1-18.
Floyd, P.A. and Winchester, J.A. (1975) Magma type and tectonic setting discrimination using immobile elements. Earth and Planetary Science Letters 27: 211-218.
Gill, J.B. (1981) Orogenic Andesite and Plate Tectonics. Springer Verlag, New York.
Grove, T.L. and Donnelly-Nolan, J.M. (1986) The evolution of young silicic lavas at Medicine lake Volcano, California: implications for the origin of compositional gaps in calc-alkaline series lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 92: 281-302.
Guffanti, M., Clynne, M.A. and Muffler, L. J. P. (1996) Thermal and mass implications of magmatic evolution in the Lassen volcanic region, California, and constraints on basalt influx to the lower crust. Journal of Geophysical Research 101: 3001-3013.
Harris, N. B. W., Pearce, J.A. and Tindle, A. G (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Coward, M.P. and Ries, A.C. (Eds.): Collision Tectonics. Geological Society London, Special Publication 19: 67-81.
Liegeois, J.P. and Black R. (1987) Alkaline magmatism subsequent to collision in the Pan-African belt of the Adrar des Iforas. In: Fitton, J.G. and Upton, B. G. J. (Eds): Alkaline igneous rocks. Geological Society London, Special Publication 30: 381-401.
Maniar, P.D. and Piccoli, P.M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635–643.
Masoudi, F. (1997) Contact metamorphism and pegmatite development in the region SW of Arak, Iran, Ph.D Thesis, Leeds University, UK.
Mcbirney, A.R. (1993) Igneous petrology. Jone and Bartett publishers.
Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks, an introduction to igneous petrology, Longman Groupuk.
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.
PatinoDouce, A.E. and Beard, J.S. (1996) Effects of P, fO2 and Mg/Fe ratio on dehydration melting of model metagreywackes. Journal of Petrology 37: 999-1024.
PatinoDouce, A.E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origins of granitic magmas? In: Castro, A.Fernandez C. and Vigneresse, J.L. (Eds): Understanding granites: intergrating new and classical techniques. Geological Society of London, Special Publication 168: 55-75
Pitcher, W.S. (1993) The nature and origin of granite. Chapman and Hall Publisher, London.
RobertsM.P. and Clemens, J.D. (1993) Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology 21: 825-828.
Rogers, G. and Hawkesworth, C.J. (1989) A geochemical traverse across the North Chilean Andes: evidence for crust generation from the mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 91: 271-285.
Rollinson, H.R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical.
Sajona, F.G., Maury, R.C., Bellon, H., Cotton, J. and Defant, M. (1996) High field strength elements of Pliocene-Pleistocene island-arc basalts Zamboanga Peninsula, Western Mindanao (Philippines). Journal of Petrology 37: 693–726.
Searele, M. P. and Fryer, B. J. (1986) Garnet- tourmaline- and muscovite-bearing leucogranites, gneisses and migmatites of the higher Himalayas from Zanska, Kulu, Lahoul and Kashmir. In: Coward, M.P. and Ries, A.C. (Eds.): Collision Tectonics. Geological Society of London, Special Publication 19: 185-202.
Shand, S.J. (1947) Eruptive Rocks. D. Van Nostrand Company, New York.
Tepper, J.H., Nelson, B.K., Bergantz, G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, North Cascades, Washington: generation of calc-alkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 333-351.
Thompson, A.B. (1993) Magmatism of the BristishTerciary volcanic Province, Scott. Journal of Geology 18: 50-107.
Thompson, A.B. (1982) Fertility of crustal rocks during anatexis. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences 87: 1-10.
ThuyNguyen, T.B., Satir, M., Siebel, W., Vennemann, T. and Van Long, T. (2004) Geochemical and isotopic constraints on the petrogenesis of granitoids from the Dalat zone, southern Vietnam. Journal of Asian Earth sciences, 23: 467-482.
Tulloch, A.J. (1979) Secondary Ca-Al silicates as low - grade alteration products of granitoid biotite. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 105-117.
White, A. J. R. and Chappell, B.W. (1983) Granitoid types and their distribution in the Lachlan Fold Belt, southeastern Australia. Geological Society American Memoir 159: 21-34.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman London
Wolf, M.B. and Wyllie, J.P. (1994) Dehydration-melting of amphibolite at 10 kbar: the effects of temperature and time. Contributions to mineralogy and petrology 115: 369-383.
Zorpi, M.J., Coulon, C. and Orisini, J.B. (1991) Hybridization between felsic and mafic magmas in calc- alkaline granitoids – a case study northern Sardina. Italy. In: PeccerilloA. (Eds): Geochemistry of granitoid rockes. Chemical Geology 92: 42-86.