زمین‌شناسی و زمین‌شیمی توده گرانیتوییدی S-type میشو، شمال‌غرب ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

2 پژوهشکده علوم‌ و مهندسی، دانشکده سیستم‌های طبیعی، دانشگاه کانازاوا، ژاپن

3 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، ٣٦٩٧-١٩٣٩٥، ج. ا. ایران

چکیده

توده گرانیتوییدی S-type میشو در جنوب‌غرب مرند (بین گسل‌های شمالی و جنوبی میشو) و شمال‌غرب ایران و دامنه شمال‌غربی کوه‌های میشو رخنمون داشته و در سنگ‌های دگرگونی پرکامبرین (سازند کهر) تزریق شده است. این توده از لحاظ سنگ‌شناسی در برگیرنده طیفی از سنگ‌های نفوذی اسیدی شامل گرانودیوریت، مونزوگرانیت، سینوگرانیت و گرانیت دومیکایی بوده و توسط دایک‌های اسیدی و بازیک قطع شده است. حضور انکلاوهای سورمیکاسه شواهدی از کانی‌های دیرگداز و حضور رستیت را نشان می‌دهد. بر اساس مطالعات صحرایی، پتروگرافی و زمین‌شیمیایی، سنگ‌های توده نفوذی کوه میشو در گروه گرانیتوییدهای نوع S قرار می‌گیرند و دارای ماهیت کالک‌آلکالن پتاسیم‌دار و از نوع پرآلومین هستند. در نمودارهای تغییرات عناصر کمیاب به‌هنجار شده به کندریت و گوشته، اغلب این سنگ‌ها غنی‌شدگی از LREE و LILE، تهی‌شدگی از HREE و HFSE و آنومالی منفی Eu، Ta، Nb، Ti، Sr و Ba نشان می‌دهند که ویژگی ماگماتیسم مرتبط با فرورانش است. داده‌های زمین‌شیمیایی در کنار موقعیت نمونه‌ها بر روی نمودارهای مختلف تمایز محیط تکتونیکی، نشان می‌دهد که این سنگ‌ها، با گرانیت‌های کوه‌زایی قابل مقایسه است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geology and geochemistry of Mishu S-type granitoid NW Iran

نویسندگان [English]

  • Maliheh Shahzeidi 1
  • Mohsen Moayyed 1
  • Shoji Arai 2
  • Tahmineh Pirnia 2
  • Jamshid Ahmadian 3
چکیده [English]

The Mishu garnitoid complex, located NW of Mishu Mountains, southwest of Marand and northwest of Iran (East Azarbaidjan), and intruded into the metamorphosed Precambrian rocks (Kahar Formation). Based on petrographic studies, the pluton composed of acid rocks including granodiorite, monzogranite, syenogranite and two-mica granite, all cut by acid and diabasic dykes. The presence of surmicaeous xenoliths are evidences of refractory minerals and restite. Petrographic and geochemical studies indicate that the Mishu plutonic rocks can be classified as S-type granite having calc-alkaline and peraluminous nature. On chondrite and primitive mantle-normalized diagrams, almost all the rocks show enrichment in LILE and LREE, HREE, HFSE depletion as significant negative depletion in Nb, Ta, Eu, Ti, Sr and Ba, which is typical of calc-alkaline magmatism from subduction-zone environment. The geochemical data and position of the studied samples on discriminative tectonic diagrams show that the rocks are compatible with orogenic granitoids.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Leucogranite
  • S-type
  • Geochemistry
  • Peraluminous
  • S
  • Type
  • Orogenic Granitoids

مقدمه

توده گرانیتوییدی میشو بین طول‌های جغرافیایی ²5 ¢31 °45 تا ²13 ¢38 °45 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ²48 ¢19 °38 تا ²27 ¢22 °38 شمالی، در جنوب‌غرب مرند و شمال‌غرب ایران و ارتفاعات میشو قرار دارد. این مجموعه شامل توده‌های گرانیتی است که درون سنگ‌های رسوبی دگرگون شده نفوذ کرده است. توده گرانیتوییدی میشو تقریباً نعل اسبی شکل بوده و در سنگ‌های با درجه دگرگونی پایین (احتمالاً سازند کهر) نفوذ نموده و هاله مجاورتی تا محدوده رخساره گارنت- کردیریت- بیوتیت هورنفلس را ایجاد نموده است (شکل 1)، بنابراین از انواع توده‌های نا برجا است (مؤید و همکاران، 1384). اولین پژوهش انجام شده در این ناحیه در سال 1374 توسط جعفرخانی در قالب رساله کارشناسی ارشد تحت عنوان بررسی پترولوژی و زمین‌شیمی توده گرانیتوییدی جنوب‌غرب مرند و سنگ‌های مجاور با نگرشی به پتانسیل کانی‌سازی آن انجام شده است و اللهیاری در سال 1380، زمین‌شیمی و پترولوژی این منطقه را در قالب پایان‌نامه کارشناسی ارشد با عنوان پتروژنز و پتروگرافی توده گرانیتوییدی میشو (جنوب‌غرب مرند)، را بررسی کرده است. در این مطالعات، مجموعه میشو یک گرانیت S-type بعد از برخورد معرفی شده که سنگ‌های رسوبی میزبان خود را، در اثر دگرگونی مجاورتی، به هورنفلس تبدیل نموده است. با این حال هنوز مسأله پترولوژی و زمین‌شیمیایی توده گرانیتوییدی میشو (شامل سن مطلق توده، منشاء توده و ارتباط زمانی آن با توده‌های مجاور و فازهای کوه‌زایی ایران) در هاله‌ای از ابهام است . حضور این توده نفوذی گرانیتوییدی نیازمند مطالعه‌ای جامع و همه جانبه است تا بخش قابل توجهی از تاریخچه زمین‌شناسی این منطقه و مناطق مجاور، به درستی تجزیه و تحلیل شود. در این نوشتار سعی شده با کمک نتایج حاصل از بررسی روابط صحرایی حاکم بر بخش‌های مختلف توده نفوذی میشو، پتروگرافی حدود 200 مقطع نازک و آنالیزهای زمین‌شیمیایی عناصر اصلی و کمیاب به‌ روش‌های XRF و ICP-Ms، به بررسی ارتباط ژنتیکی بین بخش‌های مختلف توده، منشاء ماگمای سازنده و جایگاه تکتونیکی این توده نفوذی پرداخته شود.

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی توده گرانیتی میشو (برگرفته از نقشه زمین‌شناسی 100000/1 مرند (محجل و حاج‌علیلو، 1374)

 

 

زمین‌شناسی منطقه

از لحاظ تقسیمات ساختاری (نبوی، 1355) توده نفوذی میشو در شمال‌غرب پهنه‌ البرز- آذربایجان و در منتهی الیه شمال‌غربی نوار ماگمایی ارومیه- دختر واقع شده است (شکل 1). این توده درون شیست‌ها و فیلیت‌های پرکامبرین نفوذ کرده است. وجود آپوفیزهایی از توده نفوذی در داخل سنگ‌های یاد شده و سنگ‌های مافیک و الترامافیک پالئوزوئیک، دلیل واضحی بر جوانتر بودن توده نسبت به پرکامبرین است. به‌واسطه تأثیر حرارتی ناشی از تزریق توده، سنگ‌های فراگیر در مجاورت بلافصل آن، با تحمل دگرگونی مجاورتی، به مجموعه هورنفلس تبدیل شده‌اند. گرانودیوریت، مونزوگرانیت و سینوگرانیت سازندگان اصلی توده نفوذی میشو هستند. این توده نفوذی از ریخت‌شناسی خشنی برخودار است و دسترسی به بخش‌های مختلف آن به سختی امکان‌پذیر است. توده گرانیتوییدی میشو توسط رگه‌های آپلیتی، پگماتیتی، لوکوگرانیتی و همچنین تعدادی دایک‌های دولریتی قطع می‌شود. دایک‌های اسیدی با ضخامت 2 سانتی‌متر تا 5 متر غالباً به موازات یکدیگر هستند (اکثراً در جهت NW-SE و W-E). دایک‌های دولریتی نیز با ضخامت تقریبی 1- 2 متر مشابه دایک‌های اسیدی، توده نفوذی را قطع نموده‌اند. بافت دولریت‌ها پورفیری، افیتیک و ندرتاً گلومروپورفیری است و از لحاظ کانی‌شناسی عمدتاً از فنوکریست‌های پیروکسن (25-30 درصد)، آمفیبول (10-15 درصد) و پلاژیوکلاز (50-52 درصد) تشکیل ‌شده‌اند (شکل 2- H). از لحاظ سن چینه‌شناسی با توجه به این که گرانیت میشو در کوه‌های میشو با نهشته‌های کهر و سنگ‌های مافیک- الترامافیک میشو دارای کنتاکت حرارتی است و انشعاباتی از آن در داخل نهشته‌های پرمین و جوانتر دیده نمی‌شود بنابراین انتساب آن به کرتاسه (؟) در نقشه زمین‌شناسی 100000/1 مرند (محجل و حاج‌علیلو، 1374) صحیح به‌نظر نمی‌رسد. مؤید و حسین زاده، 1390معتقدند که توده گرانیتوییدی A-type شرق کوه‌های میشو مربوط به حرکات پایانی هرسینین بوده و توده S-type (مؤید و همکاران، 1384) را نیز به برخورد قاره-قاره و به سن هرسینین نسبت داده‌اند. اما بر اساس نتایج اخیر سن‌سنجی بر روی سنگ کل توده گرانیتوییدی S-type میشو، سن این توده، 540 میلیون سال (فار کوه‌زایی کاتانگایی) تعیین شده است.

 

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های دقیق صحرایی، به‌منظور بررسی پتروگرافی سنگ‌های منطقه مورد مطالعه، حدود 200 مقطع نازک تهیه و مطالعه شد و سپس 25 نمونه از واحدهای سنگی مختلف برای انجام آنالیزهای زمین‌شیمیایی انتخاب شد. آنالیزهای عناصر اصلی 25 نمونه از سنگ‌های منطقه در آزمایشگاه زمین‌شیمی دانشگاه ناروتو ژاپن با استفاده از XRF مدل Rigaku RIX 2000 و عناصر فرعی و کمیاب 20 نمونه سنگی به روش ICP-Ms در آزمایشگاه Acmelab کانادا، انجام شده است. نتایج به‌دست آمده در جدول 1 ارائه شده‌اند.

 

پتروگرافی

گرانیتویید میشو

ترکیب سنگ‌های این واحد شامل طیفی از گرانودیوریت، مونزوگرانیت، سینوگرانیت و گرانیت دومیکایی است. این سنگ‌ها از دانه‌های نیمه‌شکل‌دار تشکیل شده است و بافت کاتاکلاستی نیز در تعدادی از مقاطع دیده می‌شود که آثار آن به‌صورت دگرشکلی در بیوتیت‌ها و پلاژیوکلازها و تبلور دوباره کوارتز مشاهده می‌شود. از دیگر بافت‌های متداول در این سنگ‌ها می‌توان به میکروپرتیت و میکروگرافیک اشاره کرد (شکل‌های 2- A و 2- B). پرتیتی‌شدن در گرانیت‌ها ناشی از میلونیتی‌شدن و دگرشکلی آن‌ها در پهنه‌های برشی گرم است. پدیده‌های یاد شده در اثر دگرشکلی دما بالا، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز و کوارتز در پهنه‌های برشی گرم در حضور مقادیر اندکی مذاب بین‌دانه‌ای رخ داده‌اند (کنعانیان و رضایی کهخائی، 1384؛ رضایی کهخائی و کنعانیان، 1384). کانی‌های اصلی آن‌ها کوارتز، فلدسپار قلیایی، پلاژیوکلاز و بیوتیت است (شکل‌های 2- A و 2- B) و کانی‌های فرعی این سنگ‌ها شامل مسکویت، تورمالین، زیرکن، آپاتیت، ایلمنیت و گارنت رستیت هستند. کوارتز به‌صورت بی‌شکل با فراوانی 33–45 درصد از حاشیه توده به مرکز افزایش می‌یابد. پلاژیوکلاز، دارای فراوانی 25-30 درصد است. بعضی از پلاژیوکلازها به‌صورت خردشده و دگرشکل شده دیده می‌شوند.

 

 

 

جدول 1- ترکیب شیمیایی واحدهای مونزوگرانیتی، گرانودیوریتی و لوکوگرانیتی به روش‌های XRF و ICP-MS

Sample

A2-37

A2-45-1

P-14

P-15

P-208

P-225

P-227

P-24

P-26

P-27

P-28

T2-2

A2-70

Lithology

Grano

diorite

Monzo

granite

Leuco

granite

Syeno

granite

Monzo

granite

Leuco

granite

Syeno

granite

Monzo

granite

Twomica

granite

Twomica

granite

Twomica

granite

Enclove

Grano

Diorite

 

SiO2

72.22

76.86

76.11

76.5

75

74.58

76.73

74.62

72.91

74.37

73.48

72.98

70.96

TiO2

0.43

0.08

0.1

0.1

0.28

0.18

0.05

0.39

0.43

0.36

0.32

0.17

0.73

Al2O3

13.57

12.85

12.88

12.52

12.82

13.4

13.29

12.81

13.18

12.71

12.59

13.5

13.33

FeO

1.56

0.44

0.56

0.77

1.05

1.11

0.4

1.54

1.71

1.4

1.5

2.38

2.88

Fe2O3

1.35

0.44

0.54

0.71

0.87

1.03

0.38

1.33

1.43

1.21

1.21

1.75

1.85

MnO

0.04

0.01

0.02

0.01

0.03

0.03

0.01

0.04

0.04

0.03

0.04

0.04

0.04

MgO

0.75

0.09

0.14

0.16

0.47

0.3

0.09

0.67

0.85

0.63

1.08

0.4

1.69

CaO

1.01

0.34

0.33

0.45

0.76

0.61

0.36

0.79

1.12

0.89

1.17

0.54

2.09

Na2O

3.17

3.2

3.36

3

2.98

3.43

3.98

3.17

3.19

3.09

2.89

2.69

3.42

K2O

4.85

5.24

5.24

5.26

4.93

4.61

4.23

4.15

4.06

4.28

4.1

3.43

1.88

P2O5

0.17

0.13

0.16

0.15

0.13

0.17

0.16

0.16

0.12

0.15

0.15

0.15

0.21

LOI

0.68

0.27

0.44

0.27

0.55

0.41

0.27

0.14

0.75

0.73

1.29

1.68

0.57

Total

99.8

99.95

99.88

99.9

99.87

99.86

99.95

99.81

99.79

99.85

99.82

99.71

99.65

Ba

703

70

108

122.6

689

190

36.9

559

837.6

730

342.6

178

381

Rb

185.4

139.8

183.5

205

136.8

215.8

198.2

159.8

121.4

151.9

144.8

153.2

54.3

Sr

79.4

18.23

39.8

29.7

73.5

43.6

21

72.9

118.4

83.8

95.7

46.3

276.6

Zr

208.1

50.1

48.1

47.3

141.3

61.9

44.3

201

193.6

188.1

118

48.7

183

Nb

10.7

4.4

4.7

4.2

7

7

3.9

9.8

8.5

9.3

6.3

3.6

10.7

Ni

10.7

4.4

4.7

4.2

7

7

3.9

9.8

8.5

9.3

6.3

3.6

10.7

Co

3.8

0.9

1

nd

2.7

1.4

nd

4.1

nd

3.9

nd

2.1

10.6

Cr

9.9

nd

nd

nd

nd

nd

nd

11.7

20.2

6.7

8.4

7.2

61.3

Y

37.1

20.6

12.9

24.3

29.5

16.3

22.1

32.4

26.7

35

26.8

14.9

24.6

Cs

5.7

1.8

3

nd

2.1

5.5

nd

4.4

nd

3.8

nd

3.3

2.5

Ta

0.8

0.6

0.7

nd

0.6

1.2

nd

1.1

nd

0.8

nd

1

1

Hf

5.8

2

2.3

nd

4

2.3

nd

6.2

nd

5.5

nd

1.8

5.4

Pb

15.6

16.7

18

14.7

17.6

12.8

11

14.3

13.9

14.7

12.6

10

6.3

Th

15.6

5.8

5.2

6.8

9.2

6.3

5.6

13.1

13.3

12.1

9.2

5.7

5.9

U

3.6

2

3.6

nd

4.6

4.5

nd

6.6

nd

4.4

nd

4.2

1.8

Ga

18

12.5

14.1

nd

15

17.2

nd

16.6

nd

16.4

nd

17.9

15.4

La

29.6

6.2

3.7

nd

17.6

7.3

nd

24.3

nd

24.3

nd

6.4

21.6

Ce

60.9

15.3

7.6

22.9

36.8

15.5

15.3

48.9

51.2

49.5

33.3

13.1

48.3

Pr

7.59

1.78

1.69

nd

4.52

1.91

nd

5.96

nd

6.15

nd

1.69

5.61

Nd

28

6.677

3.7

nd

17.1

7.1

nd

23.3

nd

23.2

nd

6

23.2

Sm

5.87

2.088

1.02

nd

3.58

1.83

nd

4.75

nd

4.97

nd

1.51

4.36

Eu

0.68

0.16

0.11

nd

0.53

0.15

nd

0.59

nd

0.65

nd

0.14

1.32

Gd

5.76

2.03

1.17

nd

3.82

1.82

nd

4.79

nd

5.02

nd

1.67

4.1

Tb

1.05

0.51

0.31

nd

0.76

0.42

nd

0.91

nd

0.96

nd

0.39

0.69

Dy

6.37

3.52

2.07

nd

4.76

2.65

nd

5.56

nd

6.08

nd

2.48

4.17

Ho

1.23

0.71

0.45

nd

1.01

0.55

nd

1.1

nd

1.2

nd

0.52

0.86

Er

3.66

2.24

1.46

nd

3.04

1.62

nd

3.2

nd

3.48

nd

1.5

2.53

Tm

0.52

0.39

0.25

nd

0.45

0.28

nd

0.48

nd

0.49

nd

0.27

0.4

Yb

3.44

2.82

1.83

nd

2.87

1.97

nd

3.08

nd

3.27

nd

1.79

2.61

Lu

0.49

0.4

27

nd

0.41

0.28

nd

0.43

nd

0.46

nd

0.25

0.39

 

 

همچنین تأثیر نیروهای کششی و فشاری باعث تغییر شکل در بلورها و ایجاد بافت نوار شکنجی و ماکل‌های مکانیکی و تابدار در آن‌ها شده است. مسکویت غالباً به‌صورت اولیه و گاهی نیز در فرم ثانویه در شکستگی‌های این سنگ‌ها تشکیل شده است. فلدسپار قلیایی (20- 35 درصد) فراوانی بیشتری نسبت به پلاژیوکلاز دارد. غالب فلدسپارهای قلیایی بی‌شکل بوده و ارتوزکلاز یا میکروکلین، بافت‌های میکروپرتیت را به نمایش می‌گذارند. بیوتیت فراوانی 5- 10 درصد داشته و به‌صورت ورقه‌های مجزا و یا پولک‌های کوچک همراه با بلورهای پلاژیوکلاز و به‌صورت دو نسل مشاهده می‌شود (شکل‌های 2- C و 2- D). بیوتیت‌های این پهنه‌ها دستخوش دگرسانی شده و به کلریت (شکل 2- C)، اسفن، اکسید و هیدروکسید آهن تجزیه شده‌اند. TiO2 آزاد شده از این فرآیند با CaO و SiO2 موجود در محیط ترکیب شده و اسفن ثانویه ایجاد کرده است. اسفن ثانویه، ریزدانه و بی‌شکل بوده و همراه با بیوتیت‌های دگرسان‌شده در حاشیه بلورها یا در راستای شکاف‌ها و مرز دانه‌های بیوتیت با کانی‌های دیگر دیده می‌شوند. پتاسیم آزاد شده در جریان دگرسانی بیوتیت‌ها همراه با Al و Si پلاژیوکلازها در تشکیل سریسیت مشارکت کرده‌اند. سپس آهن آزاد شده نیز به شکل اکسید و هیدروکسید آهن در درز و شکاف‌های کانی‌ها دیده می‌شود. دو نوع مسکویت در این توده شناسایی شده است، مسکویت‌های اولیه که به شکل ورقه‌های بزرگ شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شوند و مسکویت‌های ثانویه که به‌شکل ورقه‌های کوچک پراکنده درون فلدسپارها و گاهی همراه بیوتیت‌ها دیده می‌شوند.

 

 

ادامه جدول 1- ترکیب شیمیایی واحدهای مونزوگرانیتی، گرانودیوریتی و لوکوگرانیتی به روش‌های XRF و ICP-MS.

Sample

2P-23

2P-63

2P-64

2P-74

2P-78

2P-81

2P-9

A2-11-1

A2-14-1

A2-25-3

A2-36

Lithology

Grao

diorite

Leucogranite

Leuco

granite

Syeno

granite

Monzo

granite

Twomicagranite

Leuco

granite

Leuco

granite

Leuco

granite

Leuco

granite

Twoica

Granite

SiO2

71.76

76.52

75.69

74.74

77.92

73.22

76.67

76.09

71.73

75.08

74.41

TiO2

0.52

0.09

0.1

0.4

0.29

0.35

0.13

0.05

0.35

0.06

0.32

Al2O3

13.63

13.4

13.15

12.54

11.13

13.53

12.39

13.42

13.96

13.09

13.12

FeO

1.81

0.67

0.62

1.42

1.17

1.46

0.8

0.39

1.28

0.49

1.15

Fe2O3

1.5

0.56

0.63

1.19

0.913

1.24

0.76

0.37

1.21

2

1.07

MnO

0.05

0.02

0.03

0.04

0.03

0.03

0.03

0.02

0.04

0.02

0.03

MgO

0.94

0.17

0.18

0.72

0.52

0.68

0.23

0.07

0.67

0.15

0.54

CaO

1.27

0.7

0.41

0.77

0.61

0.48

0.48

0.56

1.12

0.92

0.89

Na2O

3.31

3.84

3.44

3.25

2.68

3.26

2.88

4.43

3.2

4.56

3.15

K2O

4.32

3.47

4.89

3.84

3.87

4.3

5.21

4.28

5.35

3.31

4.93

P2O5

0.17

0.19

0.18

0.11

0.09

0.15

0.15

0.21

0.13

0.21

0.13

LOI

0.48

0.29

0.61

0.8

0.63

1.18

0.17

0.06

0.8

0.01

0.1

Total

99.76

99.92

99.93

99.82

99.85

99.88

99.9

99.95

99.84

99.9

99.84

Ba

852

240

50

464

299

615

57

392

1265

235

527

Rb

159

83.9

212.7

135.4

129.1

157.9

188.8

119.8

147.8

109.5

163

Sr

98.7

102.2

24.4

71.4

56.8

62.5

23.6

103.1

84.32

87.1

54.12

Zr

255.2

68.4

41.2

204.5

136

179.2

46.3

41.9

182.9

48.4

162

Nb

11.7

6.6

5.5

10.3

7

9

6

4.8

8.5

8.2

8.9

Ni

11.7

6.6

5.5

10.3

7

9

6

4.8

8.5

8.2

8.9

Co

5.8

1.1

0.9

3.8

3.2

3.1

0.9

1

4.4

2.9

2.7

Cr

14.5

nd

nd

6.9

0.2

4.3

nd

nd

7.2

nd

2

Y

40.4

17.6

10.3

30.1

34

33.4

19

8

29.6

15.4

34.1

Cs

7.2

1.4

4.6

2.5

2.6

2.7

5.1

5.5

4.7

0.7

6.1

Ta

0.9

1.2

1.2

1

0.7

0.9

1

0.9

0.7

0.9

1

Hf

7.1

2.9

1.9

5.8

4

5.2

1.9

2.3

5.2

2.2

4.5

Pb

13.7

8.3

14.1

11.6

14

14.5

17.5

8.5

17.5

8.8

15

Th

14.5

5.8

4.4

16

11

12.2

6.6

6.3

13.1

4.6

12.8

U

3.6

9.3

2.1

6.3

5.4

2.4

2.5

3

2.8

4.5

3.9

Ga

17.4

17.2

16.4

16.2

12.9

17

15.8

16.7

16

17.7

16.1

La

33.2

5.2

4.8

26.4

19.1

25.2

6.2

3.2

24.9

2.9

22.9

Ce

69.3

11.8

10.3

54.8

38.9

51.1

12.7

8

55.5

6.8

46.8

Pr

8.42

1.49

1.37

6.72

4.87

6.28

1.73

0.94

6.15

0.83

5.7

Nd

31.8

4.9

4.6

24.3

18.3

22.6

5.8

8.242

22.8

3.1

14.055

Sm

6.42

1.5

1.3

4.85

3.78

4.87

1.7

1.275

5.766

1.21

4.291

Eu

0.86

0.1

0.1

0.54

0.42

0.58

0.16

0.09

0.82

0.03

0.52

Gd

6.41

1.66

1.3

4.73

4.13

4.88

1.97

1.03

4.56

1.37

4.5

Tb

1.14

0.43

0.29

0.86

0.84

0.92

0.48

0.24

0.83

0.39

0.86

Dy

6.8

2.99

1.77

5.11

5.31

5.36

3.12

1.5

5

2.55

5.28

Ho

1.39

0.58

0.34

1.06

1.13

1.14

0.65

0.26

1.04

0.49

1.13

Er

3.99

2.01

1

3.16

3.48

3.14

1.91

0.86

3.07

1.61

3.33

Tm

0.58

0.31

0.19

0.45

0.5

0.49

0.32

0.18

0.47

0.29

0.52

Yb

3.72

2.18

1.4

3.11

3.12

3.24

2.15

1.27

3

2.08

3.44

Lu

0.54

0.3

0.21

0.44

0.45

0.45

0.32

0.19

0.43

0.29

0.51

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

کانی کدر موجود در مونزوگرانیت‌ها، بر اساس آنالیز نقطه‌ای، ایلمنیت تشخیص داده شده است. بیش‌ترین ادخال‌های آپاتیت و زیرکن در بیوتیت‌های درشت دانه مشاهده می‌شوند (شکل 2- D). زیرکن نیز مانند بیوتیت‌ها به‌صورت دو نسل دیده می‌شوند. همچنین گارنت به‌صورت رستیت همراه با بیوتیت دیده می‌شود. انکلاوهای میکاشیستی سورمیکاسه نیز به‌صورت عدسی‌های کشیده، اشکی‌شکل، بیضوی و به موازات پهنه‌ برشی در آن‌ها دیده می‌شود.

همچنین، انکلاوهای ریزدانه مافیک در فرم بیضوی و کروی با ابعاد 5 تا 10 سانتی‌متر در داخل گرانیت‌ها دیده می‌شوند. این سنگ‌ها دارای بافت و ترکیب کانی‌شناسی کاملاً مشابه با سنگ‌های میزبانشان هستند. شواهد کانی‌شناسی و بافتی گویای آن است که انکلاوهای یاد شده، بخش حاشیه انجماد سریع توده‌ها بوده که در نتیجه صعود بخش اصلی ماگما، قطعه قطعه شده و به‌صورت انکلاو در آن‌ها ظاهر شده‌اند. ترکیب کانی‌شناسی انکلاوها شامل کانی‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، فلدسپار قلیایی، بیوتیت و گاه تورمالین است (شکل 2- E). بخشی از توده گرانیتوییدی که شامل نمونه‌های گرانیتی است توسط گسل‌هایی با روند شمال‌غرب- جنوب‌شرقی جابه‌جا شده‌اند و این گرانیت‌ها در پهنه‌های برشی دستخوش دگرشکلی شدیدی شده و در برخی مناطق، مرز توده با سنگ‌های دگرگونی میزبان، میلونیتی است.

 

دایک‌های اسیدی

توده گرانیتوییدی میشو با دایک‌های لوکوگرانیتی، آپلیتی و پگماتیتی قطع شده است که به‌طور جداگانه بررسی خواهند شد.

 

دایک‌های آپلیتی

آپلیت‌ها و پگماتیت‌های وابسته به گرانیت‌ها به‌صورت توده‌های کوچک، رگه، رگچه، غده، دایک و سیل در درون گرانیت‌ها و یا درون سنگ‌های دگرگون میزبان آن‌ها یافت می‌شوند. رگه‌های کوچک آن‌ها گاهی به‌صورت چین‌خورده دیده می‌شوند که نشانگر حاکم بودن تنش‌های تراکمی بر آن‌ها در زمان تشکیل است. دایک‌های آپلیتی دارای ضخامت متغیر از 2 سانتی‌متر تا حدود 50 سانتی‌متر هستند. آپلیت‌ها، آخرین فاز ماگمای فلسیک محسوب می‌شوند که به‌صورت دایک درون واحدهای پیشین نفوذ کرده‌اند. آپلیت‌ها با رنگ صورتی تا سفید، با ترکیب میکروگرانیت و ساخت ریزدانه دیده می‌شوند. بافت آن‌ها دانه‌شکری با دانه‌بندی یکنواخت است. کوارتز (50-55 درصد)، ارتوکلاز (25-30 درصد) و پلاژیوکلاز (15-20 درصد) کانی‌های اصلی سنگ‌ها هستند. این سنگ‌ها از کانی‌های مافیک (مانند بیوتیت، آمفیبول و ...) فقیر هستند.

 

دایک‌های لوکوگرانیتی

لوکوگرانیت‌ها به‌صورت دایک با ضخامت متغیر 1 تا حدود 5 متر، دیده می‌شوند. این واحد با رنگ سفید و کمبود کانی‌های تیره از واحدهای دیگر متمایز شده است. کانی‌های اصلی تشکیل دهنده این گروه، کوارتز 33-34 درصد، فلدسپار پتاسیک 19-25 درصد، پلاژیوکلاز سدیک 39-41 درصد و کانی‌های فرعی آن مسکویت، گارنت، آپاتیت و زیرکن هستند (شکل‌های 2-F  و 2-G ). کوارتز کانی اصلی لوکوگرانیت‌هاست که به‌علت تنش‌های پس از تبلور دارای خاموشی موجی شده‌اند. پلاژیوکلاز، اساساً از نوع سدیک با محتوای آلبیت بالاست (An=7-9). بافت آن‌ها گرانولار، میکروگرافیکی و میکروپرتیتی با دانه‌بندی متوسط است. این سنگ‌ها از کانی‌های مافیک فقیر ولی از کانی‌هایی فرعی مانند زیرکن غنی هستند. فرآورده‌های ثانویه این سنگ‌ها اپیدوت و سریسیت هستند. گارنت‌ها در نمونه‌دستی به‌صورت ریزدانه یا به‌صورت لکه‌های قهوه‌ای دیده می‌شوند. با استفاده از آنالیز نقطه‌ای ترکیب آن‌ها آلماندن است و به‌نظر می‌رسد که دارای خاستگاه آذرین بوده (شکل 1- G) و از طریق تبلور ماگمای سازنده این سنگ‌ها به‌وجود آمده‌اند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- تصاویر میکروسکوپی نمونه‌های توده گرانیتوییدی میشو،  Aو B) بافت‌های میکروپرتیت و میکروگرافیک در گرانیت با کانی‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، بیوتیت و آکتینولیت در گرانودیوریت‌ها، C) بلورهای بیوتیت با تجزیه به کلریت همراه با مسکویت اولیه در گرانیت‌ها، D) انکلوزیون زیرکن در بیوتیت، E) همرشدی فلدسپار پتاسیم با تورمالین به همراه کانی کوارتز، F و G) بافت دانه‌ای در دایک‌های لوکوگرانیتی با پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز و گارنت، H) بافت‌های افیتیک و ساب افیتیک در دولریت‌ها. علائم اختصاری نام کانی‌ها از Whitney و همکاران (2010) اقتباس شده است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 


زمین‌شیمی عناصر اصلی و کمیاب

نتایج آنالیزهای زمین‌شیمیایی عناصر اصلی و کمیاب نمونه‌های سنگ کل واحدهای مختلف توده گرانیتوییدی میشو در جدول 1 آمده است. در نمودارهای طبقه‌بندی زمین‌شیمیایی و نورماتیوDe la Roche و همکاران (1980) سنگ‌های گرانیتوییدی مورد بررسی در گستره های سینوگرانیت، مونزوگرانیت و گرانودیوریت واقع شده‌اند (شکل 3- A). نمونه‌های مورد بررسی در نمودار تعیین سری ماگمایی Pearce (1983) در قلمرو سری کالک‌آلکالن (شکل 3- B) و در نمودار Peccerillo و Tylor (1976) در قلمرو سنگ‌های کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط- بالا قرار می‌گیرند (شکل 3- C). میانگین شاخص اشباع از آلومینیوم در سنگ‌های مورد بررسی (مونزوگرانیت‌ها و لوکوگرانیت‌ها) بیش از 1 بوده و در نمودار تعیین درجه اشباع از آلومین Shand (1949) (شکل 3- D) در گستره پرآلومین قرار می‌گیرند که پیشنهادکننده مقادیر بالای متشکله پوسته‌ای برای تشکیل ماهیت فلسیک آن‌هاست. سه نوع گرانیت پرآلومینوس توسط Patino Douce (1999) شناسایی شده است که عبارتند از:

الف) گرانیت‌های پرآلومینوس لوکوکرات، ب) گرانیت‌های S-type شدیداً پرآلومینوس‌ و ج) گرانیت‌های پرآلومینوس دومیکایی نوع کردیلران. در نمودار 3- E اغلب نمونه‌های گرانیتی و لوکوگرانیتی در محدوده گرانیت‌های S-type شدیداً پرآلومینوس و درصد کمی از لوکوگرانیت‌ها در محدوده لوکوکرات‌های پرآلومینوس قرار می‌گیرند.

نمودار عناصر خاکی کمیاب به‌هنجار شده نسبت به کندریت از Sun و Mcdonough (1989) برای سنگ‌های منطقه در شکل‌های 4- A و 4- B نشان داده شده‌اند. این نمودارها غنی‌شدگی بسیار آشکار گرانیت‌ها از عناصر کمیاب خاکی سبک به‌ویژه Sm، La، Pr، Ce و Nd نشان می‌دهند (LaN/SmN=2.3-3)، در حالی‌که این عناصر در نمودارهای REE مربوط به لوکوگرانیت‌ها غنی‌شدگی کمتری را نشان می‌دهند و الگوی LREE این سنگ‌ها تا حدودی مسطح است (LaN/SmN=1.3-2.4). این غنی‌شدگی با فراوانی فلدسپارهای قلیایی مانند ارتوزکلاز یا ارتوزکلاز پرتیتی موجود در این سنگ‌ها در ارتباط است. غنی‌شدگی این سنگ‌ها از K2O نیز گویای این امر است. تمرکز پایین HREE نسبت به LREE بر اثر عواملی مانند: درجه پایین ذوب بخشی، وجود گارنت باقی‌مانده در سنگ منشاء (Rollinson, 1993) به‌وجود می‌آید. الگوی HREE نزولی در گرانیت‌ها و محتوای پایین Y و Yb بیانگر حضور گارنت در سنگ‌های منشاء آن‌هاست (Kampunzu et al., 2003). زیرا عناصر Y و Yb وارد شبکه گارنت شده و باقی‌ماندن آن در فاز تفاله باعث تهی‌شدگی عناصر HREE می‌شود. علاوه بر این، آن‌ها تهی‌شدگی قابل توجهی از Eu نشان می‌دهند (در گرانیت‌ها Eu/Eu*=0.3-0.5 و در لوکوگرانیت‌ها (Eu/Eu*=0.1-0.3) که با باقی ماندن پلاژیوکلاز با محتوای آنورتیت بالا در فاز تفاله و کاهش قابل توجه مقدار پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها و تمرکز بالای Eu+2 در پلاژیوکلاز سازگار است. Eu عنصری سازگار در فلدسپارهاست و آنومالی آن بر اثر باقی ماندن فلدسپار در منشاء در حین ذوب بخشی در شرایطی که اکتیویته H2O پایین است، ایجاد می‌شود (Tepper et al., 1993). در نمودارهای عنکبوتی چند عنصری به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه از Sun و Mcdonough (1995) (شکل‌های 4- C و 4- D)، گرانیت‌ها و لوکوگرانیت‌ها از عناصر HFSE مانند Ta، Ti، Eu، Sr، Ba، Nb و HREE تهی‌شدگی نسبی و از عناصر LILE نظیر Zr، Ce، Th، U، Cs، K و LREE غنی‌شدگی نسبی نشان می‌دهند، این ویژگی می‌تواند از جدایش ماگما، از منبعی با گارنت باقی‌مانده ناشی شده باشد.

 

 

 

 

 

شکل 3- A) نام‌گذاری سنگ‌های گرانیتی میشو با استفاده از نمودار R1-R2 (De la Roche et al., 1980)، B و C) تعیین سری‌های ماگمایی نمونه‌های مورد مطالعه در دیاگرام Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983) و نمودار SiO2 در برابر  K2O (Peccerillo and Tylor, 1976)
(D تعیین درجه اشباع از آلومینیوم سنگ‌های گرانیتوییدی میشو در نمودار A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1949)، (E نمودار تمایز انواع گرانیت‌های پرآلومینوس از یکدیگر و ترکیب نمونه‌های منطقه مطالعه شده (Patino Douce, 1999).

 

شکل 4- A و B) فراوانی عناصر نادر خاکی (REE) در نمونه‌های گرانیتی و لوکوگرانیتی که نسبت به کندریت (Sun and Mcdonough, 1989) به‌هنجار شده‌اند و مقایسه آن‌ها با سنگ‌های گرانیتی S-type نوار Pan-African در جنوب مراکش و لوکوگرانیت‌های دومیکایی
Everest-Makalu در تبت، C و D) فراوانی عناصر کمیاب و کمیاب خاکی در نمونه‌های گرانیتی و لوکوگرانیتی که نسبت به گوشته اولیه
(Sun and Mcdonough, 1995) به‌هنجار شده‌اند و مقایسه آن‌ها با سنگ‌های گرانیتی S-type نوار Pan-African در جنوب مراکش و لوکوگرانیت‌های دومیکایی Everest-Makalu در تبت.

 

 

تهی‌شدگی از Sr با نبود پلاژیوکلازهای غنی از کلسیم در این سنگ‌ها و آنومالی منفی Ti در گرانیت‌ها با حضور آپاتیت، ایلمنیت یا تیتانیت در سنگ منشاء و در لوکوگرانیت‌ها با باقی ماندن بیوتیت همراه با کانی‌های آپاتیت، ایلمنیت یا تیتانیت در منشاء سازگار است.

همچنین در نمودار عنکبوتی فوق سنگ‌های سازنده توده گرانیتوییدی میشو از Nb، Ta و Ti تهی‌شدگی نشان می‌دهند، این امر از ویژگی‌های بارز ماگماهای تشکیل‌دهنده در پهنه‌های فرورانش است. غنی‌شدگی نمونه‌ها از LREE و LILE و فقیر شدگی نمونه‌ها از HREE  وHFSE  بیانگر ماگماتیسم نفوذی مرتبط با فرورانش است (Pearce et al., 1984). غنی‌شدگی از LILE می‌تواند در نتیجه تحرک عناصر طی دگرسانی، نقش گوشته متاسوماتیزه، آلودگی به وسیله مواد پوسته‌ای و یا دخالت پوسته در تولید سنگ‌های منطقه باشد. آنومالی منفی Nb و Ti به عوامل گوناگونی نسبت داده می‌شود که عبارتند از:

1- مشخصه ماگماتیسم مرتبط با فرآیند فرورانش است (Saunders et al., 1980; Kuster and Harms, 1998).

2- وجه مشخصه سنگ‌های پوسته قاره‌ای و شرکت پوسته در فرآیندهای ماگمایی است (Rollinson, 1993; Kuster and Harms, 1998).

3- نشانه فقر این عناصر در منشاء، پایداری فازهای حاوی این عناصر در طی ذوب بخشی و یا جدایش آن‌ها در طی فرآیند تفریق است .(Wu et al., 2003) تهی‌شدگی Sr ناشی از کاهش فراوانی فلدسپار در این سنگ‌ها به‌علت باقی‌ماندن پلاژیوکلاز در فاز تفاله است زیرا Sr به جای کلسیم و پتاسیم، در شبکه فلدسپار وارد می‌شود. Ba نیز به خاطر جانشینی با پتاسیم در ارتوکلاز و بیوتیت با تفریق این کانی‌ها آنومالی منفی پیدا کرده است. بررسی‌های مختلف نشان می‌دهند که جدایش فازهایی نظیر پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت، فلدسپار قلیایی، ایلمنیت، اسفن، آپاتیت، زیرکن، مونازیت و آلانیت که دارای ضرایب توزیع بالایی از عناصر یاد شده هستند نیز کنترل‌کننده چنین روندهایی در مجموعه‌های سنگی هستند. بنا بر پیشنهاد Chappell و White (1992) غنی‌شدگی از عناصر ناسازگار La، K و Rb و آنومالی منفی عناصر Sr، Nb، Ti و Ba بیانگر مذاب حاصل از منشاء پوسته‌ای است .(Thuy et al., 2004) همچنین نمودارهای عناصر کمیاب و کمیاب خاکی گرانیت‌ها و لوکوگرانیت‌های میشو با گرانیت‌های S-type مراکش (Baghdadi et al., 2003) و لوکوگرانیت‌های دومیکایی ناحیه Everest-Makalu در تبت (Visonà and Lombardo, 2002) مقایسه شده‌اند که به‌طور کلی الگوی تغییرات عناصر کمیاب و کمیاب ‌خاکی در این سنگ‌ها مشابه بوده و تفاوت موجود، احتمالاً ناشی از میزان تمرکز این عناصر است. برای تعیین منشاء گرانیتوییدهای منطقه از نمودار مولار A12O3/MgO+FeO در برابر مولار CaO/MgO+FeO (شکل 5) استفاده شده است. با توجه به این نمودار، ماگمای سازنده توده گرانیتوییدی مورد نظر، از ذوب سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شده حاصل شده‌اند. شاید بتوان گفت که ماگمای بازالتی حاصل از ذوب گوشته، در زیر پوسته زیرین جایگزین شده و منشاء گرمایی لازم را برای ذوب پوسته فراهم نموده است. وجود دایک‌های دولریتی تأخیری که این توده را قطع کرده‌‌اند شاید انعکاسی از شرایط فوق باشد.

 

شکل 5- موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار تفکیک کننده منشاء سنگ‌ها (Wolf and Wyllie, 1994)

 

بحث

نوع گرانیتوییدهای مورد مطالعه

بر اساس نمودار Na2O+K2O/CaO در برابر Zr+Nb+Ce+Y (Whallen et al., 1987) نمونه‌های مورد نظر در محدوده گرانیت‌های تفریق‌یافته قرار می‌گیرند (شکل 6- A). همچنین در نمودار SiO2 در برابر P2O5 نمونه‌های گرانیتی و لوکوگرانیتی در امتداد روند گرانیت‌های S-type تعیین شده توسط Chappell و White (2001) قرار می‌گیرند (شکل 6- B). تمایل داشتن گرانیت‌ها به حضور در محدوده گرانیتوییدهای نوع S از ماهیت تفریق‌یافته آن‌ها و غنی‌بودن از سدیم و پتاسیم ناشی می‌شود. در نتیجه نمونه‌های گرانیتوییدی مورد بررسی دارای ماهیت پرآلومینوس متوسط تا زیاد هستند که خود یکی از ویژگی‌های گرانیتوییدهای نوع S است. برای تفکیک بهتر گرانیتوییدهای S و I از یکدیگر، از نمودار ACF (شکل 6- C) استفاده شده است (Chappell and White, 1992). با توجه به این نمودار، تمام نمونه‌های سنگی در محدوده گرانیتوییدهای S و محدوده‌های مذاب‌های تجربی حاصل از ذوب بخشی لوکوگرانیت‌ها (Benard et al., 1985) و متاپلیت‌ها (Holtz and Johnnes, 1991) قرار می‌گیرند.

به‌منظور بررسی احتمال تعلق داشتن سنگ‌های گرانیتوییدی مورد بررسی به گرانیتوییدهای نوع A، از نمودار تغییرات Whallen و همکاران (1987) (شکل 6-D) کمک گرفته شده است. این نمودار، گرانیتوییدهای نوع S و I را از گرانیتوییدهای نوع A تفکیک می‌کند. با توجه به نمودار ذکر شده، هیچ یک از نمونه‌ها در محدوده گرانیتوییدهای نوع A قرار نمی‌گیرند. با توجه به ترکیب کانی‌شناسی سنگ‌های سازنده این توده نفوذی به‌ویژه حضور گسترده ایلمنیت، آپاتیت، زیرکن، حضور انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و سورمیکاسه و دیگر ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، این توده گرانیتوییدی در گروه گرانیتوییدهای نوع S (دارای منشاء پوسته‌ای) قرار می‌گیرد.

 

 

شکل 6- A) نمودارهای تفکیک‌کننده گرانیت‌های نوع A از گرانیت‌های I، S و تفریق‌یافته (Whalen et al., 1987)، (B نمودار SiO2 در برابر P2O5 برای تفکیک گرانیت‌های I و S از یکدیگر 2001) (Chappell and White,، (C نمودار ACF نشان‌دهنده ارتباط بین شیمی و کانی‌شناسی گرانیت‌های I-type و S-type 1992) (Chappell and White, و (D نمودار تفکیک گرانیت‌های I، S و M از گرانیت‌های نوع A (Whalen et al., 1987)

 

 

جایگاه تکتونیکی

برای تعیین جایگاه تکتونیکی توده‌های گرانیتوییدی نمودارهای مختلفی پیشنهاد شده است ولی قابل استفاده‌ترین آن‌ها نمودارهایی هستند که بر اساس فراوانی عناصر کمیاب کم‌تحرک در برابر فرآیندهای دگرسانی و هوازدگی طراحی شده باشد. Pearce و همکاران (1984) بر اساس فراوانی عناصر کمیاب، محیط تکتونیکی گرانیت‌ها را به چهار گروه AG (گرانیتوییدهای قوس‌های آتشفشانی)، (Syn-CLOG) گرانیتوییدهای برخوردی)، WPG (گرانیتوییدهای درون قاره‌ای) و ORG (گرانیتوییدهای پشته میان اقیانوسی) تقسیم‌بندی کرده است. با استفاده از این نمودارها موقعیت زمین‌ساختی توده‌های گرانیتوییدی میشو از نوع گرانیت‌های برخوردی هستند. چنانچه در شکل‌های 7- A ملاحظه می‌شود، نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده Post-collision قرار می‌گیرند.

نسبت‌های بالای La/Yb و Th/Yb در نمونه‌های توده نفوذی کوه میشو (شکل 7- B) نیز با شکل‌گیری آن‌ها در محیط تکتونیکی کوه‌زایی (Condie, 1989) انطباق دارد. همان‌طور که در شکل 7- C مشاهده می‌شود در نمودار R1-R2 (Batchelar and Bowden, 1985). نمونه‌های مورد مطالعه با میزان بالایی از Na، Si و K در محدوده هم‌زمان با برخورد و بعد از برخورد واقع شده‌اند. نمودارهای تمایز محیط زمین‌ساختی Pearce و همکاران (1984) و Batchelor و Bowden (1985) وابستگی این توده به گرانیت‌های برخوردی را تأیید می‌کنند. بر این اساس توده‌های گرانیتوییدی S-type میشو در فاز کوه‌زایی کاتانگایی و پس از برخورد قاره- قاره جایگزین شده‌اند. این توده‌ها به احتمال زیاد از ذوب بخشی رسوبات دگرگون شده پوسته قاره‌ای، در یک محیط برخوردی شکل گرفته‌اند.

 

 

شکل 7- A) موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار تفکیک‌کننده محیط‌های تکتونیکی (Pearce et al., 1984)، B) موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار لگاریتمی La/Yb در برابر Th/Yb (Condie, 1989)، C) موقعیت نمونه‌های توده نفوذی میشو بر روی نمودار تغییراتR1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985).

 

 

 

 

نتیجه‌گیری

چنانکه توصیف شد، توده گرانیتوییدی میشو دارای طیف ترکیبی گرانودیوریت، مونزوگرانیت، سینوگرانیت و گرانیت دومیکایی است که توسط تعداد زیادی دایک‌های لوکوگرانیتی، آپلیتی و دولریتی قطع شده است. گرانیتویید میشو در گروه گرانیتوییدهای نوع S (دارای منشاء پوسته‌ای) قرار می‌گیرد. ماگمای تشکیل‌دهنده بخش‌های گرانیتی- لوکوگرانیتی، دارای گرایش آهکی- قلیایی پتاسیم متوسط- بالا، سرشت پرآلومین بوده و در زمره گرانیت‌های نوع S قرار می‌گیرد. الگوی تغییرات عناصر کمیاب به‌هنجار شده به کندریت و گوشته نشان‌دهنده غنی‌شدگی این سنگ‌ها از LREE و LILE تهی‌شدگی آن‌ها ازHREE  و HFSE و وجود آنومالی منفی Eu، Ta، Nb، Ti و Sr در اکثر نمونه‌هاست که این امر در کنار موقعیت نمونه‌ها بر روی نمودارهای مختلف تمایز محیط تکتونیکی، حاکی از شکل‌گیری سنگ‌های مورد مطالعه در محیطی مرتبط با کوه‌زایی است.

اللهیاری، خ. (1380) پتروژنز و پتروگرافی توده گرانیتوییدی میشو (جنوب‌غرب مرند)، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران.

جعفرخانی، ع. (1374) بررسی پترولوژی، زمین‌شیمی توده گرانیتوییدی جنوب‌غرب مرند و سنگ‌های مجاور با نگرشی به پتانسیل کانی‌سازی آن، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران.

رضایی کهخائی، م. و کنعانیان، ع. (١٣٨٤) میرمکیتی شدن حاشیه بلورهای فلدسپار پتاسیک در گرانیت‌های میلونیتی لخشک، شمال‌غرب زاهدان. نهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، دانشگاه تربیت معلم (خوارزمی)، تهران، ایران.

کنعانیان، ع. و رضایی کهخائی، م. (1384) رفتار فلدسپارها در طی دگرشکلی حاشیه توده گرانیتوییدی لخشک، شمال‌غرب زاهدان. نهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، دانشگاه تربیت معلم (خوارزمی)، تهران، ایران.

مؤید، م.، مؤذن، م.،‌ کلاگری، ع. ا. و حسین‌زاده، ق. (1384) کانی‌شناسی و پترولوژی توده گرانیتوییدی میشو (جنوب‌غرب مرند-آذربایجان شرقی) و اهمیت ژئودینامیکی آن. سیزدهمین همایش انجمن بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، دانشگاه شهید باهنر، کرمان.

مؤید، م. و حسین‌زاده، ق. (1390) سنگ‌نگاری و سنگ‌شناسی گرانیتوییدهای A-type شرق کوه‌های میشو با نگرشی بر اهمیت ژئودینامیکی آن‌ها، مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران 19(3): 529-544.

نبوی، م. ح. (1355) دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

Baghdadi, M. El., El Boukhari, A., Jouider, A., Benyoucef, A. and Nadem, S. (2003) Calc-alkaline arc I-type granitoid associated with S-type granite in the Pan-African Belt of Eastern Anti-Atlas (Saghro and Ougnat, South Morocco). Gondwana Research 6: 557-572.

Bénard, F., Moutou, P. and Pichavant, M. (1985) Phase relations of tourmaline leucogranites and the significance of tourmaline in silisic magmas. Journal of Geology 93: 271-291.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal. Society of Edinburgh: Earth Sciences 83:1-26.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types, 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences 48: 489-499.

Condie, K. C. (1989) Geochemical changes in basalts and andesites across the Archean-Proterozoic boundary: Identification and significance. Lithos 23: 1-18.

De la Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagrams and major element analysis-its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29: 183-210.

Holtz, F. and Johannes, W. (1991) Genesis of peraluminous granites, I: Experimental investigation of melt composition at 3 and 5 kbar and reduced H2O activity. Journal of Petrology 23: 935-958.

Kampunzu, A. B., Tombale, A. R., Zhai, M., Bagai, Z., Majaule, T. and Modisi, M. P. (2003) Major and trace element geochemistry of plutonic rocks from Francistown, NE Botswana: evidence for a Neoarchaean continental active margin in the Zimbabwe craton. Lithos 71: 431-460.

Kuster, D. and Harms, U. (1998) Post-collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45: 177-195.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223-254.

Patino Douce, 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.

Pearce, J. A. (1983) The role of sub-continental lithosphere in magma genesis at destructive plate margins. In: Hawkesworth. C. J. and Norry, M. J. (Eds.): Continental basalts and mantle xenoliths. Shiva, Nantwhich 230-249.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Peccerillo, R. and Tylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, north Turky. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.

Saunders, A. D., Tarney, J. and Weaver, S. D. (1980) Transverse geochemical variations across the Antarctic Peninsula: implication for the genesis of calc-alkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters 46: 344-360.

Shand, S. J. (1949) Eruptive rocks. Their genesis, composition, classification and their relation to ore deposits, with a chapter on meteorites, Thomas Murby and Cooperation, London.

Sun, S. S., McDonough, W. F. (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, London. Special publications 42: 313-345.

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.

Thuy, N. T. B., Satir, M., Siebel, W., Vennemann, T. and Long, T. V. (2004) Geochemical and isotopic constrains on the petrogenesis of granitoids from the Dalat zone, southern Vietnam. Journal of Asian Earth Sciences 23: 467-482.

Visonà, D. and Lombardo, B. (2002) Two-mica and tourmaline leucogranites from the Everest-Makalu region (Nepal-Tibet). Himalayan leucogranite genesis by isobaric heating? Lithos 62: 125-150.

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

Whitney, D. l. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist 95: 185-187.

Wolf, M. B. and Wyllie, J. P. (1994) Dehydration-melting of amphibolite at 10 Kbar: the effects of temperature and time. Contribution to Mineralogy and Petrology 115: 369-383.

Wu, F. Y., Jahn, B. m., Wilde, S. A., Lo, C. H., Yui, T. F., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. y. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE Chine (I): geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241-273.

Batchelar, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43-55.