بررسی‎های سنگ‎نگاری و پتروژنز ماگماتیسم آداکیتی گاودل (شیورداغ) در پهنه قره‌داغ (ارسباران)- ارمنستان جنوبی (شمال‏‌باختری ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه علوم‌زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز،

چکیده

توده‏‌ نفوذی گاودل در شمال‏‌باختری ایران و شمال‏‌خاوری پهنه ارومیه-دختر، در بخشی از پهنه قره‌داغ (ارسباران)- ارمنستان جنوبی جای دارد. ترکیب توده‏‌ نفوذی این منطقه بیشتر گرانودیوریت، مونزونیت و مونزودیوریت، همراه با دایک گرانودیوریتی است. نمونه‎های بررسی‌شده بیشتر دارای بافت گرانولار با کانی‎های اصلی پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، آمفیبول ± کوارتز ± کلینوپیروکسن هستند. از دیدگاه زمین‎شیمیایی، این توده دارای SiO2 در گسترۀ 1/59-8/67 درصد وزنی، Al2O3 برابر با 09/14-3/18 درصد وزنی، Sr بالا (115- 18/507 ppm)، نسبت‏‌های بالای Sr/Y (92/32 - 48/83) و La/Yb (64/14 – 47/87) و مقدارهای کم Y (ppm 05/12 – 3/16) است که نشان‌دهنده ویژگی‏‌های‌ آداکیتی این توده‏‌های نفوذی هستند. الگوی جدایش‌یافته REE، فراوانی کم HREE و Y چه‌بسا در پی دارابودن گارنت یا آمفیبول در پسماندۀ جامد این ماگمای آداکیتی روی داده است. مقدارهای بالای Sr، بهنجاری منفی عناصری مانند Ti، Ta و Nb می‌تواند نشان‌دهنده نبود پلاژیوکلاز و بودن اکسیدهای آهن و تیتانیم در تفالۀ بجاماندة ذوب و یا پیامد جدایش فازهای بلورین مانند تیتانومگنتیت و آمفیبول (برپایه شواهد کانی‎شناسی) باشد. ماگماتیسم آداکیتی در این منطقه و شمال‏‌باختری ایران در پی فرایندهای گسیختگی صفحۀ اقیانوسی فرورو و ذوب‌بخشی این صفحه همراه با رسوب‌های روی آن و آغشتگی ماگما با مواد پوسته‌ای هنگام بالاآمدن ماگما روی داده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrographic and petrogenetic studies of adakitic magmatism of Gavdel (Shivar Dagh) in Garehdagh-South Arminian Zone (Northwest of Iran) (Irankuh Pb-Zn deposit, Southwest of Isfahan)

نویسندگان [English]

  • Ahmad Jahangiri
  • Hossien Bahmodinia
Department of Geosciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
چکیده [English]

Gavdel intrusive body, situated in NW Iran and NE of Uromieh-Dokhtar zone, is a part of Garehdagh, South-Arminian Zone (Arasbaran). The major outcrops of intrusive include of granodiorite, monzonite accompanied with granodioritic dyke. The studied samples display granular texture with essential minerals of, plagioclase, K-feldspar, amphibole ± quartz ± clinopyroxene. Geochemically, the studied rocks characterized by SiO2 in the range of (59.1-67.8%), Al2O3 (14.09-18.3%), high Sr (507.18-1150 ppm) content , high ratios of Sr/Y (32.93-83.54), La/Yb and low Y (12.05-16.13) contents, which can indicate the adakitic characters of studied rocks. These features of Gavdel intrusive display geochemical similarity with high SiO2 adakites (HAS) that comprise enriched LREE, LILE and depleted HFS elements such as Ta, Nb, and Ti. The fractionated REE pattern and low HREE and Y amount can be related to the occurrence of garnet or amphibole in residual source of adakitic magmas. High content of Sr and depletion of Ta, Nb and Ti can be ascribed either to the absence of plagioclase and the presence of Fe-Ti oxides in melt residue or fractionation of titanomagnetite and amphibole minerals with respect to petrograhic indications. Subducted slab breaking off followed by its partial melting and the overlying sediments accompanied by crustal assimilation through magma rising generated the magma in the studied area and the NW of Iran.

کلیدواژه‌ها [English]

  • granodiorite
  • Monzonite
  • adakite
  • adakites (HAS)
  • slab break – off
  • Gavdel
  • Iran

منطقه گاودل در بخشی از کوه‌های شیور، در نزدیکی 150 کیلومتری شمال‏‌خاوری تبریز و در شمال باختر ایران، جای دارد. این منطقه بخشی از رشته کوه قره‌داغ و پهنه‌ آلپی است. به باور Khain (1977)، کوه‌های قره‌داغ (ارسباران) ادامه جنوب‏‌خاوری توده‌های نفوذی قفقاز کوچک است که با نام‌های گوناگونی، مانند ارمنستان‏‌جنوبی (Kazmin et al., 1986)، ایران- اردوباد (Gamkrelidzeh, 1986) و قفقاز کوچک (Brunet et al., 2003)‌، نامیده می‌شود. به باور Dercourt و همکاران (1986)، این منطقه بخشی از پهنه البرز در شمال‏‌خاوری ایران است (شکل 1). توده‌های نفوذی کوه‌های قره‌داغ با سن الیگوسن گستردگی فراوانی دارند و بررسی‎های نوین نشان‌دهندة ماهیت آداکیتی آنهاست. بررسی‌های نخستین نشان‌دهندة پیدایش ماگماهای آداکیتی از ذوب‌بخشی صفحۀ اقیانوسی گرم و جوان فرورو است (Green and Harry, 1999)؛ اما امروزه پیداش سنگ‎های آداکیتی افزون‌بر جزایر کمانی جوان در پهنه‌های کمان قاره‌ای، کمان‌های آتشفشانی بالغ و پهنه‌های پس از برخورد نیز گزارش شده است (Defant and Drummond, 1990).

 

 

 

شکل 1- (A جایگاه گستره در پهنه‏‌بندی زمین ساختی شمال باختر ایران و قفقاز (Dercourt et al., 1986) (برگرفته از Aghazadeh و همکاران، 2011). در این پهنه‏‌بندی، منطقه گاودل در پهنه البرز جای دارد؛ (B نقشه زمین‌ساختی ساده‌شده از شمال‌باختری ایران، خاور ترکیه و قفقاز در پهنه برخوردی عربستان- اوراسیا (برگرفته از Aghazadeh و همکاران، 2011)؛ (C جایگاه ماگماتیسم آداکیتی در پهنه ارومیه- دختر (برگرفته از Agard و همکاران، 2011)؛ (D نقشه زمین‎شناسی منطقه گاودل

 

 

بررسی‌های زمین‎شیمیایی نشان می‌دهند که این توده‌های آداکیتی ترکیب حد واسط تا اسیدی دارند. ماگماتیسم آداکیتی در پهنه ارومیه-دختر در ناحیۀ بافت، انار و قم گزارش شده‌اند (Omrani et al., 2009). همچنین، ماگماتیسم آداکیتی در شمال‌باختری ایران، از منطقه تبریز، مرند و جلفا (Jahangiri, 2007) و نیز جنوب گناباد (توده‌های مونزونیتی با ماهیت آداکیتی پرسیلیس؛ Moradi و همکاران، 2012) گزارش شده است. با توجه به گزارش چندین برونزد سنگ‎های آداکیتی از پهنه ارومیه-دختر، بررسی آداکیت‌های سنوزوییک ایران در روشن‌شدن فرورانش صفحه نئوتتیس به زیر خردقاره ایران، سرنوشت صفحه فرورو و زمان فرورانش می‌تواند کمک بسزایی کند. همچنین، برپایه پتانسیل کانی‌زایی توده‌های نفوذی قره‌داغ، بررسی این توده‌ها از دیدگاه زمین‎شناسی اقتصادی و وابستگی ماگماهای آداکیتی با کانی‌سازی نیز دارای اهمیت است. ازاین‌رو، در این مقاله به بررسی کانی‎شناسی، زمین‎شیمی و خاستگاه توده‌های آداکیتی در منطقه گاودل در شیورداغِ اهر پرداخته شده است.

 

زمینشناسی توده‌های نفوذی منطقه گاودل

واحد Ogd شامل توده‌های نفوذی با ترکیب گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت تا مونزونیت و مونزودیوریت است و گرانودیوریت و مونزونیت بخش بزرگی از آن را ساخته‌‌اند. این توده‌های نفوذی درون سنگ‎های کربناتی کرتاسه پسین و سنگ‎های آتشفشانی ائوسن نفوذ کرده (شکل 2- A) و در همجواری کربنات‌ها، پیدایش اسکارن‌های مس و گسترش رگچه‌های سولفیدی‌، همراه با کانی‎های کوارتز و اکتینولیت (شکل 2-B ) را در پی داشته‌اند (Mahmoudiniya, 2013). رنگ این توده‏‌ها خاکستری بوده و دارای کانی‎هایی مانند فلدسپار، آمفیبول و بیوتیت هستند.

توده‌های نفوذی واحد Ogd، ترکیبی از مونزونیت، مونزودیوریت تا گرانودیوریت دارند و با راستای شمال‏‌باختری-جنوب‏‌خاوری در منطقه دیده می‏‌شوند. برپایه فراوانی کانی‎های مافیک (مانند: پیروکسن و آمفیبول)، این سنگ‌ها رنگ بسیار تیره‏‌ای دارند. در این توده‌ها، دایک گرانودیوریتی با شیب نزدیک به 80 درجه به‌سوی جنوب‏‌باختری و به درازای بیش از 150 متر و ستبرای نزدیک به 3 متر جایگیری کرده است. نفوذ این توده‌ها به درون رسوب‌های کربناتی کرتاسه پسین پیدایش اسکارن‌های مس و آهن در منطقه را در پی داشته است.

 

روش انجام پژوهش

پس از بازدید صحرایی از توده نفوذی گاودل 35 مقطع میکروسکوپی برای بررسی‎های سنگ‎نگاری و شیمی کانی‎ها برگزیده شد. برای بررسی‏‌های زمین‎شیمیایی 11 نمونه از توده‌های این منطقه،‏‌ به روش‏‌ اسپکتروسکوپی جرمی - پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) و XRF‏‌‏‌ در سازمان زمین‎شناسی کشور تجزیه شدند (جدول 1). سپس با نرم‌افزارهای GCDKit، Minpet Excel و PetroGraph نمودارهای لازم رسم شدند.

 

سنگنگاری

گرانودیوریت: پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، آمفیبول و کوارتز با بافت گرانولار از کانی‎های اصلی سازنده توده گرانودیوریت هستند. پلاژیوکلازهای این توده ماکل پلی‏‌سنتتیک دارند و به دو صورت دیده می‌شوند: پلاژیوکلازهای شکل‏‌دار، کشیده و بدون زونینگ و پلاژیوکلازهای درشت‌بلور، نیمه‌شکل‏‌دار و همراه با زونینگ نوسانی (شکل‌های 2- C و 2- D).

 

 

 

شکل 2- (A نمایی از توده‌های نفوذی گاودل (شمال‌باختری ایران) (دید به‌سوی شمال‏‌باختری)؛ B) تصویر ماکروسکوپی از رگچه‌های سولفیدی و کوارتز- اکتینولیت در توده مونزونیت- مونزودیوریت؛ (C بافت پویی‏‌کیلیتیک و میرمکیتی و بلورهای پلاژیوکلاز در توده گرانودیوریتی (تصویر XPL)؛ (D تبدیل کلینوپیروکسن به آمفیبول در توده گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (E تبدیل پلاژیوکلاز به کلسیت و سریسیت در راستای پهنه‌بندی در توده گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (F بافت پرتیت در گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (G بافت گرانوفیری در گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (H تبدیل آلکالی‌فلدسپار به سریسیت در گرانودیوریت (تصویر XPL)

جدول 1: نتایج آنالیز XRF و ICP-MS توده‌های نفوذی و دایک گرانودیوریتی گاودل (شمال‌باختری ایران) (اکسید عناصر اصلی برپایه درصد وزنی و عناصر فرعی برپایه ppm هستند)

Granodiorite Dyke

Granodiorite

Monzonite

Rock Type

dg3

dg2

dg1

G4

G3

G2

G1

M4

M3

M2

M1

Sample No.

60.08

59.10

60.25

67.80

67.25

65.30

61.30

62.80

60.30

65.37

66.37

SiO2

0.79

0.72

0.69

0.81

0.68

0.72

0.70

0.62

0.40

52.00

0.45

TiO2

18.30

17.06

17.85

16.30

16.50

15.80

14.09

16.54

14.80

16.21

15.47

Al2O3

4.07

3.90

5.30

5.35

4.83

5.10

2.86

3.90

3.50

3.27

3.39

Fe2O3

0.09

0.05

0.06

0.09

0.05

0.06

0.10

0.12

0.06

0.10

0.10

MnO

2.90

3.07

2.82

1.60

1.25

1.30

3.99

2.05

1.40

1.42

1.71

MgO

4.51

5.90

5.65

4.05

3.72

3.85

6.55

4.63

3.22

3.26

3.26

CaO

4.60

4.09

4.80

4.80

4.65

4.30

5.27

4.43

5.25

4.52

4.29

Na2O

2.14

2.10

2.40

3.18

3.54

3.25

2.17

3.93

3.05

3.74

3.96

K2O

0.80

0.90

0.50

0.80

0.90

0.50

0.42

0.40

0.18

0.35

0.35

P2O5

1.75

2.65

2.10

1.60

1.70

2.42

2.50

1.80

2.54

1.98

1.80

LOI

100.27

99.44

102.20

106.30

105.00

102.60

102.50

104.70

97.84

103.50

104.10

Total

10.07

8.59

10.07

10.07

8.59

10.07

10.09

4.12

5.04

22.67

5.4

Sc

168

180

106.6

168

180

106

39

42

31

57

38.9

V

12.8

8.05

13.91

12.8

8.05

13.91

14.14

13.75

30

16.64

11.09

Co

66.94

37.93

24.89

66.94

37.93

28.9

44.95

48.92

96

20.32

84.98

Ni

189

128

135

189

128

135

64.31

85.65

64.2

11.89

63.35

Cr

94.51

41.66

115.5

94.51

41.66

115.5

12.85

41.15

40.5

80.25

26.48

Zn

23.88

19.01

27.78

23.88

19.01

27.78

19.16

15.9

16.05

18.64

16.24

Ga

1.8

1.4

1.3

2.8

2.4

2.3

2.4

2.08

1.40

1.93

1.52

Cs

44

30

20

83

20

68

88

38

57

88

37

Rb

1211

887

970

1020

1393

1815

992

866

1315

1657

975

Ba

862

625

715

1150

1020

980

507.1

635

640.4

1006

561

Sr

14.82

15.96

15.46

14.82

15.96

15.46

15.4

16.13

14.59

12.05

12.55

Y

97.3

105.6

126.3

97.3

105

126

127

27.96

158.9

180.1

97.19

Zr

17.48

13.81

20.55

17.48

13.81

20.55

14.08

9.85

7.3

12.27

7.15

Nb

4.95

10.36

6.5

4.95

10.36

6.5

4.01

3.48

2.64

4.53

5.28

Hf

3

2.77

1.85

3

2.77

1.84

2.09

1.2

1.41

1.29

2.07

Ta

24.06

17.38

28.37

24.05

17.37

28.36

7.17

11

10.25

13.72

8.29

Th

1.26

1.1

0.8

1.26

1.1

0.8

9

10.52

10.12

14.37

9.93

U

60.31

54.42

80.54

42.31

66.42

68.54

55.4

41.99

68.5

61.5

45.6

La

258

229

364

258

229

364

142

118

82.15

177.7

85.29

Ce

10.4

8.8

9.4

10.4

8.8

9.4

22.7

10.5

9.7

17.4

13.5

Pr

63.25

61.05

62.56

63.25

61.05

62.56

54.79

41.67

31.3

43.47

31.3

Nd

11

13

10.2

11

13

10.2

7.94

4.95

6.68

4.95

5.44

Sm

1.81

1.55

1.16

1.81

1.55

1.16

1.53

0.72

0.8

1.97

0.75

Eu

9.98

8.13

7.1

9.98

8.13

7.1

4.8

6.74

2

6.26

4.55

Gd

0.7

0.9

0.6

0.7

0.9

0.6

0.4

0.9

0.7

0.5

0.7

Tb

4.03

3.84

5.11

4.03

3.84

5.11

3.95

3.61

3.72

3.23

3.72

Dy

0.9

0.5

0.6

0.9

0.5

0.6

0.4

0.9

0.5

0.8

0.7

Ho

1.2

1.7

2

1.2

1.7

2

1.6

2.01

2

1.1

1.2

Er

1.1

1.6

1.7

1.9

1.5

1.8

1.2

1.5

1.4

1.4

1.3

Yb

0.21

0.3

0.3

0.29

0.26

0.28

0.2

0.22

0.23

0.21

0.2

Lu

77.59

63.9

63.38

77.59

63.9

63.38

32.93

39.38

43.89

83.54

44.7

Sr/Y

14.46

22.62

16.13

14.84

23.04

16.31

53

17.77

46.9

50.62

87.47

Lan/Ybn

 

 

گاه این کانی‎ها در راستای شکستگی‏‌ها و در راستای زونینگ به سریسیت دگرسان شده‎اند (شکل 2- E). گاه هم‌رشدی آلبیت و پتاسیم‌فلدسپارها پیدایش بافت پرتیتی در توده گرانودیوریتی را در پی داشته است (شکل 2- F). همچنین، در برخی نمونه‎ها آلکالی‌فلدسپار با کوارتز هم‌رشدی داشته است و به‎صورت بافت گرانوفیری نمایان شده‎اند (شکل 2- G). آمفیبول‏‌ها چندرنگی دارند و به‎صورت نیمه‌شکل‏‌دار تا بی‌شکل در اندازه‌های درشت تا متوسط و ریز هستند؛ به‌گونه‌ای‌که اندازۀ آنها به 8/0 میلی‏‌متر نیز می‏‌رسد. گاه نشانه‌هایی از تبدیل‏‌ کلینوپیروکسن به آمفیبول نیز دیده می‌شوند. برپایه بررسی‎های میکروپروب انجام‌شده بر روی آمفیبول‌ها، این کانی دارای ترکیب اکتینولیتی است (شکل 2- D) (Mahmoudiniya, 2013). کوارتز در اندازه‌های گوناگون با لبه‌‌های نامنظم و گاه نیمه‌شکل‏‌دار و حتی شکل‏‌دار دیده می‌شود و فضای میان کانی‎ها را پر کرده است. بیوتیت از دیگر کانی‎های فرعی در گرانودیوریت‏‌های این منطقه است که گاه به کلریت تبدیل شده است (شکل 2- C). آپاتیت و زیرکن به‎صورت میانبار در آلکالی‌فلدسپار دیده می‌شود و بافت پویی‏‌کیلیتیک را پدید آورده‎اند (شکل 2- C). در نمونه‎ها اسفن‏‌های شکل‏‌دار از کانی فرعی نخستین هستند.

 

مونزونیت-مونزودیوریت: این توده گستره ترکیبی از مونزونیت تا مونزودیوریت نشان می‏‌دهد؛ اما بیشتر آن از مونزونیت است. در برخی مقطع‌ها، این توده مونزونیتی بافت پرتیت و میکروگرافیک دارد (شکل 3- A). توده مونزونیتی دارای آلکالی‌فلدسپار درشت دانه با بافت پرتیتی همراه با ادخال‏‌هایی از آپاتیت و اسفن است که سبب ایجاد بافت پویی‏‌کیلیتیک شده‎اند (شکل 3- B). بیشتر کلینوپیروکسن‏‌ها با آمفیبول جایگزین شده‎اند (شکل 3- C). همچنین،‌ برخی آمفیبول‏‌ها به کانی‎های کدر و کلریت تجزیه شده‎اند. پلاژیوکلازها کمابیش ‏‌درشت‌بلور هستند و ماکل پلی‏‌سنتتیک دارند. پلاژیوکلازها به‌گونة گسترده‌ای با اپیدوت و به اندازه کمتری بل کلسیت جایگزین شده‎اند (شکل 3- C). پیدایش کانی‎های ثانویه‌ای مانند اپیدوت و کلریت در این توده نشان‌دهندة رخداد دگرسانی پروپیلیتیک است.

 

دایک گرانودیوریتی: بافت این نمونه‎ها میکرولیتیک پورفیری است و فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، فلدسپار پتاسیم و آمفیبول دارند. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز کاملاً شکل‏‌دار هستند و ماکل پلی‏‌سنتتیک و زونینگ نوسانی دارند (شکل 3- E). پلاژیوکلازهای زمینه به‎صورت میکرولیت بوده و بیشتر آنها نیمه‌شکل‏‌دار و بی زونینگ هستند و ماکل پلی‏‌سنتتیک دارند. برخی پلاژیوکلاز از مرکز به اپیدوت دگرسان شده است (شکل 3- C). آلکالی‌فلدسپارها نیز همانند پلاژیوکلازها هم به‎صورت میکرولیت و هم به‎صورت فنوکریست پدیدار شده‏‌اند. آلکالی‌فلدسپارها، چه به‎صورت فنوکریست و چه به‎صورت میکرولیت، بیشتر به سریسیت و گاه به کانی‎های رسی دگرسان شده‎اند. آمفیبول‏‌هایی که به‎صورت فنوکریست هستند دارای شکل منظم‏‌تری هستند ودر زمینه‌ای از کانی‎های ریزدانة بی‌شکل و گاه نیمه‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند. فنوکریست‏‌های آمفیبول گاه دارای ماکل کارلسباد بوده و کاملاً شکل‏‌دار هستند (شکل 3- H). برپایه ویژگی‌های سنگ شناختی (تغییر مقدارهای کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار)، ترکیب توده‌های نفوذی از مونزونیت تا گرانودیوریت است. در این نمونه‎ها، دگرسانی‌هایی مانند اکتینولیتی‌شدن آمفیبول‌ها و پیدایش اپیدوت و کلریت نشان‌ می‌دهند که سیال‌های ماگمایی رخداد دگرسانی پروپلیتیک را در پی داشته‌اند.


 

 

 

شکل 3- A) بافت پرتیت و میکروگرافیک در توده مونزونیت (تصویر XPL)؛ B) بافت پرتیت و پویی‏‌کیلیتیک در توده مونزونیت (تصویر XPL)؛ C) تبدیل کلینوپیروکسن به آمفیبول و آمفیبول با ماکل دوتایی در مونزونیت (تصویر XPL)؛ D) تبدیل پلاژیوکلازها به اپیدوت و کلسیت در توده مونزونیت (تصویر XPL)؛ E) پلاژیوکلازهای زونینگ‌دار با ماکل پلی‏‌سنتتیک و آلبیتی در دایک گرانودیوریتی (تصویر XPL)؛ F) نمایی از دایک گرانودیوریتی (دید به‌سوی شمال‏‌باختری)؛ G) تبدیل پلاژیوکلاز از مرکز به اپیدوت در دایک گرانودیوریتی (تصویر XPL)؛ (H آمفیبول شکل‌دار با ماکل دوتایی در دایک گرانودیوریتی (تصویر XPL)


 

 

زمینشیمی توده‌های آذرین درونی

برای بررسی زمین‎شیمی توده‌های نفوذی گاودل، توده‌های گرانودیوریت، مونزونیت و دایک گرانودیوریتی بررسی شدند. برپایه نمودار Rickwood (1989)، این نمونه‎ها در گسترۀ کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا جای گرفته‏‌اند (شکل 4- A). برپایه نمودار شکل 4- B، نمونه‎ها در گستره گرانودیوریت، کوارتز مونزونیت و مونزونیت جای گرفته‌اند (Middlemost, 1994).

 

 

 

شکل 4- ترکیب توده‌های آذرین درونی گاودل (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار شناسایی سری ماگمایی (Rickwood, 1989)؛ B) نمودار رده‌بندی سنگ‌های آذرین درونی (Middlemost, 1994).

 

 

میزان بالای SiO2 (1/59 – 80/67 درصد وزنی)، MgO (25/1 - 99/3 درصد وزنی)، K2O/Na2O (41/0 – 92/0)، Fe2O3+MnO+MgO+TiO2 (22/5 – 01/9 درصد وزنی)، میزان پایین Y (ppm 05/12 – 3/16) و عناصر HREE مانند Yb (ppm 1/1 – 9/1) و مقدارهای بالای Sr (ppm 561 - 1150) و همچنین، نسبت بالای Ba/La (04/12 – 94/26) و Lan/Ybn (46/14 – 47/87)‌، همگی نشان‌دهنده ویژگی‏‌های آداکیتی توده‌های گاودل هستند (جدول 1).

بر پایه مقدارهای بالای K2O و جای‌گرفتن نمونه‌ها در گستره کالک‌آلکالن پتاسم بالا نمی‌توان چنین برداشت کرد که این توده‌ها آداکیت‏‌های قاره‌ای (C-type) و یا گرانیتوییدهای سرشار از باریم و استرانسیومی هستند که به‌تازگی از نقاط گوناگون جهان گزارش شده‎اند (Fowler and Henney, 1996; Fowler et al., 2001; Qian et al., 2003; Ye et al., 2008)؛ زیرا آداکیت‏‌های قاره‌ای (C-type) در پهنه‌های فرورانش پدید نمی‌آیند. آداکیت‌های قاره‌ای معمولاً در پهنه‏‌های برخوردی قاره‌ای و یا پهنه‎های گسلی درون‌قاره‌ای دیده می‌شوند و در پی ذوب پوسته قاره‌ای در ژرفای بیش از 10 تا 15 کیلوبار پدید می‏‌آیند (Moyen, 2009). مقدار بالای K2O در این توده‏‌ها می‏‌تواند پیامد دگرسانی‏‌های کمابیش گسترده در این منطقه باشد و یا در پی آلایش پوسته‌ای و فرایند جدایش روی داده باشد (Zhao and Zhou, 2007).

فراوانی عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی LREE در برابر HREE (مقدار Cen/Ybn برابر با 55/18 – 19/36) و الگوی جدایشی هستند (شکل 5- A). نسبت بالای LILE/HFSE از ویژگی‏‌های مهم سنگ‎های کالک‏‌آلکالن است (Sheth et al., 2002). غنی‏‌شدگی LREE را پیامد درجه ذوب‌بخشی کم منبع گوشته‌ای و یا آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای دانسته‌اند (Almeida et al., 2007).

برپایه نمودارهای بهنجارشده، Eu در این توده‌ها آنومالی منفی نشان نمی‏‌دهد. بهنجاری منفی Eu نشان‌ می‌دهد که فلدسپارها یا یک فاز مهم در پسماندة ذوب‌نشده بوده‌اند و یا در فرایند جدایش درگیر نشده‎اند (Arsalan and Aslan, 2006). به باور Jung و همکاران (2007)، آنومالی مثبت Eu هم پیامد‏‌ انباشت پلاژیوکلاز است.

 

 

 

شکل 5- A) ترکیب توده‌های آذرین درونی گاودل (شمال‌باختری ایران) در: نمودار تغییر فراوانی عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) نمودار تغییر عناصر کمیاب و خاکی نادر بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989).


 

 

در نمودار عناصر کمیاب و خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، عنصرهای LILE، LREE و HFSE غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 5- B). مقدارهای کم HREE و Y چه‌بسا پیامد دارابودن گارنت و یا آمفیبول در تفالۀ بجا‌مانده باشد. همچنین‌، مقدارهای بالای استرانسیوم نشان‌دهندة نبود پلاژیوکلاز است و بهنجاری منفی Ta، Nb و Ti می‏‌تواند نشان‌دهندة دارابودن اکسیدهای آهن و تیتانیم در تفاله و یا جدایش فازهای بلورین (مانند: تیتانومگنتیت و آمفیبول) باشد (Martin, 1999). غنی‏‌شدگی توده گرانیتوییدی از LREE، LILE و برخی عناصر ناسازگار، از ویژگی‌های برجسته در سنگ‎های کالک‏‌آلکالن کمان‏‌های آتشفشانی پهنه‎های فرورانش حاشیه قاره‌ای است (Nicholson et al., 2004). نبود بهنجاری منفی P، Sr، Ba و Eu نشان می‌دهد که پوستۀ قاره‌ای خاستگاه ماگمای این مجموعه آذرین درونی نیست؛ زیرا نبود بهنجاری منفی در عناصر یادشده نشان‌دهنده نبود جدایش بلورین و یا نبود ذوب‌بخشی پوسته زیرین است (Pe-Piper et al., 2002).

نمودار Martin و همکاران (2005) که آداکیت‏‌ها را از ماگماهای کلاسیک پهنه‌های فرورانش (ماگمای حاصل از ذوب گوشته) جدا می‏‌کند (شکل 6- A). برپایه این نمودار، نمونه‎ها در گستره آداکیت جای گرفته‎اند. همچنین، برپایه شکل 6- B، نمونه‎ها در نزدیکی گستره مربوط به آداکیت‌ها جای گرفته‌اند. بالابودن نسبت Sr/Y نشان‌دهنده ژرفای ذوب است؛ به‌گونه‌ای‌که با افزایش فشار، پلاژیوکلازها ناپایدار شده و در پایان Sr آزاد شده‌ است. پایداری گارنت در سنگ خاستگاه کاهش Y و افزایش نسبت Sr/Y را در پی داشته است (Moyen, 2009). نمودار تغییر Y در برابر Sr (شکل 6- F) گستره‌ پهنه‌های فرورانش بهنجار، آداکیت‏‌های پر سیلیس (HSA)، آداکیت‏‌های کم‌سیلیس (LSA) و آداکیت‏‌های آرکئن را از هم جدا می‏‌کند (Moyen, 2009). بر پایه این نمودار، نمونه‎ها در گستره آداکیت‏‌های سیلیس بالا (HSA) جای دارند و از ذوب‌بخشی یک سنگ خاستگاه مافیک فشاربالا با کلینوپیروکسن و گارنت (± آمفیبول) بجامانده در تفاله پدید آمده‎اند. برپایه نمودارهای Martin و همکاران (2005)، جای‌گرفتن نمونه‎ها در پهنه آداکیت‏‌های سیلیس بالا، نشان می‌دهد که خاستگاه این توده‏‌ها از ذوب ورقه اقیانوسی فرورو در گستره پایداری گارنت است (شکل‌های 6- C، 6- D، 6- E و 6- F). Richards و Kerrich (2007) بر این باورند که بخش بزرگی از ماگماهای آهکی- قلیایی جداشده به گستره آداکیت‏‌ها وارد می‌شوند؛ زیرا جدایش آمفیبول و گارنت کاهش Y و HREE در ماگما را در پی دارد و نمی‏‌توان این‌گونه ماگماها را آداکیت‏‌های واقعی دانست. از مقایسه این آداکیت‏‌ها با آداکیت‏‌های واقعی می‏‌توان دریافت که در این‌گونه آداکیت‏‌ها نسبت Sr/Y از La/Yb کمتر است؛ اما در آداکیت‏‌های واقعی و همچنین، در منطقه گاودل، نسبت Sr/Y از La/Yb بیشتر است.

برپایه آنچه گفته شد، این توده‌های آذرین درونی همانند آداکیت‏‌های پرسیلیس (HSA) هستند؛ زیرا از یک سو، میزان SiO2 آنها بیشتر از 56 درصد وزنی است و از سوی دیگر، HREE در نمودار تغییر فراوانی عناصر خاکی نادر (بهنجارشده به ترکیب کندریت) دارای الگوی کاو است (شکل 5- A). همچنین‌، نسبت Yb/Lu برابر 56/10 (به‌طور میانگین) به‌دست آمده است که با آداکیت‏‌های گروه HSA همخوانی بیشتری را نشان می‏‌دهد. بالابودن عناصر ناسازگار (مانند: K2O، Cs، Rb، Ba) می‌تواند پیامد آلایش پوسته‌ای و سرعت کم بالاآمدن ماگما در راستای پوستة قاره‌ایِ کمابیش ستبر باشد. کم‌بودن مقدار عنصرهای Ti، Nb و Zr (شکل 5- B) و شواهد کانی‎شناسی می‌توانند نشان‌دهندة ماگماهای پهنه فرورانش و همچنین، جدایش فازهای بلورین (مانند: تیتانومگنتیت و آمفیبول) باشند.


 

 

 

شکل 6- ترکیب توده‌های آذرین درونی گاودل (شمال‌باختری ایران) در: A و B) نمودار شناسایی ماگماهای آداکیتی از ماگماهای جداشده از گوشته (Defant and Drummond, 1990)؛ C) نمودار Cr/Ni در برابر TiO2 (Martin et al., 2005)؛ D) نمودار Sr در برابر CaO+Na2O (Martin et al., 2005)؛ E) نمودار SiO2 در برابر MgO (Martin et al., 2005)؛ F) نمودار تغییر Y در برابر Sr و جدایش خاستگاه فرورانش بهنجار، آداکیت‏‌های کم‌سیلیس- پرسیلیس و آداکیت‏‌های آرکئن (Moyen, 2009)

 

برای شناسایی خاستگاه توده‌های آداکیتی در این منطقه، نمودار MgO در برابر SiO2 (شکل 7) به‌کار برده شد. در این نمودار، جایگاه نمونه‎ها نشان‌دهندة آداکیت‏‌های جداشده از مذاب متابازالتی و اکلوژیتی و همچنین، آداکیت‏‌های جداشده از ذوب پوسته زیرین است.

 

 

شکل 7- ترکیب توده‌های آذرین درونی گاودل (شمال‌باختری ایران) در نمودار MgO در برابر SiO2 برپایه درصد وزنی (Stern and Kilian, 1996)

 

افزون‌براین، مقدارهای SiO2 > 1/59 درصد وزنی، Cr/Ni > 58/0 – 42/5 و TiO2 > 81/0 درصد وزنی خاستگاه متابازالتی و اکلوژیتی را نشان می‌دهند (Wang et al., 2007). از سوی دیگر‌، اگر آداکیت‏‌ها از پوستة زیرینِ جداشده (delaminated) پدید آمده باشند، باید محتوای Th آنها بالا باشد؛ زیرا به باور Plank (2005)، پوستة زیرینِ جداشده، مذاب‌هایی با Th و Th/La بالا پدید می‏آورد. ازاین‌رو، مقدارهای Th/La برای بازالت‌های پوسته اقیانوسی کوچک‌تر از 2/0 و برای سنگ‎های پوسته قاره ای بزرگ‌تر از 25/0 است (Plank, 2005). پس برپایه میزان Th (ppm 17/7 – 37/28) و Th/La کم این سنگ‎ها (Th/La<2/0) و جای‌گرفتن نمونه‎ها در گستره آداکیت‏‌های سیلیس بالا (HSA)، می‌توان گفت که ذوب‌بخشی پوسته اقیانوسی فروروی جوان و داغ، ماگماتیسم آداکیتی در منطقه گاودل و در بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه-دختر را در پی داشته است. گدازه‌های پدیدآمده از پوسته فرورو و یا رسوب‏‌های فرورانده دارای نسبت بالایی از Sr/Ce و همچنین، نسبت 04/0 < Nb/Zr هستند (Elburg et al., 2002). برپایه Elburg و همکاران (2002)،میانگین نسبت‏‌های Nb/Zr و Sr/Ce که در نمونه‎های گاودل به‌ترتیب برابر 13/0 و 63/3 به‌دست آمده است می‏‌تواند نقش صفحه فرورو و رسوب‌های روی آن در پیدایش این گونه ماگماها را نشان بدهد.

برای شناسایی خاستگاه توده‌های آذرین درونی گاودل نمودار پیشنهادیِ Defant و Drummond (1993) به‌کار برده شد (شکل 8- A). برپایه این نمودار، بیشتر نمونه‎ها در گستره ذوب‌بخشی اکلوژیت جای دارند و ازاین‌رو، ذوب‌بخشی اکلوژیت گویا خاستگاه اصلی ماگماتیسم آداکیتی گاودل بوده است. در آداکیت‏‌های (HSA)، پسمانده‌ای اکلوژیتی با کانی‎های گارنت، کلینوپیروکسن و روتیل در پی ذوب در فشارهای بالا پدید می‌آید؛ اما در فشارهای کم، آمفیبولیت گارنت‏‌دار‌، با کانی‎های آمفیبول و گارنت، برجاماندة مذاب است. در پی دارابودن روتیل، پسمانده اکلوژیتی میزان Nb/Ta بالاتری را در برابر پسمانده آمفیبولیتی نشان می‏‌دهد (Foley et al., 2000; Schmidt et al., 2004). برپایه نسبت Nb/Ta (45/3 – 16/11) در توده‌های گاودل، پسمانده بیشتر با یک پسماندة اکلوژیتی آمفیبولیتی همخوانی دارد (شکل 8- B).

سنگ‎های فلسیک و حد واسطی که با گارنت در حال تعادل هستند، دارای ویژگی‏‌هایی مانند La کم، میزان بالای Ga، Al2O3 و Sr/Y، الگوی REE پرشیب و نبود بهنجاری منفی Eu هستند. این سنگ‌ها یا در پی ذوب سنگ‌کرة فرورویِ گرم و جوان و یا در پی ذوب‌بخشی گرانولیت پوسته پایینی پدیدار می‌شوند (Xu et al., 2002).

 

 

شکل 8- ترکیب توده‌های آذرین درونی گاودل (شمال‌باختری ایران) در: A) نمودار Lan/Ybn در برابر Ybn (Defant and Drummond, 1993)؛ B) نمودار Nb/Ta در برابر Zr/Sm (Wang et al., 2008; Eyuboglu et al., 2012)

 


نتیجه‏‌گیری

توده آداکیتی گاودل دارای ترکیب شیمیایی بیشتر گرانودیوریتی و مونزونیتی است. این توده نفوذی دارای مقدارهای K2O متوسط تا بالا است. داده‌های زمین‎شیمیایی گرانودیوریت و مونزونیت گاودل نشان‌دهنده ویژگی‏‌های آداکیتی (HSA) پدیدآمده در پی ذوب سنگ‎های صفحه فرورو است. الگوی تغییرات عناصر نادر و خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه نشان‌دهندة غنی‌شدگی ماگماتیسم آداکیتی گاودل از عناصر LREE و LILE، تهی‏‌شدگی از HREE و HFSE و بهنجاری منفی Nb، Ti و Ta در این نمونه‎هاست. مقدارهای کم در HREE و Y پیامد دارابودن گارنت یا آمفیبول در بجاماندة ماگماتیسم آداکیتی گاودل است. نسبت‌های عناصر کمیاب (مانند: Th/La) نشان‌دهندة ذوب پوسته اقیانوسی هستند و بالابودن نسبت‌های Sr/Ce و Nb/Zr در برابر بازالت‌های میان‌اقیانوسی نشان‌دهندة مشارکت رسوب‌های روی صفحه فرورو در فرایند پیدایش مذاب است. همچنین، بالاآمدن ماگما روی صفحه لیوسفر قاره‌ای کمابیش ستبر و بالابودن مقدار عنصرهای ناسازگار (مانند: K2O، Rb، Cs و Ba) می‌تواند پیامد فرایند آلایش باشد. بررسی نمودارهای گوناگون شناسایی پهنه زمین‌ساختی و پتروژنتیک نشان‌دهندة پیدایش آداکیت گاودل در پی گسیختگی صفحه اقیانوسی فرورو با ترکیب اکلوژیتی و آمفیبولیت گارنت‏‌دار پس از پایان فرورانش نئوتتیس و نیز ذوب صفحه گسیخته شده همراه با رسوب‌های روی آن و متاسوماتیسم گوشته است.

 

سپاس‌گزاری

این مقاله برگرفته از پایان‌نامه کارشناسی ارشد نخستین نویسنده مقاله است و با پشتیبانی معنوی و مالی معاونت محترم پژوهشی و فناوری دانشگاه تبریز انجام شده است. نویسندگان برای این پشتیبانی‌ها بسیار سپاس‌گزارند. از داوران محترم مقاله و هیات تحریریه و اجرایی مجله پترولوژی دانشگاه اصفهان که با پیشنهادهای سازنده بر بهبود علمی مقاله افزودند صمیمانه سپاس‌گزاری می‌شود. 

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Mineralogical Magazine 148: 1-34.

Aghazadeh, M., Emami, M. H., Moin Vaziri, H., Rashidnezhad Omran, N. and Castro, A. (2011) Post-Collisional Shoshonitic, C-type Adakitic and Lamprophyric Plutonism in the Khankandi Pluton, Arasbaran (NW Iran). Geoscienses 78: 167-172.

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. )2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155: 69-97.

Arsalan, M. and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrography and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27 (2): 177-193.

Brunet M. F., Korotaev M. V., Ershov A. V. and Nikishin A. M. (2003) The South Caspian Basin: reviews of its evolution from subsidence modeling. Structural geology 156: 119-148.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662- 665.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1993) Mount St. Helens: potential example of the partial melting of the subducted lithosphere in a volcanic arc. Journal of Geology 21: 547-550.

Dercourt, J., Zonenshain, L., Grandjacquet, C., Sbortshikov, I. M., Geyssant, J., Lepvrier, C., Pechersky, D. H., Boulin, J., Sibuet, J. C., Savostin, L. A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M. L., Lauer, J. P. and Biju-Duval, B. (1986) Geological evolution of the tethys belt from the atlantic to the pamirs since the LIAS. Tectonopysics 123: 241-315.

Elburg, M. A., Bergen, M., Hoogewerff, J., Vroon, P., Zulkarnain, I. and Nasution, A. (2002) Geochemical trends across an arc-continent collision zone: magma sources and slab-wedge transfer processes below the pantar Strait volcanoes, Indonesia. Geochimica et Comochimica Acta 66: 2771-2789.

Eyuboglu, Y., Santosh, M., Yi, K., Bektaş, O. and Kwon, S. (2012) Discovery of Miocene adakitic dacite from the Eastern Pontides Belt and revised geodynamic model for the late Cenozoic evolution of eastern Mediterranean region. Lithos 146-147: 218-232.

Foley, S. F., Barth, M. G. and Jenner, G. A. (2000) Rutile/melt partition coefficients for trace elements and an assessment of subduction zone magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 64: 933-938.

Fowler, M. B. and Henney, P. J. (1996) Mixed Caledonian appenite magmas: implication for lamprophyre fractionation and high Ba-Sr Granite genesis. Contribtions to Mineralogy and Petrology 126: 199-215.

Fowler, M. B., Henney, P. J., Darbyshire, D. P. F. and Greenwood, P. B. (2001) petrogenesis of high Ba-Sr granits: The Rpgart pluton Sutherland. Journal of Geological Society of London 158: 521-534.

Gamkrelidze, I. P. (1986) Geodynamic of the Caucasus and adjacent areas in Alpine time. Tectonophysics 127: 261-277.

Green, N. L. and Harry, D. L. (1999) On the relationship between subducted slab age and arc basalt petrogenesis, Cascdia subduction system, North America. Earth and Planetary Science Letters 171: 367-381.

Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences 30: 433-447.

Jung, S., Hffer, E. and Hoernes, S. )2007) Neo-Proterozoic rift-related syenites (North Damara Belt, Namibia): Geochemical and Nd-Sr-PB-O istope constraints for mantle sources and petrogenesis. Lithos 96: 415-435.

Kazmin, V, G., Sbortshikov, I, M., Ricou, L.E., Zonenshin, L. P., Boulin, J. and Knipper, A. L. (1986) Volcanic belts as remarks of the Mesozoic- Cenozoic active margin of Eurasia. Tectonophysics 123: 123-152.

Khain, V. E. (1977) Critical composition of mobilistic models of tectonic development of the Caucasus. Proceeding of International Symposium of the Mediterranean Basins, Yugoslavia.

Mahmoudiniya, H. (2013) Study of petrology and petrography of Gavdel intrusive rocks with special emphasize to skarnization in the regien, Ahar, East Azarbayjan. MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Martin, H. )1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46: 411-429.

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

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews 37: 215-224.

Moradi, M., Karimpour, M. H., Malekzadeh, A, Lang Farmer, G. and Stern, Ch. (2012) Geochemistry, zircon U-Pb geochronology and Rb-Sr & Sm-Nd isotopes of Najmabad mozonitic rocks south of Ghonabad. Petrology 3(11): 77-96 (in Persian).

Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the adakitic signature. Lithos 112: 556-574.

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

Nicholson, K. N., Black, P. M., Hoskin, P. W. O. and Smith, I. E. M. )2004) Silicic volcanism and back arc extension related to migration of the late Cenozoic Australian-Pacific plate boundary. Journal of Geothermal and Volcanological Research 131: 295-306.

Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Proutea, G. and Jolivet, L. (2009) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106: 380-398.

Pe-Piper, G., Piper, D. J. W. and Matarangas, D. (2002) Regional implications of geochemistry and style of emplacement of Miocene I-type diorite and granite, Delos, Cyclades, Greece. Lithos 60: 47-66.

Plank, T. (2005) Constraints from Thorium/Lanthanum on sediment recycling at subduction zones and the evolution of the continents. Journal of Petrology 46: 921-944.

Qian, Q., Chung, S. L., Lee, T. Y. and Wen, D. J. (2003) Mesozoic high Ba-Sr granitoids from north China: geochemical characteristics and geological implications. Terra Nova 15: 272-278.

Richards, J. R. and Kerrich, R. (2007) Special paper: Adakite-like rocks: their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Economic Geology 102(4): 537-576.

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

Schmidt, M. W., Dardon, A., Chazot, G. and Vannucci, R. (2004) The dependence of Nb and Ta rutile-melt partitioning on melt composition and Nb/Ta fractionation during subduction processes. Earth and Planetary Science Letters 226: 415-432.

Sheth, S. P., Mtorres, I. S. and Verma, S. P. (2002) What is the calcalkalin rocks series. International Geology Review 44: 686-701.

Stern, C. R. and Kilian, R. (1996) Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakite from the Andean Austral Volcanic Zone. Contributions to Mineralogy and Petrology 123: 263-281.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications of mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J.) Special Publication 42: 313–345. Geological Society, London.

Wang, Q., Wyman, D. A., Zhu, T., Feng, X., Zhang, Q., Zi, F. and Chu, Z. (2008) Eocene melting of subducting continental crust and early uplifting of centeral Tibet: Evidence from centeral-western Qiangtang high-K calc-alcaline andesites, dacites and rhyolites. Earth and Planetary Science Letters 272: 158-171.

Wang, Q., Wyman, D.A., Zhao, Z. H., Xu, J. F., Bai, Z. H., Wiong, X. L., Dai, T. M., Li, C. F. and Chu, Z. Y. (2007) Petrogenesis of Carboniferous adakites and Nb-enriched arc basalts in the Alataw area, northern Tianshan Range (Western China): Implication for Phanerozoic crustal growth of the Centeral Asia Orogenic Belt. Chemical Geology 236: 42-64.

Xu, J. F., Shinjio, R., Defant, M. J., Wang, Q. and Rapp, R. P. (2002) Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ninzhen area of east China: partial melting of delaminated lower continental crust. Geology 12: 1111-1114.

Ye, H. M., Li, X. H., Li, Z. X. and Zhang, C. L. (2008) Age and origin of high Ba-Sr appinite-granites at the northwestern margin of the Tibet Plateau: Implications for early Paleozoic tectonic evolution of the Western Kunlun orogenic belt. Gondwana Research 13: 126-138.

Zhao, J. H. and Zhou, M. F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusion in the Panzhihua district (Sichuan Province, SW China): Implications for subduction–related metasomatism in the upper mantle. Precambrian