گرانیت‏‌های تیپ S منطقة گرمی‌چای (شمال‌باختری ایران): شیمی سنگ کل، جایگاه زمین‌ساختی و سازوکار پیدایش

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران.

2 تبریز - دانشگاه تبریز - دانشکده علوم طبیعی - گروه علوم زمین

3 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران

10.22108/ijp.2019.118558.1146

چکیده

منطقة گرمی‌چای در شمال شهرستان میانه (شمال‌باختری ایران) دربرگیرندة مجموعه‌ای از سنگ‌های دگرگونی شیستی، آمفیبولیت، کالک‌سیلیکات و مرمر و گرانیتویید است. گرانیتوییدها از دو تیپ S و A هستند. سازوکار پیدایش این گرانیت برپایة ذوب‌بخشی یک سنگ خاستگاه پلیتی سرشار از مسکوویت و واکنش ذوب، بیشتر آبزدایی مسکوویت بوده است. اندیس ASI برای گرانیت‏‌های تیپ S برابربا 12/1 تا 5/1 است و نشان‌دهندة سرشت پرآلومینوس و خاستگاه پوسته‌ای آنهاست. هر دو تیپ گرانیتی از LREE نسبت به HREE سرشار‏‌تر هستند و بیشتر آنها آنومالی منفی Eu نشان می‏‌دهند. مقدار Lan/Ybn و Lan/Gdn برای تیپ S در بازة 49/1-09/3 و 45/2-5 و برای تیپ A در بازة 34/1-99/1 و 53/1-75/1 هستند. گرانیت‏‌های تیپ S در محیط زمین‌ساختی همزمان با برخورد و هنگام رویداد فاز آسنتیک پدید آمده‌اند. گرانیت تیپ A نیز درون‌صفحه‌ای است. این گرانیت در زیرگروه A1 است و در محیط کافت قاره‌ای پدید آمده است. دمای پیدایش گرانیت‏‌های S و A به‌ترتیب نزدیک‌به 650-750 و 800-850 درجة سانتیگراد است.
 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Garmichay S-type granites (northwestern Iran): Whole rock geochemistry, tectonic setting and generation mechanism

نویسندگان [English]

  • Amir Mahamed 1
  • Mohsen Moayyed 2
  • Monir Modjjarad 3
1 Department of Geology, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
2 تبریز - دانشگاه تبریز - دانشکده علوم طبیعی - گروه علوم زمین
3 Geology Department, Faculty of Geology, University of Urmia, Urmia, Iran.
چکیده [English]

The Garmichay area in the north of Mianeh, NW Iran, features schists, amphibolites, calc-silicates, marbles and granitoids. Granitoids are of S- and A-type nature. Partial melting is the main generation mechanism, the progenitor is a pelite enriched in muscovite and the major melting reaction is muscovite dehydration. The ASI for the S-type granite varies between 1.12-1.5 indicating peraluminous character and crustal origin. Both granitic types are enriched in LREE in relation to HREE with negative Eu anomalies. Lan/Ybn ranges are 1.49-3.09 and 1.34-1.99 for the S-type and the A-type granites, respectively. Moreover, Lan/Gdn varies between 2.45 and 5 for the S-type granite and 1.53 and 1.75 for the A-type granite. The S-type granite has been generated in a collisional zone during Assyntic Orogeny.The A-type granite, however, is formed in a within-plate environment.The A-type granite belongs to A1 subtype formed in a continental rifting setting. The crystallization temperatures for the S-type and the A-type granites vary from 650 to 750 ºC and 800 to 850 ºC،respectively.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Granite
  • S-type
  • A-type
  • collision zone
  • Continental rift
  • Garmichay
  • Mianeh

به‌طور معمول گرانیت‏‌ها به دو دستة کوهزاد و غیرکوهزاد رده‌بندی می‏‌شوند (Whalen et al., 1987). یک رویکرد زایشی گرانیت‏‌ها را به دو دسته با خاستگاه رسوبی (S-type) و آذرین (I-type) رده‌بندی می‏‌کند (Chappell and White, 1974). این رده‌بندی در منابع، رده‌بندی الفبایی نیز شناخته می‏‌شود و شامل گرانیت‏‌های S، I، A و M می‏‌شود. یکی از رده‏‌بندی‌های جدیدتر، رده‏‌بندی زمین‌شیمیایی پیشنهادیِ Frost و همکاران (2008) است. در این رده‌بندی، متغیرهای ترکیبی Fe-index، اندیس MALI، اندیس اشباع از آلومینیم (ASI)، اندیس آلکالینیته (AI) و اندیس اشباع شبه‏‌فلدسپارسیلیکا (FSSI) به‌کار برده می‌شوند. رده‌بندی‌ِ پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) نیز از دیگر رده‌بندی‌های زمین‌شیمیایی است. در این رده‌بندی، گرانیت‏‌های تیپ S، I، A و M به‌ترتیب در محدوده‏‌های همزمان با برخورد (Syn-collision)، کمان آتشفشانی (VAG)، درون‌صفحه‌ای (WPG) و پشتة میان‌اقیانوسی (ORG) جای می‏‌گیرند. گرانیت‏‌های برخوردی به دو دستة MPG و CPG رده‌بندی شده‏‌اند (Barbarin, 1999). دستة MPG گرانیت‌هایی با خاستگاه تنها پوسته‌ای بدون نقش گوشته هستند؛ اما CPG تحت‌تأثیر گوشته و منابع گرمایی آن پدید می‌آیند. در رده‌بندی پیشنهادیِ Crawford و Windley (1990) دو نوع لوکوگرانیت شناسایی شده‏‌اند: Type-a و Type-b. گرانیت‏‌های تیپ a همانند گرانیت‏‌های نوع MPG هستند و گوشته نقشی در پیدایش آنها ندارد. از این دیدگاه، گرانیت‏‌های تیپ b همانند گرانیت‏‌های نوع CPG هستند و خاستگاه گوشته‌ای نشان می‏‌دهند. تورمالین در تیپ a عاملی برای شناسایی این دو تیپ از یکدیگر دانسته می‌شود و نشان‌دهندة خاستگاه پوستة متاپلیتی است (Benard et al., 1985). اگر خاستگاه گوشته‌ای باشد پیدایش حجم بزرگ‌تری از لوگوگرانیت‏‌ها را به‌دنبال دارد؛ اما اگر خاستگاه تنها پوسته‌ای باشد (MPG)، گرانیت‏‌هایی با حجم کمتر و به‌صورت دایک‏‌های گرانیتی یا استوک‏‌های کوچک پدید می‌آورد. گرمای لازم برای پیدایش این دسته از گرانیت‏‌ها را پهنه‌های برشی فراهم می‏‌آورند (Barbarin, 1999; Nabelek and Liu, 2004). در این پژوهش، برای نخستین‌بار به بررسی دقیق تکامل زمین‌شیمیایی مسکوویت‌گرانیت‌ها و دمای پیدایش این سنگ‌ها پرداخته می‌شود. همچنین، برپایة داده‏‌های موجود الگویی برای چگونگی پیدایش این گرانیت‏‌ها پیشنهاد می‌شود.

 

زمین‌شناسی

منطقة بررسی‌شده در شمال شهرستان میانه و در محدوده طول‌های جغرافیایی "54'47°54 تا °48 و عرض‌های جغرافیایی "54'37°42 تا "8'49°37 در استان آذربایجان شرقی جای دارد. همچنین، در پهنه‌بندی زمین‌ساختاری پیشنهادی برای ایران (Stӧcklin, 1968)، این منطقه بخشی از پهنة زمین‌ساختاری ایران مرکزی به‌شمار می‌رود (شکل 1). سنگ‌های دگرگونی شیستی، آمفیبولیت، مرمر، کالک‌سیلیکات و سنگ‌های آذرین درونی و بیرونی از رخنمون‌های سنگی گوناگونِ این منطقه‌اند. گرانیت‏‌های جوان و قدیمی از سنگ‌های آذرین درونی به‌شمار می‌روند. مسکوویت‌گرانیت از سنگ‌های گرانیتی قدیمی است. این گروه سنگی تنها به‌صورت دایک‌هایی دیده می‌شود که درون شیست‏‌های منطقه تزریق شده‏‌اند. آلکالی‌فلدسپارگرانیت دیگر گروه سنگی این منطقه است که به‌صورت استوکی کوچک رخنمون دارد و دایک‏‌هایی از آن درون شیست‏‌ها دیده می‌شوند. بررسی‌هایی که روی گرانیت‏‌های جدید و قدیمیِ این منطقه انجام شده‏‌اند بیشتر ویژگی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی این سنگ‌ها را دربر می‏‌گیرند (Riazi Khiabani, 2005; Moayyed and Shekari Esfahlan, 2013; Hajialioghli and Shekary Esfahlan, 2016; Moazzen et al., 2016).


 

 

 

شکل 1- موقعیت منطقة بررسی‌شده در رده‌بندی پیشنهادیِ Stӧcklin (1968) ؛ موقعیت منطقة بررسی‌شده که در پهنة ایران مرکزی جای دارد با دایره‌ توخالی نشان داده‌ شده است. نقشة زمین‌شناسی منطقه و واحدهای سنگی آن برپایة بررسی‌های Behroozi و همکاران (1993) و با تغییراتی برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی کنونی رسم شده است. اندازة دایک‏‌های مسکوویت‌گرانیت (تیپ S) با اغراق ترسیم شده‏‌اند.

 

شیست‏‌های منطقه با واحدهای آواری و کربناته کرتاسه به‌صورت ناهمساز پوشیده شده‏‌اند. این شیست‏‌ها به سن پرکامبرین هستند (Alavi et al., 1978). گرانیتوییدهای جوان به سن الیگومیوسن هستند (Behroozi et al., 1993) و سرشت I-type و A-type دارند (Hosseinzadeh, 2013). گرانیتوییدهای قدیمی مسکوویت‌گرانیت و چه‌بسا آلکالی‌فلدسپارگرانیت هستند. شیست‏‌های میزبان، سنگ خاستگاه دایک‏‌های مسکوویت‌گرانیتی هستند (Yang et al., 2016). ازاین‌رو، این دایک‏‌ها پیامد فرایندهای زمین‌ساختی هستند که شیست‏‌ها را شکل داده‏‌اند. آلکالی‌فلدسپارگرانیت به‌صورت استوکی کوچک در شمال روستای سیاه‌منصور دیده می‌شود. دادة سنی در پیوند با این گرانیت وجود ندارد؛ اما ازآنجایی‌که دایک‏‌های برخاسته‌ از آن، شیست‏‌ها را قطع کرده‏‌اند، جوان‌تر از آنها هستند. آلکالی‏‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز ترکیب کانی‏‌شناسی سازندة این واحد سنگی است. ترکیب شیمیایی این تودة گرانیتی در طول توده ثابت است. بافت آن نیز گرانولار است. مسکوویت‌گرانیت‌ها به شکل تودة نفوذی نیستند و تنها به‌صورت دایک رخنمون دارند. مسکوویت، کوارتز، پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار از کانی‌های سازندة این واحد سنگی هستند و بافت آن گرانولار است. کانی مسکوویت اولیه ویژگی بارز این سنگ است. شیست‏‌ها کلیواژ کرینولیشن دارند. رخنمون‌های این واحد سنگی در بخش‌های مختلفی از منطقة بررسی‌شده قابل پی‏‌جویی ‏‌هستند. ترکیب کانی‌شناسی آن دربردارندة مسکوویت، بیوتیت، آندالوزیت، کردیریت، کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار است. بررسی‌های انجام‌شده روی این سنگ‌ها نشان‌دهندة رخداد دگرگونی دما متوسط- کم فشار است (Moazzen et al., 2016).

کالک‌سیلیکات‏‌ها دربردارندة کانی‌های دولومیت، فورستریت، پیروکسن، آمفیبول و مسکوویت هستند. این کانی‌ها در یک جهت کشیدگی نشان می‌دهند و ردیف شده‏‌اند و این ویژگی نشان می‏‌دهد تحت‌تأثیر فاز دگرگونی ناحیه‌ای بوده‏‌اند. واحدهای گرانیتوییدی جوان منطقه (الیگومیوسن) شیست‏‌های پرکامبرین را به‌صورت مجاورتی دگرگون کرده‏‌اند. واحدهای آتشفشانی از جوان‌ترین سنگ‌های منطقة گرمی‌چای هستند که روی واحدهای کهن جای گرفته‌اند و بلندی‌های بزقوش را پدید ‌آورده‌اند (شکل 1). چکیده‌ای از ویژگی‌های کانی‏‌شناسی، تیپ، سن و وضعیت رخنمون واحدهای سنگی مورد بحث در جدول 1 آورده شده‏‌اند. نقشه زمین‌شناسی منطقه برپایة چهارچوب 1:100000 سراب و داده‏‌های به‌دست‌آمده از این پژوهش رسم شده است (شکل 1).

 

 

جدول 1- خلاصه‌ای از واحدهای سنگی گرمی‌چای به‌همراه سن، تیپ، ترکیب کانی‏‌شناسی و روابط صحرایی آنها

Lithological Units

Age

Type

Major Mineralogy

Minor Mineralogy

Outcrop and Field Relationships

schist

Precambrian

--

Bt, Ms, Qtz, And

Zrn, Ttn, Ap،Tur, opaque

The Schists make up the largest outcrop in the area and are intruded by several granitoids

muscovite granite

probably Precambrian

S

Qtz, Pl, Kfs, Ms

Ap, Tur, Grt, Ttn, Zrn

Only dikes of this granite is observed to have intruded the schists

Alkali-feldspar granite

?

A

Qtz, Pl, Kfs

Bt, Ms, Zrn, Opaque

A small stock dikes of which have intruded the schists

Oligomiocene granites

Oligomiocene

I , A

Bt, Am, Pl, Qtz

 

Zrn, Ap, Ttn, Ms

These granites are observed in the form of stocks that have resulted in skarn formation


 


روش انجام پژوهش

شمار 33 مقطع نازک از سنگ‌های گرانیتوییدی منطقه برای بررسی‌های سنگ‌نگاری تهیه شدند. از میان آنها، شماری نمونه از مسکوویت‌گرانیت و شماری از آلکالی‌فلدسپارگرانیت برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی برگزیده شدند. شیمی سنگ کل عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ‌های گرانیتی به‌ترتیب با روش‌های XRF و ICP-MS در آزمایشگاه MSALABS در کانادا به‌دست آورده شد. در پایان، بررسی و تحلیل داده‏‌ها برای پیشنهاد الگوی مناسب برای پیدایش این گرانیت‏‌ها انجام شد.

سنگ‌نگاری

پلاژیوکلاز (30-50 درصدحجمی)، کوارتز (30-40 درصدحجمی)، مسکوویت (نزدیک‌به 20 درصدحجمی) و آلکالی‏‌فلدسپار (5-15 درصدحجمی) از مهم‌ترین سازنده‏‌های کانیایی مسکوویت‌گرانیت، هستند. آپاتیت، کلریت (ثانویه) و زیرکن از کانی‌های کمیاب هستند. در برخی نمونه‏‌‏‌ها گارنت نیز کانی فرعی است. بیوتیت یا دیده نمی‌شود و یا به مقدار بسیار اندک دیده می‏‌شود (کمتر از 2 درصدحجمی). این سنگ‌ها گرانودیوریت هستند و نسبت پتاسیم‌فلدسپار به پلاژیوکلاز در آنها کمابیش ثابت است (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- جایگاه گرانیت‏‌های منطقة بررسی‌شده در نمودار سه‌تایی Streckeisen (1979) (دایرة‏‌ توپر: مسکوویت‌گرانیت؛ دایرة توخالی: آلکالی‌فلدسپارگرانیت)

 

 

میزان کانی‌های مافیک در این سنگ‌ها از 5 درصدحجمی کمتر است. ویژگی‌های سنگ‌نگاری نشان‌دهندة دگرریخت‌بودن این سنگ هستند. ماکل تکراری در کانی‌های پلاژیوکلاز و خاموشی موجی در کانی‌های کوارتز آشکارا دیده می‏‌شوند (شکل 3- A). کانی‌های شکل‌دار، مستطیلی و گاه خمیدة (kinkband) مسکوویت با قطر نزدیک‌به 2 میلی‏‌متر دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). کانی‌های دیگر بی‏‌شکل‏‌ هستند. بافت‏‌های همرشدی میرمکیت و پرتیت نیز دیده شده‏‌اند (شکل‌های 3- C و 3- D). تورمالین و بیوتیت نیز از کانی‌های فرعی هستند (شکل 3- E). با به‌یادداشتن توزیع اندازة بلورها، این سنگ بافت دانه‌ای دارد. ویژگی‌های کانی‌شناسی نشان می‌دهند این گرانیت از تیپ S است.

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از مسکوویت‌گرانیت (شکل‌های A تا E) و آلکالی‌فلدسپارگرانیت (شکل‌های F تا J). A) بلور بی‏‌شکل پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک؛ B) بلورهای خودشکل و گاه خمیده مسکوویت (Kinkband)؛ C) بافت پرتیتی در زمینة بلور فلدسپار؛ D) همرشدی کرمی‌شکل بلورهای کوارتز و پلاژیوکلاز در قالب بافت میرمکیت؛ E) بلورهای سبز تورمالین در مسکوویت‌گرانیت؛ F) کانی‌های مسکوویت ثانویه در یک نمونة آلکالی‌فلدسپارگرانیت؛ G) کوارتز با خاموشی موجی؛ H) بلورهای کشیده و دگرریخت کوارتز؛ I) آلکالی‌فلدسپار پرتیتی با میانبار‌هایی از کوارتز؛ J) بلور شکستة آلکالی‌فلدسپار پرتیتی


 


استوک کوچکی از آلکالی‏‌فلسپار گرانیت در منطقة سیاه‌منصور دیده می‏‌شود (شکل 1). ترکیب کانی‏‌شناسی آن همانند مسکوویت‌گرانیت است؛ هرچند این گرانیت مسکوویت اولیه ندارد و مسکوویت‌های آن به‌صورت ثانویه دیده می‌شوند (شکل 3- F). کانی‌های بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‌دار کوارتز (30-40 درصدحجمی)، آلکالی‏‌فلدسپار (25-40 درصدحجمی) و پلاژیوکلاز (5-10 درصدحجمی) ترکیب کانی‏‌شناسی اصلی را می‏‌سازند. بلورهای کشیده و دگرریخت کوارتز خاموشی موجی دارند (شکل‌های 3- G و 3- H). برخی از این کانی‌ها در زمینة درشت‌بلورهایی از آلکالی‌فلدسپارهای پرتیتی دیده می‏‌شوند (شکل 3- I). آلکالی‌فلدسپارهای دچار شکستگی شده‏‌اند (شکل 3- J). پلاژیوکلازها نیز گاه سرسیتی شده‏‌اند. این سنگ از کانی‌های مافیک بسیار تهی است و بیوتیت در صورت وجود، تنها یک درصدحجمی ترکیب مودال سنگ را دربر می‌گیرد. زیرکن و کانی کدر از کانی‌های کمیاب هستند.

 

زمین‌شیمی عنصرهای اصلی

جدول 2 ترکیب شیمی سنگ کل عنصرهای اصلی و فرعی گرانیت‏‌ها را نشان می‏‌دهد. گرانیت S میزان بالایی از سیلیس (21/74-52/77 درصدوزنی)، مقدارهای متوسطی از عنصرهای آلکالی (Na2O: 23/3-21/6 درصدوزنی؛ K2O: 43/0-48/5 درصدوزنی) و مقدار کمی از MgO+FeO+TiO2 دارد. ازاین‌رو، این سنگ‌ها شاید خاستگاه پوسته‌ای داشته باشند. غلظت سیلیس در این سنگ‌ها تغییرات چندانی نشان نمی‏‌دهد. بسیاری از نمونه‏‌های مسکوویت‌گرانیت سدیک هستند. TiO2 آنها کم است (03/0 تا 16/0 درصدوزنی). میزان CaO نیز بسیار کم است و MnO برابربا 01/0 تا 13/0 درصدوزنی است. ترکیب عنصرهای اصلی در مسکوویت‌گرانیت‏‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها همانند یکدیگر است. آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها نیز از سیلیس سرشار هستند و مقدار متوسطی از عنصرهای آلکالی و مقدار کمی MgO+Fe2O3+TiO2 دارند. البته بازة تغییرات TiO2 در آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها محدودتر از مسکوویت‌گرانیت است (05/0-09/0 درصدوزنی). میزان MnO نیز بسیار کم است (04/0 تا 09/0 درصدوزنی). در کل، اکسیدهای SiO2+Al2O3+Na2O+K2O در این دو تیپ گرانیتی نزدیک‌به 97 درصدوزنی هستند و این ویژگی نشان‌دهندة ترکیب مودال سرشار از کوارتز و فلدسپار و سرشت لوکوگرانیتی این سنگ‌هاست.

از نمودارSiO2 دربرابر Na2O+K2O برای رده‌بندی این سنگ‌ها بهره گرفته شد. در این نمودار، مسکوویت‌گرانیت‏‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها در میدان گرانیت جای می‌گیرند (شکل4- A). افزون‌براین، در نمودار R1 دربرابر R2، این نمونه‏‌ها در و یا نزدیک محدوده گرانیت جای می‌گیرند (شکل 4- B). گرانیت‏‌های تیپ S بیشتر پرآلومینوس (1ASI>) و بسیار پرآلومینوس هستند (1/1ASI>) (شکل 4- C). ضریب اشباع از آلومینیم برای آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها نیز بیشتر از 1 است (شکل 4- C). این ویژگی چه‌بسا پیامد مسکوویت‏‌های ثانویه است. در نمودار رده‏‌بندی گرانیت‏‌های پرآلومینوس، هر دوی این سنگ‌ها در میدان fP جای می‌گیرند (شکل 4- D).


 

 

جدول 2. ترکیب عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و کمیاب (درپایة ppm) مسکوویت‌گرانیت و آلکالی‌فلدسپارگرانیت گرمی‌چای

Rock Type

Muscovite granites

Alkali feldspar granites

Sample No.

16MS1

16MS2

16MS3

16MS4

16MS5

16MS6

16MS7

16MS9

16MA1

16MA2

16MA3

16MA4

SiO2

76.12

76.68

77.52

77.48

74.21

76.45

75.62

77.08

77.60

77.43

77.82

76.98

TiO2

0.03

0.05

0.09

0.08

0.03

0.08

0.07

0.08

0.06

0.06

0.06

0.08

Al2O3

14.27

14.32

14.36

14.14

14.17

14.82

14.45

14.74

12.68

13.24

12.71

13.35

Fe2O3

0.07

0.08

0.06

0.08

0.05

0.1

0.09

0.14

0.05

0.06

0.08

0.06

FeO

0.64

0.66

0.62

0.73

0.50

0.91

0.82

0.98

0.48

0.53

0.58

0.63

MnO

0.13

0.08

0.03

0.01

<0.01

0.02

0.06

0.05

0.04

<0.01

0.04

0.06

MgO

0.11

0.14

0.08

0.08

0.11

0.23

0.17

0.19

0.09

0.07

0.09

0.08

CaO

0.47

0.52

0.74

0.89

0.47

1.52

0.77

0.98

1.41

0.18

1.38

0.68

Na2O

4.01

4.17

4.48

4.76

3.75

6.21

4.28

4.12

3.79

5.51

4.41

5.32

K2O

2.42

2.56

3.08

3.11

5.48

0.43

2.92

2.82

1.30

2.15

1.28

2.36

P2O5

0.10

0.12

0.11

0.13

0.15

0.33

0.13

0.34

<0.01

<0.01

0.03

0.03

BaO

<0.01

0.01

0.03

0.03

0.02

<0.01

0.05

0.02

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

SrO

<0.01

<0.01

0.02

0.02

0.02

0.03

0.02

0.03

0.05

0.03

0.04

0.03

LOI

1.09

1.18

0.64

0.45

0.49

0.44

1.12

0.38

1.38

0.91

1.12

0.88

Total

99.45

100.57

101.86

101.98

99.46

101.81

100.57

101.95

98.92

100.15

99.64

100.54

ASI

1.50

1.30

1.28

1.13

1.12

1.16

1.27

1.32

1.24

1.13

1.20

1.00

Co

0.4

0.5

0.7

0.8

0.7

1.1

0.7

0.9

0.9

0.8

1.1

0.9

Ni

2.0

1.9

2.7

2.9

3.3

7.6

4.1

4.8

4.5

3.8

3.9

4.4

Sc

3.6

3.2

2.4

2.2

0.7

2.4

2.1

2.1

0.3

0.3

0.8

0.6

Tc

<0.01

0.01

0.03

<0.01

<0.01

0.02

0.02

0.01

0.03

0.06

0.05

0.06

Ts

<0.01

0.01

0.02

0.01

<0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

<0.01

0.04

0.06

Ba

61.9

162.7

262.7

252.3

202.6

49.5

512.6

182.6

55.0

78.8

62.4

70.2

Ce

5.8

5.6

11.7

11.9

4.5

5.3

4.1

6.1

65.7

85.1

66.4

78.9

Cr

<10

12

14

12

<10

24

15

17

13

13

14

16

Cs

1.58

1.42

1.52

1.43

1.56

0.55

2.01

1.54

5.61

1.84

3.12

1.64

Dy

1.28

1.31

1.52

1.63

0.94

1.29

1.02

1.34

17.71

17.93

16.92

17.04

Er

0.82

0.78

1.08

1.15

0.45

0.79

0.36

0.81

11.61

10.37

11.72

12.37

Eu

0.16

0.15

0.48

0.51

0.05

0.20

0.18

0.19

0.72

0.39

0.68

0.45

Ga

22.4

21.8

15.2

14.6

15.4

15.7

23.4

14.8

34.9

42.2

37.6

44.5

Gd

0.69

0.71

1.04

1.10

0.68

0.80

0.65

0.76

12.76

15.24

12.48

14.48

Hf

1.4

1.8

1.7

1.5

2.3

1.0

2.6

1.3

12.5

7.9

12.5

7.9

Ho

0.25

0.26

0.28

0.37

0.18

0.25

0.16

0.22

3.71

3.47

3.68

3.54

La

2.8

2.6

4.8

6.6

2.0

2.8

2.1

3.4

23.4

29.6

24.2

30.4

Lu

0.18

0.16

0.27

0.23

0.11

0.18

0.09

0.21

1.55

1.34

1.68

1.55

Nb

43.5

42.7

39.4

11.4

24.3

38.2

48.9

39.4

226.4

197.7

222.4

198.6

Nd

2.2

2.2

2.8

4.4

2.0

2.2

1.6

1.7

38.4

52.4

40.2

48.4

Pr

0.62

0.58

1.12

1.23

0.52

0.06

0.53

0.26

8.99

12.14

9.02

11.88

Rb

82.4

85.6

67.4

65.9

93.7

7.1

94.8

82.6

75.8

106.6

77.2

92.4

Sm

0.69

0.72

1.09

1.13

0.71

0.65

0.68

0.71

11.73

15.68

11.54

14.92

Sn

<5

7

5

5

5

5

5

5

5

<5

5

5

Sr

37.2

82.4

142.4

145.0

124.8

201.0

185.6

194.6

367.9

224.8

282.5

244.3

Ta

7.7

6.8

4.7

2.0

6.8

6.1

9.6

6.8

21.0

15.2

21.4

17.2

Tb

0.17

0.16

0.21

0.23

0.12

0.17

0.13

0.19

2.46

2.70

2.54

2.68

Th

3.10

3.25

3.26

3.35

6.20

1.45

1.92

2.74

39.81

22.06

40.08

26.12

Tm

0.14

0.12

0.17

0.20

0.09

0.14

0.08

0.15

1.77

1.63

1.82

1.72

U

2.35

2.35

2.38

2.38

3.33

3.45

2.05

3.45

9.91

4.74

9.91

4.74

V

<10

11

12

<10

<10

<10

13

10

<10

<10

<10

10

W

3

5

4

2

2

13

6

9

5

6

3

4

Y

8.2

8.4

9.6

10.9

5.4

7.9

3.9

6.8

123.3

118.5

118.6

122.4

Yb

1.20

1.18

1.35

1.45

0.66

1.10

0.94

1.21

11.75

10.02

11.88

10.94

Zr

26

28

48

45

23

14

36

36

236

149

242

185

Eu/Eu*

0.71

0.64

1.38

1.39

0.22

0.84

0.83

0.79

0.18

0.08

0.17

0.09

Lan/Ybn

1.57

1.49

2.40

3.09

2.04

1.72

1.51

1.89

1.34

1.99

1.37

1.87

Lan/Gdn

3.39

3.06

3.86

5.00

2.45

2.92

2.70

3.74

1.53

1.62

1.62

1.75

 

شکل 4- ترکیب مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O برای رده‌بندی سنگ‌های آذرین درونی (Middlemost, 1994)؛ B) R1 دربرابر R2 برای رده‌بندی سنگ‌های آذرین درونی (De La Roche et al., 1979)؛ C) نمودار A/CNK دربرابر A/NK نشان‏‌دهنده ترکیب شیمیایی برپایة اندیس ASI (Shand, 1943)؛ D) رده‌بندی شیمیایی سنگ‌های پرآلومینوس (Villaseca et al., 1998) (hP: highly peraluminous; mP: moderately peraluminous; lP: low peraluminous; fP: highly felsic peraluminous)

 

 

زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب

برپایة الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)، مسکوویت‌گرانیت‏‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها از LREE دربرابر HREE کمابیش غنی هستند و بیشتر آنها آنومالی منفی Eu نشان می‏‌دهند (شکل 5- A). مسکوویت‌گرانیت‏‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها الگوهای کمابیش جدایش‌یافته‌ای از REE نشان می‏‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که نسبت‏‌های Lan/Ybn و Lan/Gdn برای مسکوویت‌گرانیت به‌ترتیب برابربا 49/1-09/3 و 45/2-5 و برای آلکالی‌فلدسپارگرانیت برابربا 34/1-99/1 و 53/1-75/1 هستند. مسکوویت‌گرانیت بیشتر غلظت‏‌های کمی از LREE و دیگر عنصرهای HFSE دارند (مانند: Ti، Hf، Zr و ...) (شکل 5- A). افزون‌براین، این سنگ غنی‌شدگی متوسط تا شدید از LILE دارد که نشان‌دهندة سرشت لوکوگرانیتی آن است (Mohamed and Hassanen, 1997). شیب منحنی‌های REE در این سنگ‌ها کمابیش کم است و چه‌بسا نشان‌دهندة نرخ بالای ذوب‌بخشی در خاستگاه سنگ باشد (Rollinson, 1993). غلظت کم عنصرهای HREE و در کل، الگوی کاهشی HREE، چه‌بسا پیامد گارنت بجا‏‌مانده در محل خاستگاه باشد (Rollinson, 1993). عنصرهای Rb، Sr و Ba تغییرات کمابیش بالایی نشان می‏‌دهند (جدول 2). برخلاف عنصرهای کمیاب دیگر، میکاها و فلدسپارها غلظت این عنصرها را کنترل می‏‌کنند. Sr بیشتر در پلاژیوکلاز تمرکز می‏‌یابد. Ba در پلاژیوکلاز و بیوتیت سازگار است؛ اما Rb ناسازگار است (Harris and Inger, 1992). مذاب‌های با خاستگاه پسامیتی Rb بیشتر و Sr و Ba کمتری دارند؛ زیرا این عنصرها در فلدسپارهای بجامانده تمرکز می‏‌یابند. گرانیت تیپ S منطقة بررسی‌شده از Ba غنی است و Rb کمابیش کمی دارد. اگرچه فراوانی Sr کمتر از Ba است اما غلظت‏‌های بالایی در این سنگ دارد. ازاین‌رو، خاستگاه این سنگ‌ها از میکا سرشار و از فلدسپار تهی بوده است. ذوب سنگ‌های پلیتی، فلدسپار کمتری برجای می‏‌گذارد و این پدیده غلظت Ba و Sr در مذاب پدیدآمده را افزایش می‌دهد (Patiño Douce and Johnston, 1991). ازآنجایی‌که دو نمونه از مسکوویت‌گرانیت‏‌ها آنومالی مثبت ضعیفی از Eu نشان می‌دهند و غلظت Sr و Ba در آنها کمابیش بالاست، نقش پلاژیوکلاز در واکنش ذوب برای این سنگ‌ها در نظر گرفته می‌شود. ازاین‌رو، غلظت عنصرهای Ba، Sr و Rb از ترکیب خاستگاه، فلدسپار بجامانده در تفالة ذوب و نوع واکنش ذوب پیروی می‌کند. در کل، بیشترین تفاوت این دو تیپ گرانیت در فراوانی عنصرهای کمیاب است؛ به‌گونه‌ای‌که عنصرهای Zr، Sr، Nb، Ce، Ga و La در آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها بسیار بیشتر از مسکوویت‌گرانیت‌هاست. همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها از سیلیس سرشار هستند. همچنین، در این گرانیت‏‌ها عنصرهای Zr، Nb، Hf و Ta غنی‌شدگی و عنصرهای Ti، Eu، Ba، Sr و P آنومالی منفی نشان می‏‌دهند. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة سرشت A-type (A1) این گرانیت‏‌هاست. هر دو تیپ گرانیتی آنومالی منفی Ti دارند. این آنومالی در مسکوویت‌گرانیت‏‌ها با بجا‏‌ماندن بیوتیت همراه با آپاتیت، ایلمنیت یا تیتانیت در خاستگاه همخوانی دارد. عنصرهای کمیاب این دو گرانیت نسبت به N-MORB بهنجار شده‏‌اند (شکل 5). عنصر K آنومالی مثبت و عنصر Th در سنگ‌های مسکوویت‌گرانیت آنومالی منفی دارند. این ویژگی بازتابی از نقش پوستة قاره‌ای در پیدایش این سنگ‌هاست. برای مقایسه الگوهای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب، لوکوگرانیت‏‌های هیمالیا (Guo and Wilson, 2012) در شکل آورده شده‏‌اند. برپایة این مقایسه، گرانیت‏‌های هیمالیا و مسکوویت‌گرانیت الگوهای تغییرات مشابهی دارند (شکل‌های 5- A و 5- C). با وجود این، نمونه‏‌های بررسی‌شده از عنصرهای خاکی کمیاب تا اندازه‌ای تهی‌تر هستند. آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها نیز با گرانیت‌های تیپ A کمربند چین‌خوردة لاکلان (LFB) در استرالیا (Collins et al., 1982) مقایسه شده‌اند (شکل‌های 5- B و 5- D). بر این پایه، روند عمومی الگوها همانند است و تنها تفاوت در میزان غنی‏‌شدگی و تهی‏‌شدگی برخی عنصرهاست. در گرانیت‌های گرمی‏‌چای، Nb آنومالی مثبت و در LFB آنومالی منفی نشان می‌دهد. آنومالی منفی Sr و P در LFB بیشتر از آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌هاست (شکل 5- B). آنومالی منفی Ba نیز در گرانیت‏‌های گرمی‌چای شدیدتر است. عنصرهای کمیاب برای شناسایی سری ماگمایی به‌کار برده شدند. در نمودارهای Co دربرابر Th و Ta/Yb دربرابر Th/Yb، گرانیت‏‌های گرمی‏‌چای در میدان‌های شوشونیتی و کالک‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل‌های 6- A و 6- B).

 

 

 

شکل 5- ترکیب مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب به‌ترتیب بهنجارشده به: A) ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ B) ترکیب N-MORB (Thompson, 1982) (در نمودار A، الگوی عنصرهای کمیاب مسکوویت‌گرانیت‏‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها به‌ترتیب با لوکوگرانیت‏‌های هیمالیا (Gou and Wilson, 2012) و گرانیت تیپ A کمربنده چین‌خوردة لاکلان (LFB) استرالیا (Collins et al., 1982) مقایسه شده‌اند. در نمودار B، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب مسکوویت‌گرانیت‏‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‏‌ها به‌ترتیب با لوکوگرانیت‏‌های همالیا و گرانیت‏‌های کمربند چین‌خوردة لاکلان (LFB) استرالیا مقایسه شده‌اند)

 

 

شکل 6- مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در: A) نمودار Co دربرابر Th (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1982)

 


جایگاه زمین‌ساختی

ترکیب شیمیایی سنگ‌های گرانیتی تحت‌تأثیر محیط زمین‌ساختی است (Pearce, 1982; Harris et al., 1986; Frost and Frost, 2008; Clemens and Stevens, 2012). ازاین‌رو، برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، محیط زمین‌ساختی سنگ ارزیابی می‌شود. در رده‌بندی پیشنهادیِ Barbarin (1999) برای لوکوگرانیت‌ها، ترکیب کانی‏‌شناسی اهمیت دارد و برپایة آن، لوکوگرانیت‏‌ها به دو دستة MPG و CPG رده‌بندی می‏‌شوند. ازآنجایی‌که گرانیت S کانی‌های اولیة مسکوویت به‌همراه تورمالین و گارنت دارد و میگماتیت حضور ندارد، پس این سنگ MPG و از تیپ A (Crawford and Windley, 1990) است. از این‌رو، گوشته نقشی در توسعه و تکامل این گرانیت‏‌ها نداشته است. نمودارهای شناسایی زمین‌ساختی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) برای گرانیت‏‌های گرمی‏‌چای به‌کار برده شدند. در این نمودارها، مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌گرانیت‏‌ها به‌ترتیب در میدان‌های همزمان با برخورد و درون‌صفحه‌ای جای می‌گیرند (شکل‌های 7- A و 7- B). Whalen و همکاران (1987) رده‌بندی الفبایی گرانیت‌ها (I-type، S-type و A-type) برپایة عنصرهای اصلی و فرعی را پیشنهاد کرده‏‌اند. بر این پایه، مسکوویت‌گرانیت‏‌ها در میدان‌های S-type و I-type و آلکالی‌گرانیت‏‌ها در میدان A-type جای می گیرند (شکل 7- C).

 

 

 

شکل 7- مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در: A، B) نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودارهای پیشنهادیِ Whalen و همکاران (1987) برای شناسایی گرانیت‌های A-type، S-type و I-type

 

 

برای شناسایی گرانیت‏‌های تیپ I از S از نمودار شکل 8- A بهره گرفته شد. در این نمودار، مسکوویت‌گرانیت در میدان S-type و peraluminous جای می‏گیرد. همچنین، در نمودار R1 دربرابر R2، نمونه‏‌های تیپ S در میدان همزمان با برخورد جای می‌گیرند (شکل 8- B). Eby (1992) برای شناسایی دو زیرگروه تیپ A نموداری پیشنهاد کرده است که در آن، نمونه‏‌های آلکالی‌فلدسپارگرانیت در میدان A1 جای می‌گیرند (شکل 8- C). این زیرگروه نشان‌دهندة گرانیت‏‌های پهنه‌های ریفت قاره‌ای است.

 

 

 

شکل 8- مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در: A) نمودار SiO2 دربرابر Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) برای شناسایی گرانیت‏‌های پرآلومینوس و متاآلومینوس (Chappell and White, 1974) و تیپ S و I (White and Chappell, 1977)؛ B) نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985) برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی؛ C) نمودارهای تفکیک زیرتیپ‌های گرانیت A (Eby, 1992)

 

 

سنگ‌زایی و سازوکار پیدایش مسکوویت‌گرانیت

در زیر هر تودة گرانیتی یک خاستگاه ژرف‏‌تر پوسته‌ای هست (Chen and Grapes, 2007). باور بر اینست که لوکوگرانیت‏‌ها محصول ذوب‌بخشی پوستة پلیتی هستند. البته خاستگاه‌های دیگری (مانند: اورتوگنایس‏‌گرانیتی، متآرنایت، متاسمیت و آمفیبولیت) نیز برای آنها پیشنهاد شده‏‌اند (Hu et al., 2018; Zhang et al., 2019). داده‏‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند متاپلیت‏‌ها و متاگری‏‌وک‌ها سنگ خاستگاه غالب برای لوکوگرانیت‏‌ها هستند (Villaros et al., 2009; Gou et al., 2016; Yang et al., 2016). لوکوگرانیت‏‌های پهنه‌های برخوردی بیشتر از رسوب‌های دگرگون‌شده خاستگاه می‏‌گیرند. در شکل‌های 9- A و 9- B، گرانیت‏‌های S به‌ترتیب در میدان‌های خاستگاه پلیتی سرشار از مسکوویت و پلیتی جای گرفته‏‌اند. ذوب‌بخشی نقش مهمی در پیدایش این گرانیت‏‌ها بازی کرده است. در نمودارهای La دربرابر La/Sm و K2O دربرابر Ce/Yb، گرانیت‏‌های S روند ذوب‌بخشی نشان می‏‌دهند (شکل 9- C). البته فرایند جدایش بلورین را نیز تا اندازه‌ای باید به‌یاد داشت. همان‌گونه‌که در همة پهنه‌های برخوردی رایج است، در منطقة گرمی‌چای مقدارهای بالایی شیست سرشار از مسکوویت و بیوتیت دیده می‌شود. همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، گرانیت S از LILE سرشار و از HFSE تهی است و به‌شدت خاستگاه پوسته‌ای میکایی را نشان می‏‌دهد.

 

 

 

شکل 9- مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در: A) نمودار CaO/(FeOt+MgO+TiO2) دربرابر Al2O3/(FeOt+MgO) برای رسوب‌های دگرگون‌شده (Patiño Douce, 1999)؛ B) نمودار Al2O3/TiO2 دربرابر CaO/Na2O که نشان‏‌دهندة مذاب‌های تجربی پدیدآمده از رسوب‌های سمیتی و پلیتی است (Jung and Pfänder, 2007)؛ C) نمودار La دربرابر La/Sm (Patiño Douce, 1999)؛ D) نمودار K2O دربرابر Ce/Yb (Jung and Pfänder, 2007) (دو نمودار C و D نشان‌دهندة نقش فرایند ذوب‌بخشی در پیدایش گرانیت S هستند؛ هرچند نقش تفریق را نمی‏‌توان نادیده گرفت. گرانیت تیپ A زیرگروه A1 به‌شمار می‌رود)

 


دما و واکنش ذوب

برای ارزیابی دمای پیدایش گرانیت‏‌ها از نمودارهای شکل 10 بهره گرفته شد. دماهای به‌دست‌آمده برای گرانیت‏‌های S و A به‌ترتیب در بازة 650 تا750 و 800 تا 850 درجة سانتیگراد هستند. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، دمای پیدایش گرانیت‏‌های تیپ A بیشتر از گرانیت‏‌های تیپ S است. این نکته با توجه به سرشت پیدایش این دو تیپ متفاوت گرانیتی، منطقی است؛ به‌گونه‌ای‌که گرانیت‏‌های تیپ S منطقة گرمی‌چای محصول فرایند ذوب‌بخشی رسوب‌های قاره‌ای بدون دخالت خاستگاه دمایی گوشته‌ای است؛ اما سنگ خاستگاه گرانیت‏‌های تیپ A (که متعلق به زیرگروه A1 هستند) در محیط ریفت قاره‌ای و تحت‌تأثیر پلوم‌های گوشته‌ای دچار ذوب‌بخشی شده‏‌ است. درکل، گرانیت‏‌های پدیدآمده در محیط‌های ریفت قاره‌ای نسبت به گرانیت‏‌های تیپ S در دماهای بیشتری پدید می‌آیند. اصلی‏‌ترین خاستگاه اکسیدهای K2O، Al2O3 و H2O در سنگ‌های لوکوگرانیت با خاستگاه متاپلیتی، مسکوویت و بیوتیت است (Harris et al., 1993).

 

 

 

شکل10- ترکیب سنگ کل مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در: A) نمودار SiO2 (برپایة درصدوزنی) دربرابر Zr (برپایة ppm)؛ B) (Al*Si)/(Na+K+2*Ca) دربرابر Zr (برپایة ppm) (Watson and Harrison, 1983)

 

 

واکنش‌های با حضور سیال و بی حضور سیال از واکنش‌های ذوب هستند. واکنش سیال حاضر، محدودیت‌هایی مانند شیب منفی سالیدوس گرانیت دارد (Clemens, 1984). ازاین‌رو، مذاب پدیدآمده توان بالاآمدن تا سطوح بالاتر پوسته را نخواهد داشت (Ayres and Harris, 1997). واکنش‌های سیال غایب شامل ذوب بیوتیت و مسکوویت هستند. هنگام رویداد دگرگونی‌های پیشرونده، نخست واکنش ذوب آبزدایی مسکوویت در دماهای زیر 800 درجة سانتیگراد و سپس بیوتیت در دماهای 800 تا 900 درجة سانتیگراد رخ می‏‌دهد (Patiño Douce and Harris, 1998). البته اگر بیوتیت آهن کمتری داشته باشد واکنش ذوب بیوتیت در دماهای کمتری (حدود710درجه) رخ می‌دهد (Singh and Johannes, 1996). برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی گرانیت‏‌های تیپ S، واکنش ذوب، بیشتر آبزدایی مسکوویت بوده است. همچنین، همبستگی منفی میان نسبت‏‌های Rb/Sr و Ba نشان‌دهندة رخداد واکنش آبزدایی مسکوویت است که اصلی‏‌ترین واکنش ذوب‌بخشی به‌شمار می‌رود (شکل 11).

 

 

شکل11- مسکوویت‌گرانیت‌ها و آلکالی‌فلدسپارگرانیت‌های گرمی‌چای در نمودار Ba دربرابر Rb/Sr (Inger and Harris, 1993) (Ms (VP): واکنش‌ ذوب مسکوویت؛ Ms (VA): ذوب آبزدایی مسکوویت؛ Bt (VA): ذوب آبزدایی بیوتیت)

 

خاستگاه مسکوویت‌گرانیت‏‌های گرمی‏‌چای

همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، این گرانیت‏‌ها از نوع MPG با خاستگاه پوسته‌ای هستند و رستیت ندارند. برپایة Barbarin (1999)، این گرانیت‏‌ها بدون دخالت گوشته و در پهنه‌های برشی پدید می‌آیند. خاستگاه دما مهم‌ترین نکته در پیدایش گرانیت‏‌های پوسته‌ای است که برای آن الگو‌های گوناگونی پیشنهاد شده‏‌اند:

- ذوب با کاهش فشار (Auzanneau et al., 2006)؛

- ضخیم‌شدگی پوسته؛

- گرم‌شدگی درونی (internal heating) در پوسته؛

- نازک‌شدگی سنگ‌کرة گوشته‌ای و گرم‌شدگی برشی (shear-heating).

گرم‌شدگی درونی به مواد رادیواکتیو وابسته است. این گرما در پوسته که Spear (1993) آن را 3µWm-3 پیشنهاد کرده است، توان آغاز ذوب را ندارد. ضخیم‌شدگی پوسته‌ای نیازمند بالاآمدگی سریع از ژرفای بیشتر از 50 کیلومتر است که ژرفای خوبی برای سنگ خاستگاه لوکوگرانیت‏‌ها نیست (Nabelek and Liu, 2004). ذوب در پی کاهش فشار نیازمند دفن سنگ‌های پوسته‌ای در ژرفای بیشتر از 45 کیلومتر (Nabelek and Liu, 2004) و یا 100 کیلومتر (Vance and Harris, 1999) است. بالازدگی نیز باید سریع باشد. این ژرفا برای الگو‌های ضخیم‌شدگی پوسته‌ای و ذوب در پی کاهش فشار در منطقة گرمی‌چای درست نیست؛ زیرا نشانه‌ای از رخداد دگرگونی فشار بالا دیده نشد. همچنین، نازک‌شدگی سنگ‌کره نشان‌دهندة نقش گوشته در پیدایش لوکوگرانیت است که همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد نقشی در پیدایش گرانیت‏‌های تیپ S نداشته است. گفتنی است در رژیم‌های کششی، ماگماتیسم تیپ I پوستة زیرین پدیده‌ای رایج است (Nabelek and Liu, 2004)؛ اما این ماگماتیسم در منطقة گرمی‌چای در پیوند با این سنگ‌ها دیده نشد. گرانیتویید‌های پرآلومینوس یا در پهنه‌های برشی (MPG) و یا در زیرراندگی محلی ماگماهای با خاستگاه گوشته‌ای (CPG) پدید می‌آیند (Barbarin, 1999). ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی، کانی‏‌شناسی، سنگ‏‌نگاری و صحرایی نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای برای گرانیت‏‌های S منطقة گرمی‌چای هستند. گرانیت‌های MPG در پهنه‌های برشی پدید می‏‌آیند (Barbarin, 1999). گرم‌شدگی برشی (shear-heating) سازوکاری است که برای پیدایش گرانیت در پهنه‌های برخوردی پیشنهاد شده است (Zhu and Shi, 1990; England and Molnar, 1993). گرمای لازم برای ذوب گرانیت در پی هر دو فرایند گرم‌شدگی واتنشی و رادیوژنیک پدید می‏آید (Searle et al., 2012). این الگو به این دلیل جذاب است که ارتباط مستقیمی میان پیدایش ماگما، دگرگونی و دگرریختی در پهنه‌های برخوردی برقرار می‏‌کند. برپایة بررسی‌های تجربی (Nabelek and Liu, 2004; Searle et al., 2012)، فرایند گرم‌شدگی برشی پیدایش ماگما در ژرفای گوناگون (15 و 25 کیلومتر) و با نرخ‌های گوناگون تراستی‌شدن را به‌دنبال داشته است (Nabelek and Liu, 2004). این ژرفا با ژرفای پیشنهادی (Barbarin, 1999) برای MPG همخوانی خوبی نشان می‌دهد. الگوی گرم‌شدگی برشی به‌خوبی دگرگونی، دگرریختی و پیدایش ماگما در پهنه‌های برخوردی را به‌هم پیوند می‏‌دهد. ازاین‌رو، در پرکامبرین و در پی رویداد برخوردی (که پیدایش شیست‏‌های منطقه را به‌دنبال داشته است)، ذوب‌بخشی در پهنه‌های برشی روی داده است و دایک‏‌های مسکوویت‌گرانیتی در این منطقه پدید آمده‌اند. این رویداد برخورد چه‌بسا به فاز آسینتیک یا کاتانگایی مربوط بوده است.

 

برداشت

گرانیت‏‌های منطقة گرمی‌چای از تیپ S و A و لوکوگرانیتی هستند. مسکوویت میکای اصلی این گرانیت تیپ S به‌شمار می‌رود. این گروه سنگی بیوتیت ندارد و یا مقدار آن بسیار کم است. بررسی جایگاه زمین‌ساختی نشان‌دهندة پیدایش این گرانیت‏‌های تیپ S در پهنة برخورد قاره‌ای هنگام رویداد فاز کاتانگایی یا آسینتیک است. سری ماگمایی این گرانیت‌ها کالک‌آلکالن و شوشونیتی است. همچنین، این سنگ‌ها سرشت پرآلومینوس دارند و بسیار فلسیک و پرآلومینوس هستند. برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، صحرایی و دمای پیدایش و کانی‏‌شناسی، ذوب‌بخشی فرایند غالب در پیدایش این گرانیت است. واکنش ذوب‌بخشی بیشتر آبزدایی مسکوویت بوده است. داده‏‌های زمین‌شیمیایی و ویژگی‌های صحرایی نشان‌دهندة یک خاستگاه پوستة قاره‌ای سرشار از میکا برای تیپ S هستند. دمای پیدایش این سنگ‌ها نزدیک‌به 650 تا 750 درجة سانتیگراد است و سازوکار پیدایش آنها گرم‌شدگی برشی (shear-heating) بوده است. گرانیت‏‌های تیپ A در زیرگروه A1 هستند و در رژیم کششیِ کافت قاره‌ای پدید آمده‏‌اند. سری ماگمایی این سنگ‌ها شوشونیتی است و دمای پیدایش آنها نزدیک‌به 800 تا 850 درجة سانتیگراد بوده است. ازآنجایی‌که این گرانیت‏‌ها ضریب اشباع از آلومینیم بالایی دارند، آلایش کمابیش شدید پوستة قاره‌ای، فرایند جدایش بلورین و یا وجود مسکوویت‏‌های ثانویه علت بالا‌بودن این ضریب دانسته می‌شود.

Alavi, T. N., Lotfi, M., Burdette, P., Sabzei, M., Behroozi, A., Haghipoor, A. and Amidi, M. (1978) Explanatory text of Mianeh. GeologicalQuadrangle Map 1:250000, No. C3, Geological Survey of Iran, Tehran.

Auzanneau, E., Vielzeuf, D. and Schmidt, M. W. (2006) Experimental evidence of decompression melting during exhumation of subducted continental crust. Contributions to Mineralogy and Petrology 152(2): 125–148.

Ayres, M. and Harris, N. (1997) REE fractionation and Nd-isotope disequilibrium during crustal anatexis: constraints from Himalayan leucogranites. Chemical Geology 139(1-4): 249–269.

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46(3): 605–626.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology 48(1-4): 43–55.

Behroozi, A., Amini Azar, R., Ezatian, F., Emami, M., Davari, H. F. and Baghdadi, A. (1993) Explanatory text of Sarab. GeologicalQuadrangle Map 1:100000،No. 5565, Geological Survey of Iran, Tehran.

Benard, F., Moutou, P. and Pichavant, M. (1985) Phase relations of tourmaline leucogranites and the significance of tourmaline in silicic magmas. Journal of Geology 93 (3): 271–291.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-174.

Chen, G. and Grapes, R. (2007) Granite Genesis: In Situ Melting and Crustal Evolution, Springer, Dordrecht, The Netherlands.

Clemens, J. D. (1984) Water contents of silicic to intermediate magmas. Lithos 17: 273–287.

Clemens, J. D. and Stevens, G. (2012) What controls chemical variation in granitic magmas?.Lithos 134-135: 317-329.

Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1982) Nature and Origin of A-type Granites with Particular Reference to Southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 80(2): 189-200.

Crawford, M. B., Windley, B. F., (1990) Leucogranites of the Himalaya/Karakoram: implications for magmatic evolution within collisional belts and the study of collision-related leucogranite petrogenesis. Journal Volcanology and Geothermal Research 44(1-2): 1–19.

De La Roche, Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The Interpretation of Igneous Rocks. Allen and Unwin, London, UK.

Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20(7): 641–644.

England, P. C. and Molnar, P. (1993) The interpretation of inverted metamorphic isograds using simple physical calculations. Tectonics 12(1): 145–157.

Frost, B. R. and Frost, C. D., (2008) A Geochemical Classification for Feldspathic Igneous Rocks. Journal of Petrology 49(11): 1955-1969.

Gou, Z., Zhang, Z., Dong, X., Xiang, H., Ding, H., Tian, Z. and Lei, H. (2016) Petrogenesis and tectonic implications of the Yadong leucogranites, Southern Himalaya. Lithos 256-257: 300-310.

Guo, Z. F. and Wilson, M. (2012) The Himalayan leucogranites: constraints on the nature of their crustal source region and geodynamic setting. Gondwana Research 22(2): 360–376.

Hajialioghli, R. and Shekary Esfahlan, R. (2016) Petrography and microtextural investigations of the deformed Siyahmansurgranitoids from NE Miyaneh, East Azerbaijan province.New Findings in Applied Geology 10(20): 23-34.

Harris, N. B. W. and Inger, S. (1992) Trace element modelling of pelite-derived granites. Contributions to Mineralogy and Petrology 110(1): 46–56.

Harris, N. W. B., Pearce J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M. P., Ries A. C.) Special Publication, 19: 67-81. Geological Society of London, UK.

Harris, N., Inger, S. and Massey, J. (1993) The role of fluids in the formation of High Himalayan leucogranites. In: Himalayan Tectonics (Eds. Treloar, P. J. and Searle, M. P.) Special Publication 74:391–400. Geological Society of London, UK.

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2357.

Hosseinzadeh, I. (2013) Petrography and petrological studies of the Tejaraq intrusive body (Garmichay, northeast Mianeh). M.Sc. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Hu, G., Zeng, L., Gao, L., Liu, Q., Chen, H. and Guo, Y. (2018) Diverse magma sources for the Himalayan leucogranites: Evidence from B-Sr-Nd isotopes. Lithos 314-315: 88-99.

Inger, S. and Harris, N. (1993) Geochemical constraints on leucogranite magmatism in the Langtang Valley, Nepal Himalaya. Journal of Petrology 34(2): 345–368.

Jung, S. and Pfänder, J. A. (2007) Source composition and melting temperatures of orogenic granitoids: constraints from CaO/Na2O, Al2O3/TiO2 and accessory mineral saturation thermometry. European Journal of Mineralogy 19(6): 859-870.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science reviews 37(3-4): 215-224.

Moayyed, M. and Shekary Esfahlan, R. (2013) Petrology and geochemistry of Siyahmansoor granitoids northeastern Mianeh (Northwestern Iran). Iranian Journal of Mineralogy and Crystallography 4: 715-728 (in Persian).

Moazzen, M., Ghaderi, M., Downey, W. S. and Omrani, H. (2016) Geochemistry of metapelitic rocks from the Garmichay Area, East Azerbaijan, NW Iran; protolith nature and whole rock control on metamorphic mineral assemblages. Geopersia 6(1): 1-18.

Mohamed, F. H. and Hassanen, M. A. (1997) Geochemistry and petrogenesis of Sikait leucogranite, Egypt: an example of S-type granite in a metapelitic sequence.Geologische Rundschau 86(1): 81-92.

Nabelek, P.I. and Liu, M. (2004) Petrologic and thermal constraints on the origin of leucogranites in collisional orogens. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences 95(1-2): 73-85.

Patiño Douce, A. E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Undestanding Granites: New and Classical Techniques (Eds. Castro, A., Fernandez, C. and Vigneresse, J. E.) Special Publications 168: 55-75. Geological Society of London, UK.

Patiño Douce, A. E. and Johnston, A. D. (1991) Phase equilibria and melt productivity in the pelitic system: implications for the origin of peraluminous granitoids and aluminous granulites. Contributions to Mineralogy and Petrology 107(2): 202–218.

Patiño Douce, A. E. and Harris, N. (1998) Experimental constraints on Himalayan anatexis. Journal of Petrology 39 (4): 689–710.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.) 525-548. New York: John Wiley & Sons.

Pearce, J. A., Harris, N. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25(4): 956-983.

Riazi Khabani, F. (2005) Petrography and petrology of the igneous and metamorphic rocks of Neybaghi area (Northeastern Mianeh). MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

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

Searle, M. P., Whitehouse, M. J., Robb, L. J., Ghani, A. A., Hutchison, C. S., Sone, M., Ng, S. W. P., Roselee, M. H., Chung, S. L. and Oliver, G. J. H. (2012) Tectonic evolution of the Sibumasu-Indochina terrane collision zone in Thailand and Malaysia: constraints from new U-Pb zircon chronology of SE Asian tin granitoids. Journal of the Geological Society of London 169 (4): 489-500.

Shand, S. J. (1943) The Eruptive Rocks. 2nd edition. New York, John Wiley.

Singh, J. and Johannes, W. (1996) Dehydration melting of tonalites. Part I. Beginning of melting. Contributions to Mineralogy and Petrology 125(1): 16–25.

Spear, F. S. (1993) Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths. Mineralogical Society of America, Monographs.

Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geological Bulletin 52(7): 1229–1258.

Streckeisen, A. (1979) Classification of volcanic-rocks, lamprophyres, carbonatites, and melilitic rocks-recommendations and suggestions of the IUGS subcommission on the systematics of igneous rocks.reply. Geology 7(7): 562–562.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: implication for mantle composition and processes. In: Magmatism in Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society of London, UK.

Thompson, A. B. (1982) Dehydration melting of pelitic rocks and the generation of H2O-undersaturated granitic liquids. American Journal of Science 282(10): 1567–1595.

Vance, D. and Harris, N. (1999) Timing of prograde metamorphism in the Zanskar Himalaya. Geology 27(5): 395-398.

Villaros, A., Stevens, G. and Buick, I. S. (2009) Tracking S-type granite from source to emplacement: clues from garnet in the Cape Granite Suite. Lithos 112(3-4): 217–235.

Villaseca, C., Barbero, L. and Herreros, V. (1998) A re-examination of the typology of peraluminous granite types in intracontinental orogenic belts. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 89(2): 113-119.

Watson, E. B. and Harrison, T. M. (1983) Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters 64(2): 295–304.

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis.Contributions to Mineralogy and Petrology 95(4): 407–419.

White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1977) Ultrametamorphism and granitoid genesis. Tectonophysics 43(1-2): 7-22.

Yang, H., Zhang, H., Luo, B., Gao, Z., Gou, L. and Xu, W. (2016) Generation of peraluminous granitic magma in a post-collisional setting: A case study from the eastern Qilian orogen, NE Tibetan Plateau. Gondwana Research 36: 15-32.

Zhang, L., Wang, Q., Zhu, D., Li, S., Zhao, Z., Zhang, L., Chen, Y., Liu, S., Zheng, Y., Wang, R. and Liao, Z. (2019) Generation of leucogranites via fractional crystallization: A case from the late Triassic Luoza batholith in the Lhasa Terrane, southern Tibet. Gondwana Research 66: 63-76.

Zhu, Y. and Shi, Y. (1990) Shear heating and partial melting of granite: thermal structure of overthrusted terrains in the Greater Himalaya. Chinese Journal of Geophysics 33: 341–351.