نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
A-Type granitoides of the East Misho, are per-aluminous to sub-aluminous rocks that formed by partial melting of lower crustal rocks. Their essential composed of quartz, K-Feldspar, plagioclase, amphibole and biotite and accessory minerals including alanite, zircon, apatite and Fe-oxide. REE normalize conderite pattern of the granitoids show the M-type tetrad effect and strong Eu depletion. All of petrographic and geochemical data show that both fractionation and crystallization REE-rich minerals and reaction of magma- fluids in late crystallization phenomena are the most important factors for tetrad effect formation in misho granitoides.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
عناصر کمیاب خاکی (REE) به‌طور وسیع برای تفسیر فرآیندهای ژئوشیمی در کارهای زمین‌شناسی و اکتشافات فلزی با ارزش به‌کار می‌روند (Kawabe, 1999a ;Ohta and Kawabe, 2000)، به‌طوری‌که روند الگوی REE، می‌تواند نشانه‌هایی از خاستگاه ژئوشیمی و فرآیندهای مؤثر در تفریق را به ارث ببرد. همچنین عناصر سریم و ایروپیم می‌توانند منعکس‌کننده شرایط اکسیداسیون و احیا در زمان تشکیل سنگ‌ها باشند. یکی از الگوهای بسیار جالب درREE ، الگوی اثر تتراد (Tetrad Effect) است. این الگو به‌عنوان یک شاخص ژئوشیمی مهم و ردیاب برای تکامل پتروژنز ماگماهای گرانیتی استفاده می‌شود. علاوه بر مشاهده اثر تتراد در الگوی REE، برخی مواقع شکل‌های دیگری در الگوی REE وجود دارد که برای استنباط اطلاعات ژئوشیمی بسیار مفید هستند (Masuda et al., 1987; Masuda and Akagi, 1989; Akagi et al., 1994).
نخستین‌بار Peppard و همکاران (1969) مسأله اثر تتراد را به‌طور تجربی، در لانتانیدها برای سیستم تقطیر مایع- مایع کشف کرد. این الگو در ارتباط با الکترون‌های لایه 4F از Ln3+ به‌وجود آمده بود. وی در هنگام مطالعه مشتقات مایع- مایع (مایعات بنزنی شامل H[DOP] (دی‌اکتا فسفنیک اسید)
(n-C8H17)2PO(OH) و DEH(CIMP) (دی‌اتیل هگزیل متی‌فسفونات) (C1CH2)PO(OC6H12-C2H5)2) مشاهده کرد که بر روی نمودار نیمه‌لگاریتمی، ضریب توزیع (انتشار) در مقابل عدد اتمی، لانتانیدها به‌صورت چهار منحنی جداگانه‌ای که شامل چهار گروه عناصر La-Ce-Pr-Nd، Pm-Sm-Eu-Gd، Gd-Tb-Dy-Ho و Er-Tb-Yb-Lu همراه با Gd که یک عنصر متداول برای تتراد دوم و سوم است، نمایش داده شدند. به‌عبارتی اثر تتراد به‌صورت منحنی مقعری و یا صافی که در آن عناصر REE به چهار گروه تفکیک شده‌اند، مشاهده می‌شوند (شکل 1). وی معتقد است که نخستین، دومین و سومین قله، به‌ترتیب منطبق با یک‌چهارم پرشدگی، نیم‌پرشدگی و سه‌چهارم پرشدگی الکترون f4 سطحی است. این باعث ایجاد سه ناپیوستگی به‌ترتیب بین سومین، چهارمین، هفتمین، دهمین و یازدهمین الکترون پرشدگی f4 می‌شود (Nugent, 1970; Jørgensen, 1979). در واقع Tetrad باعث جدا شدن منحنی REE در چهار بخش می‌شود. در این حالت الگوی توزیع نشان می‌دهد که این چهار گروه از عناصر در 3 موقعیت منطبق با الف) بین Nd-Pm، ب) در Gd و ج) بین Ho و Er تفکیک می‌شوند.
دانشمندان این الگوی اثر تتراد را Refined spin-pairing energy theory تفسیر کردند (Jørgenson, 1979). مطالعات زیادی بر روی ژئوشیمی اثر تتراد در الگوی REE انجام گرفته است (Kawabe, 1999a, Kawabe, 1999b). لازم به ذکر است در گذشته، الگوهای مشابه با پدیده‌های تتراد، به عنوان الگوی Kinked یا Zigzage بیان شده است(Goad and Cerny, 1981).
شکل 1- نمونه اثر تتراد، تغییرات Log K با عدد اتمی (Peppard et al., 1969)
تحقیقات نشان می‌دهد که برخی خصوصیات فیزیکی REE، مانند شعاع یونی، حجم سلولی و انرژی آزاد تشکیل مجموعه‌ها، دخالت مستقیمی در مشخصات شکل اثر تتراد دارد (Le Fort, 1981; Vidal et al., 1982). در این بین، روش‌های ریاضی نیز برای بیان بزرگی اثر تتراد ارائه شده است (Masuda et al., 1994). داده‌های نظری و تحقیقات آزمایشگاهی نشان می‌دهد که فرآیند تفریق، محرک مناسبی در ایجاد اثر تتراد در الگوی REE است (Reisfeld and Jørgensen, 1977; Jørgensen, 1979; Caro et al., 1981). در سال‌های اخیر، با استفاده از اثر تتراد در الگوی REE، نتایج بسیار رضایت‌بخشی در مورد فرآیندهای پتروژنتیک و متالوژنیک به‌دست آمده است به‌طوری‌که امروزه محققان از الگوی فوق برای تعیین ژنز نهشته‌های معدنی همراه با گرانیتها استفاده می‌کنند (Zhenhua et al., 2002; Jahn and Ishihara, 2006). علاوه بر این، نسبت‌های La/Yb، La/Sm، Gd/Yb، Eu/Eu* و Ce/Ce* نیز می‌تواند اطلاعات پتروژنتیک مهمی را فراهم کند (Walker et al., 1986).
نخستین‌بار، Masuda و همکاران (1987)، حضور دو نوع اثر تتراد یعنی نوع M و نوع W را در الگوی اثر تتراد شناسایی کردند. به نظر می‌رسد تفاوت انرژی آزاد گیبس انواع REE در فازهای سنگ و سیال، به اختلاف در روند اثر تتراد و تشکیل نوع W و یا M منجر خواهد شد (Irber, 1999). نخستین گزارش در خصوص الگوی اثر تتراد نوع M در گرانیتها، توسط Masuda و Akagi (1989) و الگوی اثر تتراد نوع W در گرانیتها، با منحنی مقعر به سمت پایین، توسط Zhenhua و همکاران (2002) منتشر شد. پس از آن گزارشات زیادی مبنی بر الگوی اثر تتراد نوع M ازگرانیت‌های جنوب چین، مصر و آلمان ارائه شدند (Miller and Mittlefehldt, 1982; Veksler et al., 2005).
نتیجه نهایی کلیه داده‌های مطالعه شده در این زمینه به ارائه نمودار Masuda-Coreyll با یک روند خطی با شیب ملایم منجر شد که امروزه به‌طور وسیعی از آن در تحقیقات پتروژنتیک و متالوژنیک استفاده می‌شود (Jolliff et al., 1989; Yurimoto et al., 1990; Hidaka et al., 1992; Akagi et al., 1994). همچنین استفاده از Dy در تعیین نوع الگوی اثر تتراد، به لحاظ فراوانی مقادیر Dy، بسیار متداول است. در چنین شرایطی، در صورت بالا بودن مقادیر Dy/Dy* (بیشتر از 1) الگوی اثر تتراد نوع M و در صورت پایین بودن آن (کمتر از 1) این الگو به صورت نوع W خواهد بود (Takahashi et al., 2002). عامل اصلی استفاده از این شاخص در الگوی REE عبارتند از:
الف) داده‌های Dy، فراوان‌تر، دقیق‌تر و مفیدتر از داده‌های مربوط به عناصری مانند Tb، Tm و Lu هستند. بنابراین برای بیان اثر تتراد و درجات آن، از شاخص Dy، که یک شاخص بسیار حساس و قابل قبول است، استفاده می‌شود. البته در برخی مواقع شاخص Pr نیز دقیق است و اثر تتراد بیشتری روی تترادهای سوم و چهارم نشان می‌دهد که احتمالاً با تغییر در ساختمان LREE، مرتبط است (Pan, 1997).
ب) ترسیم فراوانی Y بر روی الگوی REE کندریت به‌هنجار‌شده، با استفاده از شعاع یونی، بین Dy و Ho قرار می‌گیرد. بدیهی است که مقادیر پایین Y نسبت به مقادیر کندریت به‌هنجار شده، به کاهش Y/Ho منجر می‌شود. البته نسبت Y/Ho برای اکثر گرانیتها مشابه کندریت است (Liu and Zhang, 2005; Monecke et al., 2007).
برخی محققان معتقدندکه الگوی اثر تتراد در گرانیتها، می‌تواند توسط واکنش بین مذاب گرانیتی و سیالات غنی از F و Cl کنترل شود (Jahn et al., 2001; Monecke et al., 2002; Liu and Zhang, 2005; Veksler et al., 2005). به‌عبارتی درجات بالای تبلور بخشی، به افزایش غنی‌شدگی مواد فرار، عناصر قلیایی، عناصر کمیاب خاکی و فلزات کمیاب در مذاب باقی‌مانده منجر شده که ممکن است سبب تشکیل سیستم‌های هم‌زیست سیال- ماگما شود. واکنش بین سیال- مذاب در چنین سیستمی باعث تغییر مقادیر REE در کانی‌ها و تشکیل اثر تتراد در کانی و سنگ می‌شود که البته مشاهده هم‌زمان الگوی‌های اثر تتراد نوع W و M در سنگ‌های گرانیتی، این فرضیه را تشدید می‌کند.
با توجه به بارز بودن اثر تتراد در گرانیت‌های
A-type میشو، در این نوشتار سعی شده است تا بر اساس تلفیق داده‌های ژئوشیمیایی و پتروگرافی، مکانیزم‌های اصلی کنترل‌کننده اثر تتراد از نظر زمین‌شناسی و ژئوشیمیایی بررسی شود.
زمین‌شناسی منطقه
توده گرانیتوئیدی A-type میشو در استان آذربایجان شرقی و در 25 کیلومتری جنوب‌غربی شهرستان مرند واقع شده است (شکل 2). منطقه مورد مطالعه بین عر‌ض‌های جغرافیایی ¢15 °38 تا ¢25 °38 شمالی و طول‌های جغرافیایی ¢40 °45 تا ¢55 °45 شرقی قرار دارد. گستره مورد بررسی، بخشی از ارتفاعات میشو است که در تقسیم‌بندی‌های زمین‌شناسی ایران، بخشی از زون‌های البرز غربی- آذربایجان (نبوی، 1355)، ایران مرکزی (Stocklin, 1978)، سلطانیه- میشو (افتخارنژاد، 1359) و پهنه مرکزی (آقانباتی، 1383) در نظر گرفته شده است. ارتفاعات میشو بین دو گسل تبریز در شمال و گسل جنوب میشو محصور شده است. با توجه به ساز و کار فشاری- راستگرد گسل تبریز (به‌عنوان گسل اصلی) و گسل فشارشی جنوب میشو، می‌توان این ارتفاعات را یک ساختار گل‌وار مثبت در نظر گرفت. تشکیل این ساختار در ارتفاعات میشو باعث شده تا سنگ‌های قدیمی به سن پرکامبرین (سازند کهر) در بخش مرکزی و ارتفاعات اصلی آن، رخنمون پیدا کرده و به سمت دامنه‌های شمالی و جنوبی، سن سازندهای رخنمون‌یافته جوان‌تر شود.
مرز اغلب سازندها و واحدهای زمین‌شناسی گسله بوده و این امر از ویژگی‌های ساختارهای گل‌وار مثبت است (Burbank and Anderson, 2009). توده گرانیتوئیدی مورد بررسی در منتهی الیه شرقی این ارتفاعات رخنمون‌یافته و به درون سازند کهر و توده‌های مافیک تزریق شده است. مرز شمالی این توده با نهشته‌های تریاس و ژوراسیک (سازندهای الیکا و شمشک) گسله بوده و روی آن‌ها رانده شده است (شکل 2) و توسط رسوب‌های پیش‌رونده پرمین (ماسه‌سنگ‌های دورود) پوشیده می‌شود.
شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه برگرفته از نقشه زمین‌شناسی 100000/1 مرند (محجل و حاج‌علیلو، 1373)
توده گرانیتی فوق، جزو گرانیت‌های هیپرسولووس بوده و به زیر گروه A2 توده‌های گرانیتی نوع A تعلق دارد که از پوسته تحتانی منشاء گرفته است. سن این توده با استفاده از داده‌های سنی Rb-Sr و Nd-Sm به اواخر پرمین نسبت داده شده است (Ahankoub et al., 2011).
روش انجام پژوهش
مطالعات انجام شده شامل مطالعات کتابخانه‌ای، صحرایی و آزمایشگاهی است. در طی مطالعات کتابخانه‌ای، کلیه داده‌های موجود از منطقه و در ارتباط با پروژه تحقیقاتی جمع‌آوری و مطالعه شد. سپس نمونه‌برداری صحرایی همراه با بررسی تغییرات سنگ‌شناسی و شواهد لیتولوژی انجام شد. بر اساس اولویت‌بندی‌های انجام شده، مطالعات آزمایشگاهی 345 نمونه برداشت‌شده به‌طور سیستماتیک، آغاز شد. پس از تکمیل پتروگرافی، محتوی عناصر اصلی، کمیاب و REE سنگ‌کل 23 نمونه با استفاده از دو روش ICP-AES و ID-TIMS تعیین شد. لازم به ذکر است روش اندازه گیری (Isotopic Dilution Thermal Ionization Mass Spectrometry) ID-TIMS، دقیق‌ترین روش اندازه‌گیری عناصر در دنیا محسوب شده و روشی بسیار گران و وقت‌گیر است. این اندازه‌گیری در دانشگاه ناگویای ژاپن انجام شده است. نتایج آنالیزهای ژئوشیمیایی در جدول‌های 1 تا 3 آمده است.
جدول 1- نتایج داده‌های آنالیز ژئوشیمیایی ICP-EAS نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو
جدول 2- نتایج آنالیز ژئوشیمیایی REE نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو به روش ICP-EAS
جدول 3- نتایج داده‌های ژئوشیمیایی نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو با استفاده از TIMS
مطالعات صحرایی و پتروگرافی
توده گرانیتوئیدی A-type میشو در شمال‌غرب تبریز با رخنمونی معادل 30 کیلومتر مربع واقع شده که به‌صورت سه توده مجزا در منطقه برون‌زد دارد. این توده‌ها به‌صورت تمام‌بلورین و به‌رنگ صورتی تا خاکستری دیده می‌شود. مجموعه گرانیتوئیدی فوق شامل طیف ترکیبی از سنگ‌های آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت و مونزوگرانیت دانه‌درشت و توده‌ای هستند که عمدتاً دارای ترکیب کانی‌شناسی کوارتز، فلدسپات پتاسیک (به‌طور غالب پرتیت)، پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول و بقایایی از پیروکسن هستند. این سنگ‌ها دارای مقادیر بالای SiO2، Na2O و K2O و مقادیر پایین در FeO، MgO و MnO هستند (جدول 1).
حضور بافت‌های میرمیکیت و پرتیت و گرافیکی از بافت‌های غالب در این سنگ‌هاست. مجموعه گرانیتوئیدی مورد مطالعه دارای طبیعت متاآلومینوس تا پرآلومینوس است. حضور کانی‌های آمفیبول، بیوتیت، اسفن، کلریت، کانی‌های اکسیدی هماتیت و مگنتیت، نمایانگر تأثیر سیالات غنی از عناصر فرار و عناصر آلکالن است. در این سنگ‌ها مقادیر فراوانی کانی‌های آلانیت، آپاتیت، زیرکن و اسفن مشاهده می‌شود. علاوه بر این، بافت‌ها و ساخت‌هایی که نمایانگر تأثیر سیالات غنی از عناصر فرار است، به فراوانی دیده می‌شود (شکل‌های 3- A تا C).
|
شکل 3- (A حضور کانی‌های بیوتیت، آپاتیت و آلانیت در نتیجه واکنش مذاب- سیال، (B حضور کانی‌های آلانیت و پیروکلر و (C تشکیل کانی‌های نوظهور آمفیبول و آلانیت در بین ارتوکلاز با ماکل دوقلو |
بحث
آنالیزهای ژئوشیمی 23 نمونه از توده گرانیتوئیدی مورد مطالعه با استفاده از روش‌های آنالیز متفاوت ICP-AES و ID-TIMS در دو مرحله کاملاً جداگانه اندازه‌گیری شد (جدول‌های 2 و 3). الگوی کندریت به‌هنجار شده گرانیتوئیدهای مورد مطالعه، اثر تتراد واضح نوع M نشان می‌دهد که با بی‌هنجاری شدیداً منفی Eu همراه است (شکل 3). در الگوی REE فوق، به استثناء Eu، می‌توان به‌راحتی اثر تتراد را با چهار منحنی کامل در تمامی محدوده REE تشخیص داد (شکل 3). این الگو در نمونه‌های مطالعه شده تشابه نزدیکی با الگوی فراوانی REE گرانیت‌های Baerzhe در چین نشان می‌دهد (شکل 4). در هر دو نمونه گرانیت می‌توان اثر تتراد نوع M واضحی مشاهده کرد که در ارتباط با تهی‌شدگی شدید Eu در اثر تتراد دوم (Pm-Sm-Eu-Gd) و غنی‌شدگی از عناصر HREE به‌وجود آمده‌است (شکل 4).
شکل 3- الگوی فراوانی REE نوع M در نمونه‌های گرانیت A-type میشو همراه با تهی‌شدگی Eu
شکل 4- الگوی فراوانی REE در گرانیت‌های Baerzhe چین (Zhenhua et al., 2002)
Lee و همکاران (2007) معتقد هستند الگوی تتراد در سنگ‌های گرانیتی، می‌تواند قبل از تشکیل سنگ مادر گرانیتوئیدی، در طی فرآیندهای ذوب بخشی سنگ والد گرانیتوئیدی و یا در طی تبلور مذاب گرانیتوئیدی شکل گیرد. همچنین آن‌ها بر این باور هستند که اثر تتراد نوع M در سنگ‌های گرانیتی رفتار کاملی از کانی‌های سازنده سنگ را نشان داده و این الگو اغلب در سنگ‌های گرانیتوئیدی حاوی کانی‌های غنی از عناصر آلکالن و مواد فرار قابل مشاهده است. به‌عبارتی، نحوه توزیع و الگوی اثر تتراد در ارتباط مستقیم با کانی‌های تشکیل‌دهنده سنگ است و تفاوت اثر تتراد در کانی‌های مختلف تشکیل‌دهنده گرانیتها، در الگوی REE سنگ‌کل تأثیر بسزایی خواهد داشت. برای مثال کانی‌های غنی از LREE به‌طور شدید بر روی تشکیل ثر تتراد گروه اول و دوم REE تأثیر می‌گذارند. محققان دیگری نیز این نوع الگوی توزیع REE را به‌عنوان kinked REE patterns، ناشی از تفریق کانی‌های خاص در نظر گرفته‌اند (Walker et al., 1986; Jolliff et al., 1989; Mclennan, 1994).
تلفیق داده‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی نمونه‌های گرانیتوئیدی میشو، نشان می‌دهد که کانی‌های اصلی (فلدسپار، بیوتیت و آمفیبول) و فرعی (آلانیت، آپاتیت و پیروکلر)، الگوی اثر تتراد را کنترل می‌کنند. به‌نظر می‌رسد تبلور کانی‌های غنی از REE در طی تبلور تفریقی مذاب گرانیتی و سپس تفریق آپاتیت و آلانیت در مراحل پایانی به ایجاد الگوی Kinked REE Patterns و عدم پیوستگی بین Sm و Nd منجر می‌شود (Kawabe et al., 1999a; Kawabe et al., 1999b).
Hong و همکاران (1999) معتقدند اندازه و گستره حجم الگوی اثر تتراد در کانی‌های مختلف یک سنگ گرانیتی متفاوت است و برخی کانی‌های غنی از REE مانند مونازیت، پیروکلر و آلانیت، فاکتورهای اصلی کنترل‌کننده اثر تتراد گرانیتها به‌شمار می‌روند. به‌طوری‌که اثر تتراد (TE1) گروه اول توسط کانی‌های غنی از REE مانند مونازیت، پیروکلر و آلانیت کنترل می‌شوند. حتی اگر مقدار این کانی‌ها در سنگ کم باشد. این کانی‌ها به‌واسطه ضریب توزیع بالای LREE، دارای حساسیت بیشتری به اثر تتراد گروه اول REE
(La-Nd, TE1) هستند (Bau, 1996; Irber, 1999). همچنین اثر تتراد گروه سوم REE، (Gd-Ho, TE3) توسط کانی‌هایی مانند فلدسپار، بیوتیت و آمفیبول کنترل می‌شود، اگرچه این کانی‌ها به‌طور متداول بر روی اثر تتراد، هر چهار گروه REE تأثیر دارند (Zhenhua et al., 2002).
از سوی دیگر، الگوی اثر تتراد در گرانیتها می‌تواند در نتیجه اختلاف مقادیر Y/Ho نسبت به کندریت ایجاد شود. این الگو در طی فعل و انفعالات بین سیال- مذاب شکل می‌گیرد. تشکیل اثر تتراد در الگوی REE سنگ‌ها به‌واسطه واکنش مذاب- سیال ناشی از تشکیل مجموعه‌های پیچیده با ملکول‌های آب است که به‌عنوان بخشی یا همه لیگاندهای طبیعی هستند. در چنین شرایطی، مدت زمان واکنش مذاب- سیال تأثیر ویژه‌ای در پدیده تتراد دارد (Masuda et al., 1987; Masuda and Akagi, 1989).
به‌عبارتی، در نمونه‌های مورد مطالعه، علاوه بر تأثیر ناشی از تفریق کانی‌های غنی از REE، بر روی TE1 و TE2، تبلور کانی‌های غنی از آلکالن (K and Na)، مانند فلدسپار، بیوتیت، آمفیبول به‌خاطر واکنش فازهای سیال- مذاب، به گسترش پیش‌رونده TE در هر چهار گروه REE منجر شده است.
با توجه به تغییر ضریب توزیع REE در طی فعل و انفعالات مذاب- سیال، به‌خصوص در هنگام حضور مجموعه‌های کربناته در فاز سیال (Wyllie and Tuttle, 1961؛ Glyuk and Anfilogov, 1973a, 1973b؛ Kovalenko, 1978؛ Manning, 1981؛ London et al., 1989)؛ Xiong et al., 1999 و تشدید الگوهای TE در REE در اواخر فرآیندهای تفریق ماگمایی به‌واسطه سیالات غنی از فلور و کلر (Zhenhua et al., 2002) به‌نظر می‌رسد چنین فعل و انفعالاتی علاوه بر تأثیر بر روی اثر تتراد، در تهی‌شدگی Eu نیز سهم قابل توجهی داشته‌اند.
از طرفی با توجه به توزیع ترجیحی Eu در پلاژیوکلاز در طی تبلور ماگمایی، به‌واسطه بالا بودن ضریب توزیع Eu در پلاژیوکلاز نسبت به مذاب، نسبت به سایر REEها (Muecke and Clarke, 1981; Candela, 1990) تهی‌شدگی Eu در نمونه‌های مطالعه‌شده گویای جدایش پلاژیوکلاز کلسیک، باقی‌ماندن پلاژیوکلازهای کلسیک در فاز تفاله ذوب بخشی مواد خاستگاه در محل ذوب است که با داده‌های مربوط به ژنز توده مورد مطالعه و ذوب بخشی سنگ‌های آذرین پوسته‌ای با ترکیب تونالیتی تا گرانودیوریتی، تطابق دارد (Ahankoub et al., 2011). بالا بودن LILE یا HFSE در نمونه‌های مطالعه‌شده نیز تأییدی بر درجات بالای تبلور ماگمای فقیر از کلسیم، با منشاء پوسته‌ای است (Turekian and Wedepohl, 1961).
از طرف دیگر، در طی واکنش مذاب‌های سیلیکاته فلسیک با سیالات غنی از فلور و کلر، Eu نسبت به سایر REEها، دارای توزیع ترجیحی بیشتری درون فاز سیال بوده و تهی‌شدگی پیش‌رونده‌ای را در مذاب خواهد داشت (Flynn and Burnham, 1978). بنابراین علاوه بر تهی‌شدگی ایجاد شده در خاستگاه ماگمایی، تفریق ترجیحی Eu در طی واکنش فاز مذاب- سیال، در منطقه مورد مطالعه نیز دخالت داشته است. این تهی‌شدگی در ارتباط با هم‌زیستی سیستم مذاب- سیال و یا انتقال توسط سیالات محلول در حین تبلور بخشی گرانیت است. همچنین مقادیر پایین K/Rb، K/Ba، Zr/Hf و La/Ta، تأثیر واکنش مذاب- سیال افزون بر ترکیب شیمیایی خاستگاه ماگما در تهی‌شدگی Eu گرانیت‌های مورد مطالعه را تأیید می‌کنند.
نسبت پایین K/Rb، Zr/Hf و بالای K/Ba، Rb/ Sr در گرانیت میشو، نشان‌دهنده رفتار Non-CHARAC است که روابط بین اثر تتراد گروه اول و سوم (TE1 and TE3) را کنترل می‌کند. مشخصه فوق نمایانگر گرانیت‌های با منشاء پوسته تحتانی فقیر از کلسیم است که در مقایسه با سایر گرانیتها، اثر تتراد بسیار برجسته‌ای دارند. واضح است که کاهش بیشتر نسبت‌های K/Rb، اثر تتراد بیشتری را در گرانیتها در بر خواهد داشت و این فاکتور توسط عواملی مانند درجه بالای تفریق ماگما، کنترل می‌شود.
بنابراین با استناد به داده‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی به نظر می‌رسد در نمونه‌های مطالعه‌شده TE، توسط هر دو پارامتر سنگ مادر و واکنش سیال- مذاب کنترل شده است.
نتیجه‌گیری
الگوی فراوانی REE در گرانیتوئیدهای میشو، اثر تتراد نوع M را نشان می‌دهند که توسط بی‌هنجاری شدیداً منفی Eu همراهی شده است. بی‌هنجاری منفی Eu در سنگ‌های منطقه به‌واسطه جدایش پلاژیوکلاز کلسیک، باقی‌ماندن پلاژیوکلازهای کلسیک در فاز تفاله ذوب بخشی مواد خاستگاه، تمرکز Eu در فاز سیال در طی واکنش مذاب- سیال به‌واسطه ضریب توزیع بالای این عنصر نسبت به سایر REEها در فاز سیال، ایجاد شده است. نسبت‌های K/Rb، Zr/Hf و بالای K/Ba و Rb/Sr نشان‌دهنده رفتار Non-CHARAC است که روابط بین اثر تتراد گروه اول و سوم (TE1 and TE3) را کنترل می‌کند. تلفیق داده‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی نشان می‌دهد که اثر تتراد در منطقه مورد مطالعه توسط تفریق بلورهای غنی از REE و واکنش مذاب- سیال کنترل شده است.
نسبت‌های غیر عادی LILE و HFSE و عناصر کمیاب در گرانیتها، می‌تواند به‌عنوان شاخص‌هایی از درجات اثر تتراد استفاده شوند.
تشکر و قدردانی
این پژوهش با حمایت مالی معاونت پژوهشی و معاونت تحصیلات تکمیلی دانشگاه تبریز به انجام رسیده است که بدین وسیله از همکاری ارزنده آن معاونت قدردانی می‌شود. از گروه زمین‌شناسی دانشگاه ناگویا ژاپن در خصوص انجام آنالیزهای ژئوشیمیایی با دستگاه TIMS کمال تشکر و امتنان را داریم.
)