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
چکیده
کلیدواژه‌ها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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.
)
