سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی تودۀ گرانیتی هریس واقع در کوه‌های میشو، شمال‌باختری ایران (شهرستان شبستر)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسنده

استادیار، گروه زمین‏‌شناسی، واحد شبستر، دانشگاه آزاد اسلامی، شبستر، ایران

چکیده

تودۀ گرانیتی هریس در شمال‌باختری ایران و باختر شهرستان شبستر رخنمون دارد. از دیدگاه زﻣﻴﻦ‌ﺷﻨﺎﺳﻲ، این منطقه ﺑﺨﺸﻲ از پهنة ﺳﺎﺧﺘﻤﺎﻧﻲ اﻟﺒﺮز باختری- آذرﺑﺎﻳﺠﺎن به‌شمار ﻣﻲ‌رود. این توده سازند کهر را قطع کرده و خود با رسوب‌های پرمین با دگرشیبی آذرین‌‌پی پوشیده شده است. ترکیب سنگ‌شناسی این توده آلکالی‌فلدسپار گرانیت با ماهیت متاآلومینوس تا پرآلومینوس است. ﺑﺎﻓﺖ غالب و ﻋﻤﺪۀ ‌این سنگ‌ها دانه‌ای و پرتیتی است. کوارتز، فلدسپار پتاسیم، پلاژیوکلاز از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند و بیوتیت، آمفیبول، پیروکسن، آپاتیت، اسفن و زیرکن از کانی‌های فرعی سازندة آنها به‌شمار می‌روند. بی‌هنجاری منفی Eu در نمودار REE نشان‌دهندة حضور پلاژیوکلاز در سنگ خاستگاه و یا جدایش پلاژیوکلاز هنگام تکامل ماگمای سازندة این سنگ‌هاست. بررسی‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند گرانیت‌های هریس ماهیت نوع A دارند و به‌علت فقیربودن از Nb، با نوع A2 همخوانی دارند. همچنین، بی‌هنجاری منفی Ba و غنی‌شدگی Rb و Th نسبت به Ta و Nb نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای این سنگ‌هاست. در این گرانیت‌ها Ba بهنجاری منفی ﺑﻴﺸﺘﺮﻱ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﮔﺮﺍﻧﻴﺖﻫﺎﻱ ﭘﺲ ﺍﺯ ﺑﺮﺧﻮﺭﺩ ﻧﺸﺎﻥ ﻣﻲﺩﻫﺪ و مقدار Zr، Ta، Nb و Yb تا اندازه‌ای ﺍﺯ ﮔﺮﺍﻧﻴـﺖﻫـﺎﻱ ﭘـﺲ ﺍﺯ ﺑﺮﺧـﻮﺭﺩ ﺑﻴﺸﺘﺮ ﺍﺳـﺖ. ﺑـﺮ ‌ﺍﻳـﻦ ﺍﺳـﺎﺱ، تودة گرانیتی هریس ﺍﺯ ﻧـﻮﻉ ﮔﺮﺍﻧﻴـﺖﻫـﺎﻱ ﺩﺭﻭﻥ‌ﺻـﻔﺤﻪﺍﻱ و غیرکوهزایی است که در محیط کششی پس از برخورد پدید آمده است. ﺧﺎﺳﺘﮕﺎﻩ این گرانیت‌ها ﺍﺣﺘﻤﺎلاً ﺫﻭﺏ‌ﺑﺨﺸﻲ پوستۀ زیرین ﺑﺎ ﺗﺮﮐﻴﺐ ﺗﻮﻧﺎﻟﻴﺘﻲ- ﮔﺮﺍﻧﻮﺩﻳﻮﺭﻳﺘﻲ ﺍﺳﺖ.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography, Geochemistry and Tectonic Setting of the Harris Granite Body, Located in Mishu Mountains, Northwest of Iran (Shabestar City)

نویسنده [English]

  • Farhad Pirmohammadi Alishah
Assistant Professor, Department of Geology, Shabestar Branch, Islamic Azad University, Shabestar, Iran
چکیده [English]

The Harris granitoid body, as a part of Alborz-Azarbaijan zone, located in the northwestern Iran and west of Shabestar city. The intrusive body cut the Kahar formation and covered by non-conformably Permian sediments. This body is granite- alkali granite in composition with peraluminous to metaluminous nature. Granular and perthite are dominant textures of the studied samples. The rocks under investigated are marked by quartz, K-feldspar, plagioclase as well as biotite, amphibole, pyroxene, apatite, titanite and zircon as minor minerals. The strong Eu negative in the REE diagram points to either the presence of plagioclase in the source or differentiation process of the plagioclase during evolution of the parent magma. As the petrochemical data display, the studied rocks are A-type granitoids, and due to Nb poor, they are compatible with A2- type. In addition, Ba negative anomaly and Rb, Th enrichment relative to Ta and Nb represent the crustal origin of Harris intrusive body. In these granites, Ba shows more negative anomalies than post collision granites and the Zr, Ta, Nb and Yb amounts are somewhat higher than those of post collision granites. The Harris granite body can be regarded as intraplate and non-orogenic granites generated in a post collision tensile environment. Overall, the Harris granitoid possibly originated by partial melting of lower crust with tonalite-granodiorite composition.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Harris
  • granite
  • post collision
  • magmatism
  • tonalite-granodiorite

گرانیت‌ها به‌علت فراوانی در پوستة قاره‌ای و ارائه اطلاعات با ارزش از ژرفای زمین و وابستگی تنگاتنگ‌شان به فرایندهای زمین‌ساختی و ژئودینامیک جالب توجه هستند ( Bonin, 2007; Shahzeidi et al., 2012; Shirmohammadi et al., 2020; Tavakoli et al., 2021; Jamei et al., 2021).

توده‌های گرانیتی تا آلکالی‌فلدسپار گرانیتی کوه‌های میشو که همانند آنها در کوه‌های مورو در شمال‏‌باختری کشور نیز رخنمون دارند، از توده‌های گرانیتوییدی هستند که با چرخة کوهزایی هرسینین در ارتباط هستند و بررسی سنگ‌شناسی و سنگ‌زایی آنها در تکمیل اطلاعات زمین‌شناسی شمال‏‌باختری کشور اهمیت ویژه‌ای دارد و به افزایش آگاهی ما از پیدایش پوسته‌ای ایران در طی کوهزایی هرسینین کمک می‌کند (Moayyed and Moazzen, 2002).

Eftekharnejad و همکاران (1991) ﺗﻮﺩۀ ﺁﺫﺭﻳﻦ ﻫﺮﻳﺲ ﺭﺍ هم‌ارز ﺑـﺎ ﮔﺮﺍﻧﻴـﺖﻫـﺎﻱ ﻣﻴﺸﻮ ﺩﺭ دانسته‌‌اند. ﺍﻳﻦ ﺗﻮﺩﻩ ﺳﺎﺯﻧﺪ ﮐﻬﺮ ﻭ ﺩﻭﻟﻮﻣﻴﺖﻫـﺎﻱ ﺳﻠﻄﺎﻧﻴﻪ ﺭﺍ ﻗﻄﻊ ﻭ ﺩﮔﺮﮔﻮﻥ ﮐـﺮﺩﻩ ﺍﺳـﺖ. ﺭﺳـﻮﺏ‌ﻫـﺎﻱ ﻗﺎﻋـﺪۀ ﭘﺮﻣﻴﻦ ﺭﻭﻱ ﺳﻄﺢ ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ‌ﻳﺎفتۀ ﺍﻳﻦ ﺗﻮﺩۀ ﺁﺫﺭﻳﻦ ﺟﺎﻱ ﮔﺮﻓﺘﻪ‌اند و ازاین‌رو، سن این توده به پس از کامبرین و پیش از پرمین نسبت داده شده است (Asadian et al., 1994). به باور Moayed و Rezaei Moghadam (2005) گسل جنوبی میشو با شیب رو به شمال گزینة مناسبس برای حفظ خط درز پالئوتتیس اول در شمال‏‌باختری ایران است. افزون‌ بر این، از منطقه قره‌گوز و دیوان‌داغی مجموعه‌های آذرین درونی قلیایی نوع A گزارش شده است که در پی فعالیت‌های کششیِ پس از برخورد قاره- قاره در منطقه روی داده‌اند (Amini et al., 2007). کانی‌شناسی گرانیت‌های نوع A نسبتاً ساده است؛ اما ازآنجایی‌که میزان عنصرهای قلیایی در ترکیب کانی‌های مافیک آنها (مانند آمفیبول و پیروکسن‌ها) بالاست بیشتر به‌سوی خانوادۀ سدیک یا پتاسیک گرایش نشان می‌دهند (Henderson, 1982). در حالت کلی، گرانیت‌های نوع A برپایة خاستگاه‌شان به دو گروه A1 و A2 دسته‌بندی می‌شوند. گروه A1، نسبت‌های عنصری شبیه به بازالت جزیره‌های اقیانوسی و خاستگاه گوشته‌ای دارد که در پی فعالیت‌های درون‌صفحه‌ای و یا در ارتباط با فعالیت‌های بالاآمدگی پس از برخورد، جایگزین می‌شود. گروه A2 نسبت‌های عنصری شبیه به بازالت‌های جزیره‌های کمانی دارد که از ذوب پوستۀ قاره‌ای با یا بی دخالت گوشته پدید می‌آید (Eby, 1992). بررسی داده‌های ایزوتوپی و عنصرهای کمیاب دربارة سنگ‌زایی گرانیت‌های نوع A نشان می‌دهد که این گروه از گرانیت‌ها در پی فرایندهای گوناگونی پدید می‌آیند:

1- تبلوربخشی ماگمای بازالتی (Eby, 1992) که در این حالت چه‌بسا تمرکز عنصرها در گوشته پیش از ذوب‏‌بخشی در پی فرایندهای دگرنهادی افزایش یافته باشد (Mahood and Hildreth, 1983; Bailey, 1978)؛

2- واکنش محلول‌های غنی از عنصرهای قلیایی، فلور و کلر یا ماگمای بجا‌مانده در فاز پایانی تبلور ماگما و یا واکنش آنها با گرانیت‌های قدیمی‌تر روی داده است (Creaser et al., 1991; Taylor et al., 1981)؛

3- ذوب دوبارة سنگ‌های دگرگون‌شدۀ پوستۀ زیرین (Dehlquist et al., 2010; Harris et al., 1986; Henderson, 1982)؛

4- ذوب‏‌بخشی پوستۀ قاره‌ای با تأثیر دگرنهادی یا بدون تأثیر آن ( Clemens et al., 1986; Abdel Rahman, 2006).

Shahzeidi و همکاران (2012) تودة گرانیتوییدی S-type میشو در جنوب‌باختری مرند (در میان گسل‌های شمالی و جنوبی میشو) را بررسی کرده‌اند. سنگ‌های تودة آذرین درونی کوه میشو در این منطقه در گروه گرانیتوییدهای نوع S جای می‌گیرند، سرشت کالک‌آلکالن پتاسیم‌دار دارند و از نوع پرآلومین هستند. Ahankoub (2012) گرانیت‌های شرق میشو را بررسی کرده است. ترکیب سنگ‌شناسی این تووده، طیفی از سنگ‌های آلکالی‌گرانیت، مونزوگرانیت و سینوگرانیت است که سرشت متاآلومینیوس تا پرآلومینیوس نشان می‌دهند. بی‌هنجاری منفی عنصرهای Ba، Nb، Ti، Sr و Eu و غنی‏‌شدگی در عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE[1]) به‌ویژه Rb و Th نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای این سنگ‌ها است. سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی تودة گرانیتی هریس را نخستین‌بار Pirmohammadi Alishah (2005) بررسی کرده‌اند. Advay و Qalamqash (2011) سن پیدایش تودة گرانیتی هریس را برپایة داده‌های سال‌سنجی رادیومتری اورانیم- سرب به‌دست آوردند و ویژگی‌های کلی این توده را بررسی کردند. با وجود این، دربارة نوع گرانیت‌های A (A1 یا A2) و مقایسه این نوع گرانیت‌ها با گرانیت‌های نوع S و I و همچنین، در ارتباط با دیگر توده‌های گرانیتی در کوه‌های میشو توضیحی داده نشده است.

 ازآنجایی‌که نوع گرانیت‌های A تعیین نشده است و نیز وجود برخی ابهام‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی دیگر دربارة تودۀ گرانیتی هریس (مانند ارتباط زمانی تودة گرانیتی هریس با توده‌های کناری و فاز کوهزایی ایران)، این توده نیازمند بررسی جامع و همه‌جانبه است تا بخشی از تاریخچه زمین‌شناسی این منطقه و توده‌های گرانیتی مناطق مجاور به‌درستی تجزیه و تحلیل شود. ازاین‌رو، در این نوشتار برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی روابط صحرایی حاکم بر بخش‌های مختلف تودة آذرین درونی هریس، سنگ‌نگاری و تجزیة زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب، به بررسی ارتباط زایشی میان بخش‌های گوناگون این توده، خاستگاه ماگمای سازنده و جایگاه زمین‌ساختی این تودة آذرین درونی و در پایان، تعیین نوع گرانیت‌های A و مقایسه آن با گرانیت‌های نوع S و I پرداخته می‌شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

در پهنه‌بندی‌های زمین‌شناسی ایران، محدودة بررسی‌شده بخشی از پهنه‌های البرز باختری- آذربایجان (Nabavi, 1979)، ایران مرکزی (Stöcklin, 1978)، سلطانیه- میشو (Eftekharnejad et al., 1991) و پهنه مرکزی (Aghanabati, 2004) به‌شمار می‌رود. اما با وجود این پهنه‌بندی، تفاوت‌های آشکاری میان زمین‌شناسی پالئوزوییک این منطقه، البرز و ایران مرکزی هست که آنها را از دو پهنة یاد‌شده متمایز می‌کند. این تفاوت‌ها عبارتند از:

الف- دگرشیبی زاویه‌دار میان نهشته‌های پالئوزوییک زیرین و نهشته‌های پیش‌رونده پرمین در کوه‌های مورو و میشو؛

ب- گسترش سنگ‌های مافیک و الترامافیک به سن پیش از پرمین در کوه‌های مورو و میشو؛

پ- رخنمون تود‌ة گرانیتوییدی نوع S و همزمان با برخورد قاره- قاره به سن احتمالی هرسی‌نین در کوه‌های میشو (Moayyed and Moazzen, 2002; Moayyed et al., 2005)؛

ت- رخنمون محدوده‌های گرانیتوییدی نوع A به سن هرسی‌نین در کوه‌های مورو و میشو (Moayyed and Moazzen, 2002; Advay and Qalamqash, 2011) که در دو پهنة البرز و ایران مرکزی شناخته نشده‌اند.

ارتفاعات میشو در شمال‏‌باختری کشور، استان آذربایجان شرقی و در شمال شهرستان شبستر و جنوب شهرستان مرند جای دادند و میان دو گسل تبریز در شمال و گسل جنوب میشو فراگرفته شده‌اند. ازآنجایی‌که سازوکار گسل تبریز (به عنوان گسل اصلی) فشاری- راست‌گرد و گسل جنوب میشو فشارشی است، سازوکار این ارتفاعات گل‌وار مثبت دانسته می‌شود (Moayyed and Hosseinzadeh, 2011)، (شکل 1). با پیدایش این ساختار در ارتفاعات میشو، سنگ‌های قدیمی به سن پرکامبرین (سازند کهر) در بخش مرکزی و ارتفاعات اصلی آن رخنمون پیدا کرده‌اند و به‌سوی دامنه‌های شمالی و جنوبی، سن سازند‌های رخنمون جوان‌تر شده است. گفتنی است مرز بیشتر سازندها و واحدهای زمین‌شناسی گسله است و این ویژگی از ویژگی‌های ساختارهای گل‌وار مثبت به‌شمار می‌رود (Moayyed and Hosseinzadeh, 2011).

 

 

 

شکل 1- موقعیت گسل‌های اصلی در منطقة بررسی‌شده در کوه‌های میشو در شمال‌باختری ایران (برگرفته از نقشة 250000/1 تبریز- پلدشت) که ساختار گل‌وار مثبت را به نمایش می‌گذارند.

 

 

تودۀ آذرین درونی روستای هریس میان سازندهای وابسته به پرکامبرین پایانی و پالئوزوییک جایگیری کرده است (شکل 2). سازند کهر ﺑﻪ ﺳﻦ ﭘرﮐﺎﻣﺒﺮﻳﻦ ﺩﺭ خاور این ﮔﺴﺘﺮه ﺑﺮﻭﻧـﺰﺩ بسیاری ﺩﺍﺭﺩ ﻭ سنگ‌شناسی ﺁﻥ بیشتر ﺑﻪ‌ﺻﻮﺭﺕ ﺷﻴﻞ‌ﻫﺎﻱ ﻣﻴﮑﺎﺩﺍﺭ، اسلیت‌ ﺑﺎ ﻣﻴﺎﻥ لایهﻫﺎﻳﻲ ﺍﺯ ﺁﻫﮏ دگرگون‌شده ﺑﻪﺭﻧﮓ ﺭﻭﺷﻦ ﻭ ﺩﻭﻟﻮﻣﻴﺖ ﺗﻴﺮﻩ‌ﺭﻧﮓ ﺍﺳﺖ. ﺍﻳﻦ ﺳـﺎﺯﻧﺪ ﻭ ﺳـﺎﺯﻧﺪ ﺳـﻠﻄﺎﻧﻴﻪ ﺩﺭ پی ﻧﻔﻮﺫ ﺗﻮﺩۀ ﮔﺮﺍﻧﻴﺘوییدی ﺩﮔﺮﮔـﻮﻥ شده ﻭ ﺑـﻪ ﻫـﻮﺭﻧﻔﻠس ﺗﺒـﺪﻳﻞ ﺷﺪﻩﺍﻧﺪ (Eftekharnejad et al., 1991). در این منطقه و دیگر بخش‌های همجوار، نهشته‌های قاعدۀ پرمین روی سطح فرسایش‌یافتۀ این گرانیت‌ها جای گرفته‌اند. این گرانیت دانه‌متوسط تا دانه‌درشت هستند و در نمونۀ دستی به رنگ سرخ گوشتی یا صورتی دیده می‌شوند. همچنین، این گرانیت‌ها به‌دنبال فعالیت‌های زمین‌ساختی بسیار خرد شده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که در بیشتر بخش‌ها به‌‌صورت ماسة گرانیتی (دگرسانی آرنیتی) دیده می‌شوند. با توجه به شواهد یادشده سن این توده پساکامبرین- پیش‌پرمین است.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- نقشۀ زمین‌شناسی ساده‌شدۀ تودة آذرین درونی هریس (برگرفته از نقشۀ 1:100000 ورقه مرند).

 

 

روش انجام پژوهش

به طور کلی، انجام این پژوهش شامل دو مرحلة بازدیدهای صحرایی و بررسی‌های آزمایشگاهی است. در بررسی‏‌های نخستین و بازدیدهای صحرایی، شمار 150 نمونه سنگی از توده‌های آذرین درونی (گرانیتوییدی) هریس برداشته شد و از این نمونه‏‌ها، شمار 110 مقطع نازک میکروسکوپی برای بررسی‌های سنگ‌نگاری تهیه شد. سپس، شمار 20 نمونه برای انجام تجزیة زمین‌شیمیایی به روش سنگ کل به آزمایشگاه ACME در کشور کانادا فرستاده شد. تجزیة اکسید عنصرهای اصلی به روش ذوب لیتیم‌ بورات[2] و طیف‌سنج نشری پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-ES) انجام شد. در این روش، مقدار اکسیدهای عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی اندازه‌گیری می‌شود. دقت اندازه‌گیری برای عنصرهای اصلی در این روش 01/0± درصدوزنی بوده است. همچنین، در این روش، میزان مواد فرار به‌صورت L.O.I. با دقت 01/0± درصد اندازه‌گیری شد. برای اندازه‌گیری مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب از روش ذوب لیتیم‌‌بورات و طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-MS) بهره گرفته شده است. در این روش، مقدار عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب برپایة ppm یا بخش در میلیون اندازه‌گیری شده است. آستانة آشکارسازی این عنصرها، بسته به نوع عنصر، از نزدیک به ppm 01/0 تا 10 ppm متغیر بوده است (جدول 1).

 

بررسی صحرایی و سنگ‌نگاری

ویژگی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری در توده‌ آذرین درونی هریس (مانند رنگ، بافت و ترکیب سنگ‌شناسی) نسبتاً یکسان و مشابه هستند. این سنگ‌ها به‌رنگ سرخ گوشتی یا صورتی در منطقه رخنمون دارند (شکل 3- A) و بیشتر به‌صورت سنگ‏‌های دانه‌ای متوسط تا درشت‌دانه‌ای هستند که با دایک‌های مافیک قطع شده‌اند (شکل 3- B).

 

 

 

شکل 3- A) نمونة دستی؛ B) دایک مافیک درون گرانیت‌ روستای هریس

 

 

بافت غالب آنها دانه‌ای هم‌بعد تا ناهم‌بعد با فنوکریستال‌های ارتوکلاز است که در زمینه‌ای از کانی‌های کوارتز، اورتوکلاز و پلاژیوکلاز جای گرفته‌اند. فنوکریستال‌های اورتوکلاز ماکل کارلسباد، بافت پرتیتی و گرانوفیری حاصل از همرشدی کوارتز و اورتوکلاز دارند. در این سنگ‌ها به‌ندرت کانی‌های مافیک بیوتیت و هورنبلند یافت می‌شوند. بیشتر این سنگ‌ها اکسید آهن دارند که میان کانی‌های اصلی پراکنده شده‌اند. کانی‌های فرعی در این نمونه‌ها بیشتر شامل آپاتیت، زیرکن، اسفن و اکسیدهای آهن، و کانی‌های فرعی بیشتر شامل کلریت و کلسیت هستند. بیشتر فنوکریست‌های ارتوکلاز و پلازیوکلاز در اثر دگرسانی با کائولینیت و سریسیت جایگزین شده‌اند و به‏‌صورت مات و ابری دیده می‌شوند (شکل 4). با توجه به ترکیب کانی‌شناسی و بافت، این سنگ‌ها را به دو گروه پرتیت‌گرانیت و آلکالی‌فلدسپارگرانیت دسته‌بندی می‌کنند (Le Maitre, 1989; Eby, 1990; Katzir et al., 2006).

برپایة رده‌بندی مودال (Streckeisen, 1974)، این سنگ‌ها از نوع آلکالی‌فلدسپار گرانیت هستند. بیوتیت‌های قهوه‌ای که به‏‌صورت پولک‌های بی‌شکل در این مقطع‌ها دیده می‌شوند از نوع بیوتیت‌های غنی از آهن و فقیر از منیزیم با ترکیب سیدروفیلیت هستند که گاهی با اکسیدها و میکاهای ثانویه، با ترکیب حد واسطِ بیوتیت و مسکوویت جایگزین شده‌اند (Ahankoub et al., 2012) (شکل‌های 4- D و 4- E).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های گرانیتی هریس: A) بافت دانه‌ای؛ B) پرتیت؛ C) بافت گرانوفیری؛ D) زیرکن و آپاتیت (در PPL)؛ E) کلریت‌های ناشی از دگرسانی بیوتیت (در PPL): F) پلاژیوکلازهای سریسیته‌شده (در PPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010))

 

جدول 1- داده‌های عنصرهای اصلی (برپایۀ Wt.%) به روش ICP- ES و عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب (بر پایۀ ppm) به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‌های آذرین روستای هریس به روش ICP- MS.

No-G10

No-G9

No-G8

No-G7

No-G6

No-G5

No-G4

No-G3

No-G2

No-G1

Sample No.

77.5

77.3

76.2

76.8

75.6

75.9

76.3

77.2

77.5

77.4

SiO2

0.11

0.13

0.16

0.12

0.08

0.06

0.15

0.17

0.07

0.05

TiO2

12.1

11.5

12.2

12

12.15

11.8

11.9

11.7

12.2

12.1

Al2O3

0.96

1.35

1.38

1.04

0.98

1.15

1.32

1.41

1.03

1.2

Fe2O3t

0.01

0.01

<0.01

0.01

<0.01

0.01

0.01

<0.01

0.01

0.01

MnO

0.06

0.12

0.17

0.04

0.04

0.17

0.25

0.04

0.06

0.05

MgO

0.38

0.35

0.42

0.32

0.38

0.54

0.7

0.35

0.31

0.45

CaO

3.38

3.22

3.38

3.62

3.41

3.95

3.65

3.25

3.31

3.6

Na2O

4.87

5.16

5.15

5.12

5.44

4.52

4.35

4.21

4.71

4.28

K2O

<0.01

<0.01

<0.01

0.01

<0.01

<0.01

0.01

<0.01

<0.01

<0.01

P2O5

0.03

0.02

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

0.03

0.02

0.01

Cr2O3

0.5

0.8

0.5

0.62

0.98

1.2

1.17

1.1

0.67

0.78

L.O.I

99.91

99.97

99.6

99.73

99.45

99.33

99.83

99.48

99.9

99.94

Total

42

54

53.1

76.7

61.2

54.9

62.4

82.1

45.8

41.5

La

70

107

109

136

107

109

120

154

89

83

Ce

9.1

12

12.25

16.04

13.75

12.23

13.26

18.25

10.8

9.67

Pr

30.2

41.1

43.1

52.1

47

38.5

43.2

60.1

37.1

32.5

Nd

7.09

8.85

9.12

9.42

10.2

9.07

9.21

10.5

7.74

8.02

Sm

0.19

0.24

0.3

0.22

0.20

0.19

0.23

0.6

0.18

0.17

Eu

6.36

8.42

9.57

9.32

9.55

9.75

9.58

11.01

9.4

9.5

Gd

1.06

1.42

1.65

1.32

1.62

1.85

1.72

1.62

1.32

1.74

Tb

6.21

8.56

9.85

7.35

8.55

12

10.55

8.62

7.45

11.5

Dy

1.21

1.71

2.12

1.35

1.58

2.52

2.22

1.84

1.59

2.2

Ho

3.21

5.12

5.84

3.55

4.23

7.85

7.2

5.4

4.36

7.11

Er

0.51

0.79

0.85

0.52

0.74

1.23

0.95

0.78

0.65

1.12

Tm

4.23

5.21

5.74

4.1

5.27

7.85

6.59

5.12

4.26

7.69

Yb

0.55

0.72

0.75

0.6

0.75

1.21

0.95

0.74

0.52

1.1

Lu

35.6

76.3

85.5

24.3

26.6

35.6

45.2

140.5

27.4

22.5

Ba

21.2

21.1

22.7

22.3

24.5

26.2

25

21.5

22.3

24.7

Ga

16

18

19

16

18

15

16

17

16

14

Hf

24.2

32.1

29.1

18.1

32.1

45.2

43.1

34.3

26.2

44.8

Nb

17

9

20

16

15

13

14

15

12

25

Pb

212

231

229

210

231

256

268

233

205

292

Rb

6

6

7

6

7

9

12

10

7

11

Sn

16.2

14.2

18

10.8

10.2

12.2

19.1

24.5

13

10

Sr

3.2

2.8

2.7

2.2

5.4

5.3

4.5

2.8

3.5

4.8

Ta

28.1

33.2

31.1

32.3

45.1

13.1

45

32.1

35.2

42.3

Th

33.1

47.8

52.1

40.2

52

67.2

62.2

50.1

44.2

62.1

Y

220

235

293

263

290

265

236

201

223

256

Zr

 

جدول 1- ادامه

No-G20

No-G19

No-G18

No-G17

No-G16

No-G15

No-G14

No-G13

No-G12

No-G11

Sample No.

76.84

76.16

77.04

77.86

77.84

76.37

77.44

76.22

77.6

77.19

SiO2

0.10

0.18

0.13

0.1

0.07

0.25

0.19

0.25

0.14

0.17

TiO2

11.84

12.4

12.1

11.78

11.89

12.05

11.98

12.25

12.3

12.1

Al2O3

1.22

1.5

1.32

0.98

1.05

2.13

1.47

1.69

0.95

1.35

Fe2O3t

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

0.01

0.01

<0.01

MnO

0.05

0.16

0.09

0.27

0.01

0.69

0.02

0.12

0.01

0.01

MgO

0.32

0.33

0.46

0.41

0.34

0.14

0.39

0.83

0.08

0.35

CaO

2.79

2.69

2.45

2.43

3.01

2.98

2.68

2.65

3.04

2.68

Na2O

5.06

5.92

5.53

5.82

5.19

4.88

5.13

5.27

5.31

5.66

K2O

<0.01

0.01

<0.01

<0.01

<0.01

0.01

0.01

<0.01

<0.01

<0.01

P2O5

0.01

0.03

0.01

0.02

0.03

0.01

0.02

0.03

0.01

0.02

Cr2O3

1.22

0.54

0.81

0.74

0.68

0.74

1.01

1.15

0.60

0.63

L.O.I

98.84

99.51

99.49

99.43

99.74

99.64

99.72

99.68

99.64

99.68

Total

44.2

53.5

54.2

75.7

61.2

63.4

56.2

75.1

44.7

39.5

La

132

117

107

96

74

143

159

30

182

101

Ce

10.14

10.36

13.12

15.11

14.55

11.24

12.26

16.54

9.38

9.72

Pr

32.6

41.5

46.2

51.3

46.5

39.1

44.3

55.2

36.2

31.4

Nd

8.02

9.1

9.14

10.24

10.3

11.07

10.23

11.2

6.75

9.03

Sm

0.19

0.22

0.26

0.30

0.18

0.23

0.21

0.19

0.16

0.17

Eu

7.23

9.42

10.21

9.85

9.32

9.65

10.01

10.92

9.8

10.1

Gd

1.02

1.51

1.56

1.42

1.56

1.82

1.68

1.57

1.41

1.65

Tb

7.36

9.02

10.54

7.36

8.45

11.02

9.23

9.21

8.25

10.6

Dy

1.71

2.21

1.85

2.69

1.68

2.21

2.32

1.82

2.11

2.5

Ho

4.29

5.47

6.12

4.25

4.56

7.57

7.9

6.1

3.59

6.85

Er

0.61

0.69

0.75

0.62

0.84

1.33

0.85

0.68

0.75

0.87

Tm

4.33

6.21

5.64

4.5

4.27

8.85

6.49

4.14

5.26

6.68

Yb

0.65

0.52

0.65

0.7

0.65

1.31

0.85

0.64

0.42

1.3

Lu

27

161

60

42

58

207

79

145

61

61

Ba

15

20

19

18

14

15

16

18

24

19

Ga

19

16

15

23

18

15

20

24

19

16

Hf

17

25

21

20

27

22

23

18

31

16

Nb

22

26

39

19

32

25

18

17

17

32

Pb

205

288

211

294

201

235

203

237

206

217

Rb

7

6

8

6

7

8

13

11

6

12

Sn

19

28

19

33

14

39

29

29

24

18

Sr

2.9

2.9

2.8

3.2

5.2

6.1

4.2

3.8

3.6

4.7

Ta

30

22

34

22

29

12

31

29

40

26

Th

38

33

39

26

38

29

37

36

40

37

Y

126

236

136

150

245

228

246

280

195

241

Zr

 

 

برپایة رده‌بنـدی کـاتیونی (شکل 5- A)، نمونه‌های بررسی‌شده در گسترۀ گرانیت قلیایی جای دارند که این نکته با ویژگی‌های کانی‌شناسی و سنگی توده هماهنگ است. در نمودار شاخص آلومینیم (Shand, 1943) که در آن معیار شاخص 1ASI= است، این سنگ‌ها تقریباً در مرز سه‌تایی جای می‌گیرند، و برپایة شاخص 1/1 ASI: (برگرفته از Chappell and White (1992)) غالب نمونه‌ها در محدودۀ پرآلومین جای می‌گیرند (شکل 5- B). در واقع، این سنگ‌ها گرانیت‌های پرآلومینوس تا متاآلومینوس هستند که مونزوگرانیت‌های فقیر از CaO و غنی از FeOt نسبت به MgO، با نسبت بالای FeO/(FeO+MgO) را دربر می‌گیرند. برای سنگ‌های آذرین درونی و سنگ‌های متعلق به مجموعه های افیولیتی روش پیشنهادیِ Le Maitre (1976) برای تفکیک اکسید آهن فرو (FeO) و فریک (Fe2O3) به‌کار برده می‌شود. برپایة این روش هنگامی‌که آهن در داده‌های تجزیه به‏‌صورت FeOt ارائه شود، فرمول‌های Fe=(K.FeO)t/‪(0.1K+0.9) و Fe2O3=(FeOt-FeO)/0.9 و اگر آهن به‌صورت Fe2O3t ارائه شده باشد، فرمول‌های FeO=(K.Fe2O3t)/(0.1K+1) و Fe2O3=Fe2O3t-1.1FeO به‌کار برده می‌شوند.

 

 

 

شکل 5- رده‌بندی شیمیایی سنگ‌های آذرین روستای هریس برپایة نمودار: A) A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) و B) R1 دربرابر R2 (De La Roche et al., 1980)

 

 

این سنگ‌ها در نمودارهای SiO2 دربرابر Na2O+K2O–CaO (شکل 6- A) و FeOt/(FeOt+MgO) (شکل 6- B)، روند قلیایی- کلسیک و آهن‌دار همانند گرانیت‌های نوع A (که در زاپاتا هم سن بلاس و اوس اربولوس در آرژانتین (Landenberger and Collins, 1996) بررسی شده‌اند) نشان می‌دهند (King et al., 2001; Frost et al., 2002).

این سنگ‌ها نسبت A/CNK<1، NK/A>1، مقدارهای Na2O+K2O بالا و مقدارهای Al2O3، MgO و CaO کمی دارند و با 20-30 درصد کوارتز نورماتیو فوق‌اشباع از سیلیس به‌شمار می‌روند. در نمودار تفکیک گرانیت‌ها برپایة 10,000×Ga/Al دربرابر Ce+Nb+Zr+Y، نمونه‌های بررسی‌شده در محدودۀ نوع A جای می‌گیرند (شکل 7- A). در نمودار 10,000×Ga/Al دربرابر Ga سنگ‌های بررسی‌شده در محدودۀ گرانیت‌های نوع A جانمایی می‌شوند (شکل 7- B)، همچنین، نمودار نسبت CaO+Al2O3 دربرابر CaO/Al2O3 نیز نکته یادشده را تایید می‌کند (شکل 7- C).

 

 

 

 

شکل 6- ترکیب گرانیت‌های روستای هریس در: A) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر Na2O+K2O–CaO (Bonin, 2007)؛ B) نمودار رده‌بندی برپایة درصدوزنی SiO2 دربرابر FeOt/ (FeOt+MgO) (Bonin, 2007) (داده‌های شاهد برگرفته از Landenberger and Collins (1996) هستند).

 

 

شکل 7- A) نمودار درصدوزنی CaO+Al2O3 دربرابر CaO/Al2O3 (Shand, 1943; Konopelko et al., 2007)؛ B) نمودار 10,000×Ga/Al دربرابر Ga (King et al., 2001)؛ C) نمودار جدایشی 10,000×Ga/Al دربرابر Ce+Nb+Zr+Y گرانیت‌ها (Frost et al., 2001).

 

 

 

 

بی‌هنجاری منفی Eu و نسبت بالای Ga/Al در نمونه‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة حضور پلاژیوکلاز در خاستگاه و یا جدایش پلاژیوکلاز هنگام تبلور ماگمای سازنده است (Dahlquist et al., 2010; Torkian and Niknazar, 2020). همچنین، محتوای REEs نمونه‌ها در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت بی‌هنجاری منفی Eu نشان می‌دهند (شکل 8- A). همچنین، در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتۀ اولیه، گرانیت‌های بررسی‌شده تهی‌شدگی از Ba، Sr، Ti و Nb غنی‌شدگی از Rb و Th دارند (شکل 8- B) (Patino Douce, 1998; Sun and McDonough, 1989).

 

 

 

شکل 8) ترکیب گرانیت‌های روستای هریس در: A) نمودار تغییرات فراوانی عناصر اصلی و کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتۀ اولیه (Sun and McDonough., 1989)؛ B) نمودار تغییرات فراوانی (عنکبوتی) REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough., 1989).

 

 

برپایة ﺑﺮﺭﺳﻲﻫﺎﻱ زمین‌ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ، ﮔﺮﺍﻧﻴﺖﻫـﺎﻱ ﺑﺮﺭﺳـﻲ‌شدة روستای هریس ﺍﺯ نوع گرانیت‌های A ﻫﺴﺘﻨﺪ. ﺍﻳﻦ ﮔﺮﺍﻧﻴـتﻫـﺎ ﺑـﺮﺧﻼﻑ دیگر گرانیتوییدها (I و S)، در محیط‌های کششی پدید می‌آیند (Nabavi, 1979; Mahood and Hildreth, 1983). ﺩﺭ میان ﺍﻳﻦ ﻣﺤﻴﻂﻫـﺎﻱ ﮐﺸـﺸﻲ ﻣـﻲﺗـﻮﺍﻥ ﺩﻭ ﻣﺤـﻴﻂ ﮐﺸﺸﻲ ﭘﺲ ﺍﺯ ﺑﺮﺧﻮﺭﺩ ﻭ ﮐﺸﺶﻫﺎﻱ ﻭﺍﺑﺴﺘﻪ ﺑـﻪ پیدایش کافت را نام برد (Ahankoub, 2012; Ahmadi Khalaji et al., 2014). ﮔﺮﺍﻧﻴﺖﻫﺎﻱ پدیدآمدﻩ ﺩﺭ ﺍﻳـﻦ ﺩﻭ ﻣﺤــﻴﻂ ﺭﻓﺘــﺎﺭ زمین‌ﺷــﻴﻤﻴﺎﻳﻲ ﻣﺘﻔــﺎﻭﺗﻲ ﺩﺍﺭﻧــد؛ به‌گونه‌ای‌ ﺩﺭ نمودارهای چندعنصری ‌بهنجارشده به ترکیب گرانیت‌های کافت اقیانوسی یا ORG[3] (Pearce et al., 1984)، نسبت از هم باز شناخته می‌شوند.

در گرانیت‌های وابسته به محیط‌های کششی پس از برخورد، عنصر Ba بهنجاری منفی ﺑﻴﺸﺘﺮﻱ ﺭﺍ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﮔﺮﺍﻧﻴﺖﻫﺎﻱ وابسته به کشش های کافتی ﻧﺸﺎﻥ ﻣﻲﺩﻫﺪ. مقدار عنصرهای Zr، Ta، Nb و Yb در گرانیت‌های پس از برخورد تا اندازه‌ای ﺑﻴﺸﺘﺮ ﺍﺯ ﮔﺮﺍﻧﻴـﺖﻫـﺎﻱ به پیدایش کافت وابسته ﺍﺳـﺖ (Mahamed, 2020). ﺑـﺮ ‌ﺍﻳـﻦ ﺍﺳـﺎﺱ تودة گرانیتی هریس ﺍﺯ ﻧـﻮﻉ ﮔﺮﺍﻧﻴـﺖﻫـﺎﻱ درون‌‌صفحه‌ای است که در پهنه‌های کششی پس ار برخورد پهنه‌های فرورانشی پدید آمده و برخی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آنها همانند ویژگی‌های جزیره‌های کمانی هستند. ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ، کاربرد ﻧﻤﻮﺩﺍﺭﻫﺎﻱ متمایزکنندۀ ﺯﻣﻴﻦﺳـﺎﺧﺘﻲ (Pearce et al., 1984) نیز همین نتیجه را به‌دست داده است (شکل 9). ﺳﺎﻝﺳـﻨﺠﻲ ﺭﺍﺩﻳـﻮﻣﺘﺮﻱ ﺑـﻪ ﺭﻭﺵ U/Pb (Advay and Qalamqash, 2011) ﺭﻭﻱ ﮐـﺎﻧﻲﻫـﺎﻱ زیرکن تودۀ هریس، زمان 34±306 میلیون سال پیش معادل ﻛﺮﺑﻮﻧﻴﻔﺮ ﭘﺎﻳﺎﻧﻲ ﺭﺍ ﺑﺮﺍﻱ ﺗﺒﻠﻮﺭ ﺯﻳﺮﮐﻦ ﻭ ﺑﻪ‌ﭘﻴﺮﻭﻱ ﺍﺯ ﺁﻥ ﺑﺮﺍﻱ ﺳﺮدﺷﺪﻥ ﺗﻮﺩۀ ﮔﺮﺍﻧﻴﺘﻲ ﺭﺍ ﻧﺸﺎﻥ ﻣﻲﺩﻫﺪ. ﺍﻳﻦ ﺳﻦ ﺑـﺎ ﮐـﺸﺶﻫـﺎی ﺁﻏﺎﺯﻳﻦ پس از برخورد ﺭﻭﻱ ﺗﺨﺘﮕﺎﻩ پوستة ﻗـﺎﺭﻩﺍﻱ ﻋﺮﺑـﻲ- ﺍﻳـﺮﺍﻥ ﺳﺎﺯﮔﺎﺭ ﺍﺳﺖ (Advay and Qalamqash, 2011).

 

 

 

شکل 9- نمودارهای تمایز زمین‌ساختی برپایة عنصرهای کمیاب (Pearce et al., 1984).

 

 

بحث و بررسی

ﺩﺭ ﮔﺮﺍﻧﻴﺖﻫﺎﻱ بررسی‌شده ﮔﺮﭼﻪ ﮐﺎﻧﻲﻫﺎﻱ ﻣﺎﻓﻴـﮏ ﻗﻠﻴـﺎﻳﻲ مانند ﺍﮊﻳﺮﻳﻦ - ﺍﻭﮊﻳﺖ ﻭ ﺭﻳﺒﮑﻴﺖ-ﺁﺭﻓﻮﺩﺳﻮﻧﻴﺖ ﺩﻳـﺪﻩ ﻧﻤـﻲﺷـﻮند؛ اما همة داده‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند سنگ‌های گرانیتی هریس سرشت A-type دارند. مقایسه تودة گرانیتی خاور میشو با تودة گرانیت هریس نشان می دهد این توده طیفی از سنگ‌های قلیایی گرانیت- مونزوگرانیت- سینوگرانیت دارد. بافت غالب در این نمونه‏‌ها دانه‏‌دار هم‌‌بعد تا ناهم‌‌بعد پرتیتی و گرانوفیری است. کانی‌های اصلی این سنگ‌ها نیز شامل کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کانی‌های فرعی شامل بیوتیت، آمفیبول، پیروکسن، آپاتیت، اسفن و زیرکن هستند که همانند گرانیت‌های بررسی‌شده در این مقاله هستند. این توده ترکیب آلکالی‌فلدسپار گرانیت دارد و سرشت پرآلومینیوس تا متاآلومینیوس نشان می‌دهد. بی‌هنجاری منفی Ba، Nb، Ti، Sr و Eu و غنی‏‌شدگی در LILE، به‌ویژه Rb و Th، نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای این سنگ‌هاست. همچنین، عنصرهای Ce و Sm نسبت به عنصرهای مجاور خود غنی‌شدگی نشان می‌دهند. از چنین غنی‌شدگی انتخابی به‌نام تسلط پوسته‌ای یاد شده است (Pearce et al., 1984) و چنین الگویی تسلط پوسته‌ای خوانده می‌شود. تودة گرانیتی هریس از گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای نوع A است که با توجه به تهی‌شدگی از Nb، به گروه A2 وابسته است. با توجه به حضور گستردة پرتیت در این سنگ‌ها، ماگمای سازندة این سنگ‌ها ماگمای خشکی بوده است. افزون‌بر این، مقادیر بالای HFSE، خشک‌بودن خاستگاه ماگمای سازندة را تایید می‌کند (Whalen et al., 1987; Bonin, 2007; Zhao and Zhou, 2007).

در جدول 2 برخی مقدارهای میانگین عنصری و نسبت‌های بین‌عنصری برای گرانیت‌های نوع A و I (Whalen et al., 1987) با میانگین نمونه‌های گرانیت هریس مقایسه ‌شده است. همان‌گونه‌که در جدول 2 دیده می‌شود با اینکه برخی مقدارها در گرانیت‌های A و I مقداری همپوشانی نشان می‌دهند، اما این مقدارها برای نمونه‌های گرانیت هریس شباهت بسیاری به نوع A دارند؛ به‌ویژه مقدار HFSE که تحت‌تأثیر دگرسانی کمتری بوده است (Aliani et al., 2012).

 

 

جدول 2- مقایسة برخی مقدارهای میانگین در ترکیب نمونه‌های گرانیت روستای هریس با برخی از مهم‌ترین مقدارهای میانگین ترکیب گرانیتوییدهای نوع I و A (Whalen et al., 1987)، میانگین ترکیب پوسته‌ (Wedepohl, 1995) و گوشته‌ اولیه (McDonough and Sun, 1995).

 

A-type

I -type

Average of

continental crust

Numerical range granite

in the study area

Average granite

in the study area

Primitive Mantle

Na2O+K2O (wt%)

7 -11

5-8

5.6

7.46-8.85

8.16

0.4

FeOt

>2

<3

6.28

1.23-3.20

2.21

8.0

MgO

<0.5

>0.5

3.7

0.4-0.25

0.15

37.8

FeOt/MgO

>>4

>4

1.7

3.1-12.8

7.95

0.2

Zr (ppm)

>400

<250

203

201-293

247

10.5

Y

>>25

<40

24

33.1-67.2

50.2

4.3

Zr/Y

>7

<4

8.4

3.8-6.64

5.22

2.4

Nb (ppm)

>>10

<<30

19

18.1-45.2

31.65

0.6

Nb/Y

>0.7

<<0.7

0.7

0.45-0.72

0.59

0.1

La (ppm)

>>30

10-30

30

41.5-82.5

61.8

0.7

Yb

>>2

<<3

2

4.1-7.69

5.9

0.4

Th (ppm)

>10

>4

8.5

13.1-42.3

27.7

0.07

Th/Yb

1-15

>0.3

4.2

1.7-9

5.35

0.2

Th/Y

0.2-1.2

>0.1

0.35

0.7-0.85

0.78

0.01

Ga (ppm)

>18

<18

15

21.1-26.2

23.65

0.4

 

 

در بررسی‌های Eby (1992)، گرانیت‌های نوع A به دو نوع A1 (در ارتباط با کافت) و A2 (در ارتباط با فرورانش) دسته‌بندی شده است (شکل 10- A). همچنین، آن دسته از گرانیتویید‌های نوع A که در نمودارهای رده‌بندی محیط زمین‏‌ساختی (شکل 9)، در محدودة گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG[4]) و در نزدیکی مرز گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG[5]) جای می‌گیرند از Rb، Y، Th و REE غنی و ساب‌سالووس هستند و باید آنها را در گروه گرانیتوییدهای A2 دسته‌بندیکرد (Bonin, 2007). این نوع گرانیت‌ها‌ ترکیبی از آثار زمین‌شیمیایی پوستة قاره‌ای و جزیره‌های اقیانوسی دارند و پیدایش آنها را در رژیم‌ زمین‌ساختی پس از کوهزایی (post-orogenic) می‌دانند (Bonin, 2007). شواهد یادشده دربارة ویژگی‌های گرانیتوییدهای A2 به‌‌خوبی دربارة نمونه‌های گرانیت بررسی‌شده در این پژوهش نیز دیده می‌شوند.

از ویژگی‌های مهم گرانیت‌های نوع A، پیدایش آنها در محیط‌های کششی است. این نوع محیط‌های کششی یا به کشش‌های درون‌صفحه‌ای وابسته به کافت و یا به کشش‌های پس از برخورد وابستگی دارند (Nabavi, 1979; Mahood and Hildreth, 1983). هر دو محیط، به‌طور گسترده‌ای با رژیم‌های انبساطی (Chappell and White, 1992) و یا محیط‌هایی که رژیم ترافشاری به تراکششی تغییر می‌کند، شناخته می‌شوند (Sylvester, 1989). گرانیت‌های نوع A پس از برخورد از کوهزایی در منطقه‌های گسترده‌ای همراه با کشش و گسل‌خوردگی دیده می‌شوند (Sylvester, 1989).

با توجه به بالابودن Rb باید پذیرفت پوستة قاره‌ای در پیدایش ماگمای سازندة گرانیت‌ هریس نقش بسزایی داشته است. به گفتة دیگر، گرانیت‌های قلیایی نوع A پس از برخورد، به‌دنبال رویدادهای برخوردی پدید می‌آیند و هنگام جایگیری آنها زمین‌ساخت کششی غالب است(Khatib et al., 2014; Toulabi Nejad et al., 2021). این سنگ‌ها در مقایسه با گرانیت‌های قلیایی غیر‌کوهزایی سهم بیشتری از سازنده‌های پوسته‌ای را در خاستگاه خود دارند (Zhao and Zhou, 2007). از سوی دیگر، بررسی‌های آزمایشگاهی و زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند گرانیت‌های نوع A در دمایی بیشتر از همانند‌های آهکی- قلیایی پدید می‌آیند (King et al., 2001). این نکته نشان می‌دهد تبلور جدایشی بالا از خاستگاه ماگمایی مافیک نمی‌تواند خاستگاه محتمل برای پیدایش گرانیت‌های نوع A باشد. این گرانیت‌ها در اصل شدیداً تحول‌یافته هستند (SiO2 بالا و ترکیب‌های جدایش‌یافته دارند) و از آلکالی‌ها (Na2O+K2O) غنی هستند. همچنین، در عناصر با مقاومت میدانی بالا HFSE و هالوژن‌ها غنی‌شدگی نشان می‌دهند (Petro et al., 1979; Schandle and Gorton, 2002). به باور Eby (1992) سازوکارهای متفاوتی می‌تواند در پیدایش گرانیت‌های A2 دخالت داشته باشد. سه سازوکار اصلی در مناطق کششی پس از کوهزایی این گرانیت‌ها را پدید می‌آورند:

الف- لایه‌لایه‌شدگی[6] سنگ‌کره (Mufti, 2001)؛

ب- انتقال همرفتی سنگ‌کره‌ای (Black and Liegeois, 1993)؛

پ- شکسته‌شدن تخته[7] (Davies and Von Blankenburg, 1995).

این فرایندها سبب بالاآمدگی و تورم سست‌کره‌ای شده‌اند که می‌تواند ذوب شود و در نهایت ذوب‌شدگی سنگ‌کرة گوشته‌ای زیرقاره‌ای[8] را به‌دنبال داشته باشد. برپایة نمودارهای شکل 10 و برپایة مقدار عنصرهای Y-Nb-3*Ga، برای جدایش گرانیت‌های نوع A و تشخیص خاستگاه این نوع گرانیت‌ها، نمونه‌های گرانیت هریس در گستره A2 جای می‌گیرند (شکل 10- A). افزون‌بر این، در نمودار SiO2 دربرابر Al2O3 نمونه‌ها در محدودۀ پس از کوهزایی جانمایی شده‌اند (شکل 10- B).

 

 

شکل 10- A) نمودار SiO2 دربرابر Al2O3 (Maniar and Piccoli, 1989)؛ B) نمودار سه‌تایی Y-Nb-3*Ga (Eby, 1992, 1990).

بررسی‌های اخیر نشان می‌دهند ماگماهای نوع A در پی ذوب سنگ مادر تونالتی- گرانودیوریتی در فشار کم پدید می‌آیند (Patino Douce, 1997). گمان می‌رود این الگوی زایشی برای گرانیت‌های هریس نیز پذیرفتنی باشد. این الگو تهی‌شدگی Ba و Sr که از ویژگی‌های گرانیت‌های نوع A است را به‌خوبی توجیه می‌کند (Ghoreishvandi et al., 2019). در فشار 4 کیلوبار و ذوب‏‌بخشی 20 تا 40 درصد، پلاژیوکلاز و ارتوپیروکسن‌ فازهای بجامانده از ذوب سنگ مادر آذرین هورنبلنددار هستند. تبلور گستردۀ پلاژیوکلاز در هنگام فرایند جدایش، تهی‌شدگی از عنصرهای Al2O3، CaO، Sr و Eu همانند گرانیت‌های نوع A را در پی دارد. گذشته از این، تبلور پلاژیوکلاز غنی‌شدگی Ga نسبت به Al و در نتیجه افزایش نسبت Ga/Al در گدازه‌های گرانیتی نوع A را به‌دنبال دارد (Malvin and Drake, 1987). ازاین‌رو می‌توان گفت سنگ‌های تودۀ گرانیتی هریس پیامد ذوب‏‌بخشی پوستۀ زیرین با ترکیب تونالیتی- گرانودیوریتی هستند.

 

برداشت

شواهد صحرایی، سنگ‌نگاری، زمین‌شیمیایی و نمودارهای تمایز ساختگاه زمین‏‌ساختی در این مطالعه نشان دادند سنگ‌های آذرین هریس آلکالی‌فلدسپار گرانیت هستند. این سنگ‌ها با سازند پرمین پوشیده شده‌اند و سازند سلطانیه با آنها بازتبلور یافته است. ازاین‌رو، سن نسبی آنها به پس از کامبرین و پیش از پرمین نسبت داده می‌شود. هریس برپایة شاخص اشباع از آلومین، تودۀ گرانیتی ویژگی پرآلومینوس تا متاآلومینوس ضعیف دارد. بی‌هنجاری منفی عنصرهای Ba، Nb، Ti، Sr و Eu و غنی‏‌شدگی از LILE، به‌ویژه Rb و Th، نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای این سنگ‌هاست. گرانیت‌های هریس ویژگی درون‌صفحه‌ای دارند و مقایسۀ مقدار میانگین عنصری و نسبت‌های بین‌عنصری گرانیت‌های نوع A و I، با میانگین نمونه‌های گرانیت هریس نشان داد این مقدارها شباهت بسیاری به گرانیت‌های نوع A دارند؛ به‌ویژه در مقدار HFSE که تحت‌تأثیر دگرسانی کمتری بوده است. ازاین‌رو، تودة گرانیتی هریس از نوع گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای نوع A است که با توجه به تهی‌شدگی از Nb به گروه A2 وابسته است. به گفتة دیگر، به احتمال بالا در این منطقه، گرانیت‌های قلیایی نوع A پس از برخورد به‌دنبال رویدادهای برخوردی پدید آمده‌اند و هنگام جایگیری آنها زمین‌ساخت کششی غالب بوده است. نمودار بهنجارشدة REE برای این گرانیت‌ها نشان می‌دهد تودة گرانیتی هریس ﺍﺯ ﺧﺎﺳﺘﮕﺎهی با ﺟﺪﺍﻳﺶ ﭘﻼﮊﻳﻮﮐﻼﺯ پدید آمد است ﻭ ﻳـﺎ ﭘﻼﮊﻳﻮﮐﻼﺯ در ﺭﻭﻧﺪ ﺗﮑﺎﻣل ماگما ﺍﺯ ﻣﺎﮔﻤﺎﻱ سازنده ﺟـﺪﺍ ﺷﺪﻩ ﺍﺳﺖ؛ به‌گونه‌ای‌که احتمالاً پیداش آن پیامد ذوب‏‌بخشی پوستۀ زیرین با ترکیب تونالیتی- گرانودیوریتی بوده است.

 

[1] Large-Ion Lithophile Element

[2] Lithium Borate Fusion

[3] Ocean Ridge Granites

[4] Volcanic Arc Granites

[5] Within Plate Granites

[6] Delamination

[7] Slab break off

[8] Lithosphere Subcontinental Mantle یا SCML

Abdel Rahman, A. M. (2006) Petrogenesis of anorogenic peralkaline granitic complexes from eastern Egypt. Mineralogical Magazine 70(1): 27–50, https://doi.org/10.1180/0026461067010311
Advay, A. and Qalamqash, J. (2011) Petrogenesis and zircon U-Pb radiometric dating in Herris granite (NW Shabestar) East Azarbaijan Province. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 18(4): 633-646 (in Persian). Retrieved January 2, 2022 from http://ijcm.ir/article-1-494-fa.html
Aghanabati, A. (2004) The Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Ahankoub, M. (2012) Petrogenesis and geochemistry of granitoids east of Mishu Mountains, northwest of Iran. PhD Thesis, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Department of Geology, Tabriz, Iran (in Persian)
Ahankoub, M., Jahangiri, A. and Moayyed, M. (2012) Study of the effect of tetrad on the pattern of rare earth elements in the A-Type Mishu granitoid assemblage in northwestern Iran. Petrology 3(10): 65-78 (in Persian). Retrieved January 2, 2022 from https://ijp.ui.ac.ir/article_16099.html
Ahmadi Khalaji, A., Sepahvand, F., Sepahi Gerow, A. and Salami, S. (2014) Petrography, mineral chemistry and geochemistry of granitoids of the Samen plutonic complex (SW Malayer, Hamedan). Iranian Journal of Petrology 5(18): 77-92.
Aliani, F., Maanijou, M. and Miri, M. (2012) Petrology of the Tekyeh-Bala area granite veins (northeast of Sonqor), some evidences for A2-type granitoids. Petrology 3(9): 1-16 (in Persian). Retrieved January 2, 2022 from https://ijp.ui.ac.ir/article_16091.html
Amini, S., Ravankhah, A. and Moayed, M. (2007) Petrology and lithogenesis of igneous masses of Divan Daghi - Qara Goz, North Marand (East Azerbaijan). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 16(2): 249-264 (in Persian). Retrieved January 2, 2022 from https://ijcm.ir/article-1-637-en.html
Asadian, O., Mirzaee, A.R., Mohajjel, M. and Hadjialilu, B. (1994) Geological map of Marand. scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Bailey, D. K. (1978) Continental rifting and mantle degassing. In: Petrology and Geochemistry of Continental Rifts (Eds. Neumann, E. R. and Ramberg, L. B.) Reidel, 1-13, Reidel, Dordrecht.
Black, R. and Liegeois, J. P. (1993) Cratons, Mobile belts, Alkaline rocks sand continental lithospheric mantle: the Pan-African testimony. Journal of the Geological Society 150(8): 89-98. Retrieved January 2, 2022 from http://www.mantleplumes.org/WebDocuments/Black1993.pdf
Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: Evolution of a concept and prospects. Lithos 97(9): 1-29, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2006.12.007
Chappell, B. W. and White A. J. R. (1992) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Earth and Environmental Science Transactions of The Royal Society of Edinburgh 83(1-2): 1-26, https://doi.org/10.1017/S0263593300007720
Clemens, J. D., Holloway, J. R. and White, A. R. (1986) Origin of A-type granites: experimental constraints. American Mineralogist 71: 317-324. Retrieved January 2, 2022 from http://www.minsocam.org/ammin/AM71/AM71_317.pdf
Creaser, R. A., Price, R. C. and Wormold, R. J. (1991) A-type granite revised: assessment of residual source model, Geology 19: 163-166.
Dahlquist, J., Pablo, H., Alasino, M., Eby, G. N., Galindo, C. and Casquet, C. (2010) Fault controlled Carboniferous A-type magmatism in the proto-Andean forelan (Sierras Pampeanas, Argentina), Geochemical constraints and petrogenesis. Lithos 115(1-4): 65-81, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.11.006
Davies, H. J. and Von Blankenburg, F. (1995) Slab break off: a model of lithospheric detachment and its test in the magmatism and deformation of collisional orogenes. Earth and Planetary Science Letters 129(1-4): 85-102, https://doi.org/10.1016/0012-821X(94)00237-S
De La Roche, H., Leterrier, J., Grandlauale, P. and Marcher, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1- R2 diagrams and major element analysis. Chemical Geology 29(1-4): 183-210.
Eby, G. N. (1990) The A-type granitoids: a review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos 26(1-2): 115–134, https://doi.org/10.1016/0024-4937(90)90043-Z
Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20(7): 641–644, https://doi.org/10.1130/0091-7613(1992)020<0641:CSOTAT>2.3.CO;2
Eftekharnejad, J., Ghorashi, M., Mehr Parto, M., Arshadi, S., Zohreh Bakhsh, A., Bloorchi, M.H. and Saeedi, A. (1991) Geological map of Tabriz-Poldasht. Scale 1: 250,000. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Frost, B. R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42(11): 2033-2048, https://doi.org/10.1093/petrology/42.11.2033
Frost, C. D., Frost, B. R., Bell, J. M. and Chamberlain, K. R. (2002) The relationship between A-type granites and residual magmas from anorthosite: evidence from the northern Sherman batholith, Laramie Mountains, Wyoming, USA. Precambrian Research 119(1-4): 45-71, https://doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00117-1
Ghoreishvandi, H., Sepahi Gerow, A. and Maanijou, M. (2019) Mineral chemistry, geochemistry and petrology of Ay-Qaleh-si intrusive body (east of Takab, NW Iran). Iranian Journal of Petrology 10(2): 1-28, https://doi.org/10.22108/ijp.2019.115738.1121
Harris, N. B. W., Marzouki, F. M. H. and Ali, S. (1986) The Jabel Sayid Complex Arabian Shield: geochemical constraints on the origin of peralkaline and related granites. Journal of the Geological Society 143(2): 287-295. http://dx.doi.org/10.1144/gsjgs.143.2.0287
Henderson, P. (1982) Inorganic Geochemistry. Pergamon. Oxford, New York, US.
Jamei, S., Ghorbani M., Jafari, A., Williams, S. and Moayyed, M. (2021) Geochronology and tectonic significance of A-type granite from Misho, NW Iran: Implications for the detachment of Cimmeria from Gondwana and the opening of Neo-Tethys. Geologica Journal 56(10): 5275-5289.
Katzir, A., Eyal, M., Litvinovsky, B. A., Jahn, B., Zanvilevich, A. N., Valley, W., Beeri, Y., Pelly, I. and Shimshilashvili, E. (2006) Petrogenesis of A-type granites and origin of vertical zoning in the katharina pluton, Gebel Mussa (Mt. Moses) area, Sinai, Egypt. Lithos 87: 328-349.
Khatib, M., Mohammadi, S., Chung, S. and Zarrinkoub, M. (2014) Petrography, geochemistry and dating for the Takht-e baz granitoid, north-western of Birjand, east of Iran. Iranian Journal of Petrology 5(18): 63-76.
King, P. L., Chappell, B. W., Allen, C. M. and White, A. J. R. (2001) Are A-type granites the high-temperature felsic granites? Evidence from fractionated granites of the Wangrah Suite. Australian Journal of Earth Sciences 48(4): 501–514, https://doi.org/10.1046/j.1440-0952.2001.00881.x
Konopelko, D., Biske, G., Seltmann, R. and Eklund, O. (2007) Hercynian post-collisional A-type granites of the Kokshaal Range, Southern Tien Shan, Kyrgyzstan. Lithos 97(1-2): 140-160, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2006.12.005
Landenberger, B. and Collins, W. J. (1996) Derivation of A-type granites from a dehydrated charnockitic lower crust. Journal of Petrology 37(1): 145-170, https://doi.org/10.1093/petrology/37.1.145
Le Maitre, R. W. (1989) A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. Blackwell, Oxford.
Mahamed, A., Moayyed, M. and Modjjarad, M. (2020) Garmichay S-type granites (northwestern Iran): Whole rock geochemistry, tectonic setting and generation mechanism. Petrology 11(1): 53-72 (in Persian), https://doi.org/10.22108/ijp.2019.118558.1146
Mahood, G. and Hildreth, W. (1983) Large partition coefficients for trace elements in high-silica rhyolites. Geochemica et Cosmochemica Acta 47(1): 11-30, https://doi.org/10.1016/0016-7037(83)90087-X
Malvin, D. J. and Drake, M. J. (1987) Experimental determination of crystal/melt Partitionning of Ga and Ge in the system forsterite-anorthite diopside. Geochemica et Cosmochemica Acta 51: 2117-2128.
Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101(5): 635-643, https://doi.org/10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2
McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the earth. Chemical Geology 120(3-4): 233-253, https://doi.org/10.1016/0009-2541(94)00140-4
Moayyed, M. and Hosseinzadeh, Q. (2011) Petrography and petrology of A-type granitoids of Eastern Mishu mountains with emphasis on their geodynamic importance. Journal of Mineralogy and Crystalography 19(3):529-544 (in Perian with English abstract). Retrieved January 2, 2022 from http://ijcm.ir/article-1-439-en.html
Moayyed, M. and Moazzen, M. (2002) A New Perspective on the Location of the Paleotethys Seam Line in Iran. TS in Iran Proceedings of the Sixth Meeting of the Geological Society of Iran, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran (in Persian).
Moayyed, M. and Rezaei Moghadam, M. H. (2005) Geodynamic importance of Tabriz fault and its role in crustal evolution of Iran. Proceedings of the International Conference on Land Hazards - Natural Disasters and Strategies to Deal with them, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).
Moayyed, M., Moazzen, M., Klagari, A. A. and Hosseinzadeh, Q. (2005) Mineralogy and petrology of Mishu granitoid massif (southwest of Marand, East Azerbaijan province) and its geodynamic importance. Proceedings of the Sixth Conference of the Geological Society of Iran, Shahid Bahonar University of Kerman,Kerman, Iran (in Persian).
Mufti, M. R. H. (2001) Age geochemistry and origin of peraluminous A-type granitoids of the Ablah-Shuwas pluton, Ablah graben, Arabian Shield. Acta Mineralogica- Petrographica 42(1): 5-20. Retrieved January 2, 2022 from http://acta.bibl.u-szeged.hu/39423/1/mineralogica_042.pdf#page=7
Nabavi, M. H. (1979) Introduction to Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Patino Douce A. E. (1998) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Understanding Granites: Integrating New and Classical Techniques (Eds. Castro, A., Fernández, C. and Vigneresse, J. L.) Special Publications, 168(1): 55-75. Journal of the Geological Society, https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1999.168.01.05
Patino Douce, A. E. (1997) Generation of metaluminous A-type granites by low-pressure melting of calc-alkaline granitoids. Geology 25: 743-746.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25(4): 956–983, https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Petro, W. L., Vogel, T. A. and Willboard, J. T. (1979) Major elements chemistry of plutonic rock suites from compressional and extensional plate boundaries. Chemistry Geology 26(3-4): 217235, https://doi.org/10.1016/0009-2541(79)90047-0
Pirmohammadi Alishah, F. (2005) Petrology and petrography of the igneous mass north of Harris village located in Mishu Mountains (Shabestar city). M.Sc. Thesis, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Department of Geology, Tabriz, Iran (in Persian)
Schandle, E. S. and Groton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97(3): 629-642. http://dx.doi.org/10.2113/gsecongeo.97.3.629
Shahzeidi, M., Moayyed, M., Arai, S., Pirnia, T. and Ahmadian, J. (2012) Geology and geochemistry of Mishu S-type granitoid NW Iran. Petrology 3(11): 111-126 (in Persian) Retrieved January 2, 2022 from https://ijp.ui.ac.ir/article_16107.html?lang=en
Shand, S. J. (1943) The Eruptive Rocks, Second Edition. John Wiley, New York, US.
Shirmohammadi, M., Sepahi Gerow, A., Maanijou, M. and Tourkian, A. (2020) Geochemistry and petrogenesis of south Qorveh A-type granitoids (northwest of Sanandaj- Sirjan zone): An evidence for active continental margin tensional tectonic. Petrology 11(3): 85-110 (in Persian) Retrieved January 2, 2022 from https://ijp.ui.ac.ir/article_25571.html?lang=en
Stöcklin, J. (1978) Structural history and tectonics of Iran: A review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229-1258, https://doi.org/10.1306/5D25C4A5-16C1-11D78645000102C1865D
Streckeisen, A. (1974) Classification and Nomenclature of Plutonic Rocks. Geologische Rundschau 63(3): 773-786, https://doi.org/10.1007/BF01820841
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, 42(1): 313-345. Geological Society, London, UK. http://dx.doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Sylvester, P. J. (1989) Post-Collisional Alkaline Granites. The Journal of Geology 97(3): 261–280. Retrieved January 2, 2022 from http://www.jstor.org/stable/30068745
Tavakoli, N., Shabanian, N., Davoudian, A. R., Azizi, H., Neubauer, F., Asahara, Y., Bernroider, M., James, K. and Lee, W. (2021) A-type granite in the Boein-Miandasht Complex: Evidence for a Late Jurassic extensional regime in the Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 213, https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2021.104771
Taylor, R. P., Strong, D. F. and Fryer, B. J. (1981) Volatile control of contrasting trace element distributions in peralkaline granitic and volcanic rock. Contributions to Mineralogy and Petrology 77(4): 267-271, https://doi.org/10.1007/BF00373542
Torkian, A. and Niknazar, A. (2020) Geochemistry and tectonic setting of the A-type granitoid in Sanandaj-Sirjan zone: Shirvaneh, NE- Sonqor (Kermanshah Province). Petrology (in Persian) https://doi.org/10.22108/ijp.2020.123999.1191 (in Press)
Toulabi Nejad, A., Ahamadi Khalaji, A., Ebrahimi, M., Biabangard, H. and Esmaeili, R. (2021) Petrology, geochemistry, source and tectonic setting of Malek Chah Ruii granitoid (East of Lut Block). Iranian Journal of Petrology 12(1): 63-92, https://doi.org/10.22108/ijp.2020.124366.1196
Wedepohl, K. H. (1995) The composition of continental crust. Geochemica et Cosmochimica Acta 59(7): 1217-1239, https://doi.org/10.1016/0016-7037(95)00038-2
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, https://doi.org/10.1007/BF00402202
Zhao, H. H. and Zhou, M. F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusion in the panzhihua district (Sichuan Province, SW China); implications for subduction related metamorphism in the upper mantle. Precamberian Research 152(1): 27-47, https://doi.org/10.1016/j.precamres.2006.09.002