Document Type : Original Article
Author
Assistant Professor, Department of Geology, Shabestar Branch, Islamic Azad University, Shabestar, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
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
)
