Document Type : Original Article

Authors

1 Ph. D. Student, Department of geology, Lahijan Branch, Islamic Azad University, Lahijan, Iran

2 Assistant Professor, Department of geology, Lahijan Branch, Islamic Azad University, Lahijan, Iran

Abstract

Chamatoo intrusive body with monzonite to granite composition located south of Amlash city and east of Guilan in the Western Alborz. Petrographically, the Chamatoo intrusive body is mostly made of alkali feldspars and plagioclase with biotite, pyroxene, opaque minerals, and different textures from granular to porphyry granular as the main textures and perthitic, graphic, poikilitic as the accessory textures. In the chondrite-normalized spider diagram, the granitoid rocks display subparallel, linear and homogeneous REE profiles with LILE enrichment as well as Ta and Ti negative anomalies. In addition, all samples have the characteristics of WPG. Overall, the Chamatoo body was formed during the subduction of the oceanic crust of the Southern Caspian Sea and owing to the activity of an subducted mid oceanic ridge towards south, in an extensional regime above the supra-subduction zone a Slab Window was formed. Finally, Slab Window tectonic regime caused the rise of asthenosphere and the alkaline OIB magmatism in the region, followed by the generation of A1- type granite and the per-alkaline Chamatoo granitoid from fractional crystallization of OIB magma source.

Keywords

Main Subjects

در ایالت‏‌های بزرگ سنگ‏‌های آذرین، انواع متفاوتی از ماگماتیسم دیده می‏‌شود (Ernst, 2014; Jowitt and Ernst, 2013). این ایالت‏‌های بزرگ سنگی می‌توانند شامل حجم بزرگی از سنگ‏‌های آتشفشانی پرآلکالن همراه با گرانیتوییدهای غیرکوهزایی باشند که به‌نام گرانیت‏‌های نوع A شناخته می‏‌شوند (Zhang and Zou, 2013). در ایران نیز تا کنون انواع سنگ‏‌های گرانیتی نوع I، S و A در زمان‏‌های متفاوت در موقعیت‏‌های مختلف زمین‌شناختی به‏‌ویژه سنندج- سیرجان (Shabanian et al., 2018, 2020; Azizi et al., 2017) گزارش شده‏‌اند. به‌تازگی گزارش‏‌های بسیاری دربارة حضور گرانیت‏‌های نوع A در بخش‏‌های مختلف البرز ارائه شده‌اند که عموماً در پی فعالیت‏‌های کششی پس از برخورد پدید آمده‏‌اند. (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Shafaii Moghadam et al., 2015; Azizi et al., 2017; Honarmand et al., 2017; Tavakoli et al., 2021).

تا کنون دلایل مختلفی برای رویداد ماگماتیسم ترشیری در ایران آورده شده است به‌گونه‌ای‌که در برخی از آنها گاه پهنه‌های فرورانش نئوتتیس و برخورد شدید ایران و عربستان را عامل آن دانسته‏‌اند (Berberian and King, 1981; Moine-Vaziri, 1985) و در برخی دیگر آن را در ارتباط با کافت‌های درون‌‌قاره‌ای دانسته‏‌اند (Sabzehei, 1974). بررسی‌های جدیدتر روی ماگماتیسم ترشیری در البرز نشان‏‌دهندة تأثیر الگوی فرورانش در منطقه هستند که به‌صورت ماگماتیسم مرتبط با کمان قاره‌ای (Valizadeh et al., 2008)، ماگماتیسم پهنه‏‌های فرورانش در حاشیة فعال قاره‌ای (Kalantari et al., 2008; Rahimzadeh et al., 2010) و مرتبط با رژیم فرورانشی و ماگماتیسم حوضه‌های کششی پشت‌کمانی (Asiabanha and Foden, 2012) بیان ‌شده‌اند. در استان گیلان سنگ‏‌های آذرین بسیاری با سن‏‌ها و ترکیب‌های مختلف رخنمون دارند. تودة گرانیتوییدی چمتو با سن نسبی پس از کرتاسه (ائوسن؟) در میان گدازه‏‌های بالشی مجموعة افیولیتی جنوب دریای خزر (با سن کرتاسة بالایی) رخنمون دارد. در این پژوهش تلاش شده است تا برپایة شواهد زمین‏‌شیمیایی، سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمی این توده به‌عنوان بخشی از ماگماتیسم ترشیری البرز-آذربایجان از دیدگاه پیدایش و محیط تکتونوماگمایی بررسی شود.

 

روش انجام پژوهش

برای انجام این پژوهش بازدیدهای صحرایی گسترده‏‌ای روی توده‏‌های گرانیتوییدی چمتو انجام‌ شد و برپایة روابط صحرایی، شمار 60 نمونة سنگی برداشت شد. پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 13 نمونه از بخش‏‌های مرکزی توده برای ارزیابی فراوانی عنصرهای اصلی و کمیابِ این نمونه‏‌ها برگزیده شدند. پس از خرد و آسیاب‌کردن در کارگاه آماده‌سازی پودر سنگ، این نمونه‌ها در مؤسسه ACME کانادا به روش ICP-MS تجزیة شیمی شدند. در ادامه با به‌کارگیری نرم‌افزار‏‌های IGPET و GCDKIT، به رسم نمودارهای مورد نیاز و تفسیر و تحلیل داده‏‌ها پرداخته شد (جدول 1).

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه چمتو در شمال گسل البرز جای دارد و بخشی از پهنه گرگان- رشت و فرونشست دریای خزر به‌شمار می‏‌آید (Eftekhar Nejad, 1980). تودة‏‌ گرانیتوییدی چمتو در مختصات طول جغرافیایی'13°50 خاوری و عرض جغرافیایی '48°36 شمالی، در 22 کیلومتری جنوب‌خاوری شهرستان رحیم‏‌آباد و در خاور استان گیلان جای دارد. این توده به‏‌صورت دو تودة عدسی‌شکل در میان مجموعه‏‌های کرتاسة بالایی و عموماً در میان سنگ‏‌های ژوراسیک آغازین تزریق شده است و ارتفاعات ستیغ‌سازی را در منطقه پدید آورده است (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- دورنمای تودة گرانیتوییدی چمتو (دید رو به شمال‌خاوری)

 

 

منطقه چمتو بخشی از نقشه 1:100000 جواهرده را دربر می‏‌گیرد (شکل 2). بیشتر گسترة چمتو را توالی سنگ‌چینه ای از سیلتسون، شیل، ماسه‌سنگ و کنگلومرا با میان لایه‏‌های ذغالدار با سیمایی کمابیش ملایم پوشانده است که با نام TR3j2s,sh شناخته می‌شوند (شکل 2). در بخش‏‌های جنوبی منطقة چمتو، سنگ‏‌های آهکی مارنی درود و روته دیده می‏‌شوند. افزون‏‌بر آن، رخنمون‌هایی از لایه‏‌های ضخیمی از سازند الیکا، کنگلومراهای توده‏‌ای تا ضخیم‌لایه ژوراسیک و کنگلومراهای فجن دیده می‏‌شوند. سنگ‌آهک‌های خاکستری تا کرم رنگ پالئوژن جوان‌ترین واحد رخنمون‌یافته در منطقه هستند (شکل 2). در شمال ورقة 1:100000 جواهرده، توده‏‌های مشابهی با بافت و ترکیب یکسان با تودة چمتو گزارش شده‌اند که سنگ‏‌های کرتاسة بالایی را قطع کرده‌اند. ازاین‌رو، سن توده‏‌های یادشده به پس از کرتاسة بالایی و پالئوسن آغازین دانسته شده است.

سنگ‏‌های میزبان در محل همبری با تودة آذرین درونی به‏‌علت فعالیت سیال‌های گرمابی تا اندازه‌ای دچار دگرسانی شده‏‌اند. تودة آذرین درونی چمتو در محل همبری با سنگ‏‌های میزبان حاشیة انجماد سریع نشان می‌دهد. به‌همین روی، در حاشیة توده و در دایک‌های منشعب از توده نمونه‏‌های ساختاری مشابه با سنگ‌های آتشفشانی دیده می‌شوند؛ به‌گونه‌ای‌که جهت‌یافتگی بارزی در راستای روند دایک‌ها در آنها دیده می شود. در تودة اصلی، از حاشیه به سمت بخش‏‌های درونی توده، ظاهر سنگ‏‌ها در نمونة دستی کم‌کم درشت‌دانه‌تر می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که کم‌کم از حاشیه از بسیار ریزبلور یا بی‌بلور با ساخت جریانی به‌سوی مرکز ساخت سنگ‏‌ها در نمونة دستی نخست با بافت پورفیری جریانی با درشت‌بلورهای آلکالی‌فلدسپار جایگزین می‌شود و سپس در مرکز با بافت درشت‌دانه (گرانولار) جایگزین می‏‌شود (شکل 3- A). چنین تغییر ساخت و ترکیبی در بررسی‌های میکروسکوپی نیز دیده می‌شود. ازاین‌رو، گمان می‏‌رود تودة چمتو لایه‏‌بندی ترکیبی از حاشیه به مرکز دارد. در برخی بخش‌ها، تودة آذرین درونی چمتو را دایک‏‌هایی از جنس دولریت و بازالت قطع کرده‌اند. همبری مشخصی میان تودة گرانیتوییدی چمتو و دایک‏‌های بازالتی دیده می‏‌شود. بیگانه‌سنگ‏‌هایی از سنگ‏‌های میزبان در بخش‏‌های حاشیه‏‌ای توده دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). گرانیتوییدها در نمونة دستی با رنگ‏‌های کرم تا صورتی و خاکستری و با بافت دانه‏‌ای دیده می‏‌شوند.

 

 

 

شکل 2- نقشۀ زمین‏‌شناسی منطقه چمتو برپایة نقشة 1:100000 جواهرده (Baharfiruzi and Shafeii, 2003)

 

 

شکل 3- A) بافت گرانولار در سینیت صورتی رنگ در نمونة دستی تودة گرانیتوییدی چمتو؛ B) حضور بیگانه‌سنگ‏‌های بازالتی در حاشیة تودة آذرین درونی چمتو

 

 

 

 

سنگ‏‌شناسی

برپایة بررسی‌های میکروسکوپی در تودة گرانیتوییدی چمتو تنوع ترکیبی از گرانیت تا مونزوسینیت دیده می‏‌شود.

گرانیت‏‌ها: گرانیت‌ها تنوع بافتی مختلفی (مانند: گرانولار، گرافیکی، پورفیرویید و پرتیتی) نشان می‌دهند (شکل 4- A). آلکالی‏‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز از کانی‏‌های اصلی سازندة این گروه سنگی هستند که به‏‌همراه کانی‏‌های فرعیِ کدر و اسفن (لوکوکسن) در سنگ دیده می‌شوند. فلدسپارها نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل با ابعاد 4 تا 8 میلیمتر از نوع آلکالی‌فلدسپار و میکروکلین پرتیتی هستند و نزدیک به 65 درصد از حجم کل سنگ را در بر گرفته‏‌اند. فلدسپارها عموماً سریسیتی شده‌اند و در پی همرشدی با کوارتز بافت گرافیکی و گرانوفیری نشان می‏‌دهند (شکل 4- B). بافت پرتیتی و حاشیة تجزیه‌شده نیز در برخی بلورها دیده می‏‌شود (شکل‌های 4- C و 4- D). بلورهای شکل‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دارِ پلاژیوکلاز کمتر از 10 درصد حجم کل سنگ را دربر می‌گیرند. منطقه‏‌بندی و حاشیة غباری نیز در برخی بلورها دیده می‏‌شوند (شکل 4- E). در برخی مقاطع حاشیة واکنشی مشخصی در حاشیة بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود (شکل 4- A). بلورهای بی‏‌شکل کوارتز با حاشیة مضرس با حجم 20 تا 25 درصدحجمی فضای خالی میان دیگر بلورها را در بر گرفته است. افزون‏‌بر آن، کوارتز به‏‌صورت هم‌رشدی با آلکالی‏‌فلدسپارها نیز دیده می‏‌شود. کانی‏‌های کدر از کانی‌های فرعی سنگ هستند. اسفن لوکوکسن نیز به‏‌همراه کانی‏‌های کدر و کوارتز در گرانیت‏‌ها یافت می‌شود (شکل 4- F). کانی‏‌های ثانویه‌ای مانند کلریت و سریسیت که از دگرسانی دیگر کانی‏‌ها پدید آمده‌اند نیز در این سنگ‌ها دیده می‏‌شوند.

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از تودة گرانیتوییدی چمتو. A) بافت پورفیروییدی با درشت بلورهای پلاژیوکلاز با حاشیة واکنشی؛ B) بافت گرانوفیر و گرانولار در گرانیت آلکالن (نور عبوری پلاریزه)؛ C) درشت‌بلور فلدسپار و میکروکلین پرتیتی‌شده در گرانیت‏‌ها (نور عبوری پلاریزه)؛ D) درشت‌بلور آلکالی‏‌فلدسپار با حاشیة در حال واپاشی در گرانیت‏‌ها (نور عبوری پلاریزه)؛ E) درشت‌بلور پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی؛ F) کانی اسفن لوکوکسن در گرانیت آلکالن (نور عبوری پلاریزه) (نام اختصاری کانی‏‌ها برپایة Whitney و Evans (2010) است).

 

شکل 4- ادامه

 

 

مونزونیت‏‌ها: این گروه سنگی در منطقة چمتو به‏‌صورت انواع مونزوسینیت، مونزونیت و کوارتز مونزونیت دیده می‏‌شود. نمونه‏‌ها بافت‌های پورفیروییدی و گرانولار را نشان می‏‌دهند (شکل‌های 5- A و 5- B). کانی‏‌های اصلی این گروه سنگی عبارتند از: پلاژیوکلاز، آلکالی‏‌فلدسپار + کوارتز (در کوارتز مونزونیت‏‌ها). افزون‏‌بر آن، کانی‏‌های فرومنیزین بیوتیت، پیروکسن و الیوین به‏‌همراه کدر و تیتانیت به‏‌صورت کانی‏‌های فرعی دیده می‏‌شوند. پلاژیوکلازها بیشتر از 40 درصدحجمی سنگ فراوانی دارند و گاه منطقه‏‌بندی نشان می‌دهند. (شکل 5- C). آلکالی‏‌فلدسپارها نیز با فراوانی مشابه با پلاژیوکلاز (نزدیک به 40 درصدحجمی) به‏‌صورت بلورهای شکل‌دار عموماً به کانی‏‌های رسی تجزیه شده‏‌اند. بلورهای بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار کوارتز با فراوانی 20 درصد کل حجم سنگ فاصلة میان دیگر کانی‏‌ها را پر کرده کرده‌اند (شکل 5- D) و گاه به‏‌صورت هم‌رشدی با فلدسپارها نیز دیده می‏‌شوند. درشت‌بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار سبز رنگ پیروکسن (شکل 5- E)، با بیشینه ابعاد 5/2 میلیمتر و گاه با ماکل دو‌تایی تکراری دیده می‏‌شوند (شکل 5- F). حاشیة واکنشی مشخصی در اطراف درشت‌بلورهای پیروکسن در برخی نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل 5- G). نشانه‌هایی از تجزیه به بیوتیت، کلریت، کلسیت و کانی‏‌های کدر نیز در نمونه‌ها دیده می‏‌شود. بلورهای صفحه‏‌ای‌شکل بیوتیت با بیشینه ابعاد تا 5/2 میلیمتر و با فراوانی 15 درصدحجمی کل سنگ در برخی نمونه‏‌های سنگی دیده می‏‌شوند که عموماً به کلریت و اکسید آهن تجزیه شده‏‌اند. الیوین‏‌ها که در برخی مقاطع دیده می‏‌شوند همگی به بولنژیت تجزیه شده‏‌اند (شکل 5- H). تیتانیت نزدیک به 5 تا 10 درصد حجم کل سنگ را دربر گرفته است (شکل 5- C). کانی‏‌های ثانویه اپیدوت، کانی‏‌های رسی و کلریت هستند که از تجزیة کانی‏‌های اصلی پدید آمده‌اند.

 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از تودة گرانیتوییدی چمتو. A) بافت پورفیرو میکرولیتی در میکرومونزوسینیت در حاشبه توده؛ B) بافت گرانولار در مونزونیت؛ C) منطقه‏‌بندی در بلور پلاژیوکلاز؛ D) بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار کوارتز در کوارتز مونزونیت؛ E) بلورهای سبز رنگ پیروکسن به‏‌همراه تیتانیت؛ F) نمایی از مقطع عرضی پیروکسن دارای ماکل تکراری؛ G) درشت‌بلور کلینوپیروکسن همراه با حاشیة واکنشی در میکرو کوارتزمونزونیت در حاشیة توده؛ H) درشت بلور الیوین بولنژیتی‌شده در میکرومونزونیت‏‌ها در دایک‏‌های منشعب از توده (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)).

 

شکل 5- ادامه

 

 

در گروه سنگی سینیت‏‌ها و میکرو سینیت‏‌ها، بافت‌های پورفیرو جریانی میکرولیتی با درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار و میکرولیتی و بافت گرانولار (شکل‌های 6- A و 6- B) از بافت‌های اصلی هستند. البته گاهی بافت گرافیکی (شکل 6- C) نیز دیده می‏‌شود. در حاشیة توده و در دایک‏‌های منشعب از توده نمونه‏‌های سنگی در ظاهر ویژگی‏‌های سنگ‌های آذرین بیرونی را نشان می دهند که این ویژگی پیامد رفتار همزمان گسله‏‌ها و تزریق مادة مذاب درون آنهاست که پیدایش بافت جریانی در راستای دایک‌ها را به‌دنبال داشته است. پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار و پیروکسن از کانی‏‌های اصلی و بیوتیت و سریسیت و کلریت و کوارتز از کانی‏‌های ثانویه هستند.

پلاژیوکلاز با ابعاد 2/0 تا 1 میلیمتر و فراوانیِ 10 تا 30 درصدحجمی از کانی‏‌های اصلی این گروه سنگی است. سوسوریتی و اپیدوتی‏‌شدن در حاشیة برخی بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود. بافت غباری حاشیه‌ای در برخی بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود (شکل 6- D). افزون‏‌بر پلاژیوکلازها، آلکالی‏‌فلدسپارها با گاهی با فراوانی تا 65 درصد حجمی و اندازة متوسط 2/0 تا 1 میلیمتر و غالباً به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل از کانی‏‌های اصلی سنگ هستند. بیشتر آلکالی‏‌فلدسپارها در حال جایگزینی با کانی‏‌های رسی هستند. کلینوپیروکسن‌ها سبز رنگ با ابعاد 2/0 تا 5/2 میلیمتر و فراوانی 20 تا 45 درصد حجم کل سنگ را فراگرفته‌اند، حضور آلکالی‏‌فلدسپار در بلورهای کلینوپیروکسن پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک در این سنگ‏‌ها را به‌دنبال داشته است (شکل 6- E). در برخی نمونه‏‌ها، تجزیة بلورهای پیروکسن به کلریت و اورالیت و کانی‏‌های کدر، یا کلسیت، یا به بیوتیت دیده می‏‌شود (شکل 6- F). کانی‏‌های بیوتیت عموماً در حال واپاشی به تیتان، کلریت و کانی‏‌های کدر هستند. کانی کوارتز نیز به‏‌صورت فرعی در زمینه و در فضاهای خالی میان دیگر بلورها در این گروه سنگی دیده می‏‌شود.

حضور بافت‌های غربالی، غباری در سنگ‏‌های چمتو و وجود منطقه‏‌بندی و حاشیه‏‌های در حال واپاشی و حاشیة واکنشی در کانی‏‌ها نشان از نبود تعادل ترکیبی در هنگام تبلور کانی‏‌هاست. این نبود تعادل ترکیبی را می‏‌توان با فرایندهای هضم و آمیزش ماگمایی تفسیر کرد. وجود قطعات بیگانه‌سنگ‏‌ها در بخش‏‌های حاشیه‌ای تودة چمتو نشان‏‌دهندة حضور فرایند هضم در روند تکاملی توده است. همچنین، تزریق‏‌هایی از دایک‏‌های بازالتی در بخش‏‌هایی از توده نشان‏‌دهندة حضور توده‏‌های ماگمایی مافیک‏‌تر در منطقه است. تداخل این ماگماها با ماگمای هنگام تبلور توده خسل‌دشت نشان از فرایند آمیزش ماگمایی در هنگام تبلور آن است.

فرایندهای کلریتی‏‌شدن- بولنژیتی‏‌شدن در سنگ‏‌های منطقه از یک سو و دگرسانی‏‌های گسترده که کانسارهای خاک صنعتیِ منطقه را پدید آورده‌اند از سوی دیگر، نشان‏‌دهندة نقش فعالیت گرمابی ثانویه در پیدایش تودة سنگی چمتو هستند. گمان می‏‌رود در مراحل پایانی پیدایش توده، سیال‌های آزادشده از توده، بخش‏‌هایی از توده را دگرسان و کانی‏‌ها را تجزیه کرده‌‌اند.

 

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی از تودة گرانیتوییدی چمتو. A، B) بافت میکرولیتی جریانی در میکروسینیت‏‌ها در دایک‏‌های منشعب از توده؛ C) همرشدی کوارتز و فلدسپار و پیدایش بافت گرافیک در کوارتز سینیت؛ D) بافت غباری حاشیه‌ای در درشت بلور پلاژیوکلاز در تراکیت؛ E) بافت پوییکلیتیک در درشت بلور کلینوپیروکسن؛ F) تجزیه درشت بلور کلینوپیروکسن به کلریت و کانی‏‌های کدر (تصویرهای A، D و E در PPL؛ تصویرهای B، C و F در XPL؛ نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)).

 

شکل 6- ادامه

 

 

زمین‏‌شیمی سنگ کل

برپایة داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‏‌شیمیایی در نمونه‏‌های چمتو (جدول 1). در این سنگ‌ها میزان SiO2 برابربا 24/57 تا 98/60 درصدوزنی است و مقدار کم TiO2 (برابربا 03/0 تا 14/0 درصدوزنی)، Al2O3 (47/17 تا 32/18 درصدوزنی)، CaO کم (18/0-03/2 درصدوزنی)، MgO (28/0-61/1 درصدوزنی) و محتوای بالای آلکالی‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌ها (Na2O برابربا 3/6 تا 17/8 درصدوزنی، K2O برابربا 07/5 تا 8/5 درصدوزنی) و میزان Fe2O3t نزدیک به 55/4 تا 39/7 درصدوزنی به‌دست آمده است (جدول 1).

روی نمودارهای متعارف‌ شناسایی انواع مختلف سنگی که تغییرات مجموع آلکالی‌ها (K2O+ Na2O) را دربرابر SiO2 (De la Roche et al., 1980; Middlemost, 1985) (شکل 7) و رده‏‌بندی (Cox et al., 1979) بررسی می‏کنند، بیشتر نمونه‏‌های چمتو در محدودة سینیت جای می‏‌گیرند (شکل 7).

 

 

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی تودة گرانیتوییدی چمتو به روش ICP-MS و ICP-AES (تجزیة اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب به‏‌ترتیب برپایة درصدوزنی با برپایة ppm گزارش شده است).

Sample

Ch220

Ch221

Ch222

Ch223

Ch224

Ch225

Ch226

Ch232

Ch233

Ch234

Ch235

Ch236

Ch237

SiO2

58.42

58.29

58.57

58.34

57.90

57.72

57.24

60.98

59.43

60.06

57.26

60.32

60.97

Al2O3

17.96

17.63

18.04

17.60

17.59

17.47

17.49

18.32

17.90

18.06

17.95

18.06

18.30

Fe2O3

6.54

7.18

6.54

7.31

7.11

6.39

7.39

4.55

5.20

5.29

6.35

4.97

4.53

MgO

0.15

0.02

0.08

0.04

0.04

0.22

0.07

0.01

0.23

0.18

0.09

0.15

0.03

CaO

1.82

1.97

1.63

2.01

1.96

1.98

2.03

0.64

1.52

0.28

1.75

0.92

0.50

Na2O

6.58

6.96

6.45

6.75

6.51

6.54

6.44

8.17

6.30

6.74

6.96

6.53

8.12

K2O

5.64

5.59

5.80

5.56

5.68

5.13

5.48

5.16

5.65

6.12

5.47

5.80

5.07

TiO2

0.08

0.11

0.08

0.12

0.12

0.07

0.14

0.03

0.09

0.07

0.08

0.08

0.03

P2O5

0.06

0.05

0.04

0.06

0.07

0.04

0.08

0.03

0.03

0.03

0.05

0.04

0.03

MnO

0.18

0.20

0.18

0.20

0.18

0.19

0.19

0.17

0.09

0.16

0.18

0.13

0.18

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.03

0.00

0.00

LOI

2.20

1.70

2.20

1.60

2.50

3.80

3.10

1.40

3.20

2.60

3.50

2.60

1.80

Sum

99.62

99.65

99.62

99.61

99.65

99.59

99.68

99.47

99.64

99.60

99.67

99.60

99.56

Sc

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

Ba

96.00

120.00

88.00

121.00

130.00

63.00

168.00

17.00

27.00

25.00

73.00

34.00

22.00

Be

14.00

11.00

6.00

6.00

11.00

10.00

6.00

21.00

9.00

12.00

9.00

10.00

16.00

Co

0.50

0.40

0.60

0.20

0.30

0.40

0.50

0.30

0.50

1.50

2.40

0.40

0.40

Cs

1.00

0.90

1.10

0.90

1.00

4.50

1.10

1.60

2.30

2.80

1.50

1.80

1.70

Ga

40.20

37.70

39.90

37.20

38.20

39.00

37.70

51.70

38.90

41.30

35.90

39.00

50.40

Hf

28.10

24.90

25.80

30.00

24.10

29.50

22.00

42.90

28.30

34.60

26.10

27.40

44.20

Nb

155.70

148.60

161.50

149.10

151.80

180.10

137.00

200.40

148.00

163.50

153.60

149.80

214.80

Rb

91.20

85.10

88.70

80.70

84.90

91.60

78.90

159.40

111.40

133.20

84.60

113.40

175.00

Sn

8.00

7.00

9.00

7.00

8.00

9.00

8.00

18.00

9.00

9.00

9.00

10.00

18.00

Sr

143.30

86.50

171.40

88.30

95.90

97.20

84.50

38.90

58.80

22.90

98.60

56.90

39.20

Ta

9.40

8.60

9.20

8.90

8.60

10.60

8.10

15.30

9.10

10.90

9.90

10.40

17.60

Th

16.00

14.20

14.90

13.80

13.70

16.60

12.60

34.10

16.20

20.40

14.30

18.00

34.50

U

4.60

4.50

5.10

4.30

4.50

5.40

4.70

9.40

4.80

4.20

4.20

4.80

9.10

V

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

W

1.50

1.10

1.60

0.90

0.70

1.30

1.10

2.90

2.20

2.70

0.60

1.60

0.50

Zr

1244

1116.5

1198.5

1289.1

1115.7

1381.0

961.90

1830.1

1259.8

1475.2

1139.4

1256.3

1808.2

Y

77.60

73.60

78.70

73.60

73.50

91.10

67.20

129.40

78.80

81.70

75.20

81.20

128.40

La

153.20

138.70

148.40

168.70

132.20

156.60

123.30

220.60

135.50

155.50

130.50

149.20

203.20

Ce

312.10

280.20

296.60

365.70

266.20

304.40

239.80

402.10

287.50

312.30

277.40

298.00

406.20

Pr

35.68

33.35

34.51

38.38

31.48

35.82

28.95

43.32

33.29

36.11

32.96

35.02

43.35

Nd

130.80

128.60

124.00

120.70

120.40

130.70

112.90

152.70

122.00

135.80

126.90

128.20

152.50

Sm

22.92

22.68

23.21

22.11

21.71

24.07

20.37

27.01

22.11

22.73

23.44

22.14

27.07

Eu

4.34

4.42

4.42

4.67

4.42

4.20

4.50

2.49

3.05

2.92

4.28

3.04

2.26

Gd

20.49

20.35

20.84

19.24

19.07

21.47

17.87

25.42

18.64

19.69

20.24

19.28

24.79

Tb

2.92

2.80

2.90

2.74

2.65

3.10

2.42

3.90

2.70

3.01

2.92

2.85

4.05

Dy

17.10

15.82

17.62

16.62

15.92

17.81

14.17

24.73

15.34

16.55

15.95

16.61

22.94

Ho

2.95

2.72

2.96

2.56

2.79

3.14

2.56

4.54

2.96

3.15

2.86

3.10

4.61

Er

7.98

7.47

7.73

7.32

7.05

9.16

6.86

12.81

7.63

8.24

7.85

7.97

12.93

Tm

1.10

1.02

1.13

1.03

1.00

1.28

0.91

1.82

1.08

1.18

1.09

1.20

1.97

Yb

6.68

6.17

7.23

6.80

6.51

7.28

5.84

10.50

7.04

7.70

6.93

7.53

11.61

Lu

0.99

0.96

0.98

0.95

0.89

1.09

0.88

1.61

1.03

1.11

0.97

1.09

1.73

 

جدول 1- ادامه

Sample

Ch220

Ch221

Ch222

Ch223

Ch224

Ch225

Ch226

Ch232

Ch233

Ch234

Ch235

Ch236

Ch237

Mo

3.90

9.50

3.20

9.50

8.20

2.00

8.80

3.60

3.30

3.30

3.20

5.70

6.40

Cu

4.10

3.60

3.80

4.50

4.20

3.60

3.30

3.60

3.80

5.70

3.40

4.40

3.60

Pb

13.30

12.10

13.00

17.70

13.60

14.70

13.10

23.40

12.10

20.70

13.60

15.40

28.70

Zn

164

151

144

154

167

195

173

59

149

193

166

168

185

Ni

0.70

0.40

0.60

0.50

0.50

0.40

0.10

1.20

5.20

3.40

0.40

1.40

1.50

As

3.10

2.60

2.40

4.90

3.20

1.60

2.30

3.10

1.40

1.50

1.20

1.70

4.30

Cd

0.20

0.30

0.20

0.40

0.30

0.40

0.30

0.40

0.40

0.60

0.30

0.40

0.40

Sb

0.80

0.50

0.70

2.20

0.40

0.40

1.50

0.60

0.30

4.20

0.70

2.00

0.80

Bi

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

Ag

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

Au

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.50

0.80

0.50

0.50

0.50

0.50

Hg

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

Tl

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

LOI= Lost On Ignition; AI (Agpatic Index: (Na2O+K2O)/Al2O3); ASI (Aluminum Saturation Index) = Al/ (Ca-1.67P+Na+K); Fe-Index=(FeO+0.9Fe2O3)/(FeO+0.9Fe2O3+MgO); MALI= (Modified alkali lime index: Na2O+K2O +CaO)

 

شکل 7- رده‏‌بندی سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی چمتو روی نمودارهای: A) SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Middlemost, 1985)؛ B) SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)؛ C) R1 دربرابر R2 (De la Roche et al., 1980)

 

 

 

 

در نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) (شکل 8- B)، نمونه‌های بررسی‏‌شده آنومالی منفی مشخصی نسبت به Eu نشان می‏‌دهند. همچنین، غنی‌شدگی مشخصی (10 تا 1000 برابر ترکیب کندریت) از همة عنصرهای خاکی کمیاب دارند و در عین حال از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند.

در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‌های گرانیتوییدی چمتو بهنجارشده به ترکیب کندریت، روند عنصرها در مقایسه با ترکیب کندریت (شکل 8- B) در همة نمونه‌ها تقریباً موازی است و نمونه‏‌ها از عنصرهای خاکی کمیاب کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین به‌نسبت غنی هستند (72/16-7/11(La/Yb)N=). الگوهای بهنجارشده به گرانیت‏‌های پشتة میان‏‌اقیانوسی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ‌یون یا LILE (K، Rb، Th) غنی‌شدگی و از LREE نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (Ta، Nb، Hf، Zr، Sm، Y، Yb) غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 8- D).

 

 

 

شکل 8- الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب تودة گرانیتوییدی چمتو در: A) نمودار بهنجارشده به ترکیب مورب (Pearce, 1983)؛ B) نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ C) نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ D) نمودار بهنجارشده به ترکیب گرانیت پشتة اقیانوسی ORG (Pearce et al., 1984).

 

 

بحث

در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب MORB، گوشتة اولیه و گرانیت پشتة اقیانوسی، باریم آنومالی منفی دارد. باریم به‌آسانی جایگزین پتاسیم در بیوتیت و فلدسپار می‌شود؛ از این‌رو، آنومالی منفی آن در این نمودارها چه‌بسا در ارتباط با جدایش بلورین فلدسپار حرارت بالا نسبت به هورنبلند و بیوتیت است (Rollinson, 1993; Arslan and Aslan, 2006).

غنی‌شدگی از عنصرهای LILE و HFSE همراه با آنومالی منفیِ Ti و نسبتاً منفیِ Ta از ویژگی‌های ماگماهای مرتبط با فرورانش و یا آلودگی ماگمای خاستگاه با سیال‌های آزادشده هنگام فرایند فرورانش هستند. این ماگماها معمولاً یا به خاستگاه گوشته‏‌ای نسبت داده می‌شوند که پیشتر توسط فعالیت متاسوماتیک سیال‌های آزادشده از رسوب‌ها یا تختة فرورو از عنصرهای LILE و HFSE غنی شده است و یا ویژگیِ ماگماهای برخاسته از گوشتة سنگ‏‌کره‏‌ایِ زیرقاره باشند که هنگام فرورانش اولیه پدید آمده است (Pearce, 1983; Ilbeyli et al., 2004).

الگوهای توزیع کمابیش هموار HREE در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت نشان می‌دهند جدایش ناچیزی در HREE روی داده است و ازاین‌رو، نشان‌دهندة وجود گارنت در خاستگاه گوشته‌ای نیستند؛ بلکه حضور اسپینل در این خاستگاه گوشته‏‌ای را نشان می‌دهند. همچنین، تهی‌شدگی در Ti و Ta توسط ابقاء فازهای کانیایی بجامانده غنی از تیتانیم (مثل روتیل و تیتانیت) در خاستگاه گوشته‏‌ای توضیح داده می‌شود (Foley and Wheller, 1990).

به‌طور کلی غنی‏‌شدگی‏‌ها و تهی‏‌شدگی‏‌های عنصرهای کمیاب نام‌برده گویای پیدایش این سنگ‏‌ها در حوضه‏‌های حاشیه‏‌های فرافرورانش هستند (Wilson, 1989; Gill, 1981)؛ بدین‌گونه‌که سیال‌های آزادشده از پوستة فرورو و آبگیری تختة فرورو و سپس افزوده‏‌شدن آنها به مذاب ماگمایی شواهدی بر حاشیة سوپراسابداکشن هستند.

 

سرشت ماگما و محیط زمین‏‌ساختی

برپایة محاسبة شاخص آهن نمونه‌های بررسی‏‌شده در ردة گرانیتوییدهای فروئن جای می‏‌گیرند (شکل 9- A). همچنین، شاخص قلیایی (MALI) به‌دست‌آمده برای نمونه‌های چمتو برابربا 1/13 تا 52/14 است و در شکل 9- B، نمونه‌ها در محدوده آلکالی جای می‏‌گیرند. مقادیر شاخص آلومینیم اشباع (ASI) در نمونه‌های بررسی‏‌شدة چمتو از 1 کمتر است و برپایة شکل 9- C همة نمونه‌ها در محدودة پرآلکالن جای می‏‌گیرند (Frost and Frost, 2011).

نسبت بالای Ga/Al در نمونه‌های بررسی‏‌شدة چمتو و جایگیری آنها روی نمودارهای تفکیک گرانیت‏‌های گوناگون نشان‏‌دهندة سرشت A-type آنهاست (شکل‌های 10- A تا 10- D). همچنین، نمودار‌ Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeO*/MgO نشان‌دهندة سرشت گرانیت نوع A برای نمونه‌های بررسی‌شدة چمتو است (شکل 10- E). به این ترتیب، همة نمونه‌های بررسی‏‌شده در نمودار‌های پیشنهادی Whalen و همکاران (1987) در محدودۀ A-type جای می‏‌گیرند (شکل 10).

در نمودار‌های تفکیکی زمین‏‌ساختی Y+Nb دربرابر Rb و Y دربرابر Rb و Yb دربرابر Rb، نمونه‌های گرانیت‏‌های چمتو در محدودۀ گرانیت‏‌های درون‌صفحه‌ای و پس از برخورد جای می‏‌گیرند (شکل 11).

 

 

 

شکل 9- ترکیب گرانیتویید تودة چمتو روی: A) نمودار SiO2 در برابر شاخص آهن (Frost and Frost, 2011)؛ B) نمودار SiO2 در برابر شاخص MALI (Frost and Frost, 2011)؛ C) نمودار شاخص ASI در برابر شاخص AI (Frost and Frost, 2011) (مرز میان سنگ‏‌های فروئن و مگنزین از Frost و Frost (2008) و مرز میان گرانیتوییدهای آلکالی، آلکالی‌کلسیک، کالک‌آلکالی و کلسیک از (Frost et al., 2001) هستند)

 

 

افزون‏‌بر این، در نمودارهای سه‏‌تایی Rb-Ta-Hf و Rb-Nb-Hf (Harris et al., 1986) که شامل چهار محدودة WPG، ORG، VAG و COLG است (شکل 12)، نمونه‌های گرانیتوییدی چمتو در محدودة گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای جای می‌گیرند (شکل 12).

نمودار‌های تفکیک‌کنندة A1 از A2 برای گرانیتوییدهایی به‌کار برده می‌شوند که در نمودار‌های پیشنهادی Whalen و همکاران (1987) در محدودة A و در نمودار پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) در محدوده WPG جای گرفته باشند (Eby, 1992). در ادامه از نمودار‌های تفکیک‌کننده گرانیتوییدهای نوع A1 و نوع A2 برای تفکیک بهره گرفته شد. نمونه‌های بررسی‏‌شدة چمتو روی این نمودارها در محدودۀ A1 جای می‏‌گیرند (شکل 13).

برپایة نمودارهای رسم‌شده برای انواع گرانیتوییدها و جایگاه تکتونوماگمایی آنها، تقریباً همة سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة چمتو در محدودۀ گرانیتوییدهای درون‌صفحه‌ای (WPG) جای می‏‌گیرند و برپایة نمودارهای تعیین نوع ماگمای سازندة آنها از نوع A1 بوده است.

 

 

 

 

شکل 10- موقعیت نمونه‌های تودة گرانیتوییدی چمتو روی نمودارهای تفکیک انواع گرانیتوییدها برپایة: A تا D) نمودارهای Ga/Al دربرابر عنصرهای Ce، Nb، Zr و Nb (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeO*/MgO (Whalen et al., 1987).

 

شکل 11- موقعیت نمونه‌های گرانیتویید چمتو روی نمودارهای لگاریتمی برای تفکیک جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیتوییدها (Pearce et al., 1984) (SCG: گرانیت‏‌های هنگام کوهزایی؛ WPG: گرانیت‏‌های درون‏‌صفحه‏‌ای؛ VAG: گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی؛ ORG: گرانیت‏‌های پشته‏‌های میان‏‌اقیانوسی؛ محدوده‏‌هایPCG و CAG از Küster و Harms (1988) و محدوده گرانیت‏‌های نوع A از Kochhar (1992) هستند).

 

 

شکل 12- تفکیک جایگاه زمین‏‌ساختی نمونه‌های تودة گرانیتوییدی چمتو روی: A) نمودار سه‌تایی Rb-Ta-Hf (Harris et al., 1986)؛ B) نمودار سه‌تایی Rb-Nb-Hf (Harris et al., 1986)

 

شکل 13- موقعیت نمونه‌های گرانیتویید چمتو روی: A، B) نمودارهای سه‏‌تایی تفکیک‌کنندة انواع گرانیتوییدهای نوع A (ٍEby, 1992)؛ C، D و E) نمودارهای دو تایی برپایة نسبت‏‌های عنصری Ce/Nb، Yb/Ta و Rb/Nb دربرابر Y/Nb برای تفکیک محیط‏‌های OIB و IAB (Eby, 1992)؛ F) نمودار (Y/Nb)N در برابر (Th/Nb)N (Moreno et al., 2014) (بهنجارشده به ترکیب Silicate Earth (McDonough and Sun, 1995)).

 

 

خاستگاه و سنگ‏‌زایی

از نسبت‏‌های Th/Ta و Th/Nb به‏‌علت حساسیت بالای این نسبت‌ها به خاستگاه گوشته‌ای یا پوسته‌ای، در تعیین خاستگاه گرانیت‏‌های نوع A-type بهره گرفته می‌شود (Rudnick and Gao, 2003; Plank, 2005; Jiang et al., 2020). در گرانیت‏‌های با خاستگاه گوشته‌ای این نسبت‌ها به‏‌ترتیب عبارتند از: 15/2(Th/Ta)N= و 12/0(Th/Nb)N= و 03/0(Rb/Sr)N= (بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ McDonough و Sun (1995) برای پیرولیت). میانگین این نسبت‏‌ها در نمونه‌های بررسی‏‌شده با مقادیر 86/0(Th/Ta)N= و 91/0 (Th/Nb)N= ویژگی هایی مشابه با گرانیت‏‌های نوع A با خاستگاه گوشته‏‌ای نشان می‏‌دهند. این در حالیست که نسبت 63(Rb/Sr)N= آنها از گرانیت‏‌های گوشته‏‌ای بسیار بالاتر است. این پدیده می‏‌تواند پیامد تأثیر مؤلفه‏‌های فرورانشی و جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش نمونه‌های بررسی‏‌شده در منطقه باشد. ازاین‌رو، به‏‌علت هماهنگی با نسبت‏‌های یادشده در گرانیت‏‌های با خاستگاه گوشته‌ای، جدایش ماگمای سازندة آنها از یک خاستگاه گوشته‌ای محتمل است.

با توجه به نمودارهای یادشده، گمان می‌رود سازوکار پیدایش گرانیت‏‌های A-type این منطقه با فعالیت‏‌های ماگمایی OIB در منطقه مرتبط باشد که از فعالیت‏‌های فرورانشی نیز تأثیر پذیرفته‌اند.

Frost و همکاران (2001) برپایة ترکیب پتروشیمیایی، سنگ‏‌های فلسیک را رده‏‌بندی کردند. آنها سه پارامتر شیمیایی را برای رده‏‌بندی در نظر گرفته‌اند:

1- شاخص Fe که عبارتست از FeO*/(FeO*+MgO)>0.486+0.0046×SiO2 ؛

2- شاخص آلکالی (MALI) که عبارتست از: (Na2O+K2O–CaO)؛

3- شاخص اشباع آلومینیم (ASI) که عبارتست از: Al/(Ca–1.67-P+Na+K).

بر این اساس سه گروه سنگ‏‌های فلسیک را معرفی کرده‌اند: پرآلومینوس (ASI>1.0)، متاآلومینوس (ASI<1.0, (Na+K)<Al) و پرآلکالن (ASI<1.0, (Na+K)>Al). Frost و Frost (2011) نموداری برای تشخیص سنگ‏‌زایی گرانیتوییدهای مختلف پیشنهاد دادند (شکل 14). برپایة این نمودار گرانیتوییدهای فروئن متاآلومینوس می‏‌توانند از ذوب‏‌بخشی پوسته در فشار کم پدید آیند. همچنین، جدایش مذاب بازالت‏‌های توله‏‌ایتی می‏‌تواند گرانیتوییدهای فروئن متاآلومینوس کالک‌آلکالی را پدید آورد. گرانیتوییدهای فروئن پرآلکالن در اثر جدایش بلورین بازالت‏‌های آلکالن یا بازالت‏‌های انتقالی پدید می‌آیند که ممکن است دچار هضم پوسته شده باشند.

 

 

 

شکل 14- نمودار شماتیک سنگ‏‌زایی گرانیتوییدهای فروئن گوناگون (Frost and Frost, 2011).

 

 

گمان می‏‌رود برپایة نظریه سنگ‌زاییِ Frost و Frost (2011) و حضور سنگ‌های با ترکیب OIB در منطقه چمتو، گرانیتوییدهای بررسی‌شده از جدایش بلورین سنگ‏‌های آلکالن (OIB) پدید آمده باشند. تبلور پلاژیوکلازهای غنی از کلسیم، باعث خروج آلومینیم بیشتر از سدیم از ماگما شده و کاهش شاخص آلکالینیتی در ماگما توانسته ترکیبات پرآلکالن را پدید آورد.

 

تفسیر ژئودینامیک

رشته کوه البرز در شمال ایران منطقه‌ای با دگرریختی فعال است که در پهنة دگرریختی ناشی از برخورد دو بلوک اوراسیا و عربی جای دارد (Allen et al., 2003; Zanchi et al., 2006). منطقة بررسی‌شده در خاور استان گیلان، بخشی از رشته کوه البرز را دربر می‌گیرد. در خاور استان گیلان، دو گروه سنگی متفاوت گزارش شده است:

1- مجموعه سنگ‏‌های توله‏‌ایتی با سرشت IAT متعلق به مجموعة افیولیتی جنوب دریای خزر یا SCO[1] (Salavati et al., 2013)؛

2- مجموعه سنگ‏‌های آلکالن با سنگ‌شناسی گدازة بالشی و گابرو با سرشت متفاوت OIB که تقریباً در پایان فاز بازشدگی اقیانوس جنوب دریای خزر (Zaeimnia et al., 2010; Salavati et al., 2013) با خاستگاه تنوره‌های گوشته‏‌ای[2] پدید آمده‏‌اند.

گرانیت‏‌های نوع A برای توصیف گرانیت‏‌هایی به‌کار می‏‌روند که آلکالن تا نسبتاً آلکالن، بی‌آب و غیرکوهزایی هستند (Wang et al., 2020). گرانیتوییدهای نوع A، در مقایسه با دیگر گرانیتوییدهای کوهزایی از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی با داشتن نسبت بالای FeOt/MgO (نشانة خاستگاه جدایش آنها) و محتوای بالای Na2O+K2O (سرشت پرآلکالن)، نسبت‏‌های بالای (Na+K)/Al و K/Na، مقادیر بالای Nb، Y، Zn، F، Ga، Zr و REE‏‌ (مگر Eu)، نسبت کم LILE/HFSE، مقادیر کم MgO، CaO، Ni، Cr و Al2O3 از انواع I و S متمایز می‏‌شوند (Martin, 2006; Bonin, 2007; Dargahi et al., 2010; Deng et al., 2016).

گرانیتوییدهای نوع A از نظر حجمی کوچک هستند و در نواحی کوهزایی به‏‌صورت پراکنده دیده می‏‌شوند؛ زیرا این توده‏‌ها در پایان فرایندهای کوهزایی بزرگ و در پی بالازدگی و فرسایش در رژیم‏‌های زمین‏‌ساختی تراکششی- کششی، جایگزین می‏‌شوند. ازاین‌رو، این گرانیتوییدها یا واقعاً غیرکوهزایی هستند و یا در محیط‏‌های غیرفشارشی و در پایان چرخه کوهزایی، به‏‌صورت گرانیتوییدهای پساکوهزایی یا پسا برخوردی، جایگزین می‏‌شوند (Zhang et al., 2007; Xu et al., 2007; Dargahi et al., 2010).

گرانیتوییدهای A-type در گسترۀ وسیعی از محیط‌های زمین‏‌ساختی (جزیره‌های اقیانوسی، کافت‌های قاره‌ای، پوستة کشیده‌شده، پوستة پایدار قاره‌ای و پس از کوهزایی) یافت می‌شوند. این گرانیتوییدها گروه خاصی از سنگ‏‌های آذرین درونیِ فلسیک هستند که به‏‌علت زمین‏‌شیمی، جایگاه زمین‏‌ساختی و سنگ‏‌زایی خاص خود بحث‌برانگیز هست (Frost et al., 2001; Bonin, 2007; Frost and Frost, 2011; Hari et al., 2018; Yajam and Ghalamghash, 2019). پیدایش گرانیتوییدهای نوع A در جایگاه‏‌های زمین‏‌ساختی مختلف، در اثر فرایندهای چندگانه و در نسبت‏‌های مختلف پوسته/گوشته رخ می‌دهد. این پدیده گویای چندگانگی و پیچیدگی فرایندها و الگوهای پیدایش آنها است. این گرانیتوییدها شاخص پهنه‌های کافتی و بخش‌های درونی ورقه‌های قاره‌ای هستند (Blatt et al., 2006) و بیشترشان در پایان چرخۀ ماگمایی یا کوهزایی در هر ایالت پوسته‌ای خاص و پس از پیدایش دیگر گرانیتوییدها پدید می‌آیند. این نوع گرانیتوییدها می‌توانند از جدایش بلورین ماگماهای مافیک جداشده از گوشته (Turner et al., 1992; Eby, 2011; Shellnutt et al., 2011)، یا از ذوب‏‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای (Wu et al., 2002; Shellnutt and Zhou, 2007; Shellnutt et al., 2011) و یا از آمیزش دو سازندة پایانی پدید آیند (Yang et al., 2006; Pankhurst et al., 2013).

شناسایی گرانیتوییدهای غیرکوهزایی از گرانیتوییدهای پس از برخورد دشوار است؛ به‏‌ویژه اگر شواهد ساختاری و روابط زمین‏‌شیمیایی در پی رویدادهای دگرریختی متعدد از میان برود و یا ضعیف شود.

همان‌گونه‌که گفته شد، جدایش بلورین مذاب‏‌های جداشده از گوشته می‏‌تواند در پیدایش گرانیت‏‌های A1 دخیل باشد. در این حالت این گرانیت‏‌ها با مجموعه‏‌های بزرگی از سنگ‏‌های مافیک همراه خواهند بود (Frost et al. 2001).

به‌تازگی بررسی‌ها نشان داده‌اند گرانیت‏‌های نوع A می‏‌توانند در پی فرورانش یک پشتة میان‏‌اقیانوسی فعال و جوان به زیر پوستة قاره‏‌ای و به‌دنبال عملکرد مدل پشته-گودال و پیدایش محیط پنجرة تختة فرورونده[3] یا پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای پدید آیند (Zhang, 2014; Windley and Xiao, 2018; Wang et al., 2021) چنین جایگاه‏‌های زمین‏‌ساختی در کمربند کوهزایی آسیای مرکزی (CAOB[4]) از چین تا قفقاز گزارش شده‌اند (شکل 15) و در آنها افزون‏‌بر گرانیت‏‌های نوع A سنگ‏‌های با ترکیب‌های متنوع دیگری از نوع OIB و توله‏‌ایتی، سنگ‏‌های آداکیتی و سنگ‏‌های کمان‏‌های عادی پدید می‏‌آیند (Windley and Xiao, 2018; Királya et al., 2020). افزون‏‌بر این، در بررسی‌های اخیر وجود موقعیت زمین‏‌ساختی پشته-گودال و پیدایش پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای در شمال‌خاوری ترکیه و در جنوب دریای سیاه نیز گزارش شده است (Eyuboglu et al., 2012).

 

 

 

شکل 15- تصویر شماتیک ساده‌شده از عملکرد موقعیت زمین‏‌ساختی پنجرة تختة فرورونده برگرفته از (Windley and Xiao, 2018)

 

 

 

در خاور گیلان و در منطقة چمتو حجم بزرگی از توده‏‌های گابروهایی به‏‌همراه گدازه‏‌های بالشی با سرشت OIB و توله‏‌ایتی گزارش شده است (Salavati et al., 2013). افزون‏‌بر این، در جنوب منطقة چمتو مجموعه‏‌های آداکیتی و کمان‏‌های عادی نیز دیده می‏‌شوند (Ebrahimi Nasir Mahaleh, 2021). برپایة نظریة پشته-گودال در پی فرورانش پشتة میان‏‌اقیانوسی به زیر پوستة قاره‏‌ای و ادامه فعالیت آن در زیر این پوسته، پنجره‌ای گوشته‏‌ای پدید می‏‌آید که از راه آن ماگماهای سست‏‌کره‏‌ای به‌سوی بالا می‌آیند. برپایة بررسی‌های Zhang (2014) در پی فرورانش پشتة میان‏‌اقیانوسی و باز‏‌شدن پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای، ماگماتیسم آلکالن به‏‌همراه گرانیتوییدهای نوع A در مرکز آن روی می‌دهند. برپایة بررسی‌های Salavati و همکاران (2013)، مجموعه سنگ‏‌های OIB منطقه به فعالیت تنوره‌ای گوشته‏‌ای همزمان با کشش‏‌های فرافرورانشی منطقه نسبت داده شده است. با توجه به مجموعه‏‌های سنگی گزارش‌شده در منطقة چمتو، گمان می‏‌رود محیط زمین‏‌ساختی پنجرة سنگ‏‌کره‏‌ای توانسته است حجم بالایی از فعالیت‏‌های آلکالن و توله‏‌ایتی را همراه با گرانیتوییدهای نوع A پدید آورد. از آنجایی‏‌که این جایگاه زمین‏‌ساختی همراه با پهنه‏‌های فرورانش پدید می‏‌آید پس سنگ‏‌های پدیدآمده در این مناطق عموماً تحت‌تأثیر فرایندهای حاصل از فرورانش نیز قرار می‏‌گیرند. ازاین‌رو، اگرچه گرانیتوییدهای پدیدآمده در این مناطق اساساً از نوع غیرکوهزایی و نوع A1 خواهند بود، اما گاه ویژگی‌های گرانیت‏‌های فرورانشی را نیز نشان می‏‌دهند.

بنابراین، برپایة همة شواهد زمین‏‌شیمیایی یادشده و دیگر شواهد زمین‌شناسی و زمین‏‌ساختی منطقه، تودة گرانیتوییدی منطقة چمتو در گروه گرانیتوییدهای غیرکوهزایی نوعA1 است. افزون‏‌بر این، شواهد صحرایی و زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند تودة گرانیتوییدی چمتو با سنگ‏‌های مافیک آلکالن منطقه با سرشت OIB (Salavati et al., 2013) در ارتباط هستند و برپایة نخستین و دومین نظریه، پیدایش توده‏‌های گرانیتوییدی نوع A به‌دنبال جدایش بلورین ماگماهای مادر بازالتی جداشده از گوشته (ماگماهای مافیک OIB) پدید آمده‏‌اند. در این میان بخش‏‌هایی از توده نیز با هضم سنگ‏‌های مسیر حرکت همراه بوده است.

پس با توجه به رژیم ماگمایی- زمین‏‌ساختی حاکم بر این بخش از البرز در زمان سنوزوییک، تودة گرانیتوییدی چمتو بخشی از ستون گوشتة سست‏‌کره‏‌ای (همراه با دیگر فعالیت‏‌های OIB در منطقه) در زیر پوسته‏‌ی قاره‏‌ای بالا آمده و آلایش آن با گدازه‏‌های پوسته‌ای، در یک محیط کششی در جایگاه فرافرورانشی هنگام عملکرد پنجره سنگ‏‌کره‏‌ای و در زمان پس از کرتاسة بالایی (احتمالا ائوسن؟) به‏‌صورت گرانیتویید نوع A تشکیل و درون واحد‏‌های سنگی منطقه تزریق شده است (شکل 16).

 

برداشت

با توجه به همة اطلاعات یادشده از بررسی‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری تا زمین‏‌شیمیاییِ، دربارة سرشت، خاستگاه و محیط پیدایش تودة گرانیتوییدی چمتو یافته‌های زیر به‌دست آمده‌اند:

- برپایة برداشت‌های صحرایی، بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، تودة گرانیتوییدی چمتو احتمالاً پس از ائوسن در فاصله 22 کیلومتری جنوب شهرستان املش رخنمون یافته است و گسترة ترکیبی آن از سنگ‏‌های حد واسط تا اسیدی و از جنس سینیت، مونزونیت و گرانیت است.

- با توجه به داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی همة نمونه‌های بررسی‏‌شده از عناصر LILE مانند K، Rb و Th غنی‌شدگی بالایی دارند که گویای خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‌شده زیر سنگ‏‌کرة قاره‏‌ای (گوشته متاسوماتیسم‌شده) به‌عنوان خاستگاه ماگمای نمونه‏‌هاست. گمان می‏‌رود این خاستگاه با سیال‌های برخاسته از صفحة فرورونده آلایش یافته‏‌اند.

- برپایة داده‌های زمین‏‌شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب، سنگ‏‌های گرانیتوییدی چمتو ویژگی‏‌های گرانیتوییدهای درون‏‌صفحه‏‌ای نوع A-type را نشان می‌دهند که در محیط زمین‏‌ساختی پنجرة سنگ‏‌کره‌ای پدید می‌آیند.

- برپایة همة شواهد گمان می‏‌رود این سنگ‏‌ها همزمان با پیدایش مجموعه افیولیتی جنوب دریای خزر و در پی عملکرد پشتة فرورانده‌شدة اقیانوسی جنوب دریای خزر به‌سوی جنوب پدید آمده‏‌اند. هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی و در بالای پهنة فرورانش، شروع فعالیت پنجره سنگ‏‌کره‏‌ای، بالا آمدگی سست‏‌کره و ماگماتیسم آلکالن OIB در منطقه را به‌دنبال داشته است. در ادامه با جدایش بلورین در خاستگاه ماگماهای OIB، گرانیتوییدهای نوع A پرآلکالن چمتو پدید آمده‏‌اند.

 

 

 

شکل 16- تصویر شماتیک پیشنهادی برای الگوی تکتونوماگمایی و سازوکار پیدایش گرانیتوییدهای نوع A در منطقة خاور گیلان در کرتاسة بالایی و آغاز پالئوژن

 

 

سپاس‌گزاری

این پژوهش نتیجة بخشی از پایان‌نامة دکتری با نام «بررسی پترولوژی و زمین‏‌شیمی گنبدگرانیتوییدی اشکورات در خاور گیلان شمال ایران» است که در دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان انجام شده است. ازاین‌رو، از معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان سپاسگزاری می‏‌شود.

 

[1] Southern Caspian Sea Ophiolite Sequence

[2] Mantle Plumes

[3] Slab window setting

[4] Central Asian Orogenic Belt

Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj-Sirjan belt: a new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122-134.
Allen, M. B., Ghassemi, M. R., Shahrabi M. and Qorashi, M. (2003) Accommodation of late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, Northern Iran. Journal of structural geology 25: 659-672.
Arslan, M. and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrology, and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27(2): 177-193.
Asiabanha, A. and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental area in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos 148(1):98-111.
Azizi, H., Kazemi, T. and Asahara, Y. (2017) A-type granitoid in Hasansalaran complex, northwestern Iran: Evidence for extensional tectonic regime in northern Gondwana in the Late Paleozoic. Journal of Geodynamics 108: 56-72.
Baharfiruzi, K. and Shafeii, A. R. (2003) Geological map of Javaherdeh 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 2(18): 210-265.
Blatt, H., Tracy, R. J. and Owens, B. E. (2006) Petrology: Igneous, Sedimentary, and Metamorphic. Freeman and Company, US.
Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: Evolution of a concept, problems, and prospects. Lithos 97 (1-2) 1–29.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London, UK.
Dargahi, S., Arvin, M., Pan, Y. and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh-Dokhtarmagmatic assemblage, Southwestern Kerman, Iran: Constraints on the Arabian-Eurasian continental collision. Lithos 115(1): 190-204.
De La Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1R2-diagram and major element analyses its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29(1-4): 183–210.
Deng, X., Peng, T. and Zhao, T. (2016) Geochronology and geochemistry of the late Paleoproterozoic aluminous A-type granite in the Xiaoqinling area along the southern margin of the North China Craton: Petrogenesis and tectonic implications. Precambrian Research 285(1): 127–146.
Ebrahimi Nasir Mahaleh, E. (2021) Petrology and geochemistry of South of Rostam-Abad igneous rocks in Southern Guilan, Northern Iran. M.Sc. Thesis. Islamic Azad University, Lahijan Branch, Lahijan, Iran
Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids, petrogenetic and tectonic implications. Geology 20(7): 641–644.
Eby, G. N. (2011) A-type granites: magma sources and their contribution to the growth of the continental crust. In: Seventh Hutton symposium on granites and related rocks, Avila, Spain.
Eftekhar Nejad, J. (1980) Tectonic Classification of Iran in Relation to Depositional Basins. Journal of Iranian Petroleum Society 82: 19-28.
Ernst, R. E. (2014) Large igneous provinces. Cambridge, United Kingdom: Cambridge University Press.
Eyuboglu, Y., Santosh, M., Dudas, F. O., Akaryal, E., Chung, S. L., Akdag, K. and Bektas¸ O. (2013) The nature of transition from adakitic to non-adakitic magmatism in a slab window setting: A synthesis from the eastern Pontides, NE Turkey. Geoscience Frontiers 4: 353-375
Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signatures of island arc volcanics and continental potassic igneous rocks: the role of residual titanates. Chemical Geology 85(1-2): 1–18
Frost, B. R. and Frost, C. D. (2008) A geochemical classification for feldspathic igneous rocks. Journal of Petrology 49(11): 1955-1969.
Frost, B. R., Arculus, R. J., Barnes, C. G., Collins, W. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification of granitic rocks. Journal of Petrology 42(11): 2033-2048.
Frost, C. D. and Frost, B. R. (2011) On Ferroan (A-type) granitoids: their compositional variability and modes of origin. Journal of Petrology 52(1): 39-53.
Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, Berlin, Germany.
Hari, K. R., Manu Prasanth, M. P., Swarnkar, V., Vijaya Kumar J. and Randive, K. R. (2018) Evidence for the Contrasting Magmatic Conditions in the Petrogenesis of A‑type Granites of Phenai Mata Igneous Complex: Implications for Felsic Magmatism in the Deccan Large Igneous Province. Journal of the Indian Institute of Science 98(4): 379–399.
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publications 19(1): 67-81.
Honarmand, M., Li, X. H., Nabatian, G. and Neubauer, F. (2017) In-situ zircon U-Pb age and Hf-O isotopic constraints on the origin of the Hasan-Robat A-type granite from Sanandaj-Sirjan zone, Iran: Implications for reworking of Cadomian arc igneous rocks. Mineralogy and Petrology 111(5): 659-675.
Ilbeyli, N., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2004) Petrogenesis of collision-related plutonics in Central Anatolia, Turkey. Lithos 72(3-4): 163– 182.
Jiang, X. Y., Wu, K., Luo, J. P., Zhang, L. P., Sun, W. D. and Xia, X. P. (2020) An A1-type granite that borders A2-type: insights from the geochemical characteristics of the Zongyang A-type granite in the Lower Yangtze River Belt, China. International Geology Review 62(17): 2203-2220.
Jowitt, S. M. and Ernst, R. E. (2013) Geochemical assessment of the metallogenic potential of Proterozoic LIPs of Canada. Lithos 174(1): 291–307.
Kalantari, K., Kananian, A., Asiabanha, A. and Eliassi, M. (2008) Source and tectonic setting of Zarjebostan (NE OF Qazvin) Paleogene volcanic rocks using REE and HFSE elements. Geosciences Scientific Quarterly Journal 17(68): 140-149.
Királya, Á., Portnerb, D. E., Hayniede, K. L., Chilson-Park, B. H., Ghoshg, T., Jadamecdh, M., Makushkinai, A., Mangaj, M., Moresiik, L. and O'Farrelll, K. A. (2020) The effect of slab gaps on subduction dynamics and mantle upwelling. Tectonophysics 785: 228-458.
Kochhar, N. (1992) Mineralization associated with A-type Malani magmatism, Northwestern peninsular India, In: Metallogeny related to tectonic of the Proterozoic mobile belts (Ed. Sarkar, S. C.) 209-224. Oxford-IBH, New Delhi, India.
Küster, D. and Harms, U. (1988) Post-collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45: 177–195.
Martin, R. F. (2006) A-type granites of crustal origin ultimately result from open-system fenitization-type reactions in an extensional environment. Lithos 91(1-4): 125–136.
McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120(3-4): 223– 253.
Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and Magmatic Rocks. An Introduction to Igneous Petrology. Longman, London, UK.
Moine-Vaziri, H. (1985) Volcanisme tertiaire et quaternaire en Iran. Ph.D. Thesis, University of Paris, France (in French).
Moreno, J. A., Molina, J. F., Montero, P., Anbar, M., Scarrow, J. H., Cambeses, A. and Bea, F. (2014) Unraveling sources of A-type magmas in juvenile continental crust: Constraints from compositionally diverse Ediacaran post-collisional granitoids in the Katerina Ring Complex, Southern Sinai, Egypte. Lithos 192-195(1-3): 56-85.
Pankhurst, M. J., Schaefer, B. F., Turner, S. P. Argles, T. and Wade, C. E. (2013) The source of A-type magmas in two contrasting settings: U–Pb, Lu-Hf, and Re-Os isotopic constraints. Chemical Geology 351: 175–194.
Pearce, J. A. (1983) The role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) Shiva, Nantwich, UK.
Pearce, J. A. Harris, B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element of discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25(4): 956–983.
Plank, T. (2005) Constraints from thorium/lanthanium on sediment recycling at subduction zones and the evolution of the continents. Journal of Petrology 46(5): 921-944.
Rahimzadeh, G., kananian, A. and Asiabanha, A. (2010) Tectonic setting and petrogenesis of post-Eocene volcanic rocks of Abazar district (NE of Qazvin). Journal of Crystallography and Mineralogy 18(2):167-180 (in Persian).
 Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Publishing House, Longman Group, UK.
Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) Composition of the continental crust. In: Treatise on Geochemistry (Ed. Rudnick R. L.) 1st Edition, Elsevier, India.
Sabzehei, M. (1974) Les melanges ophiolitiques de la region d Esfandagheh (Iran meridional). Et ude petrographique et structurale. Ph. D. Thesis, University of Grenoble, France (in French).
Salavati, M., Kananian, A. and Nogheyan, M. (2013) Geochemical characteristics of mafic and ultramafic plutonic rocks in southern Caspian Sea Ophiolite (Eastern Guilan). Arabian Journal of Geosciences 6: 4851–4858.
Shabanian, N., Davoudian, A. R., Azizi, H., Asahara, Y., Neubauer, F., Genser, J., Gong, Y. and Lee, J. K. W. (2020) Petrogenesis of the Carboniferous Ghaleh-Dez metagranite, Sanandaj-Sirjan zone, Iran: constraints from new zircon U-Pb and 40Ar-39Ar age and Sr-Nd isotopes. Geological Magazine 157: 1823-1852.
Shabanian, N., Davoudian, A. R., Dong, Y. and Liu, X. (2018) U-Pb zircon dating, geochemistry and Sr-Nd-Pb isotopic ratios from Azna-Dorud Cadomian metagranites, Sanandaj-Sirjan Zone of western Iran. Precambrian Research 306:41-60.
Shafaii Moghadam, H., Li, X. H., Ling, X. X., Stern, R. J., Zakikhederm, M., Chiaradiam, M., Ghorbani, G., Arai, S. and Tamura, A. (2015) Devonian to Permian evolution of the Paleo-Tethys Ocean: New evidence from U–Pb zircon dating and Sr-Nd–Pb isotopes of the Darrehanjir–Mashhad ophiolites, NE Iran. Gondwana Research 28(2): 451–904.
Shellnutt, J. G. and Zhou, M. F. (2007) Permian peralkaline, peraluminous and metaluminous A-type granites in the Panxi district, SW China: their relationship to the Emeishan mantle plume. Chemical Geology 243(3-4): 286–316.
Shellnutt, J. G., Jahn, B. M. and Zhou, M. F. (2011) Crustally-derived granites in the Panzhihua region, SW China: Implications for felsic magmatism in the Emeishan large igneous province. Lithos 123(1-4): 145–157.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42: 313-345.
Tavakoli, N., Shabanian, N., Davoudian, A. R., Azizi, H., Neubauer, F., Asahara, Y., M. and Lee, J. K. 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(2): 104771.
Turner, S. P., Foden, J. D. and Morrison, R. S. (1992) Derivation of some A-type magmas by fractionation of basaltic magma; an example from the Padthaway Ridge, South Australia. Lithos 28(2): 151–179.
Valizadeh, M. V., Abdollahi, H. R. and Sadeghian, M. (2008) Geological investigations of main intrusions of Central Iran. Geosciences Scientific Quarterly Journal 17(67): 182-197.
Wang, Y., Yang, Y. Z., Siebel, W., Zhang, H., Zhang, Y. S. and Chen, F. (2020) Geochemistry and tectonic significance of late Paleoproterozoic A-type granites along the Southern margin of the North China Craton. Scientific Reports 10(86): 1-15.
Wang, Z., Zhao, Z., Li, X., Asimow, P. D., Liu, D., Mo, X., Qi, N., Tang, Y., Wang, Q., Zhu, D-C., Zhang, L. and Sheikh, L. (2021) Late Cretaceous adakitic and A-type granitoids in Chanang, southern Tibet: Implications for Neo-Tethyan slab rollback, Gondwana Research 96: 89-104.
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.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185–187.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London, UK.
Windley, B. F. and Xiao, W. (2018) Ridge subduction and slab windows in the Central Asian Orogenic Belt: Tectonic implications for the evolution of an accretionary orogen. Gondwana Research 61: 73–87
Wu, F. Y., Sun, D. Y., Li, H. M., Jahn, B. M. and Wilde, S. A. (2002) A-type granites in northeastern China: age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology 187(1-2): 143–173.
Xu, C., Huang, Z., Qi, L., Fu, P., Liu, C., Li, E. and Guan, T. (2007) Geochemistry of Cretaceous granites from Mianning in the Panxi region, Sichuan Province, southwestern China: Implications for their generation. Journal of Asian Earth Sciences 29(5-6): 737–750.
Yajam, S. and Ghalamghash, J. (2019) A-type granites of North Sanandaj-Sirjan zone, new observation, new classification. Journal of Geosciences 29(4): 221-320 (in Persian with English abstract).
Yang, J. H., Wu, F. Y., Chung, S. L., Wilde, S. A. and Chu, M. F. (2006) A hybrid origin for the Qianshan A-type granite, northeast China: geochemical and Sr-Nd–Hf isotopic evidence. Lithos 89(1-2): 89–106.
Zaeimnia, F., Kananian, A. and Salavati, M. (2010) Petrogenesis of Southern Amlash Alkaline Rocks in the South Caspian Sea, North of Iran. Journal of Geoscience 20(78): 69-78.
Zanchi, A., Berra, F., Mattei, M., Ghassemi, M. R. and Sabouri, J. (2006) Inversion tectonics in central Alborz, Iran. Journal of Structural Geology 28(11): 2023-2037.
Zhang K. J. (2014) Genesis of the Late Mesozoic Great Xing’an Range Large Igneous Province in eastern central Asia: A Mongol–Okhotsk slab window model. International Geology Review 56: 1557-1583.
Zhang, C. L. and Zou, H. B. (2013) Permian A-type granites in Tarim and western part of Central Asian Orogenic Belt (CAOB): Genetically related to a common Permian mantle plume? Lithos 172–173: 47-60
Zhang, H. F., Parrish, R., Zhang, L., Xu, W. C., Yuan, H. L., Gao, S. and Crowley, Q. G. (2007) A-type granite and adakitic magmatism association in Songpan–Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: Implication for lithospheric delamination. Lithos 97(3-4): 323–335.