نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

3 دکتری، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران

4 دانشیار، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران

5 استاد، انشکده علوم محیطی، زمین‌شناسی و بیولوژی، دانشگاه کاتانیا، ایتالیا

6 استاد، دانشکده علوم زمین و فیزیک، دانشگاه فرارا، ایتالیا

7 استاد، آزمایشگاه سن‌سنجی دانشگاه سائوپائولو، سائوپائولو، برزیل

چکیده

توده گرانیتوییدی زرین در ایران مرکزی، بلوک یزد رخنمون دارد. این سنگ‌ها اغلب متاآلومین تا کمی پرآلومین و ازلحاظ ترکیب از نوع گرانیت‌های نوع I هستند. سن‌سنجی زیرکن U-Pb (SHRIMP) سن توده گرانیتی زرین را Ma 567-557 مطابق با پلوتونیسم نئوپروتروزوییک پسین- کامبرین پیشین (کادومین) در حاشیه شمالی گندوانا تعیین نمود. ‌الگوی پراکندگی عناصر فرعی بهنجار شده نسبت به کندریت و گوشته اولیه نشان‌دهنده غنی‌شدگی از LREEs نسبت به HREEs و LILEs نسبت به HFSEs همراه با بی‌هنجاری منفی Eu,Ti و Nb است که این ویژگی‌ها مبین تشکیل این سنگ‌ها در محیطی مرتبط با فرورانش، فرورانش پروتوتتیس به زیر حاشیه شمالی گندوانا می‌باشد. داده‌های سن‌سنجی و ژئوشیمیایی شامل وجود زیرکن‌های موروثی مبین آن است که گرانیت زرین حاصل ذوب بخشی پوسته مافیک نسبتاً جوانتر بوده و به وجود سنگ‌های مزوپروتروزوییک–پالئوپروتروزوییک در پوسته پایینی ‌ایران اشاره دارد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Geochemistry and geochronology of Zarrin intrusion, NE Aredekan, Central Iran

نویسندگان [English]

  • Nasim Askari 1
  • Reza Zarei Sahamieh 2
  • Jafar Omrani 3
  • Mohammad Hashem Emami 4
  • Patrizia Fiannacca 5
  • Carmella Vaccaro 6
  • Colombo Tassinari 7

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

3 Ph.D., Geological Survey and Mineral Explorations of Iran, Tehran, Iran

4 Associate Professor, Geological Survey and Mineral Explorations of Iran, Tehran, Iran

5 Professor, Department of Biological, Geological and Environmental Sciences, University of Catania, Italy

6 Professor, Department of Mineralogy, University of Ferrara, Ferrara, Italy

7 Professor, High Resolution Geochronological Laboratory University of São Paulo, São Paulo, Brazil

چکیده [English]

Zarrin granitoid, with mostly metaluminous to slightly peraluminous, and I-type composition, outcropped in Yazd block, Central Iran. The U-Pb SHRIMP zircon age from Zarrin granitoid yields 557-567 Ma age consistent with the Late Neoproterozoic-Early Cambrian ‘Cadomian’ plutonism at northern margin of Gondwana supercontinent. The chondrite and primitive mantle normalized trace elements patterns show light rare earth elements (LREE) enrichment relative to heavy rare earth elements (HREE) and enrichment of large ion lithophile elements (LILE) relative to high field strength elements (HFSE), accompanied by negative anomalies in Nb, Ti, and Eu consistent with arc-related magmatism, associated with subduction of Proto-Tethys oceanic crust beneath the northern margin of Gondwana. Geochronological and geochemical data including inherited zircon age suggest the  Zarrin granitoid originated from partial melting of relatively younger mafic crust and point to the existence of hidden Paleoproterozoic-Mesoproterozoic rocks in the lower continental crust of Iran.
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • I-type granite
  • Zarrin
  • Yazd block
  • Central Iran

به‌طور کلی، از دیدگاه زمانی و مکانی پلوتونیسم و کوهزایی به‌هم وابسته هستند و سنگ‌های گرانیتی نقش مهم و کلیدی در فهم تاریخچة تکامل زمین‏‌ساختی پهنه‌های کوهزایی دارند (Blanquat et al., 2011). تا کنون در ایران 7 دوره مهم گرانیت‌زایی شناسایی شده‌اند که بیشتر آنها با باز و بسته‏‌شدن اقیانوس تتیس در ایران همزمان هستند. این دوره‌ها به زمان‌های نئوپروتوزوییک، کامبرین آغازی، کربونیفر پایانی–پرمین، تریاس میانی–پسین، ژوراسیک میانی، کرتاسة پسین مربوط هستند و گسترده‌ترین آن به زمان ترشیری مربوط است (Ghalamghash and Haghnazar, 2014). در ایران مرکزی نیز چندین تودة گرانیتوییدی رخنمون دارند که از دیدگاه سنگ‏‌نگاری، ترکیب زمین‏شیمیایی، خاستگاه، جایگاه زمین‏‌ساختی و سن با یکدیگر متفاوت هستند. توده‌های گرانیتوییدی در کوه سرهنگی در بلوک لوت بخشی از حاشیة شمالی گندوانا و مربوط به ماگماتیسم کادومین به‌شمار می‌روند (Rossetti et al., 2015). در بلوک پشت‌بادام، توده‌های گرانیتوییدی شامل آریز، پولو و زریگان (دوزخ‌دره و سفیدآبه) به سن (547 تا 525 میلیون سال پیش)، توده‌های گرانیتی- تونالیتی چمگو، انارگ و اسماعیل‌آباد به سن تریاس پسین (نزدیک به 220 تا 213 میلیون سال پیش) (Ramezani and Tucker, 2003)، گرانیت خشومی و دیوریت دره‌انجیر به سن ائوسن (47 تا 44 میلیون سال پیش) (Verdel et al., 2011; Kargaranbafghi et al., 2012) در باختر ناحیة ساغند رخنمون دارند (شکل 1- A). در بلوک یزد توده‌های گرانیتوییدی شیرکوه مربوط به مزوزوییک (Hassanzadeh et al., 2008) و گرانیت آیرکان به رویدادهای پالئوزوییک مربوط هستند (Shirdashtzadeh et al., 2018). تودة گرانیتوییدی زرین در باختر ناحیة ساغند در بلوک یزد رخنمون دارد. در نقشة زمین‌شناسی 1:250000 اردکان (Haghipour et al., 1977) هم‌ارز با گرانیت خشومی به سن ژوراسیک بالایی (پس از پالئوزوییک و پیش از کرتاسه) شناخته شده ‌است. Yousefi و Hoseini (2008) نیز سن تخمینی تودة زرین را پس از ژوراسیک و پیش از پلیوسن برآورد کرده‌اند. اگرچه بررسی‌های پیشین روی تودة آذرین درونی زرین آن را از انواع گرانیت نوع S‌، آلکالن، پرآلومین و جای‌گیری آن را همزمان تا پس از کوهزایی و از نوع درون ورقه‌ای دانسته‌اند (Omrani, 1992; Shakerardekani, 2003)؛ اما در این پژوهش با انجام بررسی‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری، تجزیه‌های زمین‏شیمیایی دقیق‌تر و همچنین، سن‏‌سنجی، گرانیت زرین در گروه قدیمی‌ترین توده‌های آذرین درونی در بلوک یزد شناخته می‌شود و تلاش می‌شود افزون‌بر تفسیر ویژگی‌های زمین‏شیمیایی و تعیین خاستگاه گرانیت زرین که بخشی از پلوتونیسم پرکامبرین در ایران مرکزی به‌شمار می‌رود، به بررسی جایگاه تکتونوماگمایی آن در ارتباط با فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر ابرقارة گندوانا پرداخته شود.

 

جایگاه زمین‌شناسی

ایران مرکزی شامل سنگ‌های دگرگونی، آذرین درونی و بیرونی و ‌رسوبی از پرکامبرین تا عهد حاضر است و با مرزهای گسلی به سه بلوک لوت، طبس و یزد از خاور به باختر پهنه‌بندی می‌شود (Alavi, 1991). بلوک یزد در باختر ایران مرکزی پی‌سنگی از سنگ‌های دگرگونی و آذرین نئوپروتروزوییک دارد. از آنجایی‌که به‌ویژه در مرکز ایران سنگ‌های آذرین و دگرگونی به سن 500 تا 600 میلیون سال پیش هستند، به باور پژوهشگران، ایران در زمان پر‌کامبرین بخشی ازحاشیة فعال قاره‌ای در حاشیة شمالی ابرقارة گندوانا بوده است و به‌دنبال فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر ابرقارة گندوانا پی‌سنگ ایران سخت‏ شده است (Berberian and King, 1981; Ramezani and Tucker, 2003; Hassanzadeh et al., 2008; Balaghi Einalou et al., 2014; Rossetti et al., 2015). در زمان پالئوزوییک ایران مرکزی بخشی از حاشیة غیرفعال پالئوتتیس بوده و بر آن حالت سکویی حکمفرما بوده است (Stöcklin, 1968; Bagheri and Stampfli, 2008)؛ اما در دوران مزوزوییک و سنوزوییک متأثر از فرایندهای باز و بسته‏‌شدن تتیس منطقه فعالی بوده‌ است؛ به‌گونه‌ای‌که افزون‏‌بر چندین دگرشیبی کاملاً مشخص، فعالیت ماگمایی به‌صورت آتشفشانی و توده‌های آذرین درونی نیز در آن دیده می‌شود (Aghanabati, 2004). همزمان با بسته‏‌شدن پالئوتتیس در طول پرمین تا تریاس پیشین، اقیانوس نئوتتیس میان بلوک‌های ایران مرکزی و عربی باز شده (Sengör, 1979; Muttoni et al., 2009; Shakerardakani et al., 2015) و از ژوراسیک تا پس از کرتاسة میانی ورقه‌های عربی و اوراسیا همگرا شده و نئوتتیس آغاز به بسته‏‌شدن و فرورانش در امتداد پهنة سنندج- سیرجان کرده است. دربارة زمان پایان فرورانش و برخورد ورقه عربی- اوراسیا هنوز اختلاف دیدگاه وجود دارد. برخی پژوهشگران زمان کرتاسة پسین (Berberian and King, 1981)، برخی دیگر نیز زمان ائوسن پایانی- الیگوسن (Agard et al., 2005; Ballato et al., 2010) و میوسن (Verdel et al., 2011) را زمان پایان فرورانش و برخورد ورقه‌های عربی-اوراسیا را می‌دانند.

 

مشاهدات صحرایی

تودة آذرین درونی زرین با مساحت نزدیک به 100 کیلومتر مربع در 80 کیلومتری شمال‌خاوری اردکان، در مسیر جادة اردکان – حاجی‌آباد جای دارد. این توده در بخش مرکزی محدودة ورقة 1:250000 اردکان و بخش جنوب‌باختری ورقة 1:100000 زرین جای دارد (شکل 1- B).

 

 

 

شکل 1- A) نقشة زمین‌شناسی پراکندگی واحدهای آذرین درونی در بخشی از بلوک یزد و پشت‌بادام برگرفته از نقشة زمین‌شناسی 1:1000000 ایران (Sahandi and Soheili, 2014) (پهنه‌بندی سنگ‌های گرانیتوییدی برپایة داده‌های Ramezani و Tucker (2003) است)؛ B) تودة آذرین درونی زرین و پراکندگی واحدهای سنگی با تغییرات برگرفته از نقشة زمین‌شناسی 1:100000 زرین (Yousefi and Hoseini, 2008) (محل نمونه‌هایی که سن‌سنجی شده‌اند با نماد ستاره نشان داده شده‌اند. حرف G در نقشه مخفف گرانیتویید است).

 

 

 

 

در باختر تودة آذرین درونی زرین واحدهای سنگی پر‌کامبرین- کامبرین شامل توف دگرسان، ماسه‌سنگ با میان‌لایه‌های دولومیت (هم‌ارز سازند تاشک)، توف‌ریولیتی با میان‌لایه‌هایی از دولومیت (سری ریزو)، دولومیت، شیل و ژیپس (هم‌ارز سری دزو) و سازند پادها شامل ماسه‌سنگ کوارتزیتی سفید با میان‌لایه‌هایی از دولومیت نخودی‌رنگ رخنمون دارند (شکل 2- A). این واحدهای قدیمی روی واحد جوان‌تر مزوزوییک شامل شیل و ماسه‌سنگ با میان‌لایه‌های زغال‌دار تریاس و ژوراسیک (سازند شمشک) رورانده شده‌اند. مرز میان گرانیتویید زرین با واحدهای مزوزوییک گسله است (شکل 2- B) و نشانه‌ای از دگرگونی همبری دیده نمی‌شود. همچنین، دایک‌های متاگابرویی با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری رخنمون دارند که تودة زرین و سنگ‌های پیرامون را قطع‌ کرده‌اند. در شمال تودة آذرین درونی زرین رسوبات آواری و کنگلومرای ائوسن متشکل از شیل و ماسه‌سنگ رخنمون دارند. در خاور و شمال تودة آذرین درونی زرین نیز کنگلومرای پلیوسن متشکل از قطعات گرانیت زرین، دایک‌، شیل، ماسه‌سنگ و دولومیت دیده می‌شود. ‌با توجه به رفتار نیروهای برشی (Mohajjel et al., 2007)، در بخش شمالی، شمال باختری و باختر تودة آذرین درونی زرین سنگ‌های میلونیتی و پروتومیلونیتی در صحرا دیده می‌شوند (شکل 2- C). همچنین، انکلاوهای میکروگرانولار با ترکیب گرانودیوریتی به شکل گِرد، بیضی و کشیده به اندازة 30 تا نزدیک به 100 سانتیمتر، به‌ویژه در باختر و جنوب‌باختری تودة زرین، یافت می‌شوند (شکل 2- D).

 

 

 

شکل 2- A) تصویر صحرایی از تودة آذرین درونی زرین (Gr) که با دایک (f) قطع شده است و ارتباط آنها با واحدهای پرکامبرین-کامبرین (شامل شیل، ماسه‌سنگ و دولومیت) که در باختر تودة زرین دیده می‌شوند؛ B) مرز واضح میان گرانیت و واحد مزوزوییک؛ C) میلونیتی‏‌شدن در بخش‌هایی از توده؛ D) انکلاو درون تودة زرین (نام اختصاری: Gr: گرانیت؛ d دایک)

 

 

 

روش انجام پژوهش

در انجام این پژوهش، از واحدهای سنگی تودة آذرین درونی زرین و سنگ‌های دربرگیرنده در مجموع 110 نمونة سنگی برداشت شد که از میان آنها 96 نمونه برای تهیه مقطع نازک برگزیده و بررسی میکروسکوپی شدند.

با توجه به بررسی‌های سنگ‏‌نگاری 19 نمونه از سنگ‌های گرانیتی و انکلاو برای سنجش فراوانی عنصرهای اصلی و کمیاب انتخاب و با دستگاه XRF و ICP-MS در دانشگاه فرارا (کشور ایتالیا) تجزیة شیمیایی شدند. سنجش عنصرهای اصلی به روش فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) و با دستگاه طیف‌سنج پرتوی ایکس ARLAdvant-XP و روی قرص‌های تهیه شده از پودر سنگ انجام شد. فراوانی عنصرهای Rb، Sr، Y، Nb، Hf، Ta، Th و U و عنصرهای خاکی کمیاب نیز با دستگاه ICP-MS (دستگاه طیف‌سنج جرمی Thermo Series X-I spectrometer) اندازه‌گیری شد. اطلاعات به‌دست‌آمده از تجزیه‌های یادشده با نرم‌افزارهای GCDkit و Excel پردازش شدند.

همچنین، زیرکن‌های 3 نمونه از تودة گرانیتوییدی زرین برای سن‌سنجی به روش U-Pb SHRIMP به دانشگاه سائوپائولو در برزیل فرستاده شدند. تجزیة U-Pb زیرکن با SHRIMP-IIe در آزمایشگاه ژئوکرونولوژی (GeoLab-SHRIMP) دانشگاه سائوپائولو و برپایة روش پیشنهادیِ Williams (1998) انجام شد. اندازة قطر پرتوی به‌کاررفته برای نقاط تجزیه‌شده 30 میکرومتر بوده است. سرب برپایة 204Pb اندازه‌گیری و تصحیح شده است. خطای رایج در تعیین نسبت 206Pb/238U از 2 درصد کمتر است. فراوانی اورانیم و نسبت‌های U/Pb با مواد مرجع TEMORA-2 کالیبره شده‌اند. خطای انحراف 1σ و سن‌های به‌دست‌آمده با سطح اطمینان 95 درصد هستند. نام اختصاری کانی‌ها در تصویرهای میکروسکوپی از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده‌ است.

 

سنگ‏‌نگاری

برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری تودة آذرین درونی زرین شامل گرانیت (مونزوگرانیت، سینوگرانیت) و گرانودیوریت است. سنگ‌های گرانیتی (مونزوگرانیت و سینوگرانیت) بافت گرانولار، پورفیری و همچنین، بافت‌های فرعی گرانوفیری و پرتیتی نشان می‌دهند (شکل 3). کوارتز (40-30 درصدحجمی) در اندازه‌های مختلف (1/0 تا 2 میلیمتر) به‏‌صورت فنوکریست با خاموشی موجی و گاه شطرنجی دیده می‌شود (شکل 3- A). همچنین، کوارتزها به‏‌صورت خرده دانه با مرز دانه‌ای مضرسی نیز یافت می‌شوند. آلکالی‌فلدسپار‌ها (50-25 درصدحجمی؛ 2/0 تا 3 میلیمتر) شامل ارتوز و میکروکلین هستند و ماکل‌های کارلسباد و تارتن دارند. همچنین، آلکالی‌فلدسپار‌ها ویژگی‌های هم‌رشدی مانند پرتیت شعله‌ای و لکه‌ای نشان‌ می‌دهند و گاه به کانی‌های رسی دگرسان شده‌اند (شکل‌های 3- A، 3- B و 3- C). پلاژیوکلازها (40-20 درصدحجمی) به‏‌صورت فنوکریست و بیشتر با ترکیب الیگوکلاز هستند و ماکل پلی‌سینتتیک، ماکل دگرریختی و همچنین، به‏‌صورت خمیده دارند (شکل‌های 3- A تا 3- E).

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از بافت‌هایِ سنگ‌های گرانیتی تودة زرین. A) خاموشی شطرنجی در کوارتز و بافت پرتیتی در آلکالی‌فلدسپار؛ B) ماکل کارلسباد و بافت پرتیتی در آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت و خاموشی موجی در کوارتز؛ C) فابریک میلونیتی؛ D) کلریتی‏‌شدن بیوتیت، هالة پلی‌کروییک در اطراف بلورهای زیرکن و میکروکلین؛ E) بلور شکل‏‌دار آلانیت؛ F) بلور شکل‏‌دار اپیدوت و بیوتیت در سنگ‌های گرانیتی زرین؛ G) پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک و پیدایش پلاژیوکلاز ثانویه آلکالی‌فلدسپار؛ H) بافت شطرنجی آلبیت و خاموشی شطرنجی در کوارتز؛ I) پیدایش پلاژیوکلاز ثانویه در آلکالی‌فلدسپار را در سنگ‌های گرانودیوریتی نشان می‌دهد.

 

 

بیوتیت شکل‌دار (5 تا10 درصدحجمی؛ 1/0 تا 2 میلیمتر) در برخی مقاطع به کلریت و اپیدوت دگرسان شده است و نشانه‌های خمش و جهت‌یابی ترجیحی در آن دیده می‌شوند. هاله‌های پلی‌کروییک در پیرامون زیرکن درون بیوتیت‌ها دیده می‌شوند (شکل‌های 4- D و 4- C). کانی‌های فرعی شامل آپاتیت، اسفن، ایلمنیت، مگنتیت، آلانیت و زیرکن (شکل‌های 4- D و 4- E) و کانی‌های ثانویه شامل کلریت، سریسیت، پیستاسیت و کلینوزوییزیت هستند. سنگ‌های گرانودیوریتی تودة زرین بافت گرانولار دارند. در مجموع کانی‌های آن شامل کوارتز (40-20 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (55-30 درصدحجمی) و آلکالی‌فلدسپار (15-5 درصدحجمی) هستند. در این سنگ‌ها کوارتز به‏‌صورت نیمه‌شکل‌دار با خاموشی موجی و شطرنجی هم درشت‌بلور و هم به‏‌صورت ریزبلور حاصل بازتبلور دینامیکی دیده‌ می‌شود. پلاژیوکلاز به‏‌صورت نیمه‌شکل‌دار با اندازة 2/0تا 4 میلیمتر و معمولاً ماکل دارد. آلکالی‌فلدسپار نیز به‏‌صورت پرتیتی دیده می‌شود. از ویژگی‌های این سنگ‌ها بافت شطرنجی آلبیت و پیدایش پلاژیوکلازهای ثانویه است (شکل‌های 4- G تا 4- I). بیوتیت شکل‌دار است و گاه به کلریت دگرسان شده‌ است. کانی‌های فرعی زیرکن، آپاتیت، اسفن، اکسید آهن و کانی‌های ثانویه شامل مسکوویت، اپیدوت، سریسیت و کلریت هستند. بیشتر انکلاوها بافت میکروگرانولار و پورفیری دارند و مرز مشخصی با سنگ میزیان خود نشان می‌دهند. کوارتز در این سنگ‌ها به‏‌صورت نیمه‌شکل‌دار خاموشی مستقیم و موجی دارد. تیغه‌های پلاژیوکلاز به اندازة 1/0 تا 2/0 میلیمتر هستند و در برخی مقاطع، بلور پلاژیوکلاز ماکل دگرریختی دارد. فنوکریست بیوتیت نیمه‌شکل‌دار و به کلریت دگرسان شده ‌است. تیتانیت هم در زمینه دیده‌ می‌شود. در سنگ‌های میزبان و انکلاوها نشانه‌های دگرسانی فلدسپار و همچنین، بیوتیت به کلریت و اپیدوت دیده می‌شوند (شکل 4).

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL). A) ترکیب کانیایی و بافت در انکلاو و سنگ‌ میزبان تودة آذرین درونی زرین؛ B) بافت پورفیری و ماکل دگرریختی در پلاژیوکلاز در انکلاو را نشان می‌دهد.

 

 

سن‌سنجی زیرکن SHRIMP U-Pb

برای سن‌سنجی تودة آذرین درونی زرین، زیرکن سه نمونه از تودة گرانیتی زرین (نمونه‌های Z2F، Z11A و Z42F) به روش U-Pb SHRIMP برگزیده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 با پسوند (SE) آورده شده‌اند. در بررسی‌های سنگ‏‌نگاری زیرکن در نمونه‌های بررسی‌شده هم به‏‌صورت بلورهای منفرد منشوری و هم به‏‌صورت بلورهای ریز با هاله پلی‌کروییک در بیوتیت دیده می‌شود. در تصویرهای کاتدولومینسانس زیرکن‌هایِ نمونه Z2SE شکل‏‌دار، منشوری و به رنگ قهوه‌ای کم‌رنگ و طول آنها µm240-73 هستند. همچنین، زیرکن‌ها منطقه‌‌بندی دارند که می‌تواند نشان‌دهندة ماگمایی بودن آنها ‌باشد (Corfu et al., 2003; Belousova et al., 2002). همچنین، مقدار نسبتTh/U در آنها 5/0-3/0 نیز نشان‏‌دهندة ماگمایی‌بودن زیرکن‌های بررسی‌شده است (Wu and Zheng, 2004). از مجموع 14 زیرکن 14 نقطه تجزیه شدند که از حاشیه تا مرکز زیرکن‌ها را در بر می‌گیرد. در نمودار کنکوردیا سن 4/3 ± 4/567 میلیون سال پیش (0/0MSWD=). برای نمونة Z2SE به‏‌دست آمده است. همچنین، در میان آنها یک زیرکن زنوکریست به سن 17±1809 میلیون سال پیش وجود دارد. زیرکن‌ها در نمونة Z11SE شکل‏‌دار، منشوری به رنگ قهوه‌ای روشن و طول آنها µm 270-118 است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده U-Pb SHRIMP زیرکن سه نمونه از گرانیتویید زرین

Spot Name

U (ppm)

Th (ppm)

232Th/238U

% err

Total 206Pb/238U

% err

Total 208Pb/232U

% err

204corr 206Pb/238U Age

1s

204corr 207Pb/206Pb Age

1s

204corr 208Pb/232Th Age

1s

Discordant%

Z2SE-1.1

2065

832

0.416

0.53

0.0947

0.79

0.0294

1.1

583

4

578

9

578

7

-1

Z2SE-2.1

1260

470

0.385

0.42

0.0925

0.81

0.0283

1.3

570

4

578

17

553

7

2

Z2SE-3.1

497

166

0.346

0.5

0.0927

0.86

0.0306

1.7

569

5

579

28

571

13

2

Z2SE-4.1

1024

447

0.451

0.46

0.0973

1.03

0.0307

4.6

597

6

578

31

585

27

-3

Z2SE-5.1

1008

307

0.315

0.21

0.0909

0.82

0.0287

1.4

560

4

562

17

554

9

0

Z2SE-6.1

150

39

0.269

0.5

0.3241

1.05

0.1029

2

1808

17

1884

16

1936

42

5

Z2SE-7.1

621

253

0.421

0.39

0.0683

0.84

0.0216

1.7

426

3

558

20

428

7

25

Z2SE-8.1

69

39

0.577

0.55

0.0871

1.29

0.0348

3.3

523

7

573

225

503

48

9

Z2SE-9.1

617

220

0.369

0.24

0.0896

1.04

0.0279

1.7

552

6

556

27

542

10

1

Z2SE-10.1

120

39

0.332

0.51

0.0889

1.09

0.0365

6.8

539

6

565

158

519

54

5

Z2SE-11.1

1828

369

0.208

0.64

0.0922

0.8

0.0285

1.4

568

4

559

11

550

9

-2

Z2SE-12.1

1216

380

0.323

0.19

0.0918

0.81

0.0277

1.3

565

4

571

14

537

8

1

Z2SE-13.1

2422

1144

0.488

0.14

0.0962

0.79

0.0289

1

592

4

572

7

572

6

-4

Z2SE-14.1

1687

545

0.334

0.45

0.0929

0.8

0.0279

1.2

573

4

569

9

554

7

-1

Z11-1.1

806

312

0.4

0.21

0.0894

0.83

0.0281

1.4

550

4

565

37

534

9

3

Z11-2.1

498

191

0.397

0.25

0.0888

0.86

0.0296

3.4

546

5

589

44

536

21

8

Z11-3.1

981

225

0.237

0.81

0.0895

0.82

0.0289

1.7

551

4

561

18

538

12

2

Z11-4.1

179

52

0.302

0.44

0.0912

0.99

0.0381

4

554

5

567

104

572

41

2

Z11-5.1

440

216

0.508

0.45

0.0019

4.22

0.0028

8.6

9

0.7

1080

1608

14.5

8

99

Z11-6.1

636

262

0.425

0.4

0.0884

0.84

0.0282

2.3

544

4

545

30

523

14

0

Z11-7.1

769

270

0.363

0.41

0.0902

0.83

0.0284

1.5

555

4

542

23

535

10

-2

Z11-8.1

1335

403

0.312

0.19

0.0913

0.88

0.0283

1.3

563

5

568

20

546

8

1

Z11-9.1

1278

450

0.363

0.18

0.095

0.8

0.0296

1.2

584

4

571

24

571

7

-2

Z11-10.1

732

194

0.274

0.24

0.0886

0.83

0.0293

2.2

545

4

564

30

536

15

3

Z11-11.1

3383

701

0.214

2.35

0.0803

0.9

0.0441

4.4

493

4

572

74

725

38

14

Z11-12.1

529

47

0.093

1.5

0.1095

2.29

0.2555

15.6

615

16

638

658

856

723

4

Z11-13.1

1575

369

0.242

1.06

0.0912

1.35

0.0327

2.1

561

7

550

21

606

15

-2

Z11-14.1

2158

776

0.371

0.16

0.0919

0.79

0.0279

1.1

566

4

562

9

550

6

-1

Z42-1.1

683

305

0.462

0.52

0.1579

0.84

0.0508

1.3

942

7

967

16

955

14

3

Z42-2.1

923

219

0.245

0.24

0.002

0.83

0.0028

8.6

11.5

0.3

507

990

17.2

9

98

Z42-3.1

2227

614

0.285

2.03

0.107

1.33

0.0455

3.2

644

8

645

58

619

27

0

Z42-4.1

777

335

0.445

0.21

0.0894

0.83

0.0282

1.4

550

4

542

27

531

9

-1

Z42-5.1

482

196

0.42

0.67

0.0928

0.86

0.0316

2.7

568

5

574

61

565

19

1

Z42-6.1

6132

5040

0.849

7.55

0.1612

5.76

0.1053

13.3

742

46

753

1167

169

183

2

Z42-7.1

601

188

0.323

0.7

0.0911

0.85

0.0291

1.7

560

5

573

27

534

13

2

Z42-8.1

874

462

0.545

0.3

0.0889

0.82

0.0268

1.3

547

4

576

21

513

8

5

Z42-9.1

1021

247

0.25

0.23

0.092

0.82

0.0299

1.4

566

4

569

16

568

10

0

Z42-10.1

1852

487

0.272

0.45

0.0885

0.86

0.0279

1.3

546

5

562

13

537

8

3

Z42-11.1

1288

166

0.133

0.26

0.0916

0.81

0.0322

1.7

564

4

561

17

576

16

-1

Z42-12.1

373

192

0.533

0.26

0.0896

0.89

0.0285

2.8

551

5

559

38

535

17

1

Z42-13.1

909

80

0.091

1.1

0.0889

0.84

0.035

5.6

547

4

562

37

546

41

3

Z42-14.1

960

276

0.297

0.21

0.0912

0.82

0.0296

2.2

561

4

555

43

549

14

-1

 

 

در تصویر کاتدولومینسانس زیرکن‌های نمونة یادشده منطقه‌بندی دارند و مقدار نسبت Th/U آنها 5/0-2/0 نشان‏‌دهندة ماگمایی‌بودن زیرکن‌هاست. در نمودار کنکوردیا از مجموع 14 نقطه در 14 زیرکن تجزیه‌شده سن 5/3±2/557 میلیون سال پیش (16/0MSWD=) به‏‌دست آمده است. زیرکن در نمونة Z42SE نیز منطقه‌‌بندی دارد، مقدار Th/U در آنها برابربا 8/0-2/0 و از نوع ماگمایی است. زیرکن‌ها شکل‏‌دار، منشوری و طول آنها µm 367-45/60 است. در این نمونه نیز در مجموع 14 نقطه از 14 زیرکن تجزیه شدند و سن به‏‌دست‌آمده در نمودار کنکوردیا برابربا 4/3±1/530 میلیون سال پیش (058/0MSWD=) است (شکل‌های 5 و 6). همچنین، برای دو زنوکریست زیرکن نیز سن‌های 6±749 تا 7±942 میلیون سال پیش به‏‌دست آمد. بنابراین سن به‏‌دست‌آمده برای تودة آذرین درونی زرین با سن توده‌های آذرین درونی نئوپروتروزوییک پسین- کامبرین پیشین در مرکز و شمال ایران همخوانی دارد. وجود زیرکن‌های زنوکریست نیز به مشارکت مؤلفه‌های پوستة قدیمی مزوپروتروزوییک پنهان در ایران زمین اشاره دارد.

 

 

 

شکل 5- تصویرهای کاتدولومینسانس زیرکن‌های تجزیه‌شده و سن 206Pb/238U سه نمونه از تودة گرانیتوییدی زرین را نشان می‌دهند.

 

 

شکل 6- نمودارهای کنکوردیا زیرکن‌های تودة گرانیتوییدی زرین (در تصویرهای کاندولومینسانس نقاط تجزیه‌شده با دایره و شماره در شکل 5 نشان داده شده‌اند).

 

 

 

 

زمین‏شیمی

داده‌های زمین‏شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب تودة آذرین درونی زرین و انکلاو در جدول 2 آورده شده‌اند. در نمودار رده‌بندی زمین‏شیمیایی پیشنهادیِ De la Roche و همکاران (1980)، نمونه‌ها در محدودة گرانیت جای ‌گرفته‌اند (شکل 7- A). همچنین، در نمودار سه‌تایی Ab-An-Or، ترکیب نورماتیو نمونه‌ها محدودة گرانیت و ترونجمیت را نشان می‌دهد (شکل 7- B)، بررسی‌های سنگ‌نگاری نشان می‌دهند در نمودار یادشده نمونه‌هایی که بافت شطرنجی آلبیت[1] در فلدسپار دارند در محدودة ترونجمیت جای می‌گیرند. بافت شطرنجی آلبیت پیامد فرایندی است که در آن سیال سدیک پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار را با آلبیت جایگزین کرده است. این بافت در سنگ‌های گرانیتی بسیار دیده می‌شود (Slaby, 1992; Boulvais et al., 2007; Kaur et al., 2015).

 

 

جدول 2-‌ داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی تودة آذرین درونی و انکلاو در منطقة زرین به روش‌های ICP-MS و XRF.

Sample No.

Z63F

Z62F

Z49A

Z19F

Z11A

Z21F

Z73F

Z70F

Z84F

Z2F

 Rock Type

Granite

Granit

Granite

Granite

Granit

Granite

Granit

Granit

Granite

Granit

SiO2

57.17

68.26

66.88

70.93

71.29

72.20

73.54

74.43

74.92

75.21

TiO2

0.07

0.49

0.44

0.32

0.18

0.33

0.14

0.12

0.15

0.13

Al2O3

17.53

14.35

14.34

13.66

13.66

13.80

13.62

13.45

13.06

12.88

Fe2O3

4.33

3.13

4.50

1.91

2.14

1.91

1.80

1.74

1.85

1.63

MnO

0.04

0.02

0.05

-

0.02

0.01

0.02

0.02

0.01

0.02

MgO

6.45

1.61

0.95

3.74

0.34

1.16

0.33

0.18

0.81

0.26

CaO

1.87

2.40

1.94

0.67

1.14

1.37

0.82

0.55

0.53

0.66

Na2O

8.27

4.17

3.20

7.04

3.62

7.63

3.92

4.04

6.74

4.29

K2O

0.19

3.60

6.12

0.46

6.50

0.92

5.32

5.08

1.31

4.26

P2O5

0.02

0.20

0.19

0.15

0.05

0.17

0.05

0.05

0.04

0.03

LOI

4.05

1.77

1.14

1.12

0.92

0.52

0.44

0.34

0.56

0.64

Total

99.99

100.00

99.73

100.00

99.87

100.02

100.00

100.00

99.98

100.01

Ba

0

680

763.9

54.3

348.2

148.4

342.8

323.8

79.3

229.5

Co

9.7

3.9

2.3

1.3

1

0

0.1

-

-

0.6

Cr

43.2

76.7

77.8

93

64.1

108.6

68

80.5

79.3

94.2

Cu

5.6

11.9

6

4.6

12.3

4.8

11.7

4.6

3.1

6.9

Ga

28

16.8

16.8

15.9

15.9

16.1

15.8

16.2

17.1

14.5

Ni

-

7.6

9.7

-

1.8

-

5.5

5.7

-

2.5

Pb

6.8

16.1

19

11.1

14.4

12.3

14

25.8

15.5

17

Sc

6.9

9.8

8.9

7.3

5.7

7.6

5.8

6.5

6.6

5.8

V

15.8

45.3

24.3

19.3

8.7

22.5

9.4

9.6

8.1

7.4

Zn

14.7

15.3

14.5

-

3.4

2.3

9.1

10.8

13.3

11.4

Rb

9.23

140.85

147.48

11.3

127.06

38.5

260.96

188.62

111.5

152.66

Sr

33.16

249.01

166.5

65.97

65.34

122.11

75.69

51.27

62.92

48.31

Y

199.66

59.81

54.72

17.8

35.75

23.88

44.39

43.41

32.27

30.47

Zr

35.87

214.7

270

103.1

130

109.8

116.6

103.2

72.8

97.2

Nb

81.43

21.99

27.8

9.52

19.71

12.64

24.58

29.6

24.96

19.65

La

18.49

85.09

71.5

25.69

55.62

42.42

39.21

38.79

48.58

51.12

Ce

48.51

153.52

132.13

51.25

99.62

77.47

87.99

80.66

99.21

87.57

 

جدول 2-‌ ادامه.

Sample No.

Z63F

Z62F

Z49A

Z19F

Z11A

Z21F

Z73F

Z70F

Z84F

Z2F

 Rock Type

Granite

Granit

Granite

Granite

Granit

Granite

Granit

Granit

Granite

Granit

Pr

7.18

16.53

13.93

5.55

10.14

8.2

8.59

7.03

9.18

9.05

Nd

39.62

59.9

50.85

20.42

36.29

29.8

31.35

25.43

32.88

32.25

Sm

19.2

11.19

9.78

4.1

7.2

5.54

6.83

5.61

6.85

6.67

Eu

1.48

1.92

1.76

0.41

0.68

0.92

0.61

0.43

0.36

0.57

Gd

22.82

11.36

10.03

4.14

7.62

5.72

7.07

6.12

6.64

6.77

Tb

5.55

1.82

1.67

0.68

1.25

0.89

1.31

1.16

1.06

1.07

Dy

34.54

9.89

9.24

3.59

6.63

4.56

7.64

6.83

5.52

5.47

Ho

7.77

2.1

1.98

0.73

1.37

0.94

1.67

1.52

1.16

1.15

Er

21.79

5.76

5.5

1.9

3.67

2.57

4.84

4.4

3.25

3.16

Tm

3.9

0.97

0.96

0.31

0.62

0.43

0.88

0.81

0.57

0.54

Yb

23.41

5.68

5.62

1.74

3.55

2.52

5.25

4.83

3.41

3.18

Lu

3.71

0.82

0.81

0.25

0.51

0.36

0.76

0.71

0.5

0.46

Hf

2.53

0.5

0.83

0.91

1.05

0.66

0.93

0.91

1.35

1.18

Ta

7.73

1.08

1.34

0.55

0.96

0.68

1.25

1.65

1.5

1.04

Th

77.92

37.11

26.95

18.19

33.22

21.53

61.66

30.27

34.83

38.18

U

25.26

3.92

5.16

2.46

4.46

2.93

10.93

6.86

4.85

6.02

Na2O+K2O

8.46

7.77

9.31

7.5

10.12

8.55

9.24

9.12

8.05

8.55

K2O/Na2O

0.02

0.86

1.91

0.07

1.8

0.12

1.36

1.26

0.19

0.99

Nb/Ta

10.54

20.41

20.68

17.45

20.59

18.46

19.66

17.91

16.68

18.87

Nb/La

4.40

0.26

0.39

0.37

0.35

0.3

0.63

0.76

0.51

0.38

La/Sm

0.96

7.6

7.31

6.27

7.72

7.66

5.74

6.91

7.1

7.66

Y/Nb

2.45

2.72

1.97

1.87

1.81

1.89

1.81

1.47

1.29

1.55

Rb/Sr

0.28

0.57

0.89

0.17

1.94

0.32

3.45

3.68

1.77

3.16

Zr/Hf

14.18

16.52

19.24

21.73

21.07

22.79

22.35

20.2

21.95

21.72

Eu/Eu*

0.22

0.52

0.54

0.31

0.28

0.5

0.27

0.22

0.17

0.26

(La/Yb)N

0.54

10.18

8.65

10.03

10.63

11.44

5.07

5.45

9.69

10.93

 

جدول 2-‌ ادامه

Sample No.

Z42F

Z1A

Z25A

Z23A

Z9F

Z88F

Z39A

Z55F

Z43F

Z22A

 Rock Type

Granit

Granite

Granit

Granite

Granite

Granit

Granite

Granite

Granite

Enclave

SiO2

75.38

75.43

75.9

76.00

76.03

76.05

76.15

76.47

76.83

68.37

TiO2

0.09

0.14

0.2

0.25

0.09

0.08

0.15

0.02

0.03

0.58

Al2O3

12.98

14.22

13.49

13.24

12.85

12.65

13.22

12.75

12.53

14.94

Fe2O3

1.46

1.16

1.23

1.31

0.70

1.49

1.09

0.69

0.89

3.15

MnO

0.03

0.01

0.01

0.01

-

-

0.01

-

0.01

0.03

MgO

0.17

0.87

0.8

0.82

0.51

1.11

0.85

0.09

0.16

1.23

CaO

0.74

0.51

0.76

0.51

0.44

0.33

0.65

0.69

0.64

2.92

Na2O

3.79

6.51

6.2

6.76

8.71

5.39

6.52

8.37

7.05

6.42

K2O

4.97

0.34

0.83

0.4

0.12

1.98

0.49

0.44

1.44

1.36

P2O5

0.04

0.06

0.06

0.05

0.04

0.03

0.04

0.01

0.02

0.22

LOI

0.35

0.66

0.43

0.57

0.51

0.88

0.75

0.47

0.41

0.58

Total

100

99.92

99.9

99.93

100

99.99

99.93

100

100.01

99.81

Ba

298.5

10.9

106.2

39

10.2

99.9

26.8

16

12

164.6

Co

0.1

-

0.8

-

-

-

0.1

-

-

0.6

 

جدول 2-‌ ادامه.

Sample No.

Z63F

Z62F

Z49A

Z19F

Z11A

Z21F

Z73F

Z70F

Z84F

Z2F

 Rock Type

Granite

Granit

Granite

Granite

Granit

Granite

Granit

Granit

Granite

Granit

Cr

78.5

147.5

108.7

78.7

94.3

99.9

106.5

88.1

123.5

84.2

Cu

8.2

2.8

5.3

5.7

3

4.2

7.1

5

3.5

6.7

Ga

13.4

14.7

13.8

13.9

17.2

15.1

14.5

22.5

15.7

19.3

Ni

5.5

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Pb

44.3

8.7

13.4

4.6

7.2

7.4

7.8

18.9

18.2

14

Sc

5.2

6.5

6.8

5.6

5.6

6.8

6.2

12.1

4.9

7.9

V

7

7

12.2

11.9

3.8

5.3

8

4.9

3.2

35.1

Zn

9

-

0.3

0.1

-

-

-

-

0.2

8.3

Rb

169.6

8.63

10.67

8.92

4.21

81.25

7.97

70.82

79.54

46.01

Sr

15.27

37.02

91.88

69.94

52.75

34.1

30.18

30.21

36.81

177.56

Y

14.9

17.28

12.93

20.4

15.85

50.62

9.77

103.37

37.65

25.34

Zr

80.4

110

160

210

48.1

83.9

140

47.7

47.3

410

Nb

12.9

13.36

14.31

12.4

10.73

26.74

18.49

40.86

16.39

31.19

La

11.51

17.52

39.58

81.97

40.49

8.25

14.3

5.4

22.04

40.5

Ce

25

36.61

70.28

131.19

73.18

19.68

27.03

13.35

49.2

76.92

Pr

2.76

3.76

7.43

12.12

7.61

2.47

2.92

2.01

5.27

8

Nd

10.24

14.04

26.64

38.52

27.02

10.89

10.66

10.57

18.87

29.61

Sm

2.41

3.24

4.74

5.99

5.5

4.4

2.54

6.42

4.79

5.57

Eu

0.18

0.25

0.58

0.65

0.37

0.34

0.23

0.19

0.18

0.94

Gd

2.38

3.34

4.68

6.66

4.97

5.69

2.48

7.67

4.72

5.87

Tb

0.46

0.62

0.63

0.83

0.69

1.46

0.46

2.22

1.02

0.93

Dy

2.76

3.5

2.89

3.88

3.16

9.52

2.57

14.97

6.25

4.98

Ho

0.62

0.75

0.56

0.79

0.62

2.09

0.53

3.35

1.39

1.08

Er

1.85

2.09

1.46

2.27

1.7

5.84

1.46

10.04

4.15

3.03

Tm

0.35

0.37

0.22

0.38

0.28

1.04

0.27

2.13

0.81

0.53

Yb

2.12

2.14

1.25

2.3

1.66

6.06

1.61

14.03

5.09

3.18

Lu

0.32

0.31

0.17

0.34

0.25

0.85

0.23

2.06

0.77

0.47

Hf

1.65

1.07

0.44

1.52

0.79

1.17

1.97

4.26

2.59

0.61

Ta

1.1

0.78

0.54

0.64

0.56

1.41

1.2

9.73

2.21

1.39

Th

7.94

21.26

15.6

44.57

27.26

54.19

19.49

31.06

20.4

16.12

U

2.61

3.63

1.46

4.8

3.52

10

2.62

16.9

4.9

3.74

Na2O+K2O

8.76

6.85

7.03

7.16

8.83

7.37

7.01

8.81

8.49

7.78

K2O/Na2O

1.31

0.05

0.13

0.06

0.01

0.37

0.08

0.05

0.2

0.21

Nb/Ta

11.68

17.03

26.39

19.32

19.29

18.9

15.35

4.2

7.41

22.49

Nb/La

1.12

0.76

0.36

0.15

0.26

3.24

1.29

7.56

0.74

0.77

La/Sm

4.77

5.4

8.35

13.69

7.36

1.88

5.63

0.84

4.6

7.27

Y/Nb

1.16

1.29

0.9

1.65

1.48

1.89

0.53

2.53

2.3

0.81

Rb/Sr

11.11

0.23

0.12

0.13

0.08

2.38

0.26

2.34

2.16

0.26

Zr/Hf

18.92

21.88

23.41

32.5

21.11

19.96

22.25

9.36

16.43

32.77

Eu/Eu*

0.22

0.23

0.37

0.31

0.22

0.21

0.28

0.08

0.12

0.5

(La/Yb)N

3.7

5.57

21.47

24.23

16.53

0.93

6.04

0.26

2.94

8.64

                                         

 

 

شکل 7- ‌نمودارهای رده‌بندی شیمیایی سنگ‌های منطقة زرین. A) نمودار R1-R2 (De la Roche et al., 1980)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O (Irvine and Baragar, 1971) برای تفکیک سنگ‌های آلکالن از ساب‌آلکالن؛ C) نمودار سه‌تایی AFM (Irvine and Baragar, 1971) برای تفکیک نمونه‌های ساب‌آلکالن توله‏‌ایتی از کالک‌آلکالن؛ D) نمودار سه‌تایی Ab-An-Or (Oconnor, 1965).

 

 

در سنگ‌های گرانیتوییدی زرین مقدار SiO2 برابربا 66 – 7/77 درصدوزنی (میانگین: 37/73 درصدوزنی) و مجموع آلکالن Na2O+K2O)) برابربا 11/10–85/6 درصدوزنی (میانگین: 23/8 درصدوزنی) است. نسبت K2O/Na2O برابربا 013/0 –9/1 درصدوزنی (میانگین: 55/0 درصدوزنی) است. این سنگ‌ها از نوع کم پتاسیم تا پتاسیم بالا و کالک‏‌آلکالن هستند (شکل‌های 8- A، 7- 7-‍ B و 7- C). برپایة مقدار پتاسیم این سنگ‌ها به دو گروه پتاسیم بالا تا کم دسته‌بندی می‌شوند (Peccerillo and Taylor, 1976). شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم یا ASI (= A/CNK که برابر است با نسبت مولار [Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)]) برای نمونه‌های زرین برابربا 57/0 تا 08/1 (میانگین: 92/0) است. در نمودار A/CNK دربرابر A/NK، نمونه‌ها متاآلومین و با ویژگی اندکی پرآلومین و پرآلکالن هستند (شکل 8- B). در نمودار Na2O+K2O-CaO دربرابر SiO2 (در این نوشتار نمایش داده نشده است)، نمونه‌ها در محدودة آلکالی‌کلسیک و کالک‏‌آلکالن جای می‌گیرند. همچنین، در نمودار SiO2 دربرابر FeOt/(FeOt+MgO) نمونه‌ها از نوع منیزیمی هستند؛ اما چند نمونه نیز در بخش آهن‌دار (شکل 8- C) جای می‌گیرند.

 

 

 

 

 

 

 

شکل 8- A)‌ نمودار K2O دربرابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار تعیین شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم (Shand, 1969)؛ C)‌ نمودار SiO2 دربرابر FeOt/(FeOt+MgO) (Frost et al., 2001) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7 است)

 

 

 

در نمودارهای دو تایی اکسیدهای عنصرهای اصلی و کمیاب دربرابر مقدار سیلیس (نمودارهای نوع هارکر)، مقدار SiO2 دربرابر اکسیدهای Al2O3، TiO2، Fe2O3، MgO، CaO و P2O5 در نمونه‌های گرانیتی زرین همبستگی منفی نشان می‌دهند که این ویژگی با روند جدایش بلورین همخوانی دارد. مقدار SiO2 دربرابر Na2O و K2O در این نمودارها پراکندگی نشان می‌دهد و در نمونه‌های پتاسیم بالا و کم پتاسیم روندهای جداگانه‌ای دارند که چه‌بسا گویای نقش متاسوماتیسم قلیایی و نیز دگرسانی باشد. این فرایندها تأثیر بسیاری در رفتار عنصرهای متحرک دارند و در بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏شیمیایی نیز از آنها یاد شده ‌است (شکل 9). دربرابر SiO2، مقدار Nb روند افزایشی و عنصرهای V، Ba، Sr، Eu، Zr و Y روند کاهشی نشان می‌دهند.  این ویژگی با روند جدایش بلورین کانی‌های مافیک، پلاژیوکلاز و کانی‌های فرعی همخوانی دارد (Wu et al., 2015) (شکل 10).

 

 

 

 

شکل 9- نمودارهای تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر SiO2 برای نمونه‌های تودة آذرین درونی زرین

 

 

در نمودار بهنجارشده به ترکیب مقادیر کندریت (Boynton, 1984)، الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 11). در نمونه‌های زرین، مقدار نسبت ‌(La/Yb)N برابربا 58/25 –276/0 است و در همة نمونه‌ها تهی‌شدگی از Eu دیده می‌شود. مقدار Eu/Eu* برابربا 08/0 تا 56/0 است که نشان‌دهندة جدایش بلورین فلدسپار هنگام تبلور ماگما و یا بجا‌ماندن آن در خاستگاه هنگام ذوب‏‌بخشی در شرایط احیایی است (Irber, 1999).

 

 

 

 

 

 

شکل 10- نمودار تغییرات عنصرهای فرعی (برپایة ppm) دربرابر SiO2 (برپایة درصدوزنی) برای نمونه‌های تودة آذرین درونی زرین

 

 

شکل 11-‌ A، B) الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‌های گرانیتی و انکلاو تودة زرین بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ C، D) نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های تودة آذرین درونی زرین و انکلاو که نسبت به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شده‌اند.

 

 

 

غنی‌شدگی از LREE نسبت به HREE نیز می‌تواند نشان‌دهندة جدایش بلورین ماگما، درجات ذوب‏‌بخشی کم در خاستگاه و یا آلودگی ماگما با سنگ‌های پوسته بالایی باشد. فراوانی عنصرهای فرعی سنگ‌های تودة آذرین درونی زرین در مقایسه با مقدار آنها در ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی LILE در مقایسه با HFSE است (شکل 11). در این نمودار تهی‌شدگی از عنصرهایی مانند Nb، Ti، Ba، Sr، Zr و P دیده می‌شود. آنومالی منفیِ Nb، Ba، P و Ti و آنومالی مثبتِ Rb، Th، Pb و K از ویژگی‌های مذاب کالک‏‌آلکالن و قابل مقایسه با پهنه‌های وابسته به فرورانش است (Wilson, 1989; Winter, 2001). همچنین، مقدار Nb در سنگ‌های گرانیتی زرین برابربا 5/9 تا 4/81 است که نشان‌دهندة نقش پوستة قاره‌ای در پیدایش آنهاست.

 

رده‌بندی زایشی تودة گرانیتوییدی زرین

سنگ‌های گرانیتوییدی زرین از نوع متاآلومین تا کمی پرآلومین، منیزیمی تا آهن‌دار هستند. مقدار Na2O نزدیک به 7/8 تا 1/3 درصدوزنی و مقدار کرندوم نورماتیو در این سنگ‌ها از 1 درصد کمتر است. روند کاهشی در نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر P2O5، روند افزایشی SiO2 دربرابر Pb (شکل‌های 9 و 10) و روند افزایشی عنصرهای Y و Th دربرابر Rb با ویژگی‌های گرانیت‌های نوع I همخوانی دارد (شکل 12). همچنین، در هیچ‌کدام از نمونه‌های بررسی‌شده میانبار دگرگونی و یا کانی‌های شاخص سنگ‌های دگرگونی (گارنت، سیلیمانیت، کردیریت و دیگر کانی‌های سیلیکات‌های آلومین) دیده نشد. این ویژگی‌ها گویای شباهت این سنگ‌ها به گرانیت‌های نوع I (Chappell, 1999) هستند (Chappell and White, 1974; Wu et al., 2003; Clemens et al., 2011).

 

 

شکل 12- نمودار تغییرات Th و Y دربرابر Rb برای گرانیت‌های زرین

 

 

 

 

 

 

 

وجود کانی‌های آلانیت و تیتانیت در گرانیت زرین نشان‌دهندة مقادیر کمابیش بالای آب و کلسیم است (Petrík and Broska, 1994)، این کانی‌ها همچنین، از کانی‌های فرعی در گرانیت‌های متاآلومین و از ویژگی گرانیت نوع I به‌شمار می‌روند. در نمودارهای Ga/Al دربرابر FeOt/MgO و (Zr+Nb+Y+Ce) دربرابر (Na2O+K2O)/CaO، همة نمونه‌ها بیرون از بخش گرانیت نوع A جای گرفته‌اند (شکل‌های 13- A و 13- B).

 

 

 

شکل 13- جایگاه سنگ‌های گرانیتی زرین در نمودار‌های تمایز گرانیت‌های نوع A. A) نمودار Ga/Al دربرابر FeOt/MgO (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار (Zr+Nb+Y+Ce) دربرابر (Na2O+K2O)/CaO (Whalen et al., 1997) (A: گرانیت نوع A؛ I: گرانیت نوع I؛ S: گرانیت نوع S؛ FG: گرانیت‌های جدایش‌یافت؛ OTG: گرانیت های جدایش‌نیافته)

 

 

بررسی سنگ خاستگاه و تحولات ماگمایی

برپایة داده‌های زمین‏شیمیایی، غنی‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (مانند Rb، K و LREE) و تهی‌شدگی از HFSE (مانند Nb، Ta و Ti) چه‌بسا نشان‏‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای سنگ‌های گرانیتی زرین باشند. همچنین، بررسی‌های تجربی نشان داده‌اند ذوب آبزدای پوستة زیرین می‌تواند ماگمای متاآلومین تا کمی پرآلومین پدید آورد (Rapp and Watson, 1995; Zhu et al., 2019). البته، تأثیر عواملی مانند دما، فشار و مقدار H2O بر ترکیب مذاب جداشده از خاستگاه را نباید نادیده گرفت. نمودار پیشنهادیِ Patino Douce (1999) برای تمایز سنگ خاستگاه گرانیت‌ها برپایة مقدار Na2O+K2O/(FeO+MgO+TiO2) دربرابر Na2O+K2O+FeO+MgO+TiO2 به‌کار می‏‌رود. جایگیری نمونه‏‌های گرانیتی زرین در این نمودار نشان‏‌دهندة مذاب‌هایی است که از ذوب‏‌بخشی آمفیبولیت و سنگ‌های آواری رسوبی (متاگری‌وک‌ها) پدید آمده‌اند (شکل 14- A). به باور Clemens و همکاران (2011)، سنگ‏‌های آتشفشانی با ترکیب میانه (مانند داسیت و آندزیت) احتمالاً همراه با مقادیر نسبتاً کمی از تونالیت و گرانودیوریت با ترکیب مافیک‏‌تر، غنی از بیوتیت و هورنبلند، بهترین گزینه برای سنگ مادر گرانیت نوع I هستند. ازاین‌رو، سنگ مادر آبدار و کمابیش هوازده (فقیر از رس)، گدازه‏‌های آندزیتی، سنگ‏‌های آذرآواری و یا رسوب‌های آواری نابالغ پدیدآمده از این منابع می‌توانند خاستگاه گرانیت نوع I دانسته شوند. در نمودار A دربرابر B (A=Al-(K+Na+2Ca); B=Fe+Mg+Ti) (شکل 14- B)، بیشتر نمونه‌های گرانیتی زرین در بخشی از نمودار جای گرفته‏‌اند که معرف مذاب‌های پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای (مانند داسیت، آمفیبولیت و گری‌وک) است (Villaseca et al., 1998). در این نمودار بیشتر نمونه‏‌ها روندی را نشان می‏‌دهند که از دیدگاه تجربی معرف مذاب‏‌های پدیدآمده از ذوب پیشروندة سنگ مادری با ترکیب داسیت تا آمفیبولیت اس و از دیدگاه ترکیبی با مذابی سازگار هستند که از ذوب 30 درصدی این سنگ‏‌ها در شرایط تحت‌اشباع از آب است پدید آمده است (Villaseca et al., 1998).‌

 

 

 

شکل 14- جایگاه سنگ‌های تودة آذرین درونی زرین در نمودارهای تعیین‌کننده خاستگاه. A) ترکیب عنصرهای اصلی نمونه‌های گرانیتی زرین در مقایسه با مذاب‌هایی که به‏‌صورت تجربی از ذوب آبزدای متاپلیت‌ها، متاگری‌وکی‌ها و آمفیبولیت پدید آمده‌اند در نمودار Na2O+K2O+MgO+FeO+TiO2 دربرابر (Na2O+K2O)/(MgO+FeO+TiO2) (PatinoDouce, 1999)؛ B) نمودار B دربرابر A (Villaseca et al., 1998) (فلش‌ها نشان‏‌دهندة ترکیب مذاب سازگار با مذاب‌هایی است که از دیدگاه تجربی معرف مذاب‌های پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای مانند داسیت، آمفیبولیت و گری‌وک هستند)؛ C) نمودار سه‌تایی Ca+Al-3Al+2(Na+K)–Al+(Na+K) (Moyen et al., 2017)

 

 

 

 

 

 

کاربرد تجسم بیوتیت[2] در نمودار پیشنهادیِ Moyen و همکاران (2017) برای شناخت خاستگاه گرانیتویید‌ها اعتبار بالاتری دارد و کاربرد آن با هدف کاهش اثر فرایند جدایش بلورین توصیه می‏‌شود. این نمودار برپایة ترکیب بیش از 800 مذاب گرانیتی (wt%60 SiO2>) که به‏‌صورت تجربی (در شرایط آزمایشگاهی) از خاستگاه بازالت تا پلیت تولید شده‏‌اند، به‌کار برده شده است. در این نمودار بیشتر نمونه‌های گرانیتی زرین در زیر خط جداکنندة Al=3Ca+(Na+K) (خط خاکستری رنگ) جای گرفته‏‌اند؛ یعنی خطی که مذاب‌های پدیدآمده از خاستگاه مافیک و میانه (بازالت و آندزیت) در زیر آن و مذاب‌های پدیدآمده از خاستگاه پلیتی در بالای آن جای می‌گیرند. ازاین‌رو، مگر چند نمونه، بیشتر نمونه‌ها از ماگمای مافیک (با ترکیب بازالت و آندزیت) پدید آمده‌اند (شکل 14- C).

ویژگی‏‌های زمین‏شیمیایی مانند مقدار کمابیش بالای Nb/Ta (67/11- 39/26) (مگر سه نمونه که از 10کمتر هستند) نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‌ای برای سنگ‌های گرانیتی زرین هستند (Zhao et al., 2019). همچنین، مقدار نسبت Th/U در سنگ‌هایی با خاستگاه پوسته‌ای (میانگین پوستة زیرین نزدیک به 6) (Rudnick and Fountain, 1995) است که این مقدار در نمونه‌های گرانیتی زرین 43/5 است. میانگین #Mg در ماگماهای پدیدآمده از گوشته از 40 بیشتر است (Rapp and Watson, 1995). میانگین #Mg در سنگ‌های گرانیتوییدی زرین (3/44) نشان‌دهندة نقش پوستة زیرین و یا گوشته در پیدایش سنگ‌های زرین است. در مجموع ویژگی‌های زمین‏شیمیایی گرانیت زرین نشان‏‌دهندة نقش همزمان پوسته و گوشته در پیدایش ماگماست. این ویژگی‌ها نشان می‌دهند ماگمای سازنده از آمیزش ماگماهای[3] پوسته‌ای و گوشته‌ای و یا ذوب دوباره سنگ‌های میانه تا مافیک با خاستگاه گوشته‌ای پدید آمده است (Clemens et al., 2011). آمیزش ماگمایی معمولاً تغییرات زمین‏شیمیایی و پیدایش انکلاو مافیک را به‌دنبال دارد؛ ‌اما در نمونه‌های گرانیت زرین هیچ شواهد سنگ‏‌نگاری و زمین‏شیمیایی که گویای آمیزش ماگمایی باشد دیده نشده ‌است.

روند تغییرات عنصرهای اصلی و فرعی دربرابر SiO2 نشان‏‌دهندة نقش جدایش بلوری در تکامل سنگ‌های زرین است (شکل‌های 9 و 10). روند کاهشی Al2O3، CaO، MgO، TiO2، P2O5، Fe2O3 و Sr با افزایش SiO2 می‌تواند مربوط به جدایش بلورین کانی‌های فلدسپار، آپاتیت، تیتانیت و اکسیدهای آهن و تیتانیم‌دار باشد. همچنین، مقدار δEu برابربا 54/0 تا 08/0 و آنومالی منفی Eu، Sr و Ba معمولاً جدایش بلورین ماگما و تبلور پلاژیوکلاز (Zhang et al., 2017) را نشان می‌دهند. افزون‏‌بر این، روند کاهشی در مقدار عنصرهای Sr، Zr و Y دربرابر SiO2 معمولاً با عواملی مانند جدایش بلورین پلاژیوکلاز و فازهای فرعی مانند زیرکن و تیتانیت تفسیر می‏‌شود (Wu et al., 2015). ازاین‌رو، با توجه به آنچه گفته شد، در روند پیدایش گرانیت زرین، جدایش بلورین کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت، آلانیت، آپاتیت، تیتانیت و زیرکن کنترل‌کنندة تغییرات عنصرهای اصلی و کمیاب دیده‌شده در آن است. اگرچه نقش فرایند متاسوماتیسم که پیش از این از آن یاد شد را نباید نادیده گرفت. همچنین، جایگیری نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار La دربرابر La/Yb نقش فرایند ذوب‏‌بخشی در پیدایش ماگمای سازندة سنگ‌های تودة زرین را نشان می‌دهد (شکل 15- A).

 

 

شکل 15- A) نمودار La دربرابر La/Yb نشان‌دهندة فرایند ذوب‏‌بخشی (Gao et al., 2007)؛ B) نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ajaji, 1998) (نمادها نمونه‌ها همانند شکل 7 است. AFC: هصم و جدایش بلورین؛ FC: جدایش بلورین.).

 

همان‌گونه‌که در تفسیر نمودارهای عنکبوتی گفته شد غنی‌شدگی از LREE نسبت به HRRE، آنومالی منفی Nb و Ta و آنومالی مثبت Pb می‌تواند نشان‏‌دهندة آلودگی پوسته‌ای‌ باشد؛ نمودار Ce/Yb دربرابر Ce نیز افزون‏‌بر ذوب‏‌بخشی، فرایندهایی مانند هضم و جدایش بلورین[4] (AFC) نیز در پیدایش ماگمای سازنده سنگ‌های نفوذی زرین را نشان می‌دهد (شکل 15- B). همچنین، ویژگی‌های زمین‏شیمیایی و سنگ‏‌نگاری انکلاو و گرانیت زرین همانند یکدیگر هستند و ازاین‌رو، می‌توان دریافت هر دو خاستگاه یکسانی دارند. این نوع از انکلاوها در واقع قطعاتی از حواشی سرد‌شده در بالای سطوح بالایی تودة آذرین درونی هستند که هنگام جایگزینی توده از آن جدا شده‌اند (Flood and Shaw, 2014).

 

جایگاه زمین‏‌ساختی تودة آذرین درونی زرین

در تعیین جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیت‌ها باید این نکته را گفت که ترکیب گرانیت‌ها بیشتر بازگوکنندة ویژگی‌های زمین‏شیمیایی سنگ خاستگاه است و عمدتاً از جایگاه زمین‏‌ساختی در زمان پیدایش ماگما فارغ است، پس ردیابی زمین‏‌ساختی سنگ گرانیتی و ارتباط دادن نوع خاصی از گرانیت به یک جایگاه زمین‏‌ساختی مشخص بسیار خوشبینانه به‌نظر می‌رسد (Moyen et al, 2021; Jacob et al., 2021). با توجه به بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏شیمیایی تودة گرانیتوییدی زرین کالک‏‌آلکالن، متاآلومین تا کمی پرآلومین و از انواع گرانیت‌های نوع I است. برپایة مقدار (Rb-(Ta+Yb و (Y–Nb) در نمودار پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984)، نمونه‌ها بیشتر در محدودة گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG[5]) در پهنة فرورانش جای می‌گیرند و از این‌رو، همانندِ بیشتر گرانیت‌های نئوپروتروزوییک پسین-کامبرین پیشین ایران هستند (Ramezani and Tucker, 2003; Moghadam et al., 2018; Honarmand et al., 2018) (شکل 16).

برای تفکیک انواع گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای و مرتبط با کمان می‌توان نمودار Zr دربرابر Y به‌کار برده می‌شود (Muller et al., 1992). در این نمودار نیز همة نمونه‌ها در محدودة مرتبط با کمان ماگمایی جای می‌گیرند (شکل 17- A). جای‌گیری نمونه‌ها در ‌نمودار Yb(N) دربرابر N(La/Yb) نیز نشان می‌دهد نمونه‌ها در محدودة کمان نرمال جای گرفته‌اند و ویژگی آداکیتی ندارند (Martin, 1986) و بنابراین ماگمای سازنده نمی‌تواند از ذوب‏‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورونده پدید آمده باشد (Defant and Drummond, 1990) (شکل 17- B). جایگیری نمونه‌ها در نمودار Nb دربرابر Rb/Zr که نشان‌دهندة مراحل بلوغ کمان است (Brown et al., 1984) نیز نشان می‌دهد سنگ‌های بررسی‌شده در مراحل نخستین و نرمال کمان و پیش از اینکه برخورد کمان- قاره روی دهد پدید آمده‌اند (شکل 17- C).

با انجام سن‌سنجی به روش U-Pb SHRIMP روی زیرکن‌های سه نمونه از تودة گرانیتوییدی زرین، سن بوده 567-557 میلیون سال پیش به‌دست ‌آورده شد که با سن سنگ‌های رویدادهای کادومین سازگار است. سنگ‌های مربوط به ماگماتیسم نئوپروتروزوییک پسین-کامبرین پیشین (رویداد کادومین) قدیمی‌ترین سنگ‌های ماگمایی شناخته‌شده در ایران تا کنون هستند که در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر ابرقارة گندوانا در 580-500 میلیون سال پیش پدید آمده‌اند (Nance and Murphy, 1994; Neubauer, 2002; Drost et al., 2004; Collins and Pisarevsky, 2005; Murphy et al., 2011; Zhu et al., 2012) و این رویداد با فاز اصلی رشد پوستة قاره‌ای در اروپا و آسیا همراه بوده است (von Raumer et al. 2002; Pereira et al. 2011). رخداد کادومین به‌طور گسترده از مرکز تا جنوب‌خاوری اروپا، ترکیه و تا ایران ادامه دارد (Ustaomer et al., 2011; Avigad et al., 2016; Moghadam et al., 2017).

 

 

 

شکل 16- A) نمودار Rb دربرابر Yb+Ta (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Nb دربرابر Y (Pearce et al., 1984) (WPG: گرانیت‌های درون‌صفحه‌‌ای؛ ORG: گرانیت‌های پشتة اقیانوسی؛ VAG: گرانیت‌های کمان آتشفشانی؛ syn-COLG: گرانیت‌های همزمان با برخورد. نمادها نمونه‌ها همانند شکل 7 است).

 

 

شکل 17- جایگاه نمونه‌های گرانیتی زرین در نمودارهای تفکیک‌کنندة جایگاه زمین‌ساختی. A) ‌نمودار Zr دربرابر Y (Muller et al., 1992)؛ B)‌ نمودار Yb(N) دربرابر N(La/Yb) (Martin, 1986)؛ C) نمودار نسبت Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984).

 

 

به‌طور کلی، گرانیت‌های وابسته به آن در این نواحی ویژگی کالک‏‌آلکالن و نوع I و S هستند که در طول حواشی فعال قاره‌ای از نوع آند و جزیره‌های کمانی وابسته به فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر حاشیة شمالی ابرقارة گندوانا پدید آمده‌اند‌ (Stampfli et al., 2002; Murphy et al., 2004; Şahin et al., 2014). در ایران نیز سنگ‌های گرانیتی مربوط به رویدادهای کادومین به‌ویژه در شمال و مرکز ایران در بخش‌هایی مانند ساغند، زنجان-تکاب، بیارجمند، کوه سرهنگی و خوی و غیره گزارش شده‌اند. بررسی‌های زمین‏شیمیایی و سن‌سنجی روی گرانیت‌های این بخش‌ها نشان می‌دهند این گرانیت‌ها ویژگی کالک‏‌آلکالن دارند و پیامد ماگماتیسم کمانی نوع آندی در بازة زمانی 520-620 میلیون سال پیش هستند (Ramezani and Tucker, 2003; Moghadam et al., 2018; Honarmand et al., 2018).

بررسی‌های زمین‏شیمیایی تودة گرانیتی زرین نیز نشان‏‌دهندة ویژگی‌های کالک‏‌آلکالن، نوع I و ویژگی ماگماتیسم وابسته به فرورانش و ماگماتیسم کمانی هستند. این ویژگی‌ها همانند ویژگی‌های ماگماتیسم نئوپروتروزوییک پسین-کامبرین پیشین هستند که پژوهشگران دیگر در ایران گزارش کرده‌اند (Ramezani and Tucker, 2003; Hassanzadeh et al., 2008; Balaghi Einalou et al., 2014; Moghadam et al., 2017; Honarmand et al., 2018; Mollai et al., 2019; Mazhari et al., 2019).

 

برداشت

تودة آذرین درونی زرین (با سن 567-557 میلیون سال پیش) در ایران مرکزی و بلوک یزد در واقع بخشی از ماگماتیسم کادومین در ایران است. این توده سرشت کالک‏‌آلکالن کم پتاسیم تا پتاسیم بالا و متاآلومین تا کمی پرآلومین  دارد و از گرانیت نوع I به‌شمار می‌رود. با توجه به الگوی فراوانی عناصر کمیاب، نمونه‌ها از LILE (مانند: K، U، Th، Rb و Pb) غنی‌شدگی و از عنصرهای Nb، Ti و Ta تهی‌شدگی دارند که نقش پوستة قاره‌ای در پیدایش ماگما را نشان می‌دهند. ذوب پوستة زیرین در اثر گرمای حاصل از مذاب‌های گوشته‌‌ای فرایند اصلی در پیدایش ماگمای تودة آذرین درونی زرین بوده است و سپس هنگام بالاآمدگی و جایگزینی، مذاب تحت‌تأثیر فرایندهای تحول ماگمایی قرار گرفته است. بررسی‌های زمین‏شیمیایی نشان‌دهندة رابطة خاستگاه میان دو نوع گرانیت پتاسیم بالا و کم پتاسیم هستند. همچنین، محصول نهایی این فرایندهای ماگمایی یادشده و پساماگمایی متاسوماتیسم است. وجود زیرکن‌های موروثی نیز چه‌بسا نشان‏‌دهندة مشارکت مؤلفه‌های قدیمی‌تر مانند پوستة مزوپروتروزوییک پنهان در ایران است. ویژگی‌های زمین‏شیمیایی تودة گرانیتوییدی زرین همانند دیگر توده‌های آذرین درونی کادومین در دیگر بخش‌های مرتبط با ماگماتیسم کمان در ایران است. الگوی توزیع عنصرهای کمیاب، غنی‌شدگی نسبی از LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE و بی‌هنجاری منفی عنصرهای Ta، Ti و Nb نشان‏‌دهندة محیط زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش (ورقة اقیانوسی پروتتیس به زیر حاشیة شمالی ابرقارة گندوانا) و نقش پوستة قاره‌ای در خاستگاه و تحولات ماگمای مادر سنگ‌های آذرین زرین هستند.

 

[1] Chess-board albite

[2] projection of biotite

[3] magma mixing

[4] Assimilation Fractional Crystallization

[5] Volcanic Arc Granite

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94 (3): 401-419, https: //doi.org/10.1007/s00531-005-0481-
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian)
Ajaji, T., Weis, D., Giret, A. and Bouabdellah, M. (1998) Coeval potassic and sodic calc-alkaline series in the post-collisional Hercynian Tanncherfi intrusive complex, northeastern Morocco: Geochemical, isotopic and geochronological evidence. Lithos 45(1-4): 371-393, https: //doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00040-1
Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Bulletin Geological Society of America 103(8): 983–992. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1991)103<0983:SASCOT>2.3.CO;2
Avigad, D., Abbo, A. and Gerdes, A. (2016) Origin of the Eastern Mediterranean: Neotethys rifting along a cryptic Cadomian suture with Afro-Arabia. Geological Society of America Bulletin 128(7): 1286-1296, https://doi.org/10.1130/B31370.1
Bagheri, S. and Stampfli, G. M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics 451(1-4): 123–155, https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.047
Balaghi Einalou, M., Sadeghian, M., Zhai, M., Ghasemi, H. and Mohajjel, M. (2014) Zircon U–Pb ages, Hf isotopes and geochemistry of the schists, gneisses and granites in Delbar Metamorphic-Igneous Complex, SE of Shahrood (Iran): Implications for Neoproterozoic geodynamic evolutions of Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 92: 92–124, https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.06.011
Ballato, P., Mulch, A., Landgraf, A., Strecker, M. R., Dalconi, M. C., Friedrich, A. and Tabatabaei, S. H. (2010) Middle to Late Miocene Middle Eastern climate from stable oxygen and carbon isotope data, southern Alborz Mountains, N Iran. Earth and Planetary Science Letters 300(1-2): 125–138, https://doi.org/10.1016/j.epsl.2010.09.043
Belousova, E., Griffin, W., O’Reilly, S. Y. and Fisher, N. (2002) Igneous zircon: Trace element composition as an indicator of source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology 143(5): 602–622, https://doi.org/10.1007/s00410-002-0364-7
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Can. Journal of Earth Sciences 18: 210–265.
Blanquat, M., Horsman, E., Habert, G., Morgan, S. S., Vanderhaeghe, O., Law, R. and Tikoff, B. (2011) Multiscale magmatic cyclicity, duration of pluton construction, andthe paradoxical relationship between tectonism and plutonism in continental arcs. Tectonophysics 500(1-4): 20–33, https://doi.org/10.1016/j.tecto.2009.12.009
Boulvais, P., Ruffet, G., Cornichet, J. and Mermet, M. (2007) Cretaceous albitization and dequartzification of Hercynian peraluminous granite in the Salvezines Massif (French Pyrénées). Lithos 93(1-2): 89–106, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2006.05.001
Boynton, W. V. (1984). Cosmochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies. Developments in Geochemistry 63–114, https://doi.org/10.1016/b978-0-444-42148-7.50008-3
Chappell, B. (1999) Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos 46(3): 535–551, https://doi.org/10.1016/s0024-4937(98)00086-3
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types: expanded abstract. Pacific Geology 8: 173–174.
Clemens, J. D., Stevens, G. and Farina, F. (2011) The enigmatic sources of I-type granites: The peritectic connexion. Lithos 126(3-4): 174–181, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.07.004
Collins, A. S. and Pisarevsky, S.A. (2005) Amalgamating eastern Gondwana: The evolution of the Circum-Indian Orogens. Earth-Science Reviews 71(3-4): 229-270, https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2005.02.004
Corfu, F., Hanchar, J. M., Hoskin, P. W. and Kinny, P. (2003) Atlas of zircon textures. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53(1): 469–500, https://doi.org/10.2113/0530469.
De la Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagram and major-element analyses–Its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29(1-4): 183–210, https://doi.org/10.1016/0009-2541(80)90020-0
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347(6294): 662–665, https://doi.org/10.1038/347662a0
Drost, K., Linnemann, U., McNaughton, N., Fatka, O., Kraft, P. Gehmlich, M., Tonk, C. and Marek, J. (2004) New data on the Neoproterozoic-Cambrian geotectonic setting of the Tepla-Barrandian volcano-sedimentary successions: Geochemistry, U-Pb zircon ages, and provenance (Bohemian Massif, Czech Republic). International Journal of Earth Sciences 93(5): 742–757, https://doi.org/10.1007/s00531-004-0416-5
Flood, R. H. and Shaw, S. E. (2014) Microgranitoid enclaves in the felsic Looanga monzogranite, New England Batholith, Australia: Pressure quench cumulates. Lithos 198-199: 92–102, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.03.015
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/10.1093/petrology/42.11.2033
Gao, Y., Hou, Z., Kamber, B.S., Wei, R., Meng, X. and Zhao, R. (2007) Adakite-like porphyries from the southern Tibetan continental collision zones: evidence for slab melt metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 153: 105-120, https://doi.org/10.1007/s00410-006-0137-9
Ghalamghash, J. and Haghnazar, M. (2014) Encyclopedia of granitoid plutons of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian)
Haghipour, A., Valleh, W., Pelissier, G. and Davoudzadeh, M., (1977), Explanatory Text of the, Ardekan Quadrangle Map, Scale: 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M. and Walker, J. D. (2008) U-Pb zircon geochronology of Late Neoproterozoic–Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451(1-4): 71–96, https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.062
Honarmand, M., Xiao, W., Nabatian, G., Blades, M. L., Dos Santos, M. C., Collins, A. S. and Ao, S. (2018) Zircon U-Pb-Hf isotopes, bulk-rock geochemistry and Sr-Nd-Pb isotope from Late Neoproterozoic basement in the Mahneshan area, NW Iran: Implications for Ediacaran active continental margin along the northern Gondwana and constraints on the Late Oligocene crustal anatexis. Gondwana Research 57: 48–76. https://doi.org/10.1016/j.gr.2017.12.009
Irber, W. (1999) The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu∗, Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving peraluminous granite suites. Geochimica et Cosmochimica Acta 63(3-4): 489–508, https://doi.org/10.1016/s0016-7037(99)00027-7
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of EarthSciences 8: 523–548
Jacob, J. B., Moyen, J. F., Fiannacca, P., Laurent, O., Bachmann, O., Janoušek, V., Farina, F. and Villaros, A. (2021) Crustal melting vs. fractionation of basaltic magmas: Part 2, attempting to quantify mantle and crustal contributions in granitoids. Lithos 402-403: 106292, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.106292
Kargaranbafghi, F., Neubauer, F., and Genser, J., Faghih, A. and Kusky, T. (2012) Mesozoic to Eocene ductile deformation of western Central Iran: From Cimmerian collisional orogeny to Eocene exhumation: Tectonophysics, 564–565:83–100. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2012.06.017
Kaur, P., Chaudhri, N. and Hofmann, A. W. (2015). New evidence for two sharp replacement fronts during albitization of granitoids from northern Aravalli orogen, northwest India. International Geology Review 57(11-12): 1660–1685, https://doi.org/10.1080/00206814.2014.1000394
Martin, H. (1987) Petrogenesis of Archaean trondhjemites, tonalites, and granodiorites from eastern Finland: major and trace element geochemistry. Journal of Petrology 28: 921-953, https://doi.org/10.1093/petrology/28.5.921
Mazhari, S. A., Klötzli, U. and Safari, M. (2019) U-Pb geochronology, petrogenesis and tectonomagmatic evolution of uppermost Neoproterozoic Lower Cambrian intrusive rocks in Kaboodan area, NE of Iran. International Geology Review 62(16): 1971-1987, https://doi.org/10.1080/00206814.2019.1681029
Moghadam, H. S., Griffin, W. L., Li, X. H., Santos, J. F., Karsli, O., Stern, R. J., Ghorbani, G., Gain, S., Murphy, R. and O’Reilly, S. Y. (2018) Crustal evolution of NW Iran, Cadomian arces, Archeanfragments and the Cenozoic magmatic flare-up. Journal of Petrology 58: 2143–2190, https://doi.org/10.1093/petrology/egy005
Mohajjl, M., Masoudi, F. and Shakerardekani, F. ( 2007) The Zarin Shear Zone and It's tectonic importance in Central Iranian Microcontinent. Esfahan University Scientific Journal 5: 261-276.
Mollai, H., Dabiri, R., Torshizian, H. A., Pe-Piper G. and Wang, W. (2019) Cadomian crust of Eastern Iran: Evidence from the Tapeh Tagh granitic gneisses. International Geology Review 1-20, https://doi.org/10.1080/00206814.2019.1670100
Moyen, J. F., Laurent, O., Chelle-Michou, C., Couzinié, S., Vanderhaeghe, O., Zeh, A., Villaros, A. and Gardien, V. (2017) Collision vs. subduction-related magmatism: two contrasting ways of granite formation and implications for crustal growth. Lithos 277: 154–177, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.09.018
Moyen, J. F., Janoušek, V., Laurent, O., Bachmann, O., Jacob, J. B., Farina, F., Fiannacca, P. and Villaros, A. (2021) Crustal melting vs. fractionation of basaltic magmas: Part 1, granites and paradigms. Lithos 402-403: 106291, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.106291
Muller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic rocks, from different tectonic setting: a pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 259-289, https://doi.org/10.1007/BF01173568
Murphy, J. B., Cousens, B. L., Braid, J. A., Strachan, R. A., Dostal, J., Keppie, J. D. and Nance, R.D. (2011) Highly depleted oceanic lithosphere in the Rheic Ocean: Implications for Paleozoic plate reconstructions. Lithos 123: 165-175, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2010.09.014
Murphy, J. B., Pisarevsky, S. A., Nance, R. D. and Keppie, J. D. (2004) Neoproterozoic Early Paleozoic evolution of peri-Gondwanan terranes: implications for Laurentia-Gondwana connections. International Journal of Earth Sciences 93: 659-682, https://doi.org/10.1007/s00531-004-0412-9
Muttoni, G., Mattei, M., Balini, M., Zanchi, A., Gaetani, M. and Berra, F. (2009). The drift history of Iran from the Ordovician to the Triassic. Geological Society, London, Special Publications 312(1): 7–29, https://doi.org/10.1144/sp312.2
Nance, R. D. and Murphy, J. B. (1994) Contrasting basement isotopic signatures and the palinspastic restoration of peripheral orogens- example from the Neoproterozoic Avalonian-Cadomian Belt. Geology 22(7): 617–620, https://doi.org/10.1130/0091-7613(1994)022<0617:CBISAT>2.3.CO;2
Neubauer, F. (2002) Evolution of Late Neoproterozoic to Early Paleozoic tectonic elements in Central and Southeast European Alpine mountain belts: Review and synthesis. Tectonophysics 352: 87-103, https://doi.org/10.1016/S0040-1951(02)00190-7
O'connor, J. T. (1965) A classification for quartz-rich igneous rocks. Geological Survey Professional Paper 525: 79.
Omrani, J. (1992) Petrology and geochemistry of intrusions Zarrin area (Ardekan, Yazd). M.Sc. thesis, Tehran University, Tehran, Iran (in Persian)
Patino Douce, A. E. P. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? Geological Society, London, Special Publications 168(1): 55-75, https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1999.168.01.05
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
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58(1): 63–81, https://doi.org/10.1007/bf00384745
Pereira, M. F., Chichorro, M., Sola, A. R., Silva, J. B., Sanchez- Garcia, T. and Bellido, F. (2011) Tracing the Cadomian magmatism with detrital/inherited zircon ages by in-situ U-Pb SHRIMP geochronology (Ossa-Morena Zone, SW Iberian Massif). Lithos 123(1–4): 204–217, https://doi.org/10.1016/j
Petrík, I. and Broska, I. (1994) Petrology of two granite types from the Tribeč Mountains, Western Carpathians: An example of allanite (+ magnetite) versus monazite dichotomy. Geological Journal 29(1): 59–78, https://doi.org/10.1002/gj.3350290106
Ramezani, J. and Tucker, R. (2003) The Saghand region, Central Iran: U–Pb geochronology, petrogenesis and implication for Gondwana tectonics. American Journal of Sciences 303: 622–665, https://doi.org/10.2475/ajs.303.7.622
Rapp, R. P. and Watson, E. B. (1995) Dehydration Melting of Metabasalt at 8-32 kbar: Implications for Continental Growth and Crust-Mantle Recycling. Journal of Petrology 36(4): 891–931, https://doi.org/10.1093/petrology/36.4.891
Rossetti, F., Nozaem, R., Lucci, F., Vignaroli, G., Gerdes, A., Nasrabadi, M. and Theye, T. (2015) Tectonic setting and geochronology of the Cadomian (Ediacaran-Cambrian) magmatism in Central Iran, Kuh-e-Sarhangi region (NW Lut Block). Journal of Asian Earth Sciences 102: 24–44, https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.07.034
Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33(3): 267, https://doi.org/10.1029/95rg01302
Sahandi, M. R. and Soheili, M. (2014) Geological Map of Iran in scale of 1:1000000. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Şahin, S. Y., Aysal, N., Güngör, Y., Peytcheva, I. and Neubauer, F. (2014) Geochemistry and U–Pb zircon geochronology of metagranites in Istranca (Strandja) Zone, NW Pontides, Turkey: Implications for the geodynamic evolution of Cadomian orogeny. Gondwana Research 26(2): 755–771, https://doi.org/10.1016/j.gr.2013.07.011
Sengör, A. M. C. (1979) Mid-Mesozoic closure of Permo-Triassic Tethys and its implications. Nature 279: 590–593, https://doi.org/10.1038/279590a0
Shakerardekani, F. (2003) Petrology and petrofabric of metamorphic rocks of Zarrin area, Ardekan. M.Sc. thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian)
Shakerardakani, F., Neubauer, F., Masoudi, F., Mehrabi, B., Liu, X. and Dong, Y. Mohajjel, M., Monfaredi, B. and Fried, G. (2015) Panafrican basement and Mesozoic gabbro in the Zagros orogenic belt in the Dorud–Azna region (NW Iran): Laser-ablation ICP-MS zircon ages and geochemistry. Tectonophysics 647–648: 146–171, https://doi.org/10.1016/j.tecto.2015.02.020
Shand, S. J. (1969) Eruptive Rocks: Their Genesis, Composition, Classification and Their Relation to Ore Deposits, Hafner. New York, US.
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G. and Schaefer, B. (2018). A magmatic record of Neoproterozoic to Paleozoic convergence between Gondwana and Laurasia in the northwest margin of the Central-East Iranian Microcontinent. Journal of Asian Earth Sciences 166: 35–47, https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2018.07.008
Slaby, E. (1992) Changes in the structural state of secondary albite during progressive albitization. Neues Jahrbuch fur Mineralogie Abhandlungen 7: 321-335.
Stampfli, G. M., Von Raumer, J. F. and Borel, G. D. (2002) Paleozoic evolution of pre-Variscan terranes: From Gondwana to the Variscan collision. Geological Society of America, Special Papers 364: 263–280, https://doi.org/10.1130/0-8137-2364-7.263
Stöcklin, J. (1968). Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229- 1258.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313–345, https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19
Ustaomer, P. A., Ustaomer, T., Gerdes, A. and Zulauf, G. (2011) Detrital zircon ages froma Lower Ordovician quartzite of the A degrees stanbul exotic terrane (NW Turkey): Evidence for Amazonian affinity. International Journal of Earth Sciences 100(1): 23–41, https://doi.org/10.1007/s00531-009-0498-1
Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics 30(3), https://doi.org/ 1 0.1130/b26102.1
Villaseca, C., Barbero, L. and Herreros, V. (1998) A re-examination of the typology peraluminous granite types in intracontinental orogenic belts. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh 89: 113–119, https://doi.org/10.1017/S0263593300007045
von Raumer, J. F., Stampfli, G. M., Borel, G. and Bussy, F. (2002) Organization of pre-Variscan basement areas at the North-Gondwanan margin. International Journal of Earth Sciences 91(1): 35–52, https://doi.org/10.1007/s005310100200
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
Whitney, D. L. and Evans, W. E. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1):185–187.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A global tectonic approach. Springer, Dordrecht, Netherlands, https://doi.org/10.1007/978-1-4020-6788-4
Winter, J. D. (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, Pearson, US.
Wu, Y. and Zheng, Y. (2004) Genesis of zircon and its constraints on interpretation of U-Pb age. Chinese Science Bulletin 49(15): 1554, https://doi.org/10.1360/04wd0130
Wu, F.Y., Liu, Z. C., Liu, X. C. and Ji, W. Q. (2015) Himalayan leucogranite: petrogenesis and implications to orogenesis and plateau uplift. Acta Petrologica Sinica 31: 1–36
Wu, F. -Y., Jahn, B. -M., Wilde, S. A., Lo, C. -H., Yui, T.-F., Lin, Q., Ge, W. -C., Sun, D. -Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE China (I): geochronology and petrogenesis. Lithos 66 (3-4): 241-273, https://doi.org/10.1016/S0024-4937(02)00222-0
Yousefi, M. and Hoseini, K. (2008) Zarrin Geological Map 1:100000, No 6945. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Zhang, W., Pease, V., Meng, Q., Zheng, R., Wu, T., Chen, Y. and Gan, L. (2017) Age and petrogenesis of Late Paleozoic granites from the northernmost Alxa region, northwest China, and implications for the tectonic evolution of the region. International Journal of Earth Sciences 106(1): 79-96, https://doi.org/10.1007/s00531-016-1297-0
Zhao, L., Chen, H., Hollings, P. and Han, J. (2019) Late Paleozoic magmatism and metallogenesis in the Aqishan-Yamansu belt, Eastern Tianshan: Constraints from the Bailingshan intrusive complex. Gondwana Research 65: 68–85, https://doi.org/10.1016/j.gr.2018.08.004
Zhu, D. C., Zhao, Z. D., Niu, Y.L., Dilek, Y., Wang, Q. Ji, W. H. Dong, G. C., Sui, Q. L., Liu, Y.S., Yuan, H. L. and Mo, X. X. (2012) Cambrian bimodal volcanism in the Lhasa Terrane, southern Tibet: Record of an Early Paleozoic Andean-type magmatic arc in the Australian proto-Tethyan margin. Chemical Geology 328: 290-308, https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2011.12.024
Zhu, Y., Lai, S., Qin, J., Zhu, R., Zhang, F., Zhang, Z. and Zhao, S. (2019). Neoproterozoic peraluminous granites in the western margin of the Yangtze Block, South China: Implications for the reworking of mature continental crust. Precambrian Research 333: 105443, https://doi.org/10.1016/j.precamres.2019.105443