پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شمارهها | 1,682 |
| تعداد مقالات | 13,762 |
| تعداد مشاهده مقاله | 32,225,874 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,753,399 |
بررسیهای سنگنگاری و پتروژنز ماگماتیسم آداکیتی گاودل (شیورداغ) در پهنه قرهداغ (ارسباران)- ارمنستان جنوبی (شمالباختری ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پترولوژی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 3، دوره 8، شماره 29، خرداد 1396، صفحه 21-36 اصل مقاله (4.57 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.21498 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| احمد جهانگیری* ؛ حسین محمودی نیا | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| گروه علومزمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| توده نفوذی گاودل در شمالباختری ایران و شمالخاوری پهنه ارومیه-دختر، در بخشی از پهنه قرهداغ (ارسباران)- ارمنستان جنوبی جای دارد. ترکیب توده نفوذی این منطقه بیشتر گرانودیوریت، مونزونیت و مونزودیوریت، همراه با دایک گرانودیوریتی است. نمونههای بررسیشده بیشتر دارای بافت گرانولار با کانیهای اصلی پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار، آمفیبول ± کوارتز ± کلینوپیروکسن هستند. از دیدگاه زمینشیمیایی، این توده دارای SiO2 در گسترۀ 1/59-8/67 درصد وزنی، Al2O3 برابر با 09/14-3/18 درصد وزنی، Sr بالا (115- 18/507 ppm)، نسبتهای بالای Sr/Y (92/32 - 48/83) و La/Yb (64/14 – 47/87) و مقدارهای کم Y (ppm 05/12 – 3/16) است که نشاندهنده ویژگیهای آداکیتی این تودههای نفوذی هستند. الگوی جدایشیافته REE، فراوانی کم HREE و Y چهبسا در پی دارابودن گارنت یا آمفیبول در پسماندۀ جامد این ماگمای آداکیتی روی داده است. مقدارهای بالای Sr، بهنجاری منفی عناصری مانند Ti، Ta و Nb میتواند نشاندهنده نبود پلاژیوکلاز و بودن اکسیدهای آهن و تیتانیم در تفالۀ بجاماندة ذوب و یا پیامد جدایش فازهای بلورین مانند تیتانومگنتیت و آمفیبول (برپایه شواهد کانیشناسی) باشد. ماگماتیسم آداکیتی در این منطقه و شمالباختری ایران در پی فرایندهای گسیختگی صفحۀ اقیانوسی فرورو و ذوببخشی این صفحه همراه با رسوبهای روی آن و آغشتگی ماگما با مواد پوستهای هنگام بالاآمدن ماگما روی داده است. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| گرانودیوریت؛ مونزونیت؛ آداکیت؛ آداکیتهای HSA؛ گسیختگی صفحۀ فرورو؛ گاودل؛ ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
منطقه گاودل در بخشی از کوههای شیور، در نزدیکی 150 کیلومتری شمالخاوری تبریز و در شمال باختر ایران، جای دارد. این منطقه بخشی از رشته کوه قرهداغ و پهنه آلپی است. به باور Khain (1977)، کوههای قرهداغ (ارسباران) ادامه جنوبخاوری تودههای نفوذی قفقاز کوچک است که با نامهای گوناگونی، مانند ارمنستانجنوبی (Kazmin et al., 1986)، ایران- اردوباد (Gamkrelidzeh, 1986) و قفقاز کوچک (Brunet et al., 2003)، نامیده میشود. به باور Dercourt و همکاران (1986)، این منطقه بخشی از پهنه البرز در شمالخاوری ایران است (شکل 1). تودههای نفوذی کوههای قرهداغ با سن الیگوسن گستردگی فراوانی دارند و بررسیهای نوین نشاندهندة ماهیت آداکیتی آنهاست. بررسیهای نخستین نشاندهندة پیدایش ماگماهای آداکیتی از ذوببخشی صفحۀ اقیانوسی گرم و جوان فرورو است (Green and Harry, 1999)؛ اما امروزه پیداش سنگهای آداکیتی افزونبر جزایر کمانی جوان در پهنههای کمان قارهای، کمانهای آتشفشانی بالغ و پهنههای پس از برخورد نیز گزارش شده است (Defant and Drummond, 1990).
شکل 1- (A جایگاه گستره در پهنهبندی زمین ساختی شمال باختر ایران و قفقاز (Dercourt et al., 1986) (برگرفته از Aghazadeh و همکاران، 2011). در این پهنهبندی، منطقه گاودل در پهنه البرز جای دارد؛ (B نقشه زمینساختی سادهشده از شمالباختری ایران، خاور ترکیه و قفقاز در پهنه برخوردی عربستان- اوراسیا (برگرفته از Aghazadeh و همکاران، 2011)؛ (C جایگاه ماگماتیسم آداکیتی در پهنه ارومیه- دختر (برگرفته از Agard و همکاران، 2011)؛ (D نقشه زمینشناسی منطقه گاودل
بررسیهای زمینشیمیایی نشان میدهند که این تودههای آداکیتی ترکیب حد واسط تا اسیدی دارند. ماگماتیسم آداکیتی در پهنه ارومیه-دختر در ناحیۀ بافت، انار و قم گزارش شدهاند (Omrani et al., 2009). همچنین، ماگماتیسم آداکیتی در شمالباختری ایران، از منطقه تبریز، مرند و جلفا (Jahangiri, 2007) و نیز جنوب گناباد (تودههای مونزونیتی با ماهیت آداکیتی پرسیلیس؛ Moradi و همکاران، 2012) گزارش شده است. با توجه به گزارش چندین برونزد سنگهای آداکیتی از پهنه ارومیه-دختر، بررسی آداکیتهای سنوزوییک ایران در روشنشدن فرورانش صفحه نئوتتیس به زیر خردقاره ایران، سرنوشت صفحه فرورو و زمان فرورانش میتواند کمک بسزایی کند. همچنین، برپایه پتانسیل کانیزایی تودههای نفوذی قرهداغ، بررسی این تودهها از دیدگاه زمینشناسی اقتصادی و وابستگی ماگماهای آداکیتی با کانیسازی نیز دارای اهمیت است. ازاینرو، در این مقاله به بررسی کانیشناسی، زمینشیمی و خاستگاه تودههای آداکیتی در منطقه گاودل در شیورداغِ اهر پرداخته شده است.
زمینشناسی تودههای نفوذی منطقه گاودل واحد Ogd شامل تودههای نفوذی با ترکیب گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت تا مونزونیت و مونزودیوریت است و گرانودیوریت و مونزونیت بخش بزرگی از آن را ساختهاند. این تودههای نفوذی درون سنگهای کربناتی کرتاسه پسین و سنگهای آتشفشانی ائوسن نفوذ کرده (شکل 2- A) و در همجواری کربناتها، پیدایش اسکارنهای مس و گسترش رگچههای سولفیدی، همراه با کانیهای کوارتز و اکتینولیت (شکل 2-B ) را در پی داشتهاند (Mahmoudiniya, 2013). رنگ این تودهها خاکستری بوده و دارای کانیهایی مانند فلدسپار، آمفیبول و بیوتیت هستند. تودههای نفوذی واحد Ogd، ترکیبی از مونزونیت، مونزودیوریت تا گرانودیوریت دارند و با راستای شمالباختری-جنوبخاوری در منطقه دیده میشوند. برپایه فراوانی کانیهای مافیک (مانند: پیروکسن و آمفیبول)، این سنگها رنگ بسیار تیرهای دارند. در این تودهها، دایک گرانودیوریتی با شیب نزدیک به 80 درجه بهسوی جنوبباختری و به درازای بیش از 150 متر و ستبرای نزدیک به 3 متر جایگیری کرده است. نفوذ این تودهها به درون رسوبهای کربناتی کرتاسه پسین پیدایش اسکارنهای مس و آهن در منطقه را در پی داشته است.
روش انجام پژوهش پس از بازدید صحرایی از توده نفوذی گاودل 35 مقطع میکروسکوپی برای بررسیهای سنگنگاری و شیمی کانیها برگزیده شد. برای بررسیهای زمینشیمیایی 11 نمونه از تودههای این منطقه، به روش اسپکتروسکوپی جرمی - پلاسمای جفتشده القایی (ICP-MS) و XRF در سازمان زمینشناسی کشور تجزیه شدند (جدول 1). سپس با نرمافزارهای GCDKit، Minpet Excel و PetroGraph نمودارهای لازم رسم شدند.
سنگنگاری گرانودیوریت: پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار، آمفیبول و کوارتز با بافت گرانولار از کانیهای اصلی سازنده توده گرانودیوریت هستند. پلاژیوکلازهای این توده ماکل پلیسنتتیک دارند و به دو صورت دیده میشوند: پلاژیوکلازهای شکلدار، کشیده و بدون زونینگ و پلاژیوکلازهای درشتبلور، نیمهشکلدار و همراه با زونینگ نوسانی (شکلهای 2- C و 2- D).
شکل 2- (A نمایی از تودههای نفوذی گاودل (شمالباختری ایران) (دید بهسوی شمالباختری)؛ B) تصویر ماکروسکوپی از رگچههای سولفیدی و کوارتز- اکتینولیت در توده مونزونیت- مونزودیوریت؛ (C بافت پوییکیلیتیک و میرمکیتی و بلورهای پلاژیوکلاز در توده گرانودیوریتی (تصویر XPL)؛ (D تبدیل کلینوپیروکسن به آمفیبول در توده گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (E تبدیل پلاژیوکلاز به کلسیت و سریسیت در راستای پهنهبندی در توده گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (F بافت پرتیت در گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (G بافت گرانوفیری در گرانودیوریت (تصویر XPL)؛ (H تبدیل آلکالیفلدسپار به سریسیت در گرانودیوریت (تصویر XPL) جدول 1: نتایج آنالیز XRF و ICP-MS تودههای نفوذی و دایک گرانودیوریتی گاودل (شمالباختری ایران) (اکسید عناصر اصلی برپایه درصد وزنی و عناصر فرعی برپایه ppm هستند)
گاه این کانیها در راستای شکستگیها و در راستای زونینگ به سریسیت دگرسان شدهاند (شکل 2- E). گاه همرشدی آلبیت و پتاسیمفلدسپارها پیدایش بافت پرتیتی در توده گرانودیوریتی را در پی داشته است (شکل 2- F). همچنین، در برخی نمونهها آلکالیفلدسپار با کوارتز همرشدی داشته است و بهصورت بافت گرانوفیری نمایان شدهاند (شکل 2- G). آمفیبولها چندرنگی دارند و بهصورت نیمهشکلدار تا بیشکل در اندازههای درشت تا متوسط و ریز هستند؛ بهگونهایکه اندازۀ آنها به 8/0 میلیمتر نیز میرسد. گاه نشانههایی از تبدیل کلینوپیروکسن به آمفیبول نیز دیده میشوند. برپایه بررسیهای میکروپروب انجامشده بر روی آمفیبولها، این کانی دارای ترکیب اکتینولیتی است (شکل 2- D) (Mahmoudiniya, 2013). کوارتز در اندازههای گوناگون با لبههای نامنظم و گاه نیمهشکلدار و حتی شکلدار دیده میشود و فضای میان کانیها را پر کرده است. بیوتیت از دیگر کانیهای فرعی در گرانودیوریتهای این منطقه است که گاه به کلریت تبدیل شده است (شکل 2- C). آپاتیت و زیرکن بهصورت میانبار در آلکالیفلدسپار دیده میشود و بافت پوییکیلیتیک را پدید آوردهاند (شکل 2- C). در نمونهها اسفنهای شکلدار از کانی فرعی نخستین هستند.
مونزونیت-مونزودیوریت: این توده گستره ترکیبی از مونزونیت تا مونزودیوریت نشان میدهد؛ اما بیشتر آن از مونزونیت است. در برخی مقطعها، این توده مونزونیتی بافت پرتیت و میکروگرافیک دارد (شکل 3- A). توده مونزونیتی دارای آلکالیفلدسپار درشت دانه با بافت پرتیتی همراه با ادخالهایی از آپاتیت و اسفن است که سبب ایجاد بافت پوییکیلیتیک شدهاند (شکل 3- B). بیشتر کلینوپیروکسنها با آمفیبول جایگزین شدهاند (شکل 3- C). همچنین، برخی آمفیبولها به کانیهای کدر و کلریت تجزیه شدهاند. پلاژیوکلازها کمابیش درشتبلور هستند و ماکل پلیسنتتیک دارند. پلاژیوکلازها بهگونة گستردهای با اپیدوت و به اندازه کمتری بل کلسیت جایگزین شدهاند (شکل 3- C). پیدایش کانیهای ثانویهای مانند اپیدوت و کلریت در این توده نشاندهندة رخداد دگرسانی پروپیلیتیک است.
دایک گرانودیوریتی: بافت این نمونهها میکرولیتیک پورفیری است و فنوکریستهای پلاژیوکلاز، فلدسپار پتاسیم و آمفیبول دارند. فنوکریستهای پلاژیوکلاز کاملاً شکلدار هستند و ماکل پلیسنتتیک و زونینگ نوسانی دارند (شکل 3- E). پلاژیوکلازهای زمینه بهصورت میکرولیت بوده و بیشتر آنها نیمهشکلدار و بی زونینگ هستند و ماکل پلیسنتتیک دارند. برخی پلاژیوکلاز از مرکز به اپیدوت دگرسان شده است (شکل 3- C). آلکالیفلدسپارها نیز همانند پلاژیوکلازها هم بهصورت میکرولیت و هم بهصورت فنوکریست پدیدار شدهاند. آلکالیفلدسپارها، چه بهصورت فنوکریست و چه بهصورت میکرولیت، بیشتر به سریسیت و گاه به کانیهای رسی دگرسان شدهاند. آمفیبولهایی که بهصورت فنوکریست هستند دارای شکل منظمتری هستند ودر زمینهای از کانیهای ریزدانة بیشکل و گاه نیمهشکلدار دیده میشوند. فنوکریستهای آمفیبول گاه دارای ماکل کارلسباد بوده و کاملاً شکلدار هستند (شکل 3- H). برپایه ویژگیهای سنگ شناختی (تغییر مقدارهای کوارتز و پتاسیمفلدسپار)، ترکیب تودههای نفوذی از مونزونیت تا گرانودیوریت است. در این نمونهها، دگرسانیهایی مانند اکتینولیتیشدن آمفیبولها و پیدایش اپیدوت و کلریت نشان میدهند که سیالهای ماگمایی رخداد دگرسانی پروپلیتیک را در پی داشتهاند.
شکل 3- A) بافت پرتیت و میکروگرافیک در توده مونزونیت (تصویر XPL)؛ B) بافت پرتیت و پوییکیلیتیک در توده مونزونیت (تصویر XPL)؛ C) تبدیل کلینوپیروکسن به آمفیبول و آمفیبول با ماکل دوتایی در مونزونیت (تصویر XPL)؛ D) تبدیل پلاژیوکلازها به اپیدوت و کلسیت در توده مونزونیت (تصویر XPL)؛ E) پلاژیوکلازهای زونینگدار با ماکل پلیسنتتیک و آلبیتی در دایک گرانودیوریتی (تصویر XPL)؛ F) نمایی از دایک گرانودیوریتی (دید بهسوی شمالباختری)؛ G) تبدیل پلاژیوکلاز از مرکز به اپیدوت در دایک گرانودیوریتی (تصویر XPL)؛ (H آمفیبول شکلدار با ماکل دوتایی در دایک گرانودیوریتی (تصویر XPL)
زمینشیمی تودههای آذرین درونی برای بررسی زمینشیمی تودههای نفوذی گاودل، تودههای گرانودیوریت، مونزونیت و دایک گرانودیوریتی بررسی شدند. برپایه نمودار Rickwood (1989)، این نمونهها در گسترۀ کالکآلکالن پتاسیم بالا جای گرفتهاند (شکل 4- A). برپایه نمودار شکل 4- B، نمونهها در گستره گرانودیوریت، کوارتز مونزونیت و مونزونیت جای گرفتهاند (Middlemost, 1994).
شکل 4- ترکیب تودههای آذرین درونی گاودل (شمالباختری ایران) در: A) نمودار شناسایی سری ماگمایی (Rickwood, 1989)؛ B) نمودار ردهبندی سنگهای آذرین درونی (Middlemost, 1994).
میزان بالای SiO2 (1/59 – 80/67 درصد وزنی)، MgO (25/1 - 99/3 درصد وزنی)، K2O/Na2O (41/0 – 92/0)، Fe2O3+MnO+MgO+TiO2 (22/5 – 01/9 درصد وزنی)، میزان پایین Y (ppm 05/12 – 3/16) و عناصر HREE مانند Yb (ppm 1/1 – 9/1) و مقدارهای بالای Sr (ppm 561 - 1150) و همچنین، نسبت بالای Ba/La (04/12 – 94/26) و Lan/Ybn (46/14 – 47/87)، همگی نشاندهنده ویژگیهای آداکیتی تودههای گاودل هستند (جدول 1). بر پایه مقدارهای بالای K2O و جایگرفتن نمونهها در گستره کالکآلکالن پتاسم بالا نمیتوان چنین برداشت کرد که این تودهها آداکیتهای قارهای (C-type) و یا گرانیتوییدهای سرشار از باریم و استرانسیومی هستند که بهتازگی از نقاط گوناگون جهان گزارش شدهاند (Fowler and Henney, 1996; Fowler et al., 2001; Qian et al., 2003; Ye et al., 2008)؛ زیرا آداکیتهای قارهای (C-type) در پهنههای فرورانش پدید نمیآیند. آداکیتهای قارهای معمولاً در پهنههای برخوردی قارهای و یا پهنههای گسلی درونقارهای دیده میشوند و در پی ذوب پوسته قارهای در ژرفای بیش از 10 تا 15 کیلوبار پدید میآیند (Moyen, 2009). مقدار بالای K2O در این تودهها میتواند پیامد دگرسانیهای کمابیش گسترده در این منطقه باشد و یا در پی آلایش پوستهای و فرایند جدایش روی داده باشد (Zhao and Zhou, 2007). فراوانی عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) نشاندهندة غنیشدگی LREE در برابر HREE (مقدار Cen/Ybn برابر با 55/18 – 19/36) و الگوی جدایشی هستند (شکل 5- A). نسبت بالای LILE/HFSE از ویژگیهای مهم سنگهای کالکآلکالن است (Sheth et al., 2002). غنیشدگی LREE را پیامد درجه ذوببخشی کم منبع گوشتهای و یا آلایش ماگما با مواد پوستهای دانستهاند (Almeida et al., 2007). برپایه نمودارهای بهنجارشده، Eu در این تودهها آنومالی منفی نشان نمیدهد. بهنجاری منفی Eu نشان میدهد که فلدسپارها یا یک فاز مهم در پسماندة ذوبنشده بودهاند و یا در فرایند جدایش درگیر نشدهاند (Arsalan and Aslan, 2006). به باور Jung و همکاران (2007)، آنومالی مثبت Eu هم پیامد انباشت پلاژیوکلاز است.
شکل 5- A) ترکیب تودههای آذرین درونی گاودل (شمالباختری ایران) در: نمودار تغییر فراوانی عناصر خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) نمودار تغییر عناصر کمیاب و خاکی نادر بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989).
در نمودار عناصر کمیاب و خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، عنصرهای LILE، LREE و HFSE غنیشدگی نشان میدهند (شکل 5- B). مقدارهای کم HREE و Y چهبسا پیامد دارابودن گارنت و یا آمفیبول در تفالۀ بجامانده باشد. همچنین، مقدارهای بالای استرانسیوم نشاندهندة نبود پلاژیوکلاز است و بهنجاری منفی Ta، Nb و Ti میتواند نشاندهندة دارابودن اکسیدهای آهن و تیتانیم در تفاله و یا جدایش فازهای بلورین (مانند: تیتانومگنتیت و آمفیبول) باشد (Martin, 1999). غنیشدگی توده گرانیتوییدی از LREE، LILE و برخی عناصر ناسازگار، از ویژگیهای برجسته در سنگهای کالکآلکالن کمانهای آتشفشانی پهنههای فرورانش حاشیه قارهای است (Nicholson et al., 2004). نبود بهنجاری منفی P، Sr، Ba و Eu نشان میدهد که پوستۀ قارهای خاستگاه ماگمای این مجموعه آذرین درونی نیست؛ زیرا نبود بهنجاری منفی در عناصر یادشده نشاندهنده نبود جدایش بلورین و یا نبود ذوببخشی پوسته زیرین است (Pe-Piper et al., 2002). نمودار Martin و همکاران (2005) که آداکیتها را از ماگماهای کلاسیک پهنههای فرورانش (ماگمای حاصل از ذوب گوشته) جدا میکند (شکل 6- A). برپایه این نمودار، نمونهها در گستره آداکیت جای گرفتهاند. همچنین، برپایه شکل 6- B، نمونهها در نزدیکی گستره مربوط به آداکیتها جای گرفتهاند. بالابودن نسبت Sr/Y نشاندهنده ژرفای ذوب است؛ بهگونهایکه با افزایش فشار، پلاژیوکلازها ناپایدار شده و در پایان Sr آزاد شده است. پایداری گارنت در سنگ خاستگاه کاهش Y و افزایش نسبت Sr/Y را در پی داشته است (Moyen, 2009). نمودار تغییر Y در برابر Sr (شکل 6- F) گستره پهنههای فرورانش بهنجار، آداکیتهای پر سیلیس (HSA)، آداکیتهای کمسیلیس (LSA) و آداکیتهای آرکئن را از هم جدا میکند (Moyen, 2009). بر پایه این نمودار، نمونهها در گستره آداکیتهای سیلیس بالا (HSA) جای دارند و از ذوببخشی یک سنگ خاستگاه مافیک فشاربالا با کلینوپیروکسن و گارنت (± آمفیبول) بجامانده در تفاله پدید آمدهاند. برپایه نمودارهای Martin و همکاران (2005)، جایگرفتن نمونهها در پهنه آداکیتهای سیلیس بالا، نشان میدهد که خاستگاه این تودهها از ذوب ورقه اقیانوسی فرورو در گستره پایداری گارنت است (شکلهای 6- C، 6- D، 6- E و 6- F). Richards و Kerrich (2007) بر این باورند که بخش بزرگی از ماگماهای آهکی- قلیایی جداشده به گستره آداکیتها وارد میشوند؛ زیرا جدایش آمفیبول و گارنت کاهش Y و HREE در ماگما را در پی دارد و نمیتوان اینگونه ماگماها را آداکیتهای واقعی دانست. از مقایسه این آداکیتها با آداکیتهای واقعی میتوان دریافت که در اینگونه آداکیتها نسبت Sr/Y از La/Yb کمتر است؛ اما در آداکیتهای واقعی و همچنین، در منطقه گاودل، نسبت Sr/Y از La/Yb بیشتر است. برپایه آنچه گفته شد، این تودههای آذرین درونی همانند آداکیتهای پرسیلیس (HSA) هستند؛ زیرا از یک سو، میزان SiO2 آنها بیشتر از 56 درصد وزنی است و از سوی دیگر، HREE در نمودار تغییر فراوانی عناصر خاکی نادر (بهنجارشده به ترکیب کندریت) دارای الگوی کاو است (شکل 5- A). همچنین، نسبت Yb/Lu برابر 56/10 (بهطور میانگین) بهدست آمده است که با آداکیتهای گروه HSA همخوانی بیشتری را نشان میدهد. بالابودن عناصر ناسازگار (مانند: K2O، Cs، Rb، Ba) میتواند پیامد آلایش پوستهای و سرعت کم بالاآمدن ماگما در راستای پوستة قارهایِ کمابیش ستبر باشد. کمبودن مقدار عنصرهای Ti، Nb و Zr (شکل 5- B) و شواهد کانیشناسی میتوانند نشاندهندة ماگماهای پهنه فرورانش و همچنین، جدایش فازهای بلورین (مانند: تیتانومگنتیت و آمفیبول) باشند.
شکل 6- ترکیب تودههای آذرین درونی گاودل (شمالباختری ایران) در: A و B) نمودار شناسایی ماگماهای آداکیتی از ماگماهای جداشده از گوشته (Defant and Drummond, 1990)؛ C) نمودار Cr/Ni در برابر TiO2 (Martin et al., 2005)؛ D) نمودار Sr در برابر CaO+Na2O (Martin et al., 2005)؛ E) نمودار SiO2 در برابر MgO (Martin et al., 2005)؛ F) نمودار تغییر Y در برابر Sr و جدایش خاستگاه فرورانش بهنجار، آداکیتهای کمسیلیس- پرسیلیس و آداکیتهای آرکئن (Moyen, 2009)
برای شناسایی خاستگاه تودههای آداکیتی در این منطقه، نمودار MgO در برابر SiO2 (شکل 7) بهکار برده شد. در این نمودار، جایگاه نمونهها نشاندهندة آداکیتهای جداشده از مذاب متابازالتی و اکلوژیتی و همچنین، آداکیتهای جداشده از ذوب پوسته زیرین است.
شکل 7- ترکیب تودههای آذرین درونی گاودل (شمالباختری ایران) در نمودار MgO در برابر SiO2 برپایه درصد وزنی (Stern and Kilian, 1996)
افزونبراین، مقدارهای SiO2 > 1/59 درصد وزنی، Cr/Ni > 58/0 – 42/5 و TiO2 > 81/0 درصد وزنی خاستگاه متابازالتی و اکلوژیتی را نشان میدهند (Wang et al., 2007). از سوی دیگر، اگر آداکیتها از پوستة زیرینِ جداشده (delaminated) پدید آمده باشند، باید محتوای Th آنها بالا باشد؛ زیرا به باور Plank (2005)، پوستة زیرینِ جداشده، مذابهایی با Th و Th/La بالا پدید میآورد. ازاینرو، مقدارهای Th/La برای بازالتهای پوسته اقیانوسی کوچکتر از 2/0 و برای سنگهای پوسته قاره ای بزرگتر از 25/0 است (Plank, 2005). پس برپایه میزان Th (ppm 17/7 – 37/28) و Th/La کم این سنگها (Th/La<2/0) و جایگرفتن نمونهها در گستره آداکیتهای سیلیس بالا (HSA)، میتوان گفت که ذوببخشی پوسته اقیانوسی فروروی جوان و داغ، ماگماتیسم آداکیتی در منطقه گاودل و در بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه-دختر را در پی داشته است. گدازههای پدیدآمده از پوسته فرورو و یا رسوبهای فرورانده دارای نسبت بالایی از Sr/Ce و همچنین، نسبت 04/0 < Nb/Zr هستند (Elburg et al., 2002). برپایه Elburg و همکاران (2002)،میانگین نسبتهای Nb/Zr و Sr/Ce که در نمونههای گاودل بهترتیب برابر 13/0 و 63/3 بهدست آمده است میتواند نقش صفحه فرورو و رسوبهای روی آن در پیدایش این گونه ماگماها را نشان بدهد. برای شناسایی خاستگاه تودههای آذرین درونی گاودل نمودار پیشنهادیِ Defant و Drummond (1993) بهکار برده شد (شکل 8- A). برپایه این نمودار، بیشتر نمونهها در گستره ذوببخشی اکلوژیت جای دارند و ازاینرو، ذوببخشی اکلوژیت گویا خاستگاه اصلی ماگماتیسم آداکیتی گاودل بوده است. در آداکیتهای (HSA)، پسماندهای اکلوژیتی با کانیهای گارنت، کلینوپیروکسن و روتیل در پی ذوب در فشارهای بالا پدید میآید؛ اما در فشارهای کم، آمفیبولیت گارنتدار، با کانیهای آمفیبول و گارنت، برجاماندة مذاب است. در پی دارابودن روتیل، پسمانده اکلوژیتی میزان Nb/Ta بالاتری را در برابر پسمانده آمفیبولیتی نشان میدهد (Foley et al., 2000; Schmidt et al., 2004). برپایه نسبت Nb/Ta (45/3 – 16/11) در تودههای گاودل، پسمانده بیشتر با یک پسماندة اکلوژیتی آمفیبولیتی همخوانی دارد (شکل 8- B). سنگهای فلسیک و حد واسطی که با گارنت در حال تعادل هستند، دارای ویژگیهایی مانند La کم، میزان بالای Ga، Al2O3 و Sr/Y، الگوی REE پرشیب و نبود بهنجاری منفی Eu هستند. این سنگها یا در پی ذوب سنگکرة فرورویِ گرم و جوان و یا در پی ذوببخشی گرانولیت پوسته پایینی پدیدار میشوند (Xu et al., 2002).
شکل 8- ترکیب تودههای آذرین درونی گاودل (شمالباختری ایران) در: A) نمودار Lan/Ybn در برابر Ybn (Defant and Drummond, 1993)؛ B) نمودار Nb/Ta در برابر Zr/Sm (Wang et al., 2008; Eyuboglu et al., 2012)
نتیجهگیری توده آداکیتی گاودل دارای ترکیب شیمیایی بیشتر گرانودیوریتی و مونزونیتی است. این توده نفوذی دارای مقدارهای K2O متوسط تا بالا است. دادههای زمینشیمیایی گرانودیوریت و مونزونیت گاودل نشاندهنده ویژگیهای آداکیتی (HSA) پدیدآمده در پی ذوب سنگهای صفحه فرورو است. الگوی تغییرات عناصر نادر و خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه نشاندهندة غنیشدگی ماگماتیسم آداکیتی گاودل از عناصر LREE و LILE، تهیشدگی از HREE و HFSE و بهنجاری منفی Nb، Ti و Ta در این نمونههاست. مقدارهای کم در HREE و Y پیامد دارابودن گارنت یا آمفیبول در بجاماندة ماگماتیسم آداکیتی گاودل است. نسبتهای عناصر کمیاب (مانند: Th/La) نشاندهندة ذوب پوسته اقیانوسی هستند و بالابودن نسبتهای Sr/Ce و Nb/Zr در برابر بازالتهای میاناقیانوسی نشاندهندة مشارکت رسوبهای روی صفحه فرورو در فرایند پیدایش مذاب است. همچنین، بالاآمدن ماگما روی صفحه لیوسفر قارهای کمابیش ستبر و بالابودن مقدار عنصرهای ناسازگار (مانند: K2O، Rb، Cs و Ba) میتواند پیامد فرایند آلایش باشد. بررسی نمودارهای گوناگون شناسایی پهنه زمینساختی و پتروژنتیک نشاندهندة پیدایش آداکیت گاودل در پی گسیختگی صفحه اقیانوسی فرورو با ترکیب اکلوژیتی و آمفیبولیت گارنتدار پس از پایان فرورانش نئوتتیس و نیز ذوب صفحه گسیخته شده همراه با رسوبهای روی آن و متاسوماتیسم گوشته است.
سپاسگزاری این مقاله برگرفته از پایاننامه کارشناسی ارشد نخستین نویسنده مقاله است و با پشتیبانی معنوی و مالی معاونت محترم پژوهشی و فناوری دانشگاه تبریز انجام شده است. نویسندگان برای این پشتیبانیها بسیار سپاسگزارند. از داوران محترم مقاله و هیات تحریریه و اجرایی مجله پترولوژی دانشگاه اصفهان که با پیشنهادهای سازنده بر بهبود علمی مقاله افزودند صمیمانه سپاسگزاری میشود. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Mineralogical Magazine 148: 1-34.
Aghazadeh, M., Emami, M. H., Moin Vaziri, H., Rashidnezhad Omran, N. and Castro, A. (2011) Post-Collisional Shoshonitic, C-type Adakitic and Lamprophyric Plutonism in the Khankandi Pluton, Arasbaran (NW Iran). Geoscienses 78: 167-172.
Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. )2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155: 69-97.
Arsalan, M. and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrography and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27 (2): 177-193.
Brunet M. F., Korotaev M. V., Ershov A. V. and Nikishin A. M. (2003) The South Caspian Basin: reviews of its evolution from subsidence modeling. Structural geology 156: 119-148.
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662- 665.
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1993) Mount St. Helens: potential example of the partial melting of the subducted lithosphere in a volcanic arc. Journal of Geology 21: 547-550.
Dercourt, J., Zonenshain, L., Grandjacquet, C., Sbortshikov, I. M., Geyssant, J., Lepvrier, C., Pechersky, D. H., Boulin, J., Sibuet, J. C., Savostin, L. A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M. L., Lauer, J. P. and Biju-Duval, B. (1986) Geological evolution of the tethys belt from the atlantic to the pamirs since the LIAS. Tectonopysics 123: 241-315.
Elburg, M. A., Bergen, M., Hoogewerff, J., Vroon, P., Zulkarnain, I. and Nasution, A. (2002) Geochemical trends across an arc-continent collision zone: magma sources and slab-wedge transfer processes below the pantar Strait volcanoes, Indonesia. Geochimica et Comochimica Acta 66: 2771-2789.
Eyuboglu, Y., Santosh, M., Yi, K., Bektaş, O. and Kwon, S. (2012) Discovery of Miocene adakitic dacite from the Eastern Pontides Belt and revised geodynamic model for the late Cenozoic evolution of eastern Mediterranean region. Lithos 146-147: 218-232.
Foley, S. F., Barth, M. G. and Jenner, G. A. (2000) Rutile/melt partition coefficients for trace elements and an assessment of subduction zone magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 64: 933-938.
Fowler, M. B. and Henney, P. J. (1996) Mixed Caledonian appenite magmas: implication for lamprophyre fractionation and high Ba-Sr Granite genesis. Contribtions to Mineralogy and Petrology 126: 199-215.
Fowler, M. B., Henney, P. J., Darbyshire, D. P. F. and Greenwood, P. B. (2001) petrogenesis of high Ba-Sr granits: The Rpgart pluton Sutherland. Journal of Geological Society of London 158: 521-534.
Gamkrelidze, I. P. (1986) Geodynamic of the Caucasus and adjacent areas in Alpine time. Tectonophysics 127: 261-277.
Green, N. L. and Harry, D. L. (1999) On the relationship between subducted slab age and arc basalt petrogenesis, Cascdia subduction system, North America. Earth and Planetary Science Letters 171: 367-381.
Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences 30: 433-447.
Jung, S., Hffer, E. and Hoernes, S. )2007) Neo-Proterozoic rift-related syenites (North Damara Belt, Namibia): Geochemical and Nd-Sr-PB-O istope constraints for mantle sources and petrogenesis. Lithos 96: 415-435.
Kazmin, V, G., Sbortshikov, I, M., Ricou, L.E., Zonenshin, L. P., Boulin, J. and Knipper, A. L. (1986) Volcanic belts as remarks of the Mesozoic- Cenozoic active margin of Eurasia. Tectonophysics 123: 123-152.
Khain, V. E. (1977) Critical composition of mobilistic models of tectonic development of the Caucasus. Proceeding of International Symposium of the Mediterranean Basins, Yugoslavia.
Mahmoudiniya, H. (2013) Study of petrology and petrography of Gavdel intrusive rocks with special emphasize to skarnization in the regien, Ahar, East Azarbayjan. MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).
Martin, H. )1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46: 411-429.
Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite-tronjomite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79: 1-24.
Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews 37: 215-224.
Moradi, M., Karimpour, M. H., Malekzadeh, A, Lang Farmer, G. and Stern, Ch. (2012) Geochemistry, zircon U-Pb geochronology and Rb-Sr & Sm-Nd isotopes of Najmabad mozonitic rocks south of Ghonabad. Petrology 3(11): 77-96 (in Persian).
Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the adakitic signature. Lithos 112: 556-574.
Nakamura N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.
Nicholson, K. N., Black, P. M., Hoskin, P. W. O. and Smith, I. E. M. )2004) Silicic volcanism and back arc extension related to migration of the late Cenozoic Australian-Pacific plate boundary. Journal of Geothermal and Volcanological Research 131: 295-306.
Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Proutea, G. and Jolivet, L. (2009) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106: 380-398.
Pe-Piper, G., Piper, D. J. W. and Matarangas, D. (2002) Regional implications of geochemistry and style of emplacement of Miocene I-type diorite and granite, Delos, Cyclades, Greece. Lithos 60: 47-66.
Plank, T. (2005) Constraints from Thorium/Lanthanum on sediment recycling at subduction zones and the evolution of the continents. Journal of Petrology 46: 921-944.
Qian, Q., Chung, S. L., Lee, T. Y. and Wen, D. J. (2003) Mesozoic high Ba-Sr granitoids from north China: geochemical characteristics and geological implications. Terra Nova 15: 272-278.
Richards, J. R. and Kerrich, R. (2007) Special paper: Adakite-like rocks: their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Economic Geology 102(4): 537-576.
Rickwood, P. C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos 22: 247-263.
Schmidt, M. W., Dardon, A., Chazot, G. and Vannucci, R. (2004) The dependence of Nb and Ta rutile-melt partitioning on melt composition and Nb/Ta fractionation during subduction processes. Earth and Planetary Science Letters 226: 415-432.
Sheth, S. P., Mtorres, I. S. and Verma, S. P. (2002) What is the calcalkalin rocks series. International Geology Review 44: 686-701.
Stern, C. R. and Kilian, R. (1996) Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakite from the Andean Austral Volcanic Zone. Contributions to Mineralogy and Petrology 123: 263-281.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications of mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J.) Special Publication 42: 313–345. Geological Society, London.
Wang, Q., Wyman, D. A., Zhu, T., Feng, X., Zhang, Q., Zi, F. and Chu, Z. (2008) Eocene melting of subducting continental crust and early uplifting of centeral Tibet: Evidence from centeral-western Qiangtang high-K calc-alcaline andesites, dacites and rhyolites. Earth and Planetary Science Letters 272: 158-171.
Wang, Q., Wyman, D.A., Zhao, Z. H., Xu, J. F., Bai, Z. H., Wiong, X. L., Dai, T. M., Li, C. F. and Chu, Z. Y. (2007) Petrogenesis of Carboniferous adakites and Nb-enriched arc basalts in the Alataw area, northern Tianshan Range (Western China): Implication for Phanerozoic crustal growth of the Centeral Asia Orogenic Belt. Chemical Geology 236: 42-64.
Xu, J. F., Shinjio, R., Defant, M. J., Wang, Q. and Rapp, R. P. (2002) Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ninzhen area of east China: partial melting of delaminated lower continental crust. Geology 12: 1111-1114.
Ye, H. M., Li, X. H., Li, Z. X. and Zhang, C. L. (2008) Age and origin of high Ba-Sr appinite-granites at the northwestern margin of the Tibet Plateau: Implications for early Paleozoic tectonic evolution of the Western Kunlun orogenic belt. Gondwana Research 13: 126-138.
Zhao, J. H. and Zhou, M. F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusion in the Panzhihua district (Sichuan Province, SW China): Implications for subduction–related metasomatism in the upper mantle. Precambrian | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,009 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,195 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||