پتروژنز توده گرانیتوئیدی زاهدان با نگرشی ویژه بر نقش اختلاط ماگمایی
| دسته | سنگ شناسی آذرین و دگرگون |
|---|---|
| گروه | سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور |
| مکان برگزاری | بیست و چهارمین گردهمایی علوم زمین |
| نویسنده | محمود صادقیان |
| تاريخ برگزاری | ۰۹ اسفند ۱۳۸۴ |
چکیده
توده گرانیتوئیدى زاهدان(با وسعت تقریبی۷۵۰ کیلومتر مربع) بخشى از نوار گرانیتوئیدى زاهدان ـ سراوان مى‌باشد و در جنوب شهر زاهدان واقع شده است. این توده تنوعى از سنگهاى گرانیتى، گرانودیوریتى، دیوریتى ـ کوارتزدیوریتى و آنکلاوهاى میکروگرانولار مافیک را شامل مى‌شود. آنکلاوهاى میکروگرانولار مافیک و لخته‌هاى مافیک عمدتاً از هورنبلند، بیوتیت، پلاژیوکلاز، اسفن، آپاتیت، مگنتیت و بندرت ارتوکلاز پرتیتى تشکیل شده‌اند، داراى ترکیب دیوریتى و کوارتزدیوریتى هستند و از گسیختگى ماگماهایى با ترکیب دیوریتى- کوارتزدیوریتى حاصل شده‌اند. این توده گرانیتوئیدى به همراه سنگهاى میزبانش توسط تعداد زیادى دایک آندزیتى ـ داسیتى قطع گردیده است.
توده گرانیتوئیدى زاهدان با سن میانگین ۳۲ میلیون سال(کمپ و گریفیس، ۱۹۸۲) داراى تاریخچه تشکیل بسیار پیچیده‌اى است و طیف وسیعى از شواهد ذوب‌بخشى سنگهاى دگرگونى میزبان، اختلاط ماگمایى و متاسماتیسم پتاسیک را نشان مى‌دهد. این توده گرانیتوئیدى از نوع ساب‌آلکالن، کالکوآلکالن، متالومین تا اندکى پرآلومین مى‌باشد و به گرانیتوئیدهاى نوع I و همچنین نوع Hss تعلق دارد. توده مورد نظر از نوع گرانیتوئیدهاى قوس‌قاره‌اى و همزمان با برخورد و همچنین جزء گرانیتوئیدهاى کوهزایى به حساب مى‌آید. بر اساس داده‌هاى حاصل از آنالیز میکروپروب آمفیبولها و استفاده از معادله پیشنهادى اشمیت(۱۹۹۲)، عمق جایگزینى توده گرانیتوئیدى زاهدان حدود ۹ کیلومترى از سطح زمین مى‌باشد. توده گرانیتوئیدى زاهدان حاصل فرورانش ورقه اقیانوسى سیستان به زیر ورقه قاره‌اى بلوک افغان است. سنگهاى گرانیتوئیدى و در برخى نقاط بخشى از سنگهاى میزبان آنها، دگرسانى پروپیلیتى، آرژیلیتى و سیلیسى گسترده‌اى را متحمل گردیده‌اند. همراه فرایندهاى دگرسانى گرمابى شواهدى از کانه‌زایى استیبنیت، اورپیمنت، مالاکیت، طلا، گوتیت، پیرولوزیت و … مشاهده مى‌شود.
Petrogenesis of Zahedan granitoidic pluton
with special reference to
the role of magma mixing
Abstract
Zahedan granitoidic pluton(۷۵۰Km۲) which it is a part of the Zahedan-Saravan granitoidic belt is located in the south of Zahedan city. It includes a wide variety of rocks such as granite, granodiorite, diorite and quartz-diorite. Mafic microgranular enclaves and mafic clots mainly composed of hornblende, biotite, plagioclase, sphene, apatite, magnetite and rarely perthitic orthoclase. They have dioritic to quartz-dioritic composition and resulted from distruption of dioritic to quartzdioritic magmas. This granitoidic pluton and it's surrounding rocks have been intruded by numerous andesitic to dacitic dikes.
Zahedan granitoidic pluton with ۳۲ Ma age(Camp $ Griffis, ۱۹۸۲) has a complex formational history and it shows a wide range of evidences of partial melting of surrounding metamorphic rocks, magma mixing and potassic metasomatism. Zahedan granitoidic pluton is subalkaline, calc- alkaline, metaluminous to weakly peraluminous, and it belongs to I-type granitoids and also Hss type granitoids. Zahedan granitoidic pluton is a continental arc granitoid and it belongs to syn-collision granitoids, and orogenic granitoids. Based on microprobe analyses of the amphiboles and using of Schmidt equation (۱۹۹۲), emplacement depth of Zahedan granitoidic pluton is estimated to be about ۹ Km from the surface. Granitoidic rocks and their country rocks have enhanced in some locations propylitic, argillitic and silicic alteration. Accompanied with alteration process, there are a lot of evidences of ore mineralization such as stibnite, orpiment, malachite, gold, goethite, and pyrolusite.
Keywords: Zahedan, granitoid, dike, metaluminous, magma mixing, gold, stibnite.
مقدمه
توده گرانیتوئیدی زاهدان بخشی از نوار گرانیتوئیدی زاهدان – سراوان می‌باشد و در فلیش‌های شرق ایران نفوذ کرده‌است. نفوذ این توده گرانیتوئیدی با دگرگونی مجاورتی سنگهای میزبان همراه بوده است. هدف از این تحقیق بررسی طیف ترکیبی واحدهای سنگی و پتروژنز این توده گرانیتوئیدی می‌باشد. با توجه به حضور گسترده آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک، گسیختگی توده‌های دیوریتی و کوارتز دیوریتی که از جمله شواهد اختلاط ماگمایی می‌باشند. در این مقاله، مبحث اختلاط ماگمایی با نگرش ویژه مورد بررسی قرار می‌گیرد.
بحث
در این مبحث تغییر و تحولات سازنده توده گرانیتوئیدی زاهدان را بر حسب ترتیب سنی نسبی(از قدیم به جدید) مورد بحث و بررسی قرار می‌دهیم. سپس ویژگیهای ژئوشیمیایی، نقش اختلاط ماگمایی و جایگاه تکتونیکی آنها را بررسی خواهیم کرد.
گرانیتها
گرانیتها و زیر مجموعه آنها بخش اندکی(حدود 25 درصد) از کل توده گرانیتوئیدی زاهدان را به خود اختصاص می‌دهند و غالباً در بخش‌های حاشیه‌ای توده نفوذی جای گرفته‌اند. آنها با سنگهای دگرگونی ناحیه‌ای عمدتاً متاپلیتی دارای ارتباط نزدیکی هستند و شواهد بارزی از میگماتیتزایی نشان می‌دهند(شکلهای 1 و2). این سنگهای گرانیتی دارای ترکیب کانی شناسی بسیار ساده و طیف سنگ‌شناسی زیر هستند: 1ـ بیوتیت گرانیتها، 2ـ آپلیتهای گرانیتی، 3ـ پگماتیتهای حاوی گارنت، مسکوویت و تورمالین 4ـ پگماتیتها و رگه‌های کوارتزی(به شکلهای 3 و4 نگاه کنید). لازم به ذکر است که این مجموعه توسط سنگهای گرانودیوریتی و دایکهای آندزیتی ـ داسیتی قطع گردیده‌اند.
دیوریتها و کوارتزدیوریتها
دیوریتها و کوارتزدیوریتها به صورت چندین استوک کوچک و بزرگ در چند محل رخنمون دارند و یا به صورت توده‌های کوچک و بزرگی به ابعاد دهها تا صدها متر همراه گرانودیوریتها به صورت آنکلاو یافت می‌شوند(شکل5). دیوریتها و کوارتزدیوریتها از هورنبلند و بیوتیت غنی هستند و پلاژیوکلاز و کوارتز تنها کانیهای روشن آنها می‌باشند، بندرت حاوی ارتوز هستند. اسفن، زیرکن، آپاتیت و مگنتیت کانیهای فرعی این سنگها می‌باشند. به نظر می‌رسد بخش عمده بیوتیتها حاصل متاسماتیسم پتاسیک تحمیل شده بر هورنبلندها می‌باشند(شکل6). دیوریتها و کوارتزدیوریتها توسط دایک و آپوفیزهای گرانودیوریتی و همچنین دایکهای آندزیتی ـ داسیتی قطع شده‌اند.
گرانودیوریتها
گرانودیوریتها و اعضاء وابسته به آنها(نظیر آپلیتها، پگماتیتها و رگه‌های سیلیسی) عمده‌ترین بخش توده گرانیتوئیدی زاهدان را به خود اختصاص می‌دهند و در گستره وسیعی رخنمون دارند(شکل7). گرانودیوریتها دارای ویژگیهای بارزی هستند که اهمّ آنها عبارتند از:
1ـ دارا بودن بافت گرانولار همبعد، دانه متوسط تا دانه ریز؛ 2ـ حضور همه جانبه هورنبلند سبز(شکل8)، 3ـ وفور اسفن و آپاتیت به عنوان کانیهای فرعی؛ 4ـ فقدان کانیهای دارای منشاء دگرگونی از جمله گارنت، آندالوزیت، کردیریت و ... ؛ 5ـ فقدان مسکوویت؛ 6ـ کمیاب بودن تورمالین به عنوان یک کانی سیلیکاته بردار؛ 7ـ رشد تأخیری پتاسیم فلدسپار و دربرگرفته شدن سایر کانیها توسط آن؛ 8 ـ وفور لخته‌های مافیک حاوی مقادیر قابل توجهی هورنبلند، بیوتیت و مگنتیت در مقیاس صحرایی، نمونه دستی و میکروسکپی؛ 9 ـ فراوانی آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک با ترکیب غالباً دیوریتی ـ کوارتز دیوریتی، 10ـ همراهی با قطب مافیک‌تر یعنی سنگهای دیوریتی و کوارتز دیوریتی؛ 11ـ گسیختگی آنکلاوها و شواهد اختلاط ماگمایی؛ 12ـ میرمکیت‌زایی و بیوتیت‌زایی به عنوان پدیده‌ای شایع؛ 13ـ فلسپاتزایی، میرمکیت‌زایی و بیوتیت‌زایی در آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک؛ 14ـ محدود شدن حضور آنکلاوهای دگرگونی یا زینولیت‌ها به حاشیه‌های توده نفوذی و کنتاکت آن با سنگهای دربرگیرنده. گرانودیوریتها توسط دایک بی‌شماری دایکهای آندزیتی ـ داسیتی قطع شده‌اند.
آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و نقش اختلاط ماگمایی
سنگهای گرانودیوریتی که حدود 70 درصد از حجم توده نفوذی زاهدان را به خود اختصاص می‌دهند دارای آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و لخته های مافیکی هستند که عمدتاً از هورنبلند، بیوتیت، پلاژیوکلاز تشکیل شده‌اند و دارای ترکیب دیوریتی و کوارتزدیوریتی می‌باشند. شواهدی از گسیختگی آنکلاوها در نقاط مختلف مشاهده شده‌است(شکل 9). در نیمه شرقی توده گرانیتوئیدی زاهدان در حوالی روستاهای محمد آباد، علی‌گری، سیاه‌شیر و کوچکی شواهد بارزی از حضور انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، گسیختگی آنکلاوها و اختلاط ماگمایی به وضوح دیده می‌شود(ولیزاده و همکاران، 1380) . یافت شدن چند توده نفوذی کوچک دیوریتی همراه با مکانهای تمرکز آنکلاوها در شرق روستای محمدآباد(شمال‌غرب پاسگاه قطار‌خنجک)، شرق روستای علی‌گری، جنوب روستای سیاه‌شیر، شمال روستای کوچکی و توده‌های دیوریتی دیگر در امتداد دره منتهی به تنگه ندام، استنباط ما را در مورد مشتق شدن آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک از گسیختگی توده‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی یا اختلاط ماگمای دیوریتی با ماگمای گرانودیوریتی تأیید می‌نماید. آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و لخته های مافیک عمدتاً از ترکیب کانی‌شناسی مشتمل بر هورنبلند، بیوتیت، پلاژیوکلاز، اسفن، آپاتیت و مگنتیت تشکیل شده‌اند و از لحاظ سنگ‌شناسیب دارای ترکیب دیوریتی و کوارتزدیوریتی می‌باشند(شکل 10). در طی گسیخته شدن ماگمای دیوریتی، تشکیل آنکلاوها و راهیابی آنها به درون مذاب سازنده سنگهای گرانودیوریتی(شکلهای 11 و 12)، واکنشها و فعل و انفعالاتی بین ماگمای سازنده گرانودیوریتها و آنکلاوها صورت گیرفته‌است. بارزترین این واکنشها انتشار پتاسیم از ماگمای گرانودیوریتی به درون آنکلاوها می‌باشد. در اثر انتشار پتاسیم و راهیابی آن به آنکلاوها هورنبلندسبز به تدریج به بیوتیت تبدیل گردیده است. میزان تبدیل شدگی بسیار متغیر است و ابتدا به صورت تشکیل پولکها یا تیغه‌های کوچک بیوتیت در امتداد کلیواژها، شکستگی‌ها، شکافها، حاشیه‌ها و مرز بین دانه‌ها آغاز می‌گردد. ولی در موارد پیشرفته‌تر ممکن است بلور هورنبلند بطور کامل به بیوتیت تبدیل شده‌باشد. تغییر دیگری که صورت می‌گیرد تبدیل تدریجی پلاژیوکلاز به ارتوز می‌باشد. تبدیل شدگی پلاژیوکلاز به ارتوز، گاهی اوقات بقدری گسترده است که بخش قابل توجهی از زمینه سنگ بطور یکنواخت از ارتوز تشکیل می‌گردد. در چنین مواقعی معمولاً مقداری از پلاژیوکلازها از این جایگزینی مصون مانده‌اند و یا اینکه فقط بخشی از آنها به ارتوز تبدیل گردیده است. در شرایط پیشرفته‌تر فقط شبحی از پلاژیوکلازها باقی مانده است. در طی این تغییر و تحولات بلورهای کرمی شکل کوارتز(میرمکیت) نیز تشکیل می‌گردند و در درون ارتوز به صورت ادخال مشاهده می‌شوند. در بعضی مواد بلورهای ارتوز تازه تشکیل شده که غالباً نیز بی‌شکل هستند، ارتوزهای پرتیتی تعداد زیادی از سایر کانیها نظیر هورنبلندسبز، بیوتیت، اسفن، زیرکن، آپاتیت، مگنتیت و بقایای پلاژیوکلاز را به صورت ادخال دربرمی‌گیرند.
دایکها
هزاران دایک آندزیتی – داسیتی توده گرانیتوئیدی زاهدان را قطع می‌کنند. نحوه توزیع دایکها و ارتباط آنها با یکدیگر نشان می‌دهد که دایکهای مورد نظر غالباً به موازات یکدیگر رخنمون دارند(شکل13) ولی در بعضی موارد یکدیگر را قطع می‌کنند. دایکها معمولاً در امتداد طول خود با تغییر ضخامت همراه هستند ولی بطور متوسط ضخامت دایکها 2 تا 8 متر است. شواهد مورفولوژی نشان می‌دهد که این دایکها از نوع دایکهای سین- پلوتونیک یا تقریباً همزمان با توده نفوذی می‌باشند(پیچر، 1993). دایکها در مجموع دارای ترکیب آندزیتی – داسیتی می‌باشند و از کانی‌شناسی بسیار ساده‌ای مشتمل بر هورنبلند سبز یا قهوه‌ای، بیوتیت، پلاژیوکلاز، کوارتز، اسفن، مگنتیت و پیریت می‌باشند(شکل14). در 2 کیلومتری شمال ورودی دره منتهی به تنگه ندام، نحوه ظهور دایکها یا سنگهای آندزیتی به اوج تجلی خود رسیده است. در این محل سنگهای آندزیتی گنبدی به بلندی حدود 80 متر و سطح مقطعی بیضی‌شکل به قطر حدود 300 متر را تشکیل می‌دهند که با افزایش ارتفاع از سطح زمین، قطر آن کاسته می‌شود، بطوریکه در قسمت فوقانی، قطر آن به کمتر از 100 متر می‌رسد. در این گنبد درزه‌های ستونی یا به عبارتی ستونهای منشوری جالبی به ارتفاع حداکثر 20 متر دیده می‌شوند که منظره‌ای بسیار جالب را به نمایش می‌گذارند.
رده بندی و نامگذاری
مطابق رده بندی شیمیایی دبون و لوفور(1983) که بر اساس استفاده از مقادیر کاتیونی و تعریف پارامترهای P
ژئوشیمی، پتروژنز و جایگاه تکتونیکی
با توجه به دیاگرمهای ارائه شده توسط ویلسون (1990) ، چپل(1999) و چپل و وایت (2001)(شکلهای 16 و 17) گرانیتوئیدهای زاهدان از نوع کالکوآلکالن، متالومین و نوع I هستند. گرانودیوریتها که حدود 75 درصد حجمی توده گرانیتوئیدی زاهدان را به خود اختصاص می‌دهند حاوی مگنتیت هستند و با توجه به رده بندی تاکاهاشی و ایشیهارا(1980) به سری مگنتیت تعلق دارند. 25 درصد بقیه که گرانیتها یا به عبارتی گرانیتهای حاوی بیوتیت(به عنوان تنها کانی مافیک) را شامل می‌شوند، فاقد مگنتیت و حاوی ایلمنیت می‌باشند و به سری ایلمنیت تعلق دارند.
اگر تغییر و تحولات توده گرانیتوئیدی زاهدان را با تقسیم‌بندی گرانیتوئیدها به وسیله کاسترو و همکاران(1991) مقایسه کنیم نتیجه می‌گیریم که گرانودیوریت‌های زاهدان با نوع Hss تشابه بیشتری نشان می‌دهند. مطابق نظر کاسترو و همکاران(1991)، گرانیتوئیدهای نوع Hss، گرانیتوئیدهای دو‌رگه‌ای هستند که در آنها میزان مشارکت قطبهای ماگمایی مافیک و فلسیک متغیر بوده و می‌‌تواند کمتر، مساوی یا بیشتر باشد. در اثر اختلاط ماگمایی و همگن‌شدن نهایی مذابها، خصوصیات اولیه هر یک از مذابها تقریباً از بین می‌رود، لیکن از طریق شواهد صحرایی(به عنوان مثال حضور آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و لخته‌های مافیک در زونهای اختلاطی) می‌توان تا حد زیادی به ماهیت اولیه آنها پی برد. آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک، متاسماتیسم و تحلیل رفتگی پلاژیوکلازها از جمله شواهدی هستند که به کمک آنها می‌توان ماهیت قطبهای مذاب اولیه و تغییر و تحولات صورت گرفته را مشخص نمود (کاسترو و همکاران،1991). مطابق نظر نامبرده و همکاران گرانیتوئیدیهای نوع Hss دارای ترکیب گرانودیوریتی‌ـ تونالیتی می‌باشند و حاوی آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک فراوانی هستند، در آنها لخته‌ها یا تجمعات مافیک متشکل از هورنبلند و بیوتیت و تحلیل رفتگی پلاژیوکلاز و فلدسپاتزایی مشاهده می‌شود. باتوجه به آنچه ذکر شد، به نظر می‌رسد گرانودیوریت‌های زاهدان دارای بیشترین تشابه با گرانیتوئیدهای نوع Hss می‌باشند، کلیه شواهد زمین‌شناسی منطقه‌ای، صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی این موضوع را تأیید می‌کنند.
با توجه به نمودارهای تفکیک جایگاه تکتونیکی گرانیتوئیدها(مانیار و پیکولی، 1989 و پییرس و همکاران، 1984) توده گرانیتوئیدی زاهدان از نوع گرانیتوئیدهای کوهزایی نوع قوس قاره‌ای و از نوع همزمان با برخورد می‌باشند. تشکیل توده گرانیتوئیدی زاهدان حاصل فرورانش ورقه اقیانوسی سیستان به زیر ورقه قاره‌ای بلوک افغان است. در مقاله تیرول و همکاران(1983) نیز مدلی برای فرورانش بلوک لوت به زیر بلوک افغان ارائه شده است که مؤید این نتیجه‌گیری می‌باشد.
سنگهای سازنده توده گرانیتوئیدی زاهدان در برخی نقاط تحت تأثیر دگرسانی پروپیلیتی، آرژیلیتی و سیلیسی گسترده‌ای را متحمل گردیده‌اند. همراه فرایندهای دگرسانی گرمابی چندین اندیس از کانه‌زایی استیبنیت، اورپیمنت، مالاکیت، طلا، گوتیت، پیرولوزیت و … صورت گرفته است. معدن قدیمی طلای درگیابان، اندیس طلا و استیبنیت توزگی و اندیس استیبنیت شهداد آباد از جمله این موارد هستند(صادقیان، 1383).
نتیجه‌گیری
توده گرانیتوئیدی زاهدان که بخشی از نوار گرانیتوئیدی زاهدان ـ سراوان می‌باشد تنوعی از سنگهای گرانیتی، گرانودیوریتی، دیوریتی ـ کوارتزدیوریتی و آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک را دربرمی‌گیرد. آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و لخته‌های مافیک شواهد بارز اختلاط ماگمایی هستند. این توده گرانیتوئیدی از نوع ساب‌آلکالن، کالکوآلکالن، متالومین تا اندکی پرآلومین می‌باشد و به گرانیتوئیدهای نوع I و همچنین نوع Hss تعلق دارد. توده مورد نظر جزء گرانیتوئیدهای کوهزایی نوع قوس‌قاره‌ای و همزمان با برخورد است. توده گرانیتوئیدی زاهدان حاصل فرورانش ورقه اقیانوسی سیستان به زیر ورقه قاره‌ای بلوک افغان است.
منابع
صادقیان، محمود(1383) ماگماتیسم، متالوژنی و مکانیسم جایگزینی توده گرانیتوئیدی زاهدان، رساله دکتری، دانشکده علوم دانشگاه تهران، گروه زمین شاسی، 450 صفحه.
ولیزاده، م. و.، صادقیان، م. و اکرمی، م. ع.(1380) آنکلاوها و پترولوزی گرانیت(ترجمه)، انتشارات دانشگاه تهران، 823 صفحه.
Camp, V.E. and Griffis, R.J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 15/3, 221-239.
Castro, A., Moveno - Ventas, I. De La Rosa, J. D., (1991) H - type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granite - type classification and nomeclature. Earth - Science Reviews. 31. 237 – 253.Chappell, B W, and White, A J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8, 173-174.
Chappell, B W, and White, A J. R. (2001) Two contrasting granite types. 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences, Vol. 48, 489-499.
Chappell, B W. (1999) Aluminium saturation in I- and S type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46, 535-551.
Debon, F., Lefort, P., (1983) A chemical mineralogical classification of common plutonic rock and association, R. Soc. Edinb., Trans., 73. 135-149.
Maniar, P. D. and Picooli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids, Geo. Soc. of Am. Bull., Vol. 101 , P. 635 – 643 .
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Thindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock, Journal of Petrology, 25: 956 – 983).
Pitcher, W. S. (1993) The nature and origin of granite, Chapman $ Hall publications, 321 pp.
Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110: 304 – 310.
Takahashi, M., Aramaki, S. and Ishihara, S. (1980) Magnetite-series/Ilmenite-series vs. I-type/S-type granitoids, Mining geology special issue, No. 8, p. 13-28.
Tirrul, R., Bell, I.R., Griffis, R.J. and Camp, V.E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geol. Soc. Am. Bull., 94, 134-150.
Wilson, M.(1990) Igneous petrogenesis a global tectonic approach, Unwin Hyndman Land publication