پترولوژی و ژئوشیمی مجموعه‌های پلوتونیک منطقه مریوان واقع در زون سنندج - سیرجان

نویسندگان

1 1 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران

2 2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه تربیت معلم، تهران، ایران

چکیده

مجموعه‌های پلوتونیک منطقه مریوا‌ن که از دو گونه سنگ‌های پلوتونیک با ﻣﻨﺸﺄ متفاوت تشکیل شده‌اند، در شمال‌غرب نوار دگرگونی سنندج - سیرجان واقع هستند. واحدهای چینه‌ای مناطق اطراف آنها شامل فیلیت، سنگ آهک و سنگ‌های آتشفشانی با سن کرتاسه- پالئوسن و مارن، ماسه‌سنگ و شیل با سن الیگو- میوسن هستند. دو مجموعه پلوتونیک موجود در منطقه عبارتند از: (1) مجموعه گرانیتوئیدهای واقع در شمال‌غرب مریوان که بیشتر از سینوگرانیت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت تشکیل شده است. این سنگ‌ها از نظر ژئوشیمی آلکالی - کلسیک منیزیم‌دار تا کالک - آلکالی منیزیم‌دار، ساب‌آلکالن (کالک‌آلکالن)، پرآلومین و از تیپ S هستند. این مجموعه از نظر کانی‌شناسی و ژئوشیمیایی ویژگی‌های گرانیت‌های همزمان با کوهزایی(Syn–Collision) را نشان می‌دهند، (2) مجموعه گابرو - دیوریت - کوارتزدیوریت در جنوب شرق مریوان که از سنگ‌های پلوتونیک مختلف مانند گابرو، دیوریت و کوارتزدیوریت تشکیل شده است. این سنگ‌ها از نظر ژئوشیمی ساب آلکالن (کالک آلکالن)، متاآلومین، کلسیک منیزیم‌دار و از تیپ I هستند. سنگ‌های این مجموعه ویژگی‌های سنگ‌های پلوتونیک مشتق شده از گوشته فوقانی را نشان می‌دهند. شایان ذکر است که بلوک‌هایی از مجموعه تیپ I به وسیله سنگ‌های مجموعه تیپ S در بر گرفته شده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrology and geochemistry of the plutonic complexes of the Marivan area, Sanandaj-Sirjan zone

نویسندگان [English]

  • Ahmad Ranin 1
  • Ali Asghar Sepahi Garoo 1
  • Hossein Moin Vaziri 2
  • Farhad Aliani 1
چکیده [English]

The plutonic complexes of Marivan area, composed of two types of plutonic rocks of different genesis, are situated in the northwest of Sanandaj-Sirjan metamorphic belt. The stratigraphical units of the area are phyllite, limestone, volcanic rocks of the Cretaceous-Paleocene age, marl, sandstone and shale of the Oligo-Miocene age. Two plutonic complexes of the area are: (1) The granitoid complex of NW Marivan which is composed of syenogranite, monzogranite and granodiorite. Geochemically, these rocks are magnesian alkali-calcic to magnesian calc-alkali, sub-alkaline (calc-alkaline), peraluminous and are S-type. From geochemical and mineralogical aspects, this complex resembles the syn-collision granites. (2) The gabbro-diorite-quartz diorite complex of SE Marivan is composed of various plutonic rocks including gabbro, diorite and quartz diorite. Geochemically, these rocks are sub-alkaline (calc-alkaline), metaluminous, magnesian calcic and are I-type. Rocks of this complex show characteristics of plutonic rocks derived from upper mantle sources. It is worth to note that blocks of I-type complex are surrounded by rocks of S-type complex.

کلیدواژه‌ها [English]

  • I
  • I-type
  • S-type
  • Type
  • S
  • Sanandaj-Sirjan
  • Sanandaj
  • Sirjan
  • granitoid
  • Marivan

مقدمه

 

پترولوژی سنگ‌های گرانیتی یکی از موضوع‌هایی است که از دیرباز مورد توجه زمین‌شناسان قرار داشته است؛ به‌طوری که از نظر منشأ و محیط تکتونیکی تقسیم‌بندی‌های متنوعی برای آنها به‌کار رفته است که در این مقاله نیز از برخی از آنها استفاده شده است. یکی از مهمترین تقسیم‌‌بندی‌ها تفکیک گرانیت‌ها به انواع I و S بوده است که توسط (Chappell and White 1974) بر مبنای ویژگی‌های زمین‌شناسی مختلف آنها صورت گرفته است. به مرور طبقه‌بندی‌های ژنتیک و موقعیت تکتونیکی به تقسیم‌بندی گرانیت‌ها اضافه شده است.

در منطقه مریوان تاکنون مطالعات زیادی بر روی سنگ‌های پلوتونیک صورت نگرفته است. از جمله مطالعات معدودی که در مناطق مجاور انجام شده است می‌توان به آرین (1378) اشاره نمود. در این مقاله با استفاده از ویژگی‌های صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی، پتروژنز و جایگاه تکتونیکی مجموعه‌های پلوتونیک منطقه بررسی شده است.

 

روش انجام پژوهش

پتروگرافی، پتروژنز و نیز فرآیندهای مرتبط با تشکیل مجموعه‌های پلوتونیک منطقه مریوان از اهداف اصلی این پژوهش است. پس از چند نوبت عملیات صحرایی، 100 نمونه از سنگ‌های آذرین و دگرگونی برداشت شد. سپس تعداد 70 مقطع نازک برای مطالعات پتروگرافی تهیه شد. پس از آن، تعداد 18 نمونه از سنگ‌های دو مجموعه پلوتونیک و سنگ‌های دگرگونی مجاور آنها به روش XRF با دستگاه PW2004 در آزمایشگاه کانساران بینالود تهران آنالیز شد.

سپس با استفاده از نرم افزارهای GCDkit، Newpet، CorelDraw و Excel نمودارها و نقشه های لازم تهیه شدد. با استفاده از داده‌های صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی به تفسیر پتروژنز و محیط تکتونیکی این مجموعه‌های پلوتونیک پرداخته شده است.

موقعیت زمین‌شناسی

منطقه مورد مطالعه در زون سنندج- سیرجان واقع شده است که 1500 کیلومتر طول و 200 کیلومتر پهنا دارد. بیشترین سنگ‌های رخنمون یافته دراین زون مربوط به دوران مزوزوئیک است در حالی‌که نهشته‌های مربوط به دوران پالئوزوئیک به‌ندرت در قسمت شمال غربی زون رخنمون دارند، اما در قسمت‌های جنوب شرقی رخنمون آنها بیشتر است. سنگ‌های نفوذی موجود در این زون متنوع بوده، اما بیشتر از نوع فلسیک بوده، دارای سن مزوزوئیک هستند.

 محجل و سهندی (1378) زون سنندج - سیرجان را از جنوب غرب به طرف شمال شرق به پنج زیر زون تقسیم کرده‌اند که عبارتند از: (1) زیر زون رادیولاریتی؛ (2) زیر زون بیستون؛ (3) زیر زون افیولیتی؛ (4) زیر زون حاشیه‌ای،، و (5) زیر زون با دگر شکلی پیچیده.

براساس تقسیم‌بندی فوق، منطقه مورد مطالعه بخشی از زیر زون با دگر شکلی پیچیده است و از ویژگی‌های مهم آن وجود سنگ‌های شدیداً دگر شکل یافته و فراوانی واحدهای شیستی، فیلیتی و متاولکانیک است. به‌عقیده ایشان، این زیر زون با داشتن دو دگرشکلی ناحیه‌ای عمده، اولی با فرورانش پوسته اقیانوسی تتیس جوان و ایجاد کمربند آتشفشانی به سن ژوراسیک پسین - کرتاسه آغازین و دیگری با برخورد سکوی عربی به صفحه ایران در کرتاسه پسین همراه با نفوذ توده‌های پلوتونیک متنوع، از دیگر زیر زون‌های فوق متمایز می‌شود.

در منطقه مورد مطالعه دو مجموعه پلوتونیک، یکی در 25 کیلومتری جنوب شرق مریوان و دیگری در 15 کیلومتری شمال غرب مریوان در حد فاصل طول‌های جغرافیایی 00َ 46 تا َ30 46 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ´20 º 35 تا´40º35 شمالی مشخص است (شکل 1). واحدهای چینه‌ای در برگیرنده توده‌ها شامل فیلیت، سنگ آهک و سنگ‌های آتشفشانی با سن کرتاسه - پالئوسن هستند. زمان بالاآمدن توده شمال‌غرب مریوان به‌خوبی مشخص نیست، اما از آن جهت که هاله دگرگونی مجاورتی در سنگ‌های مربوط به کرتاسه ایجاد کرده است، سن آن به بعد از این زمان تعلق دارد. با توجه به تعیین سن‌های مربوط به توده‌های نفوذی (بین 27 تا 42 میلیون سال) احتمالاً مرتبط با کوه‌زایی پیرنئن هستند (معین‌وزیری و همکاران، 1387).

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی خلاصه‌شده منطقه مورد مطالعه

(با تغییر از نقشه زمین‌شناسی 250000/1 سازمان زمین‌شناسی کشور).

 


پتروگرافی

1 - نفوذی‌های جنوب‌شرق مریوان

کشیدگی این مجموعه در راستای گسل رورانده زاگرس قرار گرفته است. تماس این مجموعه با سنگ‌های اطراف به‌صورت گسلی است، به‌همین علت، تفکیک زون‌های دگرگونی در این منطقه دشوار است. در اطراف این توده اغلب واحدهای دگرگونی با درجه کم مشاهده می‌شود. همچنین در اطراف این توده بلوک‌های تکتونیکی از سنگ‌های الترامافیک هم برونزد دارد. سنگ‌های مجموعه جنوب شرق مریوان که از تفریق یک ماگمای واحد تشکیل شده‌اند، شامل گابرو، دیوریت و کوارتزدیوریت هستند که در زیر به پتروگرافی آنها اشاره می‌شود.

 

1-1- گابرو

بافت سنگ‌های گابرویی اغلب نیمه‌شکل‌دار گرانولار و اندازه دانه‌های آنها از ریز تا درشت متغیر است. این واحد در اثر عوامل تکتونیکی به شدت دگرشکل شده است. پلاژیوکلاز بیشترین کانی موجود در سنگ‌های این مجموعه است که گاهی تا حدود 60 درصد حجم کل سنگ‌ها را تشکیل می دهد (شکل 2- (a. اندازه بلورهای پلاژیوکلاز از 1 میلی‌متر تا 1 سانتی‌متر (ساخت پگماتوئیدی) و اغلب بی‌شکل تا شکل‌دار هستند. آمفیبول موجود در این سنگ‌ها حدود 20 تا 30 درصد حجم کلی سنگ را تشکیل می‌دهد و اغلب بلورهای آن شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار است. کلینو پیروکسن به اورالیت دگرسان شده است. رگه‌های غنی از کلسیت و کلینو زوئیزیت در این سنگ مشاهده می‌شود. ایلمنیت به لوکوکسن و اسفن تجزیه شده، اما اسکلت ایلمنیت هنوز باقی است.

 

 

شکل 2- a) تصویر میکروسکوپی از گابروی جنوب‌شرق مریوان، b) تصویر میکروسکوپی از دیوریت دگرسان‌شده در جنوب‌شرق منطقه مورد مطالعه، و c) سنگ کوارتزدیوریت (Cpx = کلینوپیروکسن، Pl = پلاژیوکلاز، Qtz = کوارتز، Url = اورالیت و Hb = هورنبلند).

1-2- دیوریت

 بافت موجود در دیوریت‌ها اغلب ساب هدرال گرانولار است. پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها بیشترین حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهند و نسبت به گابروها کمتر دگرسان شده‌اند (شکل2- b). پلاژیوکلاز اغلب به کانی‌های ثانویه‌ای مثل اپیدوت و گاه سریسیت تبدیل شده‌اند. پیروکسن موجود در این سنگ‌ها کم و اغلب از نوع کلینوپیروکسن است. اپیدوت آن از نوع کلینوزوئیزیت است. آمفیبول موجود در این سنگ از نوع اکتینولیت و به‌صورت بی شکل است.

 

1-3- کوارتزدیوریت

 کوارتزدیوریت سنگ دیگری از این مجموعه است که بافت آنها نیمه‌شکل‌دار گرانولار بوده، میزان کوارتز موجود در این سنگ نسبت به دیوریت‌های منطقه بیشتر است. بلورهای پلاژیوکلاز به صورت نیمه شکل‌دار بوده، گاهی کینک باند در آن دیده می‌شود. در این سنگ کانی‌های دیگری نظیر بیوتیت و آمفیبول نیز دیده می‌شود (شکل 2- c).

 

2- نفوذی‌های شمال‌غرب مریوان

این مجموعه شامل سینوگرانیت، مونزوگرانیت و گرانودیوریت و حاصل از تفریق یک ماگمای فلسیک هستند که در اینجا به پتروگرافی آنها پرداخته می‌شود.

 

2-1- مونزوگرانیت

این سنگ‌ها دارای بافت هیپیدیومورف گرانولار و نیز بافت های حاصل از دگرگونی دینامیک از جمله تبدیل اورتوکلاز به میکروکلین، خمیدگی بیوتیت‌ها، شکستگی و تبلور مجدد در کوارتزها، دگرشکلی‌های حاشیه‌ای بلورهای فلدسپار و میرمکیتی شدن (شکل 3 -a) هستند.

کانی‌های سازنده این سنگ‌ها شامل کوارتز حدود (%30)، آلکالی فلدسپار (%35-30)، پلاژیوکلاز (%30-25)، بیوتیت (%15-10) و همراه با کانی‌های فرعی شامل آپاتیت و زیرکن است.

 

2-2- گرانودیوریت

این سنگ‌ها محدوده بیشتری از مجموعه شمال غرب مریوان را تشکیل می‌دهند. واضح‌تری به دلیل تأثیر نیروهای تکتونیکی بر بلورهای بیوتیت و فلدسپار، این سنگ‌ها جهت یافتگی دارند. دارای بافت نیمه‌شکل‌دار گرانولار، میرمکیت و کنسرتال (Consertal) بوده، اندازه دانه‌های آن متوسط تا درشت‌دانه است. این سنگ‌ها دارای کانی‌های پلاژیوکلاز (%40-35)، کوارتز (%30-25)، بیوتیت (%15-10) و آلکالی‌فلدسپار (%20-15) هستند (شکل 3- b). اندازه دانه‌های پلاژیوکلاز 5/0 تا 1 سانتی‌متر و شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار هستند. گاهی دارای زونینگ و گاهی دگرسان شده‌اند.

بلورهای کوارتز بی‌شکل، دارای خاموشی موجی و بافت مضرس هستند. برخی از بلورهای آلکالی فلدسپار (اورتوکلاز) دگرشکل شده، ضمن دگرشکلی به میکروکلین تغییر یافته و در حاشیه آنها پدیده میرمکیتی شدن نمایان است. دیگر کانی‌های تشکیل دهنده این سنگ‌ها شامل آپاتیت، زیرکن، مسکوویت و کلریت هستند.

 

 

شکل 3– a) تصویر میکروسکوپی از بافت میرمکیت در گرانیت‌ها، b) گرانودیوریت منطقه مورد مطالعه، c) تصویر میکروسکوپی از سینوگرانیت، d) تصویر میکروسکوپی از هورنفلس کالک‌سیلیکاته دانه‌ریز میلونیتی، e) آمفیبول‌هورنفلس (PPL) (Myr = میرمکیت، Or = ارتوکلاز، Qtz = کوارتز، Bi = بیوتیت، Pl = پلاژیوکلاز، Amph = آمفیبول و Ep = اپیدوت).

 


2-3- سینوگرانیت

این واحد در قسمت شمالی توده رخنمون دارد. این سنگ‌ها دانه متوسط تا دانه‌درشت و به‌رنگ خاکستری و اغلب دارای بافت نیمه‌شکل‌دار گرانولار، میرمکیت و کنسرتال هستند. کانی‌هایی که در مقطع نازک این سنگ‌ها دیده می‌شوند، شامل کوارتز (%30-25)، آلکالی‌فلدسپار (%40-30)، پلاژیوکلاز (%20-15)، بیوتیت (%10-5) و کانی‌های فرعی شامل آپاتیت، زیرکن، مسکوویت و کانی‌های فلزی هستند. رشد توأم کوارتز با پلاژیوکلاز سبب ایجاد بافت میرمکیت شده است. آلکالی فلدسپار اغلب از نوع ارتوکلاز و گاهی اورتوکلاز و میکروکلین است. بیوتیت‌ها بر اثر تنش‌های وارده دارای خمیدگی هستند (شکل 3-c).

 

2-4- دایک‌های اسیدی

مجموعه‌های گرانیتوئیدی توسط رگه‌های سیلیسی و دایک‌های آپلیتی قطع شده است. در آپلیت‌ها ارتوکلاز کانی اصلی است که تا حدود 40 درصد حجم سنگ را تشکیل می‌دهد و به صورت نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود. کوارتز دومین کانی از لحاظ فراوانی در این سنگ‌هاست که حدود 20 تا 30 درصد حجم کلی سنگ را اشغال می‌کند. بیشتر بلورهای کوارتز بی‌شکل هستند و دارای بافت مضرس و خاموشی موجی هستند. بیوتیت در این دایک‌ها به مقدار بسیار کم دیده می‌شود.

در قسمت جنوب شرقی این مجموعه (روستای برده رشه) بلوک‌هایی از واحد سنگی دیگری رخنمون دارد که ویژگی‌های سنگ‌شناسی آن به توده گابرو- دیوریت-کوارتزدیوریت جنوب شرق مریوان شباهت دارد و ترکیب آن درحد کوارتز دیوریت است.

 

3- سنگ‌های هاله دگرگونی اطراف توده شمال‌غرب مریوان

در اطراف مجموعه گرانیتوئیدی شمال‌غرب مریوان، هاله دگرگونی مجاورتی قابل مشاهده است. این هاله دگرگونی با درجه دگرگونی کم تحت‌ تأثیرگرمای توده نفوذی قرار گرفته و باعث تشکیل هورنفلس کالک‌سیلیکاته و آمفیبول هورنفلس شده است. کانی‌های تشکیل‌دهنده هورنفلس‌های کالک‌سیلیکاته به‌علت میلونیتی‌شدن، در نمونه‌دستی قابل تشخیص نیستند. بافت این سنگ‌ها گرانوبلاستیک ریز‌دانه است. کوارتز، بیوتیت، اپیدوت، آلبیت، کلسیت و آمفیبول از کانی‌های تشکیل‌دهنده این هورنفلس‌هاست (شکل 3-d). کوارتز به‌صورت کانی بی‌شکل و دانه‌ریز دیده می‌شود. کلسیت هم به‌صورت پراکنده در متن و هم به‌صورت رگه‌های نازک در مقاطع دیده می‌شود که نشان می‌دهد سنگ مادر این هورنفلس‌ها کربناته یا مارن بوده است. کانی‌های تشکیل‌دهنده آمفیبول هورنفلس‌ها شامل آمفیبول، کوارتز، بیوتیت، کلسیت و اپیدوت است. آمفیبول فراوان‌ترین کانی موجود در این سنگ است که به‌صورت منشورهای باریک در مقطع نازک دیده می‌شود. آمفیبول آن از نوع سدیک- کلسیک است (شکل 3-e).

رگه‌های کلسیت موجود در این سنگ‌ها در نمونه‌دستی نیز قابل مشاهده است. اپیدوت در این سنگ‌ها هم به‌صورت رگه‌ای و هم در زمینه سنگ دیده می‌شود. این پدیده نشان می‌دهد که فشار و حرارت لازم برای تشکیل رگه با زمینه اصلی سنگ تقریباً شبیه هم بوده‌اند.

با توجه به کانی‌شناسی این سنگ‌ها، سنگ مادر این سنگ‌ها متابازیت، مارن و سنگ‌های کربناته بوده است. با توجه به مجموعه کانی‌شناسی، حداکثر دمای تشکیل هاله دگرگونی از 500 درجه سانتی‌گراد بالاتر نرفته است. یک ماگمای گرانیتی با دمای حدود 700 الی 750 درجه سانتی‌گراد می‌تواند تأمین‌کننده چنین دمایی باشد.

4- مطالعه انکلاوها

یکی از مهمترین انواع انکلاوهای موجود در گرانیتوئیدها، انکلاوهای میکروگرانولار هستند .(Didier and Roques, 1959) این انکلاوها عمدتاً بیضوی شکل هستند و در مقایسه با سنگ‌های میزبان خود به دو نوع مافیک و فلسیک تقسیم می‌شوند. نوع مافیک معمولاً از اختلاط ناقص ماگمای مافیک و فلسیک به‌وجود می آید(Barbarin, 1988) . وجود انکلاو های دانه‌ریز مافیک با مرزهای مشخص و شکل کروی و فاقد بافت‌های رسوبی یا دگرگونی، از جمله شواهد صحرایی اختلاط ماگمایی هستند(Didier, 1984). Clemens و Wall (1984) انکلاوهای میکروگرانیتوئید را تجمعات کانی‌‌های زود تبلوریافته در مخزن ماگمایی در نظر گرفته‌‌اند، اما Vernon (2007) معتقد است که انکلاوهای میگروگرانیتوئید در گرانیت‌‌ها دارای منشأ ماگمایی هستند و رستیت به‌حساب نمی‌آیند. انکلاوهای میکروگرانیتوئید ساختارهای آذرین ریز مقیاسی دارند و شواهد بافتی- ایزوتوپی حاکی از اختلاط ماگمای فلسیک نوع S با ماگمای مافیک را نشان می‌دهند (Vernon, 2007). انکلاوهای سورمیکاسه در گرانیت‌های آناتکسی همراه با میگماتیت‌ها، فراوان هستند. انکلاوهای سورمیکاسه اغلب کوچک (به‌طول چند سانتی‌متر) و عدسی‌شکل هستند. مقدار بیوتیت در آنها زیاد است و غالباً حاوی مسکوویت و سایر کانی‌های غنی از Al (سیلیمانیت، آندالوزیت، کردیریت، کرندوم، اسپینل وگارنت) نیز هستند.

White و Chappell (1977) برای تشکیل انکلاوهای غنی از میکا (سورمیکاسه) مدل رستیتی را پیشنهاد کرده‌اند. در این مدل انکلاوهای موجود در گرانیتوئیدها به‌عنوان بقایای جامد ذوب‌نشده حاصل از آناتکسی سنگ‌های پوسته‌ای در نظر گرفته شده‌اند. انکلاوهای میکروگرانولار مجموعه گرانیتوئید شمال غرب منطقه دارای اشکال بیضوی و ندرتاً کروی بوده، قطر آنها به حدود 20 سانتی‌متر هم می‌رسد (شکل 4- a). ترکیب این انکلاوها از میکروتونالیت تا میکروگرانودیوریت متغیر است. پلاژیوکلاز کانی اصلی تشکیل‌دهنده این انکلاوها است که حدود 30 تا 40 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهد. دومین کانی موجود در این انکلاوها کوارتز است که حدود 25- 20 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهد که نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار است و بر اثر عملکرد حرکات تکتونیکی (دینامیکی) دارای خاموشی موجی و بافت مضرس است. ارتوکلاز حدود 15-5 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می دهد. مقدارکانی‌های تیره موجود در انکلاوها نسبت به سنگ‌های در برگیرنده خود فراوانتر است و به 20 تا 30 درصد می رسد. این انکلاوها احتمالاً از فازهای سریع سرد شده و قدیمیتر مجموعه پلوتونیک حاصل شده‌اند. انکلاوهای سورمیکاسه (رستیتی) موجود در این مجموعه از نوعی انکلاوهای دارای کانی‌های آلومینیم‌دار هستند که غنی از بیوتیت هستند. این انکلاوها دارای بافت دگرگونی هستند. کانی‌های فرعی موجود در انکلاوهای رستیتی شامل آندالوزیت (شکل 4- b)، مسکوویت، آپاتیت، زیرکن و تورمالین هستند. این انکلاوها احتمالاً باقیمانده ذوب بخشی سنگ‌های رسوبی دگرگون شده مربوط به پوسته فوقانی هستند.

 

شکل 4- a) انکلاو دانه‌ریز مافیک (MME) در گرانیتوئید شمال‌غرب مریوان، b) انکلاو غنی از میکا که کانی آندالوزیت (And) نیز در آن مشاهده می‌شود.

 

ژئوشیمی

برای بررسی ویژگی‌های ژئوشیمیایی توده‌های نفوذی منطقه مریوان تعداد 13 نمونه سنگ که حداقل هوازدگی را نشان می‌دادند، برای آنالیزهای شیمیایی انتخاب شد. از این تعداد، 4 نمونه مربوط به گرانیت‌ها، 2 نمونه آپلیت و 7 نمونه مربوط به مجموعه گابرو - دیوریت - کوارتزدیوریت است. در جدول 1 نتایج آنالیز شیمیایی و ترکیب کانی‌شناسی نورماتیو (CIPW) نمونه‌های آنالیز شده آورده شده است. گرانیت‌های شمال‌غرب مریوان دارای کرندوم نورماتیو بوده، اما سنگ‌های مجموعه گابرو- دیوریت- کوارتزدیوریت دارای دیوپسید در نورم خود هستند. اغلب نمونه‌ها در نمودار مجموع آلکالی در مقابل سیلیس (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 5) در محدوده ساب‌آلکالن تصویر شده‌اند. موقعیت نمونه‌ها در نمودارهای تغییرات عناصر مختلف (Harker, 1909) (شکل 6) در مقابل سیلیس نشان می‌دهد که با افزایش مقدار سیلیس، اکسید MgO در هر دو توده روند کاهشی با روند خطی مختلف را نشان می‌دهد. شیب تند در مجموعه جنوب شرق می‌تواند در ارتباط با تبلور کانی‌های فرومنیزین و آمفیبول در مراحل اولیه ماگما باشد اما نبود چنین کانی‌هایی در سنگ‌های پلوتونیک شمال‌غرب منطقه، میزان MgO را در این سنگ‌ها تقریباً خیلی کم جلوه داده، دارای شیب ملایمتر است (شکل 6- A).

 

 

شکل 5- نمودار تغییرات (Na2O+K2O) در مقابل SiO2 (Irvine and Baragar, 1971) که در آن سنگ‌های منطقه مورد مطالعه در قلمرو ساب‌آلکالن تصویر شده‌اند.

 

 

جدول 1- مقادیر اکسیدهای اصلی (برحسب درصد وزنی)، عناصر کمیاب (بر حسب ppm) محاسبه نورم CIPW سنگ‌های منطقه مورد مطالعه.

Zr6

Z53

Zr13

Z40

Z55

Z34

NZ51

Z52

SE32

SE2GH

37

SE34

SE20

شماره نمونه

آپلیت

آپلیت

سینوگرانیت

گرانودیوریت

گرانودیوریت

گرانودیوریت

کوارتزدیوریت

کوارتزدیوریت

دیوریت

دیوریت

گابرو

گابرو

گابرو

نام پتروگرافی

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(wt %)

38/74

94/73

68/68

50/65

50/66

70/64

58/58

13/57

35/54

27/49

93/50

29/51

98/48

SiO2

04/0

08/0

33/0

45/0

46/0

50/0

46/0

55/0

52/0

32/0

44/0

64/0

16/0

TiO2

45/12

48/13

01/13

89/14

26/15

61/16

94/15

17/16

65/15

47/15

92/12

84/12

30/16

Al2O3

67/1

73/1

86/3

91/4

51/4

71/4

39/6

93/6

91/5

35/7

18/6

65/5

65/4

Fe2O3

012/0

02/0

05/0

07/0

06/0

06/0

09/0

1/0

093/0

090/0

077/0

085/0

062/0

MnO

15/0

14/0

16/1

40/1

31/1

23/1

23/4

54/4

00/7

68/9

39/11

67/8

68/13

MgO

50/0

04/1

00/2

16/2

49/2

73/2

72/7

05/8

41/9

67/11

41/11

45/11

94/8

CaO

84/2

24/3

12/2

63/2

65/2

91/2

61/1

59/1

56/2

80/1

77/1

71/2

52/1

Na2O

94/4

85/3

35/4

91/3

93/3

93/3

75/1

67/1

24/1

11/0

29/0

44/0

30/0

K2O

06/0

05/0

06/0

06/0

12/0

15/0

09/0

13/0

02/0

04/0

01/0

05/0

06/0

P2O5

18/2

89/1

152/0

83/2

04/2

32/2

09/

53/2

19/3

01/4

72/3

35/5

21/5

L.O.I.

22/99

46/99

77/99

81/99

33/99

85/99

95/99

33/99

95/99

81/99

13/91

95/99

86/99

Total

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(ppm)

127

24

72

7

61

246

57

69

197

17

40

62

15

Cl

230

41

950

904

904

948

349

415

241

148

179

255

185

Ba

81

99

273

255

304

342

404

389

401

203

144

260

413

Sr

80

68

58

64

60

73

76

60

44

10

12

3

26

Cu

11

5

55

47

39

51

70

71

63

37

42

35

38

Zn

56

39

36

32

36

32

15

10

11

13

3

9

7

Pb

4

2

20

18

16

16

31

27

136

342

348

192

463

Ni

28

26

46

41

42

34

43

49

301

271

496

597

224

Cr

18

22

51

61

62

61

101

112

103

61

87

116

35

V

15

32

36

46

44

13

20

6

21

10

14

2

2

Ce

3

13

16

20

19

8

5

2

8

5

7

1

1

La

5

85

6

8

7

5

9

8

1

1

1

1

1

W

3

5

2

3

1

1

3

4

2

1

4

3

3

Mo

17

12

14

17

20

22

12

2

15

26

2

14

25

Nb

26

21

151

191

195

249

96

106

106

36

44

81

54

Zr

44

31

38

38

35

37

22

23

20

11

14

16

7

Y

245

159

163

165

145

153

77

77

49

9

19

20

13

Rb

2

2

2

12

5

11

15

19

26

34

23

21

35

Co

2

2

2

14

4

4

16

9

8

7

9

3

4

As

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

CIPW

59/35

76/35

95/28

52/23

26/23

42/19

97/12

29/10

61/0

---

---

---

---

Qtz

19/29

75/22

65/25

11/23

22/23

22/23

34/10

87/9

33/7

65/0

71/1

6/2

77/1

Or

13/24

67/27

29/18

64/22

95/22

10/25

17/14

14

39/22

83/15

53/15

58/23

85/13

Ab

98/1

57/4

97/8

47/9

05/11

08/12

54/30

49/31

81/26

2/33

89/25

91/20

97/35

An

67/1

21/2

4/1

72/2

43/2

96/2

---

---

---

---

---

---

---

C

---

---

---

---

---

---

58/5

93/5

65/15

64/19

52/24

59/28

97/5

Di

28/5

40/5

93/13

46/17

01/16

35/16

12/26

23/28

55/26

87/14

39/21

67/11

85/25

Hyp

---

---

---

---

---

---

---

---

---

45/15

39/9

62/8

70/13

Ol

08/0

15/0

63/0

85/0

87/0

95/0

87/0

04/1

01/1

61/0

84/0

23/1

32/0

Ilm

23/0

25/0

55/0

7/0

64/0

67/0

9/0

97/0

83/0

03/1

87/0

8/0

65/0

Mag

14/0

12/0

21/0

3/0

3/0

35/0

21/0

3/0

08/0

09/0

02/0

12/0

14/0

Ap

 

 

 

شکل 6- نمودار تغییرات اکسیدهای اصلی در مقابل سیلیس(Harker, 1909) برای توده‌های نفوذی منطقه مورد مطالعه. نحوه پراکندگی نقاط در این نمودارها نشان می‌دهد که سنگ‌های نفوذی شمال‌غرب مریوان و سنگ‌های نفوذی جنوب‌شرق از یک ماگمای واحد به‌وجود نیامده‌اند (برای توضیح بیشتر به متن مراجعه شود).

 

 

در نمودار CaO در مقابل SiO2 (شکل 6-D)، با افزایش مقدار سیلیس مقدار CaO در هر دو توده روند کاهشی را نشان می‌دهند. مصرف مقدار CaO در کانی‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز در مراحل اولیه تفریق، این روند را توجیه می‌کند، اما دو روند خطی متمایز از هم در شکل دیده می‌شود که احتمالاً ناشی از وجود دو منشأ مجزا برای مجموعه‌های جنوب‌شرق و شمال‌غرب منطقه است. در نمودار K2O در مقابل سیلیس (شکل 6-F)، با افزایش مقدار سیلیس مقدار اکسید K2O افزایش نشان می‌دهد که می‌تواند در ارتباط با تبلور کانی آلکالی‌فلدسپار در ترم‌های اسیدی موجود در منطقه باشد. نمونه‌های گرانیت‌های شمال غرب مریوان در نمودار A/CNK در مقابل A/NK (Maniar and Piccoli, 1989) (شکل 7) در محدوده پرآلومین، اما سنگ‌های مجموعه گابرو- دیوریت- کوارتزدیوریت در محدوده متاآلومین واقع شده‌اند. در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) نمونه‌های جنوب‌شرق مریوان و نمونه‌های شمال‌غرب ماهیت کالک‌آلکالن را نشان می‌دهند (شکل 8) البته، تعدادی از نمونه‌های جنوب‌شرق منطقه در محدوده سری تولئیتی واقع شده‌اند که به‌دلیل سگرگاسیون الیوین در این سنگ‌هاست.

 

 

   

شکل 7- نمودار تغییرات A/CNK در مقابلA/NK (Maniar and Piccoli, 1989) که نشان‌دهندة طبیعت پرآلومین برای گرانیت‌های شمال‌غرب و ماهیت متاآلومین برای سنگ‌های مجموعه پلوتونیک جنوب‌شرق مریوان است.

شکل 8- نمودار AFM برای تعیین سری‌های تولئیتی و کالک‌آلکالن (Irvine and Baragar, 1971) که نشان می‌دهد نمونه‌های جنوب‌شرق مریوان و نمونه‌های شمال‌غرب ماهیت کالک‌آلکالن دارند.

 

 

طبق تقسیم‌بندی ژئوشیمیایی سنگ‌های گرانیتی توسط Frost و همکاران (2001) که بر اساس ضریب آهن (FeOtotal/FeOtotal+MgO) در مقابل سیلیس پیشنهاد شده است، بیشتر نمونه‌های منطقه در محدوده منیزیم‌دار (به جز دو نمونه آپلیتی) واقع شده است (شکل 9- a). از لحاظ ضریب آلکالی (Na2O+K2O-CaO) در مقابل سیلیس (Frost et al. 2001) سنگ‌های گابرو-دیوریت-کوارتزدیوریت جنوب‌شرق منطقه در محدوده کلسیک و سنگ‌های گرانیتوئیدی شمال‌غرب منطقه در محدوده بین آلکالی-کلسیک تا کالک- آلکالی واقع شده‌‌اند (شکل 9- b).

 Middlemost (1985) به روش شیمیایی نموداری را برای نام‌گذاری سنگ‌های آذرین درونی پیشنهاد نموده که بر اساس مجموع عناصر آلکالی در مقابل سیلیس (TAS) است (شکل 10). نمونه‌های منطقه مورد مطالعه در این نمودار تصویر شده‌اند.

 

 

شکل 9- a) نمودار تغییرات FeOtotal /(FeOtotal+MgO) در مقابل SiO2 (Frost et al., 2001) که نشان می‌دهد سنگ‌های هر دو مجموعه در محدوده منیزیم دار قرار گرفته‌اند، b) نمودار (K2O+Na2O-CaO) در مقابل سیلیس ( (Frost et al. 2001 نشان می‌دهد که نمونه‌های شمال‌غرب منطقه در محدوده کالک – آلکالی تا آلکالی – کلسیک و مجموعه گابرو- دیوریت- کوارتزدیوریت مربوط به جنوب‌شرق منطقه در محدوده کلسیک تصویر شده‌اند.

 

 

شکل 10- رده‌بندی شیمیایی سنگ‌های پلوتونیک (Middlemost, 1985) و موقعیت نمونه‌ها بر روی آن (1: آلکالی‌فلدسپار سینیت، 2: کوارتز آلکالی‌فلدسپار سینیت، 3: آلکالی‌فلدسپار گرانیت، 4: سینیت، 5: کوارتز سینیت، 6: گرانیت، 7: مونزونیت، 8: کوارتز مونزونیت، 9: مونزونیت، 10: کوارتز مونزودیوریت، 11: گرانودیوریت، 12: دیوریت و گابرو، 13: کوارتز دیوریت، 14: تونالیت).

 

 

همچنین Debon و Le Fort (1983) برای نام‌گذاری سنگ‌ها به روش شیمیایی نمودار دیگری را پیشنهاد کرده‌اند که بر اساس آن مقدار Si/3-(K+Na+2Ca/3) در مقابل K-(Na+Ca) به‌ترتیب در محور عمودی و افقی قرار می‌گیرد (شکل 11). البته، بر خلاف آنچه در نمودارها نشان داده شده است، ترکیب واقعی توده شمال‌غرب منطقه گرانودیوریت، سینوگرانیت و مونزوگرانیت و توده جنوب‌شرق منطقه گابرو، دیوریت و کوارتزدیوریت است. ترکیب گرانیت‌های شمال‌غرب مریوان پرآلومین با نسبت A/CNK بزرگتر از 1/1، محتوی کرندوم نورماتیو و غنی از LREE است که با گرانیت‌های نوع S شباهت دارد.

 

شکل 11- نمودار تغییرات Q در مقابل P (Debon and Le Fort, 1983) و موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی آن (1: گرانیت، 2: آداملیت، 3: گرانودیوریت، 4: تونالیت، 5: کوارتز سینیت، 6: کوارتز مونزونیت، 7: کوارتز مونزودیوریت، 8: کوارتز دیوریت، 9: سینیت، 10: مونزونیت، 11: مونزو گابرو، 12: گابرو).

 

محیط تکتونیکی و تیپ سنگ‌های منطقه مورد مطالعه

به‌منظور مشخص نمودن محیط تکتونیکی سنگ‌های منطقه مورد مطالعه از نمودارهای Pearce و همکاران (1984) استفاده شده است. برای این منظور، نمونه‌ها در نمودار Nb در مقابل Y تصویر شده‌اند. بیشتر نمونه‌های توده شمال‌غرب مریوان در مرز گرانیت‌های قوس‌های آتشفشانی و نمونه‌های توده جنوب‌شرق مریوان در قلمرو گرانیت‌های قوس‌های آتشفشانی ( VAG) و گرانیت‌های هم‌زمان با برخورد Syn-COLG تصویر شده‌اند که با موقعیت زمین‌شناسی آنها سازگار است (شکل 12).

در نمودار تغییرات R1 در مقابل R2(Batchelor and Bowden, 1985) سنگ‌های توده گابرو - دیوریت-کوارتزدیوریت جنوب‌شرق مریوان در محدوده تفریق‌یافته‌های گوشته‌ای (Mantle Fractionated) و توده گرانیتی شمال‌غرب مریوان در محدوده گرانیت‌های همزمان با کوهزایی (Syn – Collision) تصویر شده‌اند (شکل 13).

 

 

شکل 12- موقعیت نمونه‌های منطقه مورد مطالعه در نمودار تغییرات Nb در مقابل Y جهت تعیین خاستگاه تکتونیکی گرانیت‌ها (Pearce et al. 1984). این نمودار نشان می‌دهد که نمونه‌های جنوب‌شرق مریوان در قلمرو سنگ‌های قوس‌های آتشفشانی و محل برخورد قاره‌ها تصویر شده‌اند و بیشتر نمونه‌های شمال‌غرب منطقه در مرز گرانیت‌های قوس‌های آتشفشانی تصویر شده‌اند.

 

به منظور تعیین منشأ نمونه‌های مورد مطالعه، داده‌های شیمیایی نسبت به ترکیب میانگین گرانیت‌های پشته اقیانوسی (ORG) نرمالیز شده‌اند. طبق نمودار رسم شده برای مجموعه شمال‌غرب منطقه، عناصر Rb، K، Th و Ba غنی‌شدگی بالایی نسبت به گرانیت‌های پشته اقیانوسی (ORG) نشان می‌دهند که ناشی از تمرکز این عناصر در مراحل انتهایی تفریق ماگمایی است. همچنین غنی‌شدگی عناصر فوق می‌تواند انعکاسی از نقش پوسته قاره‌ای در تحولات ماگمای مولد این توده باشد(Harris et al. 1983). عناصر کمیاب موجود در این سنگ‌ها (شکل 14)، نشان می‌دهد که مقدار LREE در این سنگ‌ها نسبت به HREE غنی‌شدگی نشان می‌دهد. با نرمالیز کردن این سنگ‌ها نسبت به کندریت‌ها عناصری مثل Rb، Zr و K غنی‌شدگی نشان می‌دهند و عناصری مثل Ti برای آپلیت‌ها فقیرشدگی نشان می‌دهند (شکل 15).

در نمودار Chappell و White (1992)، نمونه‌های منطقه شمال‌غرب مریوان اغلب در محدوده گرانیتوئیدهای تیپ S قرار گرفته‌اند (شکل 16).

 

 

   

شکل 13- موقعیت نمونه‌های منطقه در نمودار R1 در مقابل R2 (Batchelor and Bowden, 1985) نشان می‌دهد که گرانیت‌های منطقه شمال‌غرب مریوان در قلمرو همزمان با برخورد قاره، اما سنگ‌های مجموعه گابرو- دیوریت-کوارتزدیوریت منطقه جنوب‌شرق مریوان در قلمرو تفریق یافته‌های گوشته‌ای قرار می‌گیرند.

شکل 14- نمودار تغییرات عناصر نادر خاکی، نرمالیز شده با گرانیت‌های ORG (Pearce et al. 1984).

 

 

 

   

شکل 15 - نمودار تغییرات عناصر نادر خاکی، نرمالیز شده با کندریت‌ها (Sun, 1980) که نشان می‌دهد عناصری مثل Ti فقیرشدگی و عناصری مثل Rb ، Zr و K غنی‌شدگی دارند.

شکل 16- موقعیت نمونه‌های منطقه مریوان در نمودار Chappell و White (1992) برای تعیین محدوده گرانیت‌های نوع I و S که نشان می‌دهد سنگ‌های شمال‌غرب منطقه اغلب از نوع S هستند.

 

 

نتیجه‌گیری

مجموعه‌های پلوتونیک منطقه مریوان متشکل از دو تیپ مختلف با ﻣﻨﺸﺄ متفاوت از هم هستند. مجموعه گرانیتوئید شمال‌غرب منطقه از سینوگرانیت، مونزوگرانیت و گرانودیوریت تشکیل شده است.

سنگ‌های این توده دارای مشخصات ماگمایی آلکالی-کلسیک منیزیم‌دار تا کالک‌آلکالی منیزیم‌دار، ساب‌آلکالن (کالک‌آلکالن)، پرآلومین و از تیپ S هستند.

حضور دو نوع فلدسپار (ارتوکلاز و آلبیت) و عدم بافت پرتیت بر ماهیت ساب‌سالووس و عمیق بودن این مجموعه دلالت دارد.

نمودارهای متمایزکننده خاستگاه تکتونیکی، محیط تکتونیکی همزمان با برخورد (Syn-Collision) را برای این توده نشان می‌دهد. با توجه به تعیین سن‌های موجود برای توده‌های نفوذی، احتمالاً مرتبط با کوه‌زایی پیرنئن هستند.

انکلاوهای مافیک میکروگرانولار و رستیت در این توده پلوتونیک یافت می‌شوند. در این مجموعه دونوع انکلاو شامل انکلاوهای مافیک میکروگرانولار که نشان‌دهندة اختلاط ناقص ماگمای فلسیک و مافیک و انکلاوهای غنی از میکا حاوی آندالوزیت/سیلیمانیت دیده می‌شوند.

مجموعه گابرو- دیوریت-کوارتزدیوریت جنوب‌شرق مریوان از گابرو، دیوریت و کوارتزدیوریت تشکیل شده است. این مجموعه ساب‌آلکالن، متاآلومین، کلسیک منیزیم‌دار و از تیپ I است. نمودارهای متمایزکننده خاستگاه تکتونیکی، نشان‌دهندة اشتقاق ماگمای سازنده این مجموعه از گوشته فوقانی است.

 

آرین، م. ع. (1378) پتروگرافی و پترولوژی توده‌های آذرین محور سنقر - مریوان. پایان‌نامه دکتری، دانشگاه آزاد اسلامی، واحد تهران.

محجل، م و سهندی، ر. (1378) تکامل تکتونیکی پهنه سنندج - سیرجان در نیمه شمال‌باختری و معرفی زیر پهنه‌های جدید در آن. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، فصل‌نامه علوم‌زمین 31-32.

معین وزیری، ح. عزیزی، ح. مهرابی، ب و ایزدی، ف. (1387) ماگماتیسم الیگوسن در زون تراست زاگرس (محور صحنه - مریوان) : دور دوم فرورانش نئوتتیس در پالئوژن. مجله علوم دانشگاه تهران 1(34): 113-122.

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science 304: 1-20.

Barbarin, B. (1988) Field evidence for successive mixing and mingling between the Piolard Diorite and the Saint-Julien-la-Vetre Monzogranite (Nord-Forez, Massif Central, France). Canadian Journal of Earth Science 25: 49-59.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rocks series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43-55.

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. (1984) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt, southeastern Australia. In: Keqin, X. and Guangchi, T. (Eds.): Geology of Granites and Their Metallogenic Relations. Science Press, Beijing 87–101.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 83: 1–26.

Chappell, B. W. (199) Aluminum saturation in I- And S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos 46: 535-551.

Clemens, J. D. and Wall, V. J. (1984) Origin and evolution of a peraluminous silisic ignimbrite suite: the Violet Town Volcanics. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 354-371.

Debon, F. and Le Fort, P. (1983) A chemical-mineralogical classification of common plutonic rocks and associations. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 73 : 135-149.

Didier, J. and Roques, M. (1959) Sur les enclave des granites du Massif Central francais. Comptes Rendus de I'Académie de Sciences de Paris série 228: 1839-1841.

Didier, J. (1984) The problem of enclaves in granitic rocks, a review of recent ideas on their origin. In: Xu, K. Q. and Tu, G. C. (Eds.): Geology of Granites and Their Metallogenetic Relations. Proceeding of International Symposium, Nanjing 1982, Science Press, Beijing 137-144.

Frost, B. R., Barnes, G. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geological classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42: 2033-2048.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London.

Harris, N. B. W., Duyverman, H. J. and Almand, D. C. (1983) The trace element and isotope geochemistry of the Sabaloka igneous complex, Sudan. Journal of Geological Society of London 140: 245-256.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Guide to the chemical classification of the common volcanic. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-545.

Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635-643.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks. Longman.

Pearce, J. A., Harris, N. B. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granite rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Sun, S. S. (1980) Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society of London A297: 409-445.

Vernon, R. H. (2007) Problems in identifying restite in S-type granites of southeastern Australia, with speculations on sources of magma and enclaves. Canadian Mineralogist 45, 147-178.