پترولوژی و ‌شیمی کانی‌های گرانیتوییدهای اچستان (جنوب محلات، استان مرکزی)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

گرانیتویید‌های اچستان در حدود 60 کیلومتری جنوب محلات در استان مرکزی و در پهنه سنندج- سیرجان واقع شده‌اند. بر اساس بررسی‌های پتروگرافی گرانیتوییدهای مزبور از نوع آلکالی‌فلدسپار گرانیت، گرانیت (سینوگرانیت و مونزوگرانیت) و گرانودیوریت هستند. کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها شامل فلدسپار‌های آلکالن از نوع ارتوکلاز و میکروکلین، پلاژیوکلاز از نوع آلبیت و الیگوکلاز، کوارتز، مسکوویت، بیوتیت، تورمالین، زیرکن، آپاتیت، گارنت، کانی‌های کدر، روتیل و کلریت هستند. توده مذکور در بسیاری از قسمت‌ها دارای حالت برگوارگی است که نشان‌دهنده وقوع میلونیتی شدن این توده است. مطالعات ژئوشیمیایی بیانگر ماهیت ساب‌آلکالن (کالک‌آلکالن)، سرشت پرآلومینوس و S بودن گرانیتویید‌های مورد مطالعه است. بر اساس نمودار‌های به‌هنجار شده (عنکبوتی)، منبع این سنگ‌ها پوسته بالایی بوده، از لحاظ ژئوتکتونیک در جایگاه هم‌زمان با برخورد قرار دارد. با توجه به نوع گرانیتوییدها و مطالعات ژئوشیمیایی و حضور سنگ‌های دگرگونی در منطقه، احتمالاً این گرانیتوییدها از ذوب‌بخشی متاپلیت‌ها ایجاد شده‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrology and mineral chemistry of Ochestan granitoids (south of Mahallat, Markazi province)

نویسندگان [English]

  • Seyed Mohsen Tabatabaiemanesh
  • Akram sadat Mirlohi
  • Mehri Movahedi
چکیده [English]

The Ochestan granitoids are located 60 Km South of Mahallat in Markazi province and in Sanandaj-Sirjan zone. Based on petrographic studies, these rocks are alkali feldspar-granite, granite (syenogranite and monzogranite) and granodiorite. Alkali feldspar (orthoclase and microcline), plagioclase (albite and oligoclase), quartz and muscovite are present as the major minerals and tourmaline, biotite, zircon, garnet, apatite, opaque minerals, rutile and chlorite as the secondary ones. Foliation is found in many parts of the pluton indicating mylonitization process. Geochemical studies show sub-alkaline (calc-alkaline), peraluminous and S-Type for the granitoid studied. According to spider diagrams, upper crust is considered as the magma source, and syncollision as the geotectonic setting. Partial melting of metapelites can be assumed as a source of magma generation in regard to the type of granitoids, geochemical data and metamorphic rocks exposing in this area.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Petrography
  • Sanandaj-Sirjan zone
  • Petrology
  • granitoid
  • Sanandaj
  • Sirjan zone
  • Ochestan
  • Markazi Province

مقدمه

در پهنه سنندج- سیرجان، پدیده‌های دگرگونی، ماگماتیسم و زمین ساخت، پی در پی و هم‌آهنگ با فازهای زمین‌ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی رخ داده‌اند. این زون از جمله نا آرام‌ترین و به بیان دیگر پویاترین پهنه زمین‌ساختی ایران است (آقانباتی، 1385). فعالیت‌های ماگمایی به‌صورت توده‌های نفوذی و خروجی از اواخر مزوزوییک تا اوائل سنوزوییک در این منطقه ادامه داشته است. از توده‌های نفوذی موجود در این پهنه به باتولیت الوند، بروجرد، الیگودرز و نفوذی‌های مناطق جنوبی سنندج- سیرجان می‌توان اشاره کرد که تشکیل آن‌ها را به قبل از کرتاسه (Thiele et al., 1968)، بعد از کرتاسه (Braud and Bellon, 1974) و یا کرتاسه بالایی- پالئوسن (درویش‌زاده، 1382؛ آقانباتی، 1385) نسبت می‌دهند.

توده نفوذی اچستان، یکی دیگر از نفوذی‌های موجود در پهنه سنندج- سیرجان است. این منطقه در گذشته توسط پژوهشگران متعددی از جمله Thiele و همکاران (1968) در راستای تهیه نقشه چهار گوش گلپایگان، صبا (1378) از دیدگاه زمین‌ساختی و رشیدنژاد (1381) از دیدگاه تعیین سن ایزوتوپی بررسی شده است.

هدف از ارائه این مقاله بررسی پترولوژی، شیمی کانی، محیط تکتونیکی و شناخت ماهیت ماگماتیسم توده گرانیتی اچستان است. شناخت این توده در این بخش از پهنه سنندج- سیرجان، می‌تواند گام مؤثری در شناخت هر چه بهتر رویدادهای مربوط به این بخش از پوسته ایران باشد.

 

موقعیت جغرافیایی و زمین‌شناسی

گرانیتوییدهای اچستان در محدوده بین طول‌های جغرافیایی َ24 ْ50 و َ28 ْ50 شرقی و عرض‌های جغرافیایی َ40 ْ33 و َ37 ْ33 شمالی در فاصله 60 کیلومتری شهرستان محلات و 220 کیلومتری شمال غرب اصفهان و در پهنه سنندج- سیرجان واقع شده‌اند.

منطقه مورد مطالعه را مجموعه‌ای از سنگ‌های دگرگونی شامل اسلیت، فیلیت، کلریت‌شیست، مسکوویت‌شیست، بیوتیت‌شیست، گارنت‌شیست، مرمر، اسکارن، آمفیبولیت، هورنفلس و متاولکانیک تشکیل می‌دهد که توسط توده‌های نفوذی مختلف از جمله توده نفوذی مورد نظر (احتمالاً در اواخر کرتاسه- پالئوسن) قطع شده‌اند (شکل 1). بر اساس فسیل کنودونت که در کالک‌شیست‌های متبلور پهنه سنندج- سیرجان در سنگ‌های دگرگونی شمال گلپایگان به‌دست آمده و همچنین، با توجه به فسیل آکریتاژ که از اسلیت‌های‌های دگرگونی شمال گلپایگان به‌دست آمده است، سنگ‌های دگرگونی گلپایگان متعلق به پرکامبرین نمی‌توانند باشند (شریفی، 1376) و بنابراین، توده‌های نفوذی شمال گلپایگان که سنگ‌های دگرگونی فوق را قطع کرده‌اند، قطعاً نمی‌توانند به پرکامبرین متعلق باشند. طباطبایی‌منش و شریفی (1380) سن جایگزینی توده‌های نفوذی گلپایگان- شرق خمین را اواخر مزوزوییک می‌دانند.

بر اساس مطالعات سن‌سنجی (Rashidnejad Omran, 2002)، شیست‌های سبز این ناحیه به سن (2/9 ± 109) به بخش فوقانی کرتاسه زیرین (آپتین- آلبین) متعلق هستند و سن گارنت- میکاشیست‌ها و سنگ‌های پلیتی دگرگون شده حاجی‌قارا (092/± 29/108) بخش فوقانی کرتاسه زیرین (آلبین) تعیین شده است (Moritz et al., 2006).

همچنین سن میلونیت- گرانیت‌های شمال ورزنه با استفاده از سن سنجی رادیومتری (روش 40Ar-40K) Ma 9/. ±60 به‌دست آمده (Rashidnejad Omran, 2002) که احتمالا سن آخرین واقعه دگرگونی در منطقه است.

 در شمال، جنوب و غرب منطقه مورد مطالعه به‌ترتیب شهرستان‌های محلات، گلپایگان و خمین قرار دارند. برای رسیدن به منطقه مورد مطالعه ابتدا باید در حدود 34 کیلومتر جاده آسفالته گلپایگان به سمت خمین، سپس حدود 28 کیلومتر جاده آسفالته خمین– محلات را تا روستای حسین آباد و جلماجرد (جاده خاکی) طی نمود و پس از حدود پنج کیلومتر می‌توان به مزرعه اچستان دسترسی پیدا کرد.

روش انجام پژوهش

 به منظور مطالعه توده نفوذی مورد نظر علاوه بر مطالعات صحرایی و میکروسکوپی، تعدادی از نمونه‌های سنگی که نسبت به بقیه نمونه‌ها سالم‌تر بودند برای انجام آنالیز شیمیایی به روش‌های ICP-ES، ICP-MS و XRF انتخاب شد. این آنالیزها به ترتیب در آزمایشگاه‌های ALS Chemex در کانادا و آزمایشگاه کان‌پژوه در تهران (با استفاده از دستگاه Philips 2400 و قرص فشرده) انجام گرفت. برای تمایز بین میزان FeO و Fe2O3 از نمودار Middlemost (1987) استفاده شد. نتایج این آنالیز‌ها در جدول 1 ارائه شده است.

همچنین، برای پی بردن به نوع و ترکیب کانی‌ها، تعدادی از آن‌ها در آزمایشگاه EPMA دانشگاه دولتی مسکو، توسط دستگاه میکروپروپ JEOL مدل JXA-8800 (WDS)، با شرایط ولتاژ شتاب‌دهنده kV 20 و شدت جریان nA 12 مایکروپروپ شدند (جدول 2). در محاسبه فرمول ساختاری کانی‌ها و ترسیم نمودارها از نرم افزارهای Minpet، Mineral Spreadsheets و Mineral structural formulae استفاده شد.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه مورد مطالعه (شریفی، 1386)

 

 

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی نمونه‌های سنگی مورد بررسی (اکسیدها بر حسب % Wt و سایر عناصر بر حسب ppm) هستند. نمونه‌های ستاره‌دار (*) به روش ICP و بقیه به روش XRF آنالیز شده‌اند.

5-1

10

1

9

6

4-1

4

13

1-7*

1-10*

Sample No.

Gr

Grd

Gr

Gr

Gr

Gr

Gr

AfGr

Gr

AfGr

Rock Type

67.34

71.18

71.66

71.78

72.22

73.02

73.79

74.5

74.5

78.9

SiO2

0.392

0.151

0.24

0.338

0.23

0.293

0.004

0.245

0.24

0.17

TiO2

15.01

16.79

14.51

14.26

14.53

15.2

15.25

15.17

13.15

11.55

Al2O3

3.18

1.21

1.06

2

1.82

2.06

0.69

1.04

1.5

0.99

Fe2O3 *

0.05

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0

0.01

0.01

0.02

MnO

1.184

0.404

0.864

0.603

0.445

1.031

0.009

1.31

0.4

0.11

MgO

1.34

1.57

0.3

1.1

1

0.83

0.95

0.76

0.69

0.78

CaO

2.581

4.541

3.17

2.608

2.069

3.164

3.209

5.582

4.01

6.42

Na2O

4.35

2.91

6.45

5.92

5.51

4.28

5.04

1.11

4.31

0.1

K2O

0.216

0.085

0.043

0.123

0.11

0.112

0.123

0.97

0.05

0.01

P2O5

4.367

1.159

1.693

3.882

2.066

0.01

0.935

0.186

0.58

1.09

LOI

100.025

100.024

100.015

102.644

100.032

100.033

100.015

100.905

99.44

100.14

Total

232

639

2071

876

624

637

365

110

1045

69

Ba

253

78

66

188

192

126

179

44

103.5

2.4

Rb

121

543

66

102

68

114

115

122

90.4

77.3

Sr

60

11

44

64

63

47

59

40

28.4

32.6

Y

172

73

211

170

139

169

31

196

138

106

Zr

20

3

10

14

10

13

33

11

9.4

8

Nb

3

0

12

13

9

3

12

18

15.25

18.75

Th

18

13

0

0

9

3

34

0

8

28

Pb

19

18

17

20

16

20

22

20

17.9

12.1

Ga

42

36

16

16

19

19

14

13

14

6

Zn

5

4

8

6

3

9

9

8

12

25

Cu

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

6

6

Ni

40

20

16

22

18

30

10

21

16

5

V

103

98

100

133

0

155

103

151

10

10

Cr

10

12

14

12

9

10

3

11

4.3

3.6

Hf

5

0

1

4

3

2

1

1

2.2

1.7

Co

11

0

0

0

1

0

1

0

2

1

W

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

n.d

0.86

0.14

Cs

14

0

41

15

1

5

5

28

20.5

3.4

La

0

0

84

18

15

1

0

48

41.5

7.9

Ce

8

0

30

25

11

9

5

29

n.d

n.d

Nd

               

0.8

0.8

Ta

               

1.93

2.37

U

               

2

1

Sn

               

2

2

Mo

               

4.52

0.98

Pr

               

16

4.3

Nd

               

3.74

1.51

Sm

               

0.74

0.35

Eu

               

4.14

2.48

Gd

               

0.74

0.63

Tb

               

4.52

4.59

Dy

               

0.96

1.08

Ho

               

2.85

3.34

Er

               

0.42

0.52

Tm

               

2.61

3.23

Yb

               

0.38

0.45

Lu

6.931

7.451

9.62

8.528

7.579

7.444

8.249

6.692

8.32

6.52

Na2O+K2O

0.51

0.34

0.09

0.42

0.4

0.26

0.29

0.13

0.17

0.12

CaO/Na2O

1.47

1.39

1.16

1.21

1.41

1.43

1.31

1.37

1.1

1.01

ASI

37.90

31.98

28.56

33.84

40.34

38.89

36.38

37.81

34.11

40.83

Q- par.r

17.22

30.55

4.29

12.31

12.08

11.68

11.79

32.86

11.79

80.33

ANOR- par.

4.28

4.43

1.75

1.93

3.63

4.18

3.2

3.66

0.66

0

Corundum

L.O.I = Loss on ignition; n. d = not determined; AfGr= Alkali-feldspar Granite, Gr= Granite, Grd= Granodiorite

 

جدول 2- نتایج آنالیز‌های مایکروپروب برخی کانی‌های موجود در گرانیتوییدهای منطقه مورد مطالعه به‌همراه نتایج حاصل از محاسبه فرمول ساختمانی آن‌ها

O9-8-03

V-16-26

V-16-27

V-16-25

O-9-8-3

O-9-8-4

V16-1

V16-2

V16-3

O9-8-2

O9-8-5

O9-8-6

V-16-04

V-16-05

V16-30

V16-31

V16-32

Sample No.

Pl

Pl

Pl

K-F

Mica

Mica

Mica

Mica

Mica

Chl

chl

Chl

Tur

Tur

Grt

(core)

Grt

Grt

(Rim)

Mineral Type

66.68

64.99

68.49

65.80

45.10

44.38

44.57

46.36

44.58

26.62

26.06

26.36

33.32

32.80

36.74

36.73

36.39

SiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

2.49

0.95

0.00

0.00

0.00

0.34

0.00

0.00

1.50

1.58

0.00

0.39

0.00

TiO2

20.70

23.05

20.50

18.69

29.55

34.08

37.17

27.88

34.05

18.49

19.97

20.45

34.94

32.92

20.34

20.65

20.32

Al2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

3.65

2.83

2.15

5.45

3.91

27.79

23.41

22.87

13.89

16.41

6.74

11.70

11.22

FeO*

 

 

 

 

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.68

0.00

0.00

0.49

0.00

33.11

28.47

29.02

MnO

 

 

 

 

1.79

0.88

0.00

2.29

0.00

14.09

17.01

17.00

0.60

0.71

0.27

0.78

0.51

MgO

1.52

3.73

0.99

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.95

0.87

1.93

1.37

1.37

CaO

10.67

9.63

11.10

0.56

0.18

0.56

0.38

0.00

0.38

0.00

0.00

0.00

1.80

1.86

0.00

0.00

0.00

Na2O

 

0.00

0.00

0.43

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

BaO

0.22

0.12

0.00

16.03

11.26

10.94

10.94

11.48

10.72

0.16

0.00

0.00

0.00

0.13

0.00

0.00

0.00

K2O

99.79

101.52

101.08

101.51

94.02

94.62

95.21

93.46

93.64

88.17

86.45

86.68

87.50

87.28

99.14

100.09

98.83

Total

8.00

8.00

8.00

8.00

22.00

22.00

22.00

22.00

22.00

28.00

28.00

28.00

24.50

24.50

24.00

24.00

24.00

O#

2.93

2.82

2.96

3.00

6.23

6.04

5.98

6.48

6.14

5.68

5.51

5.54

5.58

5.59

6.07

6.01

6.03

Si

 

 

 

 

0.26

0.10

0.00

0.00

0.00

0.05

0.00

0.00

0.19

0.20

0.00

0.05

0.00

Ti

1.07

1.18

1.04

1.00

4.81

5.47

5.88

4.60

5.52

4.66

4.98

5.06

6.89

6.61

3.96

3.98

3.97

Al

 

 

 

 

1.77

1.96

2.02

1.52

1.86

2.32

2.49

2.46

 

 

 

 

 

AlIV

 

 

 

 

3.04

3.51

3.86

3.08

3.66

2.34

2.49

2.60

 

 

 

 

 

AlVI

 

 

 

 

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe+3

 

 

 

 

0.42

0.32

0.24

0.64

0.45

4.91

4.14

4.02

1.94

2.34

0.93

1.60

1.56

Fe+2

 

 

 

 

0.37

0.18

0.00

0.48

0.00

4.49

5.36

5.32

0.15

0.18

0.07

0.19

0.13

Mg

 

 

 

 

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.12

0.00

0.00

0.07

0.00

4.63

3.94

4.08

Mn

0.07

0.17

0.05

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.17

0.16

0.34

0.24

0.24

Ca

0.91

0.81

0.93

0.05

0.05

0.15

0.10

0.00

0.10

0.00

0.00

0.00

0.58

0.61

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ba

0.01

0.01

0.00

0.93

1.98

1.90

1.87

2.05

1.88

0.04

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

0.00

0.00

K

4.99

4.99

4.98

5.00

14.12

14.15

14.07

14.24

14.09

19.91

20.00

19.93

15.58

15.72

16.00

16.00

16.00

Total

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

15.60

26.79

25.93

Almandine

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

0.00

0.00

0.00

Anddradite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

5.71

4.02

4.06

Grossular

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1.12

3.18

2.10

Pyrope

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

77.56

66.02

67.91

Spessartine

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

0.00

0.00

0.00

Uvarovite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

*

*

 

 

 

 

 

Ripidolite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

*

 

 

 

 

 

 

 

Brunsvigite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

*

*

 

 

 

Schorlite

 

 

 

 

 *

 *

 *

 

 

 

 

 

 

 

 

 Muscovite

91.50

81.80

95.30

5.00

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Albite

7.30

17.50

4.70

0.00

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Anorthite

1.20

0.70

0.00

95.00

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Orthose

 

 

پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها

در بررسی‌های صحرایی، بیشتر گرانیتوییدهای مورد بررسی متوسط تا درشت‌بلور هستند و در اغلب موارد ظاهری روشن و سفید دارند. در برخی  موارد درشت بلورهای فلدسپار آلکالن، کوارتز و پولک‌های مسکوویت به‌خوبی در نمونه دستی قابل تشخیص هستند. این گرانیتوییدها‌ها از لحاظ حضور درصد کانی‌های تیره فقیر هستند که ویژگی شاخصی برای این گرانیتوییدها محسوب شده، باعث کاهش ضریب رنگی آن‌ها شده است. تورمالین و بیوتیت (که میزان آن بسیار کم‌تر از درصد تورمالین است) از جمله کانی‌های مافیکی هستند که در نمونه دستی قابل تشخیص هستند. بر اساس پایین بودن درصد کانی‌های مافیک موجود در این سنگ‌ها می‌توان آن‌ها را لویکوگرانیت نامید (معین‌وزیری و احمدی، 1380). در شکل 2 ارتباط لوکوگرانیت‌ها و نحوه قرارگیری آن‌ها نسبت به دیگر سنگ‌های منطقه نشان داده شده است. تبدیل بافت‌های شیستی به بافت‌های هورنفلسی، وجود زبانه‌هایی از توده نفوذی در سنگ میزبان، معرف مرز دگرگونی مجاورتی و گسله نبودن آن است. بر اساس بررسی‌های پتروگرافی، گرانیتویید‌های مزبور از نوع آلکالی‌فلدسپار گرانیت، گرانیت (سینوگرانیت و مونزوگرانیت) و گرانودیوریت هستند که گرانیت‌ها بیشترین حجم توده نفوذی را به خود اختصاص داده‌اند. همچنین ترکیب نمونه‌ها در نمودار نورماتیو Streckeisen و LeMaitre (1979) به‌صورت ذکر شده است (شکل 3). آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها و گرانیت‌های روشن بیشترین حجم توده نفوذی را به خود اختصاص داده‌، دارای کانی‌شناسی مشابهی هستند و تفاوت در درصد کانی‌ها و بافت، مبنای طبقه‌بندی آن‌ها است.

 

 

(الف)

(ب)

   

شکل 2- الف) و ب) نمایی از لویکوگرانیت‌ها و نحوه قرارگیری آن‌ها نسبت به دیگر سنگ‌های منطقه

 

 

شکل 3- موقعیت قرارگیری نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار تقسیم‌بندی سنگ‌های گرانیتوییدی ارائه شده توسط Streckeisen و LeMaitre (1979)، محاسبه Q parameter و ANOR parameter در جدول 1 آمده است.

[ANOR parameter = [An/ (An+ Or) ]×100و Q parameter= [Q/ (Q+Ab+Or+An)] ×100. AfGr- alkali-feldspar granite, Gr- granite, Mg- monzogranite, Gd- granodiorite, Ton- tonalite, AfQs- alkali-feldspar- quartz syenite, Qs- quartz syenite, Qm- gabbro]

 

 

 

ترکیب عمده کانی‌شناسی این سنگ‌ها شامل کوارتز، فلدسپار‌های آلکالن (ارتوکلاز و میکروکلین) (شکل 4- الف)، پلاژیوکلاز (آلبیت و الیگوکلاز) (شکل 4- الف) است که جزو کانی‌های اصلی بوده، بیوتیت، مسکوویت، تورمالین، گارنت، کلریت، آپاتیت زیرکن، روتیل و کانی کدر از کانی‌های فرعی آن‌ها به‌حساب می‌آیند. از میان کانی‌های موجود علاوه بر کوارتز، ارتوکلازها از فراوان‌ترین کانی‌ها بوده که به‌صورت شکل‌دار تا بی‌شکل دیده می‌شوند.

بیشتر کوارتزها بی‌شکل با خاموشی موجی بوده، معمولاً بین کانی‌ها رشد کرده‌اند. مگاکریست‌های میکروکلین از دیگر فلدسپار‌های آلکالن موجود هستند که دارای ماکل تارتان هستند (شکل 4- ب). می‌توان از پلاژیوکلازها به‌عنوان شکل‌دارترین کانی‌های موجود نام برد که در هیچ یک از آن‌ها حالت منطقه‌بندی دیده نمی‌شود. بیوتیت‌ها نیز از جمله کانی‌های شکل‌داری هستند که گاه همراه با مسکوویت‌ها حالت تجمعی و جهت‌یافته به خود گرفته‌اند. بیوتیت‌ها گاهی به‌طور کامل یا ناقص به کلریت و کانی‌های کدر تجزیه شده‌اند.

 

 

(الف)

(ب)

   

شکل 4- الف) فلدسپار‌های موجود در گرانیتویید‌های منطقه مورد مطالعه در نمودار An-Or-Ab (Deer et al., 1991) (داده‌ها از جدول 2)، ب) ماکل تارتان در میکروکلین (علایم اختصاری کانی‌ها برگرفته از Kretz (1983) است)

 

 

از لحاظ فابریکی و بافتی، گرانیتوییدهای منطقه دارای دو گونه بافت هستند: (الف) بافت‌های اولیه که شامل بافت‌های گرانیتی و پویی‌کیلیتیکی هستند؛ (ب) بافت‌های ثانویه، که بر اساس تقسیم‌بندی Shelley (1993) به شرح زیر قابل مشاهده هستند:

- بافت‌هایی که در زمان سرد شدن حاصل شده‌ اما تغییر اساسی و عمده‌ای در کانی‌شناسی آن‌ها به‌وجود نیامده است. مانند هم‌رشدی پرتیتی و یا تشکیل میرمکیت؛

- بافت‌هایی که بر اثر دگرسانی و فعالیت‌های گرمایی جدیدتر ایجاد شده‌ و تغییراتی در کانی‌های اصلی به‌وجود آورده‌اند. مانند کلریتی شدن، سریسیتی شدن و کائولینیتی شدن؛

- بافت‌های دگرشکلی که بیانگر وجود استرس و فشار هستند. مانند بافت میلونیتی (شکل 5).

- بافت میرمکیتی از هم‌رشدی ریز مقیاس کرمی یا انگشتی‌شکل کوارتز در زمینه‌ای از یک تک بلور پلاژیوکلاز که از حاشیه به سمت مرکز رشد نموده‌ ایجاد شده است.

در تشکیل میرمکیت محلول‌های سدیم و کلسیم‌دار به‌صورت زیر با فلدسپار پتاسیک می‌توانند واکنش داده، سبب تشکیل میرمکیت ‌شوند (Shelley, 1993).

KAlSi3O8+Na+= NaAlSi3O8+K+

2KAlSi3O8+Ca2+= CaAl2Si2O8+4SiO2+2K+

 

در اینجا باید گفت که بافت‌های پرتیتی و میرمکیتی می‌توانند بر اثر اعمال استرس و نیروهای تکتونیکی جهت‌دار نیز تشکیل شوند (Hibbard, 1995; Vernon, 2004). با توجه به فعال بودن منطقه از نظر تکتونیکی احتمال تشکیل میرمکیت طبق نظر Hibbard (1995) در این منطقه وجود دارد. به اعتقاد Hibbard (1995)، تشکیل میرمکیت یکی از نشانه‌های حضور مذاب در حین دگرشکلی است و تشکیل آن را در هم‌یافتی آن با ماگمای در حال تبلور نهایی یا ماگمای آب‌دار می‌دانند. همچنین پر شدن شکستگی‌های فلدسپار پتاسیم توسط آلبیت می‌تواند عامل ایجاد پرتیت با توجه به وجود ترکیب ارتوز خالص و آلبیت خالص باشد. گرانیتوییدهای اچستان در بسیاری از قسمت‌ها دارای برگوارگی و خرد‌شدگی هستند که در نگاه اول شبیه گنایس‌های چشمی هستند. Thiele و همکاران (1968) در نقشه چهار گوش گلپایگان این توده را به‌عنوان گنایس معرفی نموده‌اند اما بررسی‌های اخیر حاکی از میلونیتی شدن گرانیتوییدها و تبدیل آن‌ها به میلونیت گرانیت است. در این سنگ‌ها فابریک‌های S-C قابل تشخیص هستند (شکل 5).

 

 

 

 

شکل 5- الف) فابریک‌های چین‌خورده، ب) فابریک چشمی در میلونیت گرانیت‌های منطقه با فابریک S-C، ج) شکستگی و برش در کانی‌ها که بعداً توسط کوارتز پر شده‌اند. خاموشی موجی کانی‌های بر اثر استرس در تصویر دیده می‌شود، د) شواهد دگرریختی در مقیاس میکروسکوپی در یک پلاژیوکلاز. خمیدگی و جابه‌جایی ماکل‌ها نسبت به هم نشان‌دهنده اعمال نیرویی جهت‌دار بر گرانیت‌ها پس از تبلور کامل است، ه) خمیدگی مسکوویت.

 

 

 

همه گرانیتوییدهای مورد مطالعه دارای دو بافت اولیه (گرانیتی و پویی‌کیلیتیکی) هستند. کم‌ترین سهم اختصاصی بافت‌ها در گرانیتوییدهای منطقه متعلق به بافت میرمکیت است که در گرانیت‌ها (سینوگرانیت و مونزوگرانیت‌ها) دیده می‌شود. بافت ثانویه پرتیت در دو نوع گرانیت مذکور و نیز در آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها به چشم می‌خورد. دگرسانی‌های کلریتی، سریسیتی و کائولینیتی و نیز بافت میلونیتی در بیشتر نمونه‌ها به‌صورت کم و بیش مشاهده می‌شود.

بر اساس مطالعات پتروگرافی متنوع‌ترین کانی فرومنیزین موجود در این سنگ‌ها تورمالین است. در این بررسی‌ها سه گونه از این کانی به‌صورت اولیه، ثانویه و حد واسط به شرح زیر شناسایی شدند.

تورمالین‌های اولیه آن‌هایی هستند که در مطالعات صحرایی و میکروسکوپی حالتی جهت‌یافته از خود به نمایش گذاشته‌اند و در هنگام تبلور و انجماد ماگما که با تحمل استرس حاصل از نیرویی جهت‌دار توسط ماگما همراه بوده (پدیده میلونیتی شدن) متبلور شده‌اند (شکل 6- الف). در ضمن، شکل‌دار بودن برخی از این تورمالین‌ها بیانگر تشکیل آن‌ها در مراحل اولیه و قبل از شکل‌گیری کوارتز است که می‌تواند ماگمایی بودن آن را تایید نماید (شکل 6- ب). وجود چنین تورمالین‌هایی در گرانیت‌ها نشانه بارز غنی بودن ﻣﻨﺸﺄ آن گرانیت از B است (London and Manning, 1995).

دسته دوم تورمالین‌ها آن‌هایی هستند که در مراحل بعد از تبلور ماگما و در مراحل هیدروترمالی و تحت‌ﺗﺄثیر نفوذ محلول‌های سرشار از بر در این سنگ‌ها به‌وجود آمده‌اند و گاه به‌صورت رگه و رگچه، همراه با رگه‌های کوارتزی دیده می‌شوند. گسترش این نوع از تورمالین‌ها به‌ویژه در حاشیه توده نفوذی بیشتر از مرکز توده است (شکل 6- ج).

 

 

 

شکل 6- تصاویری از گونه‌های متفاوت تورمالین در گرانیتوییدهای مورد مطالعه :الف) تورمالین‌های جهت‌یافته، ب) تورمالین کاملاً شکل‌دار (تورمالین‌های اولیه)، ج) پدیده تورمالین زایی در گرانیتوییدهای منطقه که با رگه‌های کوارتزی همراه هستند (تورمالین هیدروترمالی)، د) تشکیل تورمالین روی فلدسپار‌ها (تورمالین ماگمایی - هیدروترمال).

 

 

طبق نظریه Trumbull و Chaussidon (1999) نوع سومی از تورمالین‌ها نیز وجود دارد که در واقع حد واسط ماگمایی و هیدروترمال هستند. نام بردگان تشکیل تورمالین روی فلدسپار‌ها و نیز وجود رگچه‌های ریز تورمالین در سنگ را از نشانه‌های حد واسط بودن این کانی می‌دانند (شکل 6- د). شایان ذکر است که در آنالیز‌های محدود موجود (جدول 2)، بر اساس فزونی آهن نسبت به منیزیم و تقسیم‌بندی‌های Deer و همکاران (1996)، و نیز نمودار 7- الف، تورمالین‌ها از نوع شورل و ماگمایی (شکل 7- ب) هستند.

 

 

(الف)

(ب)

   

شکل 7- الف) ترکیب شیمیایی تورمالین‌های منطقه مورد مطالعه با استفاده از نمودار Trumbull و Chaussidon (1999)، ب) موقعیت نمونه‌های تورمالین‌های مورد بررسی در نمودار Fe در برابر Mg (London and Mannin, 1995)

 

 

گارنت در بررسی‌های صحرایی و نمونه دستی به‌صورت کانی‌هایی دانه درشت در گرانیتوییدها دیده می‌شوند که از فراوانی کمی نیز برخوردار هستند. فراوانی این کانی از حاشیه توده نفوذی به سمت مرکز آن روند کاهشی از خود نشان می‌دهد. رنگ گارنت‌ها در نمونه دستی قهوه‌ای روشن مایل به کرم بوده، در نور عادی به‌صورت قهوه‌ای کم رنگ با برجستگی بالا، بی شکل تا شکل‌دار (به‌صورت چند ضلعی با مرزهای واضح و صاف)، بدون واکنش با کانی‌های مجاور دیده می‌شود (شکل 8).

 

 

 

شکل 8- الف) تصویر میکروسکوپی از گارنت گزنومورف در کنار ارتوز کائولینیتی شده (PPL)، ب) تصویری از مگاکریست گارنت با حالت کشیده شده در یک نمونه دستی.

 

 

بر اساس نمودار سه تایی (اسپسارتین+آلماندین)، (گروسولار+آندرادیت+اوارویت) و (پیروپ) گارنت‌ها مورد مطالعه به سری اسپسارتین Al2Mn3) [SiO4]3) و آلماندین (Al2Fe3 [SiO4]3)، با فزونی و برتری اسپسارتین، تعلق دارند (شکل 9). نتایج آنالیز مایکروپروب گارنت‌ها به همراه نتایج حاصل از محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها بر مبنای 24 اکسیژن، در جدول 2 آورده شده است.

 

 

شکل 9- ترکیب بلور‌های گارنت در گرانیتویید‌های اچستان (کلمن و همکاران، 1965).

 

نیم‌رخ میکروسوندی در یک نمونه از گارنت‌های مورد مطالعه بیانگر تغییر در میزان Mn و Fe است. این تغییرات به‌صورت روند افزایشی درمیزان Mn و روند کاهشی در میزان Fe از سمت حاشیه به سمت مرکز گارنت است. این روند به وضوح بیانگر رخداد منطقه‌بندی شیمیایی است (شکل10). Webber و همکاران (1999)، در رابطه با تشکیل گارنت در حاشیه توده‌های گرانیتوییدی از عنوانی به نام پیشانی تبلور استفاده کرده‌اند. آن‌ها تشکیل گارنت را در مرزهای واحدهای گرانیتوییدی به این صورت تفسیر نموده‌اند که میزانی از Mn و Fe سنگ‌های دیواره می‌توانند بر اثر آلایش ماگمایی با این سنگ‌ها، وارد مذاب شده و شرایط را برای تبلور گارنت ایجاد نمایند.

 

 

شکل 10- نتایج تغییرات درصد وزنی اکسیدهای MnO , FeO از حاشیه به سمت مرکز بلورمحور.

 

با توجه به قدرت بالای تبلور گارنت، این کانی از وارد شدن عناصری مانند Na، K و اجزا فرار به بخش مرزی بین ماگما و سنگ دیواره جلوگیری می‌کند و تبلور این اجزا را به تأخیر می‌اندازد. تبلور گارنت تا تخلیه نقاط مرزی از Mn و Fe ادامه می‌یابد و پس از این مرحله سایر فازها، مانند کوارتز، آلبیت و میکا هسته‌زایی انجام داده و متبلور می‌شوند. در نتیجه تشکیل این گونه کانی‌ها در لایه‌های گارنت‌دار مربوط به فاز تأخیری تبلور است. بنابراین در نهایت، در بخش مربوط به پیشانی تبلور در واحدهای گرانیتوییدی، تجمع گارنت غنی از اسپسارتین Al2Mn3[SiO4]3 و آلماندین Al2Fe3[SiO4]3 را خواهیم داشت. Webber و همکاران (1999)، تشکیل تورمالین در این نواحی را مانند ایجاد گارنت، به دگرگونی مجاورتی نسبت می‌دهند و معتقدند که اشباع Mn و Fe در منطقه پیشانی تبلور منجر به هسته‌بندی و تبلور گارنت با مقدار کمی تورمالین می‌شود (شکل 11). از آنجایی‌که بیشتر گارنت‌های مشاهده شده در منطقه مورد بحث در حاشیه توده نفوذی تمرکز داشته و نوع آن‌ها نیز اسپسارتین- آلماندین به‌همراه تورمالین‌ها است، احتمالاً گارنت‌های مورد بررسی (مطابق با نظریه Webber و همکاران، 1999) بر اثر آلایش ماگمایی با سنگ‌های مجاور توده و ورود مقادیری از Mn و Fe به مذاب در بخش پیشانی تبلور توده گرانیتوییدی ایجاد شده‌اند.

 

 

 

شکل 11- تبلور گارنت در لایه مرزی، در مجاورت سنگ‌های دیواره توده‌های گرانیتوییدی Webber و همکاران (1999)

 

 

بر اساس نظر Yuan و همکاران (2009) گارنت‌هایی که در فشار نسبتاً بالا ایجاد می‌شوند نسبت به آن‌هایی که در محیط‌های سطحی‌تر تشکیل می‌شوند از نظرCa غنی و از نظر Mn فقیر هستند و در واقع در شرایط ماگمایی و عمق زیاد تشکیل می‌شوند که در مورد گارنت‌های این منطقه برعکس است. پس می‌توان نتیجه گرفت که گارنت‌های مورد مطالعه ماگمایی نیستند. از طرف دیگر آن‌ها رستیت نیز نیستند، چون از نظر Mg فقیر هستند. با توجه به ترکیب این گارنت‌ها، زینوکریست بودن یا آلایشی بودن آن‌ها مطرح می‌شود، اما به دلیل نبود وجود گارنت در سنگ دگرگونی مجاور، در حال حاضر آلایش ماگمایی بهترین گزینه در مورد تفسیر این کانی است.

از کانی‌های دیگر موجود در نمونه‌های گرانیتوییدی منطقه میکا‌ها هستند که برای مطالعه روی آن‌ها آنالیز نقطه‌ای انجام شد. نتایج این آنالیز به‌همراه نتایج حاصل از محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها در جدول 2 ارائه شده است. به‌منظور پی بردن به نوع میکاهای سفید موجود، از نمودار سه‌تایی ارائه شده توسط Feenstra (1996) استفاده شد (شکل 12- الف). همان‌گونه که در شکل مشخص است، میکاها به سمت قطب پتاسیم‌دار گرایش پیدا کرده و در واقع از نوع مسکوویت هستند.

 

 


(الف)

(ب)

   

شکل 12- الف) موقعیت ترکیب شیمیایی میکاهای مورد مطالعه در نمودار Feenstra (1996)، ب) موقعیت میکاهای مورد بررسی در نمودار Miller و همکاران (1981)

  

(الف)

(ب)

   

شکل 13- الف) ترکیب شیمیایی مسکوویت‌های منطقه مورد مطالعه در نمودار ارائه شده توسط Zane و Rizzo (1999)، ب) ترکیب میکاهای مورد بررسی در نمودار مثلثی پاراگونیت- مسکوویت- سلادونیت

 

 

مسکوویت در سنگ‌های گرانیتی به دو صورت اولیه و ثانویه حضور دارد. مسکوویت‌های اولیه آن‌هایی هستند که به‌طور مستقیم از ماگمای گرانیتی متبلور می‌شوند در صورتی که مسکوویت‌های ثانویه از تجزیه و تبدیل شدن کانی‌های دیگر در جریان فرایندهای هیدرو ترمالی در شرایط ساب‌سولیدوسی ایجاد می‌شوند (Miller et al., 1981). در شکل (شکل 12- ب) مسکوویت‌های منطقه مورد مطالعه در نمودار Miller و همکاران (1981) نشان داده شده است. در گرانیت‌ها، وجود مسکوویت‌های اولیه که نمونه‌ای از کانی‌های آلومینیم‌دار هستند نشانه‌ای از گرانیت‌های پرآلومین مسکوویت‌دار (MPG) است (Clark, 1981). از لحاظ ترکیب شیمیایی، این گروه از گرانیت‌ها غنی از آلومینیم و فقیر از آهن و منیزیم هستند (Zane and Rizzo, 1999) و این صفت در واقع تاییدی بر ویژگی پرآلومین بودن آن‌هاست (شکل 13- الف).  نمودار مثلثی پاراگونیت- مسکوویت- سلادونیت از نمودار‌های مورد استفاده دیگر برای تعیین نوع میکاهای مورد بررسی است (شکل 13- ب). در این نمودار ترکیب میکاها به دو صورت مسکوویت و فنژیت است. در نمودار‌های 12-ب و 13- الف به‌دلیل متاآلومینوس تا پرآلومینوس بودن سنگ‌ها ترکیب میکاها پراکندگی نشان می‌دهد.

آثار دگرسانی ناقص بر روی تعدادی از اندک کانی‌های فرومنیزین موجود در این سنگ‌ها با تشکیل کلریت نمایان است. ترکیب کلریت‌ها می‌تواند در تفسیر ترکیب کانی‌های اولیه و یا نقش سیالات موثر باشد. نتایج آنالیز مایکروپروب کلریت‌ها به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها که بر اساس 28 اکسیژن صورت گرفته، در جدول 2 آورده شده‌اند. برای تعیین نوع کلریت‌های موجود در گرانیتوییدهای مورد مطالعه، از نمودار Deer و همکاران (1996) استفاده شد (شکل 14). همان‌طوری‌که مشخص است این کلریت‌ها متعلق به سری برانسویگیت و ریپیدولیت بوده، بر اساس ترکیب شیمیایی و با توجه به مقدار آهن نسبتاً بالا، عمدتاً از دگرسانی بیوتیت‌ها حاصل شده‌اند.

 

 

شکل 14- ترکیب کلریت‌های موجود در گرانیتوییدهای مورد بحث در نمودار Deer و همکاران (1996)

ژئوشیمی

یکی از مفیدترین راه‌ها برای تفسیر پتروژنتیک توده‌های نفوذی، بهاره‌گیری از داده‌های ژئوشیمیایی و بررسی تغییرات و نسبت‌های عناصر اصلی و کمیاب در این توده‌هاست. همان‌گونه که در جدول 1 مشاهده می‌شود میزان SiO2 در گرانیتوییدهای منطقه مورد مطالعه بین 67 تا 78 درصد در نوسان است. در نمودار مجموع آلکالی در برابر SiO2 (Irvine and Baragar, 1971) این نمونه‌ها در محدوده ساب‌آلکالن (شکل 15- الف) و در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) که برای تفکیک سری‌های کالک‌آلکالن از تولییتی هستند در محدوده کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند (شکل 15- ب).

بر اساس نمودار SiO2 در برابر K2O+ Na2O- CaO (Frost et al., 2001; Frost and Frost, 2008) غالب نمونه‌ها در محدوده آلکالی‌کلسیک- کلسیک‌آلکالی قرار گرفته‌اند (شکل 16). میزان K2O+Na2O-CaO همان ضریب MALI است که اختصاری از عبارت Modified alkali- lime index است. این ضریب با میزان سیلیس هم‌خوانی دارد، به‌طوری‌که با افزایش میزان سیلیس، ضریب MALI نیز افزایش می‌یابد.

قرارگیری نمونه‌های سنگی مورد مطالعه در نمودار A/CNK در برابر SiO2 مطرح شده توسط Chappell و White (1974 و 2001) حاکی از تعلق این سنگ‌ها به گرانیت‌های تیپ S و نیز پرآلومین بودن آن‌هاست (شکل 17- الف). همچنین بر اساس نمودار ارائه شده توسط Moghazi و همکاران (2004) که بر اساس TiO2/Al2O3 در برابر Na2O /CaO است اغلب نمونه‌ها در قسمت گرانیت‌های شدیداً پرآلومینوس یا Strongly Peralminous granite (SPG) تصویر شده‌اند (شکل 17- ب).

 


(الف)

(ب)

   

شکل 15- تعیین سری ماگمایی گرانیتوییدهای مورد مطالعه در نمودارهای: الف) Irvine و Baragar، 1971، ب) موقعیت نمونه هادر نمودار AFM

 

 

 

 

 

 

شکل 16- موقعیت نمونه‌ها در نمودار SiO2 در برابر K2O+ Na2O- CaO (Frost et al., 2001)

[a= Alkalic, a-c= Alkalic- Calcic, c-a= Calcic- Alkalic, c= Calcic]

 

 

(الف)

(ب)

   

شکل 17- الف) بررسی تیپ و شاخص آلومین در گرانیتوییدهای اچستان با استفاده از نمودار Chappell و White (1974)، ب) بررسی شاخص آلومین در گرانیتوییدهای اچستان با استفاده از نمودار Moghazi و همکاران (2004(

 

 

مسکوویت گرانیت‌های پرآلومین اغلب همراه با سنگ‌های دگرگونی و میگماتیت‌ها هستند که گاهی تحت‌ﺗﺄثیر میلونیتی شدن نیز واقع می‌شوند (Tingyu et al., 1995). بالا بودن ضریب اشباعی آلومین در بیشتر موارد (بیشتر از 1/1)، دامنه تغییرات SiO2 (بیش از 65 درصد)، همراهی آن‌ها با سنگ‌های دگرگونی، ضریب رنگی پایین نمونه‌ها، نبود هورنبلند و اسفن، حضور گارنت (آلماندین) و آپاتیت به‌صورت بلورهای مستقل (نه به‌صورت ادخال در کانی‌های دیگر) و نیز حضور کانی‌های سرشار از آلومینیم مانند مگاکریست‌های مسکوویت از دلایل دیگر S بودن گرانیت‌های مورد مطالعه است (Chappell and White, 1992).

 

بررسی رفتار اکسید‌های عناصر اصلی در برابر سیلیس

با استفاده از ترسیم نمودارهای تغییرات عناصر اصلی در برابر سیلیس فرایند‌های تفریق و اختلاط ماگمایی را می‌توان بررسی کرد. تغییراتی که در میزان عناصراصلی حین تفریق ماگما رخ می‌دهد شامل افزایش در میزان Na2O، K2O و SiO2 و کاهش در میزان فراوانی MgO، CaO، Al2O3،Fe2O3،TiO2،FeO و MnO است. بررسی نمودار‌های هارکر نشان دهنده روند عادی و طبیعی در میزان اکسید‌های Na2O، CaO، MgO، Al2O3، TiO2 و Fe2O3 کل در حین تفریق است اما بر خلاف انتظار K2O روند کاهشی نشان می‌دهد (شکل 18). به‌طور کلی گفته می‌شود کاهش میزان Al2O3 و CaO بیانگر تبلور فلدسپار‌ها و تبلور کانی‌های فرومنیزین مانند بیوتیت دلیلی بر روند نزولی عناصری مانند MgO، Fe2O3،TiO2 و MnO در برابر سیلیس است. دلیل صعودی بودن روند Na2O در برابر سیلیس به خاطر فرآیند تبلور است که با پیشرفت آن، مقدار Na2O در مذاب باقی‌مانده افزایش می‌یابد تا در نهایت وارد ساختمان فلدسپار‌ها می‌شوند. روند کاهشی در میزان K2O را می‌توان ناشی از تبلور فلدسپار‌ها (به‌ویژه ارتوکلاز) و میکاها دانست که در این حالت K2O در مذاب باقی‌مانده مصرف شده، باعث روند نزولی آن شده است. در این‌باره دلموس (1996) عقیده دارد که تغییر K2O ممکن است به دلیل تحرک (موبایلیتی) زیاد این عنصر باشد. شایان ذکر است که در برخی موارد نمونه‌ها با حالتی پراکنده در نمودار‌ها تصویر شده‌اند که احتمالاً به‌دلیل وقوع فرایندهای ثانویه مانند دگرسانی است.

 

ژئوشیمی عناصر نادر

یکی از کاربردهای عناصر نادر در حل مسائل زمین‌شناسی، استفاده از آن‌ها برای تعیین ﻣﻨﺸﺄ و ژنز مجموعه‌های سنگی است. نسبت این عناصر در طی دگرگونی و دگرسانی تغییر نمی‌کند. از نمودارهای مورد استفاده در این مورد، نمودارهای چند عنصری به‌هنجار شده (نمودارهای عنکبوتی) است. در این نمودارها علاوه بر عناصر نادر خاکی، عناصر کمیاب دیگری نیز اضافه شده‌اند. این نمودارها امکان مقایسه با هر ترکیب دیگر که معمولاً استاندارد است را فراهم می‌سازند و انحراف از ترکیب اولیه را اندازه می‌گیرند (Rollinson, 1993).

در شکل 19 نمونه‌های مورد مطالعه نسبت به کندریت (Sun and McDonough, 1989) (شکل 19- الف)، میانگین پوسته قاره‌ای (Taylor and Mclennan, 1985) (شکل 19- ب)، پوسته زیرین (Weaver and Tarney, 1984) (شکل 19- ج) و پوسته بالایی (Taylor and Mclennan, 1981) (شکل 19- د) به‌هنجار شده‌اند.

در یک نگاه با توجه به شکل‌های ترسیمی می‌توان متوجه غنی‌شدگی بیشتر عناصر با شعاع یونی بالا و قدرت میدان پایین (LILE) نسبت به عناصر با محدوده قدرت بالا (HFSE) که غنی‌شدگی کمتری دارند شد. فقیر بودن نمونه‌های سنگی از عناصر HFS و شیب منفی روندها از نشانه‌های ماهیت کالک‌آلکالن بودن ماگمای سازنده گرانیتوییدهای مورد مطالعه است.

 

 

  

شکل 18- نمودارهای دو متغیره تغییرات عناصر اصلی گرانیتویید‌های اچستان در برابر سیلیس که بیانگر فرایندهای تفریق مذاب- بلور است.

 

(الف)

(ب)

   

(ج)

(د)

   

(ه)

 

 

شکل 19- نمودار چند عنصری و موقعیت مقادیر به‌هنجار شده‌ عناصر کمیاب نمونه‌های منطقه به ترتیب بر اساس مقادیر: الف) ترکیب کندریت برگرفته از Sun و McDonough (1989)، ب)‌ میانگین ترکیب پوسته قاره‌ای برگفته از Taylor و Mclennan (1985)، ج) میانگین ترکیب پوسته پایینی برگرفته از Weaver و Tarney (1984)، د) میانگین ترکیب پوسته بالایی برگرفته از Taylor و Mclennan (1981)، ه) نسبت به گوشته اولیه برگرفته از Sun و McDonough (1989)

 

 

همان گونه که در شکل 19 مشاهده می‌شود عناصر Sr و Ba در نمودار‌های چند عنصری دارای آنومالی منفی بوده که تبلور کانی‌های پتاسیم‌دار به‌ویژه فلدسپار آلکالن برای عناصر Ba و نیز تبلور کانی‌های کلسیم و پتاسیم‌دار به‌ویژه پلاژیوکلاز برای Sr می‌تواند دلیلی بر آنومالی منفی این عناصر باشد. هرچند که این دو عنصر جزو عناصر متحرک محسوب می‌شوند و شاید این صفت یکی دیگر از دلایل آنومالی منفی آن‌ها باشد. در نگاه کلی، در بین چهار نمودار عنکبوتی ترسیم شده همان‌گونه که مشخص است نمونه‌های مورد مطالعه بیشترین غنی‌شدگی و تهی‌شدگی را در شکل 19- الف (به‌هنجار شده نسبت کندریت) نشان می‌دهند که دامنه تغییرات آن از 02/0 تا 500 ppm است. نموداری که در آن نمونه‌ها نسبت به پوسته بالایی به‌هنجار شده‌اند (شکل 19- د) کم‌ترین میزان غنی‌شدگی و تهی‌شدگی را نشان می‌دهد (بین 1/0تا 5 ppm) که بر نزدیکی ترکیب نمونه‌ها به ترکیب پوسته بالایی و ﻣﻨﺸﺄ گرانیتوییدهای اچستان دلالت دارد. همچنین آنومالی مثبت کروم و نیکل از ویژگی‌های گرانیت‌های نوع S است (Raymond, 2002). همان‌طوری‌که در شکل 20 مشخص است، نمونه‌های مورد مطالعه از عناصر نادر خاکی سبک و سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند. این غنی‌شدگی در LREE بیشتر به‌نظر می‌رسد که می‌تواند به دلیل تفریق زیرکن باشد (Rollinson, 1993). حضور ماگما در مراحل اولیه ذوب‌بخشی یا مراحل آخر تبلور تفریقی در مذاب این سنگ‌ها از دیگر دلایل غنی‌شدگی LREE می‌تواند باشد. از کانی‌های حاضر در گرانیت‌ها، تورمالین‌ها عامل غنی‌شدگی LREE است.

آنومالی Eu در نمودار ترسیم شده به وضوح مشخص است. مقدار Eu به‌طور اساسی توسط فلدسپار‌ها (به‌ویژه در ماگمای گرانیتی) کنترل می‌شود. در ماگمای گرانیتی Eu+2 با پلاژیوکلاز و فلدسپار آلکالن سازگار است، به‌طوری‌که تفریق آن‌ها از مذاب گرانیتی یا بر جای ماندن آن‌ها در ﻣﻨﺸﺄ، موجب تشکیل آنومالی منفی Eu خواهد شد (Rollinson, 1993; Henderson, 1984). البته باید نقش فوگاسیته اکسیژن در آنومالی Eu را نیز در نظر گرفت.

 

 

شکل 20- نمودار به‌هنجار شده نمونه‌های سنگی مورد مطالعه نسبت به کندریت (مقادیر ارائه شده توسط Sun و McDonough (1989)

 

 

 

جایگاه تکتونیکی

با تصویر کردن داده‌های حاصل از آنالیز شیمیایی نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودارهای مختلف ژئوتکتونیکی سعی شد تا حد امکان جایگاه تکتونیکی این گرانیتوییدها مشخص شود. از اولین نمودارهای مورد استفاده، نمودار K2O در برابر سیلیس است (Maniar and Piccoli, 1989) که به‌صورت درصد وزنی است. با استفاده از این نمودار می‌توان پلاژیوگرانیت‌ها (OP) را از سایر گرانیتوییدها جدا کرد. همان‌گونه که در (شکل 22- الف) ملاحظه می‌شود به جز یک نمونه، بیشتر نمونه‌ها در محدوده IAG+ CAG+ CCG+ RRG+ CEUG+ POG قرار گرفته‌اند. بررسی‌های صحرایی و پتروگرافی نیز بیانگر نبود افیولیت و پلاژیوگرانیت‌های وابسته به آن در منطقه است. در مراحل بعدی برای تمایز بین گروه‌های IAG+ CAG+ CCG+ RRG+ CEUG+ POG از نمودارهای درصد وزنی Al2O3در برابر سیلیس و نیز FeOt/FeOt+MgO در برابر سیلیس از Maniar و Piccoli (1989) استفاده شد. با توجه به نمودارهای مذکور بیشتر نمونه‌های مورد بررسی در قلمرو ترکیبی گروه (IAG+ CAG+ CCG) و POG (گرانیتوییدهای کوه‌زایی) تصویر شده‌اند (شکل‌های 22- ب و 22- ج). برای آگاهی دقیق از جایگاه تکتونیکی گرانیتوییدهای اچستان از نمودار مولی نسبت مقادیر Al2O3/Na2O+CaO+K2O در برابر Al2O3/Na2O+K2O (Maniar and Piccoli, 1989)، (شکل 22- د) و نمودار R2-R1 (Batchelor and Bowden, 1985) (شکل 22- ه) استفاده شد. همان‌طوری‌که در شکل مذکور مشاهده می‌شود غالب نمونه‌های سنگی مربوط به منطقه مورد مطالعه در محدوده CCG واقع شده‌اند که در واقع همان گرانیت‌های زون برخورد قاره‌ای و هم‌زمان با برخورد حاصل از برخورد قاره به قاره هستند.

 

 

 

(الف)

(ب)

   

(ج)

(د)

   

(ه)

 

 

شکل 22- تعیین محیط تکتونیکی گرانیتویید‌های مورد مطالعه : الف) نمودار درصد وزنی K2O در برابر سیلیس از Maniar و Piccoli (1989) برای تفکیک پلاژیوگرانیت‌های اقیانوسی (OP) از سایر گرانیت‌های منطقه، ب) در نمودار Al2O3 در برابر سیلیس از Maniar و Piccoli (1989) نمونه‌ها در محدوده گرانیتوییدهای کوهزایی (IAG+ CAG+ CCG) و POG تصویر شده‌اند، ج) در نمودار /FeOt+MgO FeO در برابر سیلیس از Maniar و Piccoli (1989) بیشتر نمونه‌ها در POG و در (IAG+ CAG+ CCG) تصویر شده‌اند، د) بر اساس نمو‌دار مولی A/CNK در برابر A/NK از Maniar و Piccoli (1989) اغلب گرانیت‌های اچستان از نوع هم‌زمان با برخورد هستند، ه) بر اساس نمودار کاتیونی R2-R1 از Batchelor و Bowden (1985) گرانیتوییدها بیشتر از نوع هم‌زمان با برخورد هستند.

 

 

 

 

 

 

 

آقانباتی (1385) معتقد است که عامل تشکیل برخی از توده‌های گرانیتوییدی واقع در زون سنندج- سیرجان حاصل برخورد دو صفحه عربی با صفحه ایران است و Sheikholeslami و همکاران (2008) زمان بسته شدن تتیس جوان و برخورد دو قاره را مزوزوییک بالایی- سنوزوییک (کرتاسه بالایی- پالئوسن) می‌دانند. بنابراین، از آنجایی‌که گرانیتوییدهای منطقه از نوع هم‌زمان با برخورد واقع در زون سنندج- سیرجان هستند می‌توان تشکیل آن‌ها را به طریق ذکر شده عنوان کرد.

علاوه بر شواهد ژئوشیمیایی، شواهد پتروگرافی و صحرایی نیز به حضور فشاری جهت‌دار قبل از سخت شدن کامل گرانیتوییدها و وقوع رخداد میلونیتزاسیون اشاره دارد. بررسی میزان آلومینیم موجود در گرانیتوییدها و ارتباط میزان آن‌ها (آلومینیم) با محیط تکتونیکی نیز نشانی از محیط برخورد است. بررسی‌ها نشان می‌دهند انواع گرانیتوییدها از لحاظ میزان آلومینیم موجود درآن‌ها که شامل گروه‌های فوق آلومینیم، متاآلومینیم و فوق‌آلکالن هستند در محیط‌های تکتونیکی مختلفی ایجاد می‌شوند، به‌طوری که گرانیت‌های فوق آلومینیم در مناطق برخورد قاره‌ای، گرانیتوییدهای متاآلومینیم با مناطق برخورد اقیانوس- قاره یا اقیانوس- اقیانوس و فوق آلکالن با مناطق کششی پوسته‌ای مرتبط هستند (Clark, 1992). با استفاده از نمودار Chappell و White (1992)، نیز معتقدند که گرانیت‌های نوع S از نوع پرآلومین بوده، در زون برخورد قاره‌ای دیده می‌شوند و منشا آن‌ها در نتیجه ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته قاره‌ای است. همچنین، وجود چنین گرانیتوییدهایی با این ویژگی‌ها، با گرانیتوییدهای نوع MPG (گرانیتوییدهای پرآلومین مسکوویت‌دار Barbarin (1999) برابری می‌کند.

همان‌گونه که در شکل 22- د ملاحظه می‌شود گرانیتوییدهای اچستان از نوع پرآلومینوس بوده، بر اساس نظر Clark (1992) و Chappell و White (1992) محیط تکتونیکی آن از نوع برخورد قاره به قاره (CCG) است.

شایان ذکر است که موقعیت تکتونیکی گرانیتوییدهای اطراف منطقه مورد مطالعه (گرانیتوییدهای سعیدآباد و اسفاجرد) نیز با موقعیت تکتونیکی گرانیتوییدهای اچستان مطابقت داشته و از نوع برخورد قاره به قاره (CCG) هستند (Sharifi et al., 2007).

 

پتروژنز

گرانیتوییدهای نوع S حاصل ذوب بخشی رسوبات پوسته‌ای هستند. برای تعیین سنگ ﻣﻨﺸﺄ مذاب‌های حاصل از ذوب‌بخشی، Patino Douce (1999) نمودارهایی ارائه کرده است که محدوده‌های موجود در این نمودارها شامل پلیت‌های فلسیکی، متاگری‌وک‌ها و آمفیبولیت‌ها هستند که گرانیت‌ها می‌توانند از ذوب‌بخشی آن‌ها حاصل شوند. همان‌طوری‌که در نمودارهای شکل 23 مشاهده می‌شود بیشتر نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده لویکوگرانیت‌ها و مذاب‌های حاصل از پلیت‌های فلسیکی تصویر شده‌اند.

Sylvester (1998) معتقد است که نسبت CaO/Na2O در مذاب‌های گرانیتی مشتق شده از سنگ‌های پلیتی که غنی از رس و فقیر از پلاژیوکلاز (کمتر از 5 درصد) هستند نسبت به سنگ‌های نشات گرفته از سنگ‌های پسامیتی (گری‌وک‌ها) که فقیر از رس و غنی از پلاژیوکلاز (بیشتر از 25 درصد) هستند متفاوت هستند. این نسبت در مذاب‌های مشتق شده از سنگ‌های پلیتی کمتر از 3/0 و در مذاب‌های مشتق شده از سنگ‌های گری‌وکی بیشتر از 3/0 است. با توجه به آنالیز داده‌ها که در جدول 1 ارائه شده و همچنین محل قرارگیری بیشتر نمونه‌ها در نمودار شکل 23، نسبت CaO/Na2O در این سنگ‌ها کمتر از 3/0 است. نمودارهای ارائه شده توسط Whalen و همکاران (1987) که برحسب برخی اکسیدها و نیز عناصر HFSE مثل Nb، Y و Zn ترسیم شده برای تفکیک گرانیت‌های تیپ A از سایر گرانیت‌ها (I و S) هستند (شکل 24). در این نمودار‌ها نمونه‌های منطقه مورد مطالعه بر اساس عناصر Nb، Y و Zn تصویر شده‌اند و A-type نبودن آن‌ها محرز می‌شود.

 

 

 

شکل 23- نمودارهای تشخیص سنگ ﻣﻨﺸﺄ سنگ‌های حاصل از ذوب بخشی از Patino Douce (1999). بیشتر نمونه‌های مورد بررسی در این نمودار در قلمرو لوکوگرانیت‌ها و در واقع در محدوده سنگ‌های حاصل از ذوب بخشی پلیت‌های فلسیکی واقع شده‌اند.

 

   

 

شکل 24- نمودارهای 10000 Ga/Al برحسب عناصر HFSE که بیشتر نمونه‌ها در محدوده I و S قرار گرفته‌اند (Whalen et al., 1987)

 

 

 

 

نتیجه‌گیری

مطالعات صحرایی و پتروگرافی نشان می‌دهند که توده گرانیتوییدی اچستان دارای ترکیب سنگ‌شناسی آلکالی‌فلدسپار گرانیت، گرانیت و به‌طور محدود گرانودیوریت بوده که بر اساس درصد کانی‌های فرومنیزین، در رده لویکوگرانیت‌ها قرار می‌گیرند. در بخش هایی، این سنگ‌ها حالت برگوارگی و فابریک‌های جهت‌دار نمایش می‌دهند که حاکی از متاثر شدن آن‌ها توسط حرکات برشی و میلونیتی است. شواهد ژئوشیمیایی و پترولوژی بر ماهیت کالک‌آلکالن و شدیداً پرآلومین بودن این سنگ‌ها دلالت دارد.

شواهد کانی‌شناسی و همچنین ژئوشیمیایی بیانگر S بودن تیپ این گرانیت‌ها بوده، محیط تکتونیکی را از نوع هم‌زمان با برخورد بیان می‌کند. ﻣﻨﺸﺄ گرانیتوییدهای اچستان پوسته بالایی و سنگ والد آن‌ها پلیت‌های فلسیکی (غنی از کوارتز و فلدسپار) است.

 

سپاسگزاری

نویسنگان مقاله از حمایت‌های تحصیلات تکمیلی دانشگاه اصفهان، راهنمایی‌های آقای دکتر شریفی و همچنین همکاری خانم دکتر الگا پارفنوا از دانشگاه دولتی مسکو در انجام آنالیزهای مایکروپروب سپاسگزاری می‌کنند.

آقانباتی، ع. (1385) زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

درویش‌زاده، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران (چینه‌شناسی، تکتونیک، دگرگونی و ماگماتیسم). انتشارات امیرکبیر، تهران.

رشیدنژاد عمران، ن. (1381) پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های متاولکانوسدیمنتری و پلوتونیک منطقه موته (جنوب دلیجان) با نگرشی ویژه به خاستگاه کانی سازی طلا. پایان‌نامه دکتری. دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران.

شریفی، م. (1386) بررسی ماگماتیسم آلکالن در شمال گلپایگان. پایان‌نامه دکتری، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

صبا، ع. ا. (1378) تحلیل ساختاری توده‌های نفوذی هم‌زمان با دگرشکلی در شمال ورزنه (شمال خاورگلپایگان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران.

معین‌وزیری، ح.، و احمدی، ع. (1380) پتروگرافی و پترولوژی سنگ‌های آذرین. دانشگاه تربیت معلم، تهران.

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46: 605-626.

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

Braud, J. and Bellon, H. (1974) Donnes nouvelles sur le domaine metamorphique du Zagros (zone de Sanandaj-Sirjan) au niveau de Kermanshah-Hamadan; nature, age et interpretation des series métamorphiques et des intrusions évolution structural. Faculté des Sciences d'Orsay, Université Paris.

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 48: 489-499.

Chapplell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S- type granites in the Lachelan fold belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 83: 1-26.

Clark,D. B. (1992) Granitoid rock. Chapman and Hall, London.

Clarke, D. B. (1981) Peraluminous granites. The Canadian Mineralogist 19: 1-2.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An interduction to the rock-forming minerals. Longman, London.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1996) An Introduction to the Rook-forming mineral. John Wiley and Sons, New York.

Feenstra, A. (1996) An EMP and TEM-AEM study of margarite, muscovite and f paragonite in polymetamorphic metabauxites of Naxos (Cyclades, Greece) and the implications of fine-scale mica interlayering and multiple mica generations. Journal of Petrology 37: 201-233.

Frost, B. R. and Frost, C. D. (2008) A Geochemical Classification for Feldspathic Igneous Rocks. Journal of Petrology 49: 1955-1969.

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: 2033-2048.

Henderson, P. (1984) Raer earth element geochemistry. Elsevier Science Publishers.

Hibbard, M. J. (1995) Petrography to petrogenesis. Prentice Hall, New Jersey.

Irvin, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming mineral. American Mineralogist 68: 227-279.

London, D. and Manning, D. (1995) Chemical variation and Significance of tourmaline from SW England. Economic Geology 90: 495-519.

Maniar, P. D. and Piccoli, M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids, Journal of Geological Society of American 101: 635-642.

Middlemost, E. A. K. (1987) Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology. Longman, London.

Miller, C. F., Stoddard, E. F., Bradfish, L. J. and Dollase, W. A (1981) Composition of plutonic muscovite: genetic implications. The Canadian Mineralogist 19: 25-34.

Moghazi, A. M., Hhassanen, M. A., Mohamed, F. M. and Ali, S. (2004) Late Neoproterozoic strongly peraluminous leucogranite, South Eastrern Desert, Egypt-petrogenesis and geodynamic significance. Mineralogy and Petrology 81: 19-41.

Moritz, R., Ghazban, F. and Singer, B. S. (2006) Eocene gold ore formation at Muteh, Sanandaj-Sirjan tectonic zone, western Iran: A result of late-stage extension and exhumation of metamorphic basement rocks within the Zagros orogen. Economic Geology 101: 1497–1524.

Patino Douce, A. E. (1999) What do experiments tell us about therelative contributions of crust and mantle to the origins of graniticmagmas? In: A. Castro, C. Fernandez and Vigneresse, J. L. (Eds.): Understanding granites: Intergrating new and classical techniques. Geological Society of London, Special Publication 168: 55-75.

Rashidnejad Omran, N. (2002) Petrology and geochemistry of the volcano-sedimentary and plutonic rocks of the south of the Delijan, concentration on gold mineralization. Unpublished doctoral dissertation, Tarbiat Moddares University, Tehran, Iran.

Raymond, L. A. (2002) Petrology: the study of igneous, sedimentary and metamorphic rocks. 2nd edition, McGraw-Hill Companies, Inc., New York.

Rollinson, H. (1993) Using Geochemical data: Evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.

Sharifi, M., Safaei, H., Noorbehsht, I. and Ahmadian, J. (2007) Classification of granitoids from the Golpaayegan area on the basis of the tectonic setting. Journal of Applied Sciences 7(22): 3420-3430.

Sheikholeslami, M. R., Pique, A., Mobayen, P., Sabzehei, M., Bellon, H. and Hashem Emami, M. (2008) Tectono-metamorphic evolution of the Neyriz metamorphic complex, Quri-Kor-e-Sefid area (Sanandaj-Sirjan Zone, SW Iran). Journal of Asian Earth Sciences 31: 504-521.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope, classificathon, textures, microstructures and mineral preferred-orientathons. Chapman and Hall, London.

Streckeisen, A. L. and LeMaitre, R. W. (1979) A chemical approximation to the modal QAPF classification of the igneous rocks. Neues Jahrbuch for Mineralogie Abhandlungen 136: 169-206.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of ocenic basalte: implications for mantle composition and processes. In: A. D. Saunders and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, Special publication 42: 313-345.

Sylvester, P. J. (1998) Post-Collisional Strongly Peraluminous Granites. Lithos 45: 29-44.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1981) The composition and evolution of the continental crust: rare earth element evidence from sedimentary rock. Philosophical Transaction Royal Soceity A301: 381-399.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford.

Thiele, O., Alavi-Naini, M., Assefi, R., Hushmand- Zadeh, A., Seyed-Emami, K. and Zahedi, M. (1968) Explanatory text of the Golpaygan quadrangle map 1:250000, Geological quadrangle N. E7. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Tingyu, C., Guiying, S., Yupeng, Y. and Huilan, C. (1995) Peraluminous granites of East Tethys and their implication in Godwana dispersion and Asian accretion. Journal of Asian Earth Sciences 11: 243- 251.

Trumbull, R. B. and Chaussidon, M. (1999) Chemical and boron isotopic composition of megmatic and hydrothermal tourmalines from the Sinceni granite-pegmaite system in Swaziland. Chemical Geology 153: 125-137.

Vernon, R., H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge university press, Cambridge.

Weaver B. and Tarney, J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature 310: 575-577.

Webber, K., Simmons, W., Falster, A. and Foord, E. (1999) Cooling rates and crystallization dynamics of shallow level pegmatite- aplite dikes, San Diego Country, California. American Mineralogist 84: 708-717.

Whalen, J. B., Currie, K. L., Chappell, B. W. (1987) A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to mineralogy and petrology 95: 407-419.

Yuan, C., Sun, M., Xiao, W., Wilde, S., Li, X., Liu, X., Long, X., Xia, X., Ye, K. and Li, J. (2009) Garnet-bearing tonalitic porphyry from East Kunlun, Northeast Tibetan Plateau: implications for adakite and magmas from the MASH zone. International Journal of Earth Sciences (Geol Rundsch) 98: 1489-1510.

Zane, A. and Rizzo, G. (1999) The compositional space of muscovite in granitic rocks. The Canadian Mineralogist 37: 1229-1238.