Geochemistry of Ghareh Boltagh granitoid body, Buin-Miandasht (SE of Aligudarz)

Document Type : Original Article

Authors

دانشگاه شهرکرد - دانشکده منابع طبیعی و علوم زمین

Abstract

The Ghareh Boltagh granitic pluton, as a part of the magmatic-metamorphic complex of the north of Boein Miandasht, exposed in the southeastern of Aligoodarz and located in Sanandaj-Sirjan zone. The complex consists of granite, diorite and gabbro with metabasite rocks. Mineralogically, the granitic rocks are mainly composed of major minerals of quartz, alkali feldspar, plagioclase, and minor minerals of biotite, amphibole, epidote, zircon, sphene, apatite, tourmaline, allanite and opaque. The Ghareh Boltagh granitic pluton consists of high SiO2 (68.74-72.59 wt. %), K2O (4.5-5.01 wt. %) and Na2O (3.75-4.23 wt. %), and Fe2O3tot (2.2-3.78 wt. %). It shows metaluminous to slightly peraluminous nature. On the base of chondrite-normalized REE diagram, all of the samples invariably show a relatively enrichment in LREES rather than HREES with negative Eu anomalies. Their primitive-mantle normalized spider diagrams display negative Ba, Sr, P and Ti anomalies. The calculated zirconium saturation temperatures range from 799 to 848 °C. The studied rocks, geochemically, belong to the A2-type granites, generated in a post-collisional tectonic setting.

Keywords

Full Text

مقدمه

پهنه سنندج- سیرجان به‌عنوان یکی از پهنه‌های مهم دگرگونی- ماگمایی زمین‌شناسی ایران، جایگاه نفوذ و جایگیری توده‌های بزرگ و کوچک گرانیتوییدی است که اکثریت آن‌ها مرتبط با باز شدن (به‌عنوان مثال: Alirezaei and Hassanzadeh, 2012)، فرورانش (به‌عنوان مثال: Shahbazi et al., 2010) و نهایتاً بسته شدن (به‌عنوان مثال: Mahmoudi et al., 2010) اقیانوس نئوتتیس، که به برخورد قاره‌ای منجر شده، هستند. این توده‌های گرانیتوییدی دارای ماهیت انواع I، S و A بوده و بررسی منابع نشان می‌دهد حضور هر یک از این نوع‌ گرانیت‌ها، محدود به زمان و مکان خاصی در پهنه سنندج- سیرجان نیست. مطالعات مربوط به گرانیتوییدهای نوع A و معرفی آن‌ها در این پهنه عمدتاً مربوط به یک دهه گذشته است که می‌توان به توده‌های با ماهیت نوع A در مناطقی نظیر ازنا (Shabanian et al., 2009)، گلپایگان (Davoudian et al., 2007)، حسن رباط (Mansouri et al., 2010) اشاره نمود.

اصطلاح گرانیت نوع A در ابتدا توسط Loiselle و Wones در 1979 برای گروه گرانیتوییدهای غنی از آهنی مطرح شد که در محیط‌های درون قاره‌ای تشکیل می‌شدند. حرف A در گروه گرانیتی A-type توسط Loiselle و Wones معرف غیرکوه‌زایی بودن این سنگ‌هاست (امروزه تصور ما بر این است که گرانیت‌های A-type صرفاً به مناطق غیرکوه‌زایی وابسته نبوده و در بسیاری از مناطق کوه‌زایی با سرگذشت تکتونیکی متفاوت گزارش شده‌اند) ولی در بعضی منابع به‌صورت خشک یا آلکالین (Sylvester, 1989) و یا حتی آلکالی‌فلدسپات (Tollo et al., 2005) در نظر گرفته شده است. گرانیت‌های A-type از نظر شیمیایی دارای Fe/(Fe+Mg) بالا، K2O و K2O/Na2O بالا، مقادیر بالای عناصر کمیاب ناسازگار و مقادیر پایین عناصر کمیاب سازگار در سیلیکات‌های مافیک و فلدسپارها مشخص می‌شوند Bonin, 2007) (Eby et al., 1992;. میزان بالای Ga/Al می‌تواند مشخصه این نوع گرانیتوییدها باشد (Whalen et al., 1987).

در این نوشتار به بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی توده گرانیتی قره‌بلطاق به‌عنوان یکی از توده‌های گرانیتوییدی پهنه سنندج- سیرجان می‌پردازیم. این توده گرانیتوییدی در مطالعات پیشین (ثابتی و همکاران، 1389) که عمدتاً بر مبنای مطالعه عناصر اصلی بوده است به‌عنوان گرانیت I-type گزارش شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه مورد مطالعه در شمال شهر بویین- میان‌دشت و در جنوب‌غربی روستای قره‌ بلطاق و در گستره‌ای به طول‌های جغرافیایی ¢10 °50 تا ¢13 °50 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ¢06° 33 تا ¢09 °33 شمالی واقع شده است. این ناحیه در جنوب‌شرقی شهرستان الیگودرز قرار گرفته است که در نقشه‌های چهارگوش گلپایگان به مقیاس‌های 1:250000 (Thiele et al., 1968) و 1:100000 (محجل، 1371) واقع می‌شود. منطقه مورد مطالعه بخشی از پهنه ماگمایی و دگرگونی سنندج- سیرجان است که فازهای دگرگونی متعددی را متحمل شده است (قاسمی و ولی‌زاده، 1372) و از نظر سنگ‌شناسی متنوع بوده و آن را می‌توان به‌عنوان یک مجموعه آذرین- دگرگونی توصیف نمود، به گونه‌ای که امکان تفکیک این واحدهای سنگی بر روی نقشه، حتی در مقیاس‌ بزرگ نیز امکان‌پذیر نیست.

توده‌های نفوذی منطقه شمال بویین میان‌دشت شامل طیف وسیعی از سنگ‌های سینوگرانیت، آلکالی‌فلدسپات گرانیت، دیوریت، گابرو و دولریت‌ هستند، ماگمای سازنده این سنگ‌های اسیدی و سنگ‌های حدواسط- بازیک یکسان نبوده و از دو منشاء متفاوت است (قاسمی، 1371). علاوه بر سنگ‌های آذرین، سنگ‌های دگرگونی شامل سنگ‌های متابازیت، مرمر و شیست نیز با این توده‌های ماگمایی همراه هستند. مهم‌ترین رخنمون تود‌ه‌های گرانیتی منطقه در تپه کک لی‌قیه با ارتفاع 2653 متر و مناطق اطراف آن رخنمون دارند. هر چند وسعت توده‌های آذرین، قابل ملاحظه است ولی بخش اعظم آن‌ها در اثر تخریب و هوازدگی پوشیده از خاک‌های آرنی است.

این توده‌های آذرین که در سنگ‌های دگرگونی ناحیه‌ای منطقه، منسوب به سن پرکامبرین و تریاس، نفوذ کرده‌اند (شکل 1) به فاز کوه‌زایی لارامید (انتهای کرتاسه) نسبت داده شده‌اند (قاسمی، 1371). اما در گزارش نقشه زمین‌شناسی گلپایگان به مقیاس 1:100000 (محجل، 1371) سن این توده‌های آذرین، پس از کرتاسه و قبل از ائوسن گزارش شده است. بر اثر فازهای تکتونیکی حاکم بر منطقه، تا حدودی آثار دگرشکلی در این گرانیتوییدها مشاهده می‌شود.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه (با تغییرات، برگرفته از محجل، 1371)، در نقشه ایران موقعیت منطقه مورد مطالعه با ستاره در زون سنندج- سیرجان (نوار خاکستری‌رنگ) نشان داده شده است.

 

 

روش انجام پژوهش

به‌منظور مطالعه شیمی سنگ، پس از نمونه‌برداری کامل از توده و تهیه مقاطع نازک، با مطالعه میکروسکوپی آن‌ها، تعداد 6 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای انجام آنالیز شیمیایی به‌روش ICP-MS (طیف‌سنج جرمی، جهت اندازه‌گیری عناصر کمیاب و نادر خاکی) و ICP-ES (طیف‌سنج نشری، جهت اندازه‌گیری عناصر اصلی) به آزمایشگاه ACME در کشور کانادا ارسال شدند. پودر نمونه‌ها با لیتیم برات مخلوط و پس از ذوب توسط اسید نیتریک حل شدند. محلول به‌دست آمده توسط دستگاه ICP-ES مدل Jarrel Ash AtomComb 975 و ICP-MS مدل Perkin-Elmer Elan 6000 با دقت مناسب آنالیز و عناصر مختلف اندازه‌گیری شدند.

 

پتروگرافی سنگ‌های گرانیتوییدی قره‌بلطاق

سنگ‌های گرانیتی در نمونه دستی به‌صورت درشت‌بلور و توده‌ای بوده و در مقیاس میکروسکوپی، دارای بافت گرانولار نابعد دانه پلی‌گونال تا اندکی interlobate تا لیپیدوگرانوبلاستیک (Passchier and Trouw, 2005) هستند. در توده‌های گرانیتی، انکلاو‌هایی با اندازه‌های کاملاً متفاوت مشاهده می‌شوند. آثار بافتی ناشی از دگرشکلی مکانیکی در مقاطع به نسبت‌های متفاوت مشاهده می‌شود. این موضوع در بسیاری از توده‌های گرانیتوییدی پهنه سنندج- سیرجان عمومیت داشته و اکثریت آن‌ها کم و بیش دگرشکل شده‌اند. این سنگ‌ها دارای کانی‌های اصلی کوارتز، آلکالی‌فلدسپات‌، پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول و فرعی اپیدوت، زیرکن، اسفن، آپاتیت، تورمالین و مگنتیت است.

 

کوارتز

بلورهای کوارتز در اندازه‌های متفاوت مشاهده‌ می‌شوند ولی غالباً دارای خاموشی موجی نسبتاً شدیدی هستند و در حدود 30 درصد حجمی سنگ‌ها را تشکیل می‌دهند.

 

فلدسپات‌های آلکالن

فلدسپات‌های آلکالن بیش‌تر به‌صورت پرتیت، میکروکلین و آننی‌پرتیت دیده می‌شوند (شکل 2- الف) و معمولاً بلورهای درشتی را تشکیل می‌دهند، این کانی‌ها تا حدودی کائولینیتی شد‌ه‌اند.

 

پلاژیوکلاز

بلورهای پلاژیوکلاز با میزان کمتری نسبت به فلدسپات‌های آلکالن دیده می‌شوند، دارای ماکل ساده بوده و به‌صورت نیمه‌شکل‌دار با منطقه‌بندی دیده می‌شوند. در این سنگ‌ها میرمکیت نیز نسبتاً فراوان است که تشکیل آن حاصل جانشینی فلدسپات آلکالن است به‌صورت مشخص در سنگ‌های گرانیتی دگرشکل‌ شده مشاهده می‌شود و به تأثیر فازهای دگرشکلی مرتبط است (شکل 2- الف و ب) (Vernon, 2004).

 

بیوتیت

مهم‌ترین کانی تیره در این گرانیت‌هاست. بلورهای بیوتیت دارای ابعاد نسبتاً متوسط تا ریزدانه بوده و از نظر شکل غالباً نیمه‌شکل‌دار با ظاهری کشیده هستند (شکل 2- پ و ت) و دارای چندرنگی قهوه‌ای تا سبز هستند. بیوتیت‌ها در برخی موارد به کلریت تجزیه شده‌اند.

 

آمفیبول

آمفیبول‌ها نیز پس از بیوتیت، کانی‌های مهم فرومنیزین این سنگ‌ها هستند. بلورهای با ابعاد متوسط و کشیده‌ و غالباً بی‌شکل را تشکیل می‌دهند.

آلانیت

از بین کانی‌های فرعی، حضور کانی آلانیت قابل توجه است و معمولاً به‌صورت ریز تا متوسط و کشیده در سنگ ظاهر می‌شود (شکل 2- پ و ت).

 

زمین‌شیمی

با توجه به جدول 1، سنگ‌های مورد مطالعه محدوده ترکیبی مشخص زیر را نشان می‌دهند: SiO2 از 74/68 تا 59/72 درصد وزنی، مقدار Al2O3 متوسط (88/14- 76/13 درصد وزنی)، محتوای TiO2 پایین (53/0-28/0 درصد وزنی)، مقدار CaO پایین (82/1-92/0 درصد وزنی)، میزان MgO پایین (68/0-43/0 درصد وزنی)، محتوای آلکالی‌ها بالا (Na2O : 75/3 تا 23/4 درصد وزنی، K2O : 5/4 تا 01/5 درصد وزنی) و میزان Fe2O3tot در محدوده 2/ 2 تا 78/3 درصد وزنی است. در نمودار SiO2 بر حسب K2O+Na2O (Cox et al., 1979) تمامی نمونه‌ها در محدوده گرانیت قرار می‌گیرند (شکل 3- الف).

 

 

شکل2- الف) درشت‌بلور فلدسپات آلکالن (میکروکلین با ماکل مشبک) و میرمکیت ((XPL، ب) بلورهای پلاژیوکلاز دارای منطقه‌بندی و آثار سریسیتی‌شدن (XPL)، پ) بلورهای ریز تا متوسط بیوتیت با چندرنگی قهوه‌ای تا سبز به‌همراه بلور آلانیت در مرکز تصویر، (XPL) و ت) همان عکس (PPL) علامت اختصاری کانی‌ها بر اساس Whitney و Evans (2010) است.

 

 

مطابق با طبقه‌بندی زمین‌شیمیایی در مورد گرانیت‌ها که توسط Frost و همکاران (2001) ارائه شده است، این سنگ‌ها در نمودار SiO2 در برابر FeOtot/(FeOtot+MgO) در محدوده آهن‌دار (Ferron) تا منیزیم‌دار قرار می‌گیرند (شکل 3-ب) که می‌تواند مبین کشش محلی درون یک موقعیت کاملاً همگرا به‌همراه تفریق بخشی تولئیت فقیر از آب احیاء باشد (Barnes et al., 2006; Frost and Frost, 2008). این مسأله در نمودار AFM به‌وضوح قابل مشاهده است (شکل 3- ج). همچنین در نمودار SiO2 بر حسب Na2O+K2O-CaO، این سنگ‌ها در محدوده کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند که قرارگیری نمونه‌ها به موازات خطوط جدایشی در این نمودار، نمایانگر فرآیند تفریق است (Frost and Frost, 2008) (شکل 3- پ). از لحاظ ضریب اشباعیت از آلومینیم، متاآلومینیوس تا کمی پرآلومینوس (A/CNK=0.98-1.05, A/NK>1) هستند (شکل 3- ت).

 

 

جدول 1- نتایج آنالیزهای ICP-MS و ICP-ES توده نفوذی مورد مطالعه، مقادیر عناصر اصلی بر حسب درصد وزنی و عناصر کمیاب و نادر خاکی بر حسب ppm

Sample No.

P5-1

K13-1

K13-5

P8-6

P8-8

P7-4

(wt%)

    

 

 

 

  

SiO2

72.59

70.52

70.19

69.74

69.61

68.74

TiO2

0.28

0.43

0.4

0.38

0.43

0.53

Al2O3

13.76

14.56

14.88

14.74

14.73

14.81

Fe2O3

2.2

2.89

2.65

3.22

3.45

3.78

MnO

0.03

0.04

0.04

0.05

0.05

0.06

MgO

0.43

0.68

0.67

0.45

0.51

0.68

CaO

0.92

1.38

1.46

1.37

1.43

1.82

Na2O

3.75

3.95

3.93

4.16

4.23

4.22

K2O

4.9

4.74

5.01

4.9

4.67

4.5

P2O5

0.14

0.17

0.13

0.12

0.14

0.19

L.O.I.

0.9

0.5

0.5

0.7

0.6

0.5

(ppm)

    

 

 

 

  

Ba

400

506

597

633

594

502

Rb

184

212.8

183.3

146.7

159.5

151.7

Sr

65.3

133.4

153

78.9

90.2

98.5

Zr

184.3

226.7

184.6

341.3

346

334.2

Nb

16.4

20.5

15.6

24.7

24.5

27.4

Co

2.5

3.9

3.4

2.7

3.3

4.2

Zn

35

35

32

56

60

57

Cr

13.42

20.13

20.13

20.13

20.13

20.13

La

26.3

29.7

39.7

39.6

42.4

43.3

Ce

53.3

61.9

77.2

83.4

88.1

87.4

Pr

6.43

7.18

8.36

9.17

9.88

9.64

Nd

24.5

26.4

32.2

34.4

37.7

37.1

Sm

5.01

5.94

5.53

6.74

7.91

7.11

Eu

0.52

0.82

0.77

0.97

1.01

1.04

Gd

4.96

5.67

5.5

6.2

7.07

6.64

Tb

0.9

1.04

0.94

1.09

1.26

1.14

Dy

5.16

5.86

5.88

6.45

6.92

6.9

Ho

1.1

1.22

1.18

1.24

1.51

1.35

Er

3.34

3.84

3.64

3.73

4.36

4.05

Tm

0.52

0.57

0.54

0.57

0.65

0.61

Yb

3.42

4.05

3.59

4.16

4.66

4.03

Lu

0.51

0.57

0.5

0.58

0.63

0.55

Y

32.1

35.8

32.6

36.6

40.2

36.6

Cs

6.2

10.1

6.1

3.8

10.6

8.2

Ta

2

2

1.5

2.1

1.8

2.4

Hf

5.2

6.8

5.5

10.1

8.9

8.6

Th

16.2

23.4

23.5

17.1

20.1

16.1

U

4

5.2

3.7

3.2

4.3

3.1

V

16

32

35

17

22

33

W

5.5

2.1

1.1

0.5

2.2

0.6

Pb

31.6

11.1

8.4

10.2

12.3

11.8

Ga

18.6

19

19.1

19.6

18

20

Sc

5

6

6

7

8

7

Ba/Rb

2.17

2.38

3.26

4.32

3.72

3.31

Sr/Rb

0.36

0.63

0.84

0.54

0.57

0.65

K/Rb

220.98

184.83

226.80

277.16

242.95

246.15

Eu/Eu*

0.32

0.43

0.43

0.46

0.41

0.46

TZr.sat.C

798.6

811.7

791.8

846.3

847.5

838.8

L.O.I. = Loss-on-ignition; Fe2O3* = as Fe total

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

میزان آلکالی‌ها بالاست (06/9-56/8Na2O+K2O= درصد وزنی) و در نمودار SiO2 بر حسب K2O، این سنگ‌ها یک سیر تدریجی بین سری‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی نشان می‌دهند (شکل 3- چ). غنی‌شدگی از آهن که در این سنگ‌ها وجود دارد در ماگماتیسم شوشونیتی مشاهده نمی‌شود (Nironen et al., 2000).

 

 

شکل 3- الف) در نمودار SiO2 بر حسب K2O+Na2O تمامی نمونه‌ها در محدوده گرانیت قرار می‌گیرند (Cox et al., 1979)، ب) در نمودار SiO2 در برابر FeOtot/(FeOtot+MgO) نمونه‌ها در محدوده آهن‌دار (Ferron) تا منیزیم‌دار قرار می‌گیرند، پ) در نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O-CaO سنگ‌های مطالعه ‌شده در محدوده کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند، ت) در نمودار A/CNK در برابر A/NK، نمونه‌ها در محدوده متاآلومینیوس تا کمی پرآلومینوس قرار می‌گیرند، ج) در نمودار AFM، قرارگیری نمونه‌، روند محیط کششی را نشان می‌دهند و چ) در نمودار SiO2 بر حسب K2O، نمونه‌ها یک سیر تدریجی بین سری‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی نشان می‌دهند.

 

 

 

 

 

 

عناصر فرعی نیز تغییرات مشخصی نشان می‌دهند، برای مثال: روبیدیم (8/212-7/146 قسمت در میلیون)، ایتریم (2/40-1/32 قسمت در میلیون)، استرانسیم (153-3/65 قسمت در میلیون)، باریم (663-400 قسمت در میلیون)، اسکاندیم (8-5 قسمت در میلیون)، وانادیم (35-16 قسمت در میلیون)، نیکل (3/5-3/3 قسمت در میلیون) کروم (13/20-42/13). نیوبیوم (4/27-6/15 قسمت در میلیون)، تالیم (4/2-5/1 قسمت در میلیون)، زیرکونیوم (346-33/184) گالیم (20-18 قسمت در میلیون). نسبت K/Rb در این سنگ‌ها 83/184 تا 16/277 تغییر می‌کند، هر چند که روند تغییرات کاملاً مشخصی در نسبت‌های Ba/Rb و Rb/Sr در این سنگ‌ها به‌چشم نمی‌خورد ولی تا حدودی می‌توان بیان کرد که بردارهای تبلور بخشی گویای تبلور فلدسپات پتاسیم و پلاژیوکلاز از مذاب در حال تفریق هستند (شکل 4). با استفاده از نمودار Eu/Eu* در مقابل Ba می‌توان به اهمیت نسبی پلاژیوکلاز و فلدسپات پتاسیم در روند تفریق پی برد که بر اساس این نمودار، تفریق فلدسپات پتاسیم نقش مهم‌تری را در روند تحول ماگما ایفا می‌کند (Henderson, 1984; Mansouri et al., 2010).

 

 

شکل 4- در نمودار‌های دوتایی Ba-Rb و Rb-Sr نحوه قرارگیری نمونه‌ها، گویای نقش مؤثر تفریق پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار در روند تفریق است.

 

 

کاهش میزان Al2O3 همراه با افزایش سیلیس بیانگر تفریق کانی‌های سیلیکاته تشکیل‌دهنده سنگ است. کاهش Eu همراه با افزایش سیلیس نشان‌دهنده این است که فلدسپات پتاسیم نقش مهمی را در مجموعه تفریق یافته بازی می‌کند. افزایش میزان ASI همراه با افزایش سیلیس نشان‌دهنده این است که دومین کانی اصلی در مجموعه تفریق‌یافته یک سیلیکات مافیک کمی آلومینیوم‌دار (مثل بیوتیت) است (Konopelko et al., 2007) و از طرف دیگر می‌تواند بیانگر این باشد که ماگمای گرانیتی از تفریق بازالت حاصل شده باشد (Frost and Frost, 2011). هم‌چنین همبستگی منفی بین سیلیس با باریم، استرانسیم، زیرکونیم و گالیم وجود دارد. کاهش Al2O3، TiO2، Zr، Sr، Ba و Ga همراه با افزایش سیلیس مرتبط با تبلور بخشی بیوتیت، فلدسپات پتاسیم، پلاژیوکلاز، تیتانیت، زیرکن (Jung et al., 2000؛ Moghazi, 2002؛ Thuy, 2004؛ Tatar and Boztug, 2005) است. همبستگی منفی باریم با سیلیس ممکن است شاهدی از تفریق فلدسپات درجه‌حرارت بالا تا تفریق بیوتیت و آمفیبول باشد (شکل 5)
Rollinson, 1993)؛ Ilbeyli et al., 2004؛ Arslan and Aslan, 2006).

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 5- نمودارهای تغییرات Eu، ASI، Al2O3، TiO2، Zr، Sr، Ba و Ga در برابر سیلیس

 

 

سنگ‌های مورد مطالعه از عناصر نادر خاکی سبک و سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند. این غنی‌شدگی در LREE بیشتر محسوس است. میزان Eu از 52/0 تا 04/1 قسمت در میلیون و ΣREE از97/135 تا 06/214 تغییر می‌کند. الگوی عناصر نادر خاکی به‌هنجار شده به کندریت برای سنگ‌های مورد مطالعه نشان می‌دهد که نسبت غنی‌شدگی LREEs به HREEs اندک است (95/3-56/5= CeN/YbN) و آنومالی منفی Eu مشخصی نشان می‌دهند (شکل 6- الف) (32/0-46/0Eu/Eu*=). همچنین در نمودار‌های عنکبوتی به‌هنجار شده به مانتوی اولیه (شکل 6- ب) (Sun and McDonough, 1989) و پشته میان اقیانوسی (شکل 6- پ) (Pearce et al., 1984) آنومالی منفی Ti و Nb و آنومالی مثبت روبیدیم و توریم مشاهده می‌شود که آنومالی منفی Ti و Nb مشخصه موقعیت کمان در تکامل ماگماست (Rollinson, 1993; Ilbeyi et al., 2004; Arslan and Aslan, 2006). الگوهای به‌هنجار شده به ORG (پشته میان‌اقیانوسی) غنی‌شدگی در LILE (مانند K، Rb، Ba و Th) و LREE (مانند Ce) را نسبت به HFSE (از جمله Ta، Nb، Hf، Zr، Sm، Y و Yb) نشان می‌دهند. تهی‌شدگی از Sr، Ba، P و Ti در نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده به MORB از مشخصه‌های A-type گرانیت‌هاست (Jarrar et al., 2003).

 

 

شکل 6- الف) در نمودار به‌هنجار شده به کندریت (Bonyton, 1984)، عناصر نادر خاکی سبک و سنگین، غنی‌شدگی نشان می‌دهند که نسبت غنی‌شدگی LREEs به HREEs، اندک است و Eu آنومالی منفی نشان می‌دهد، ب) در نمودار‌های عنکبوتی به‌هنجار شده به مانتوی اولیه (Sun and McDonough, 1989)، آنومالی منفی Ti و Nb و آنومالی مثبت روبیدیم و توریم مشاهده می‌شود و پ) در نمودار به‌هنجار شده به ORG غنی‌شدگی در LILE و LREE نسبت به HFSE مشاهده می‌شود.

 


انواع پتروژنتیکی: گرانیت‌های S-type، A-type و I-type شدیداً تفریق‌یافته

با توجه به اینکه در سنگ‌های بررسی شده مقدار A/CNK کمتر از یک است و کاهش میزان P2O5 با افزایش سیلیس همراه است (شکل 7- الف)، بنابراین نمی‌توان برای آن‌ها ماهیت S-type تصور نمود (Wolf and London, 1994; Yanbo and Jigwen, 2010; Peng et al., 2012).

این مجموعه گرانیتی توسط برخی محققین به‌صورت گرانیت I-type در نظر گرفته شده‌ است (ثابتی و همکاران، 1389)، ولی با توجه به این‌که مقدار Zr+Nb+Y+Ce از 1/286 تا 8/498، نسبت 10000Ga/Al از 31/2 تا 55/2، FeO*/MgO از 6/3 تا 4/6 و (K2O+NaO)/CaO از 8/4 تا 40/9 تغییر می‌کنند به سادگی نمی‌توانیم از نمودارهای Whalen و همکاران (1987) جهت تقسیم‌بندی آن‌ها به گرانیت‌های A-type و یا I-type شدیداً تفریق یافته استفاده نماییم. ولی میزان Y با افزایش سیلیس در گرانیتوییدهای قره‌بطلاق کاهش می‌یابد (شکل 7- ب) که در منافات با
I-type بودن است (Li and Zhao, 2007) و هم‌چنین در نمودار Na2O بر حسب K2O (شکل 7- پ) و نمودار CaO+Al2O3 بر حسب (FeOt+MgO+TiO2) (شکل 7- ت)تمامی نمونه‌ گرانیت‌های منطقه مورد مطالعه طبیعت A-type نشان می‌دهند (Dall'Agnol and Oliveira, 2007; Yanbo and Jingwen, 2010). علاوه بر این‌، نمودارهای به‌هنجارشده با A-type گرانیت‌ها مطابقت دارند. گرانیت‌های نوع A از ماگماهای نسبتاً حرارت بالا منتج می‌شوند. درجه‌حرارت اشباع از زیرکونیم تخمینی از درجه‌حرارت اولیه ماگماست (Watson and Harrison, 1983; King et al., 2001; Miller et al., 2003). درجه‌حرارت اشباع از زیرکونیم در نمونه‌های مورد مطالعه از 799 تا 848 درجه‌سانتی‌گراد در تغییر است (جدول 1). این درجه‌حرارت بیشتر از درجه‌حرارت گرانیت های نوع I است ولی مشابه گرانیت‌های شاخص نوع A در دنیاست (Clemens et al., 1986؛ King et al., 1997, 2001؛ Miller et al., 2003)؛ Bonin, 2007؛ Zhao et al., 2008. بنابراین توده گرانیتی مطالعه شده، بیشتر دارای ماهیت A-type هستند. این سنگ‌ها بر اساس نمودارهای تفکیکی مثلثی Y-Nb-(3Ga, Ce, 3Th, Zr/4) در محدده A2 قرار می‌گیرند (Eby, 1992) (شکل 8).

 

 

شکل 7- الف) در این نمودار میزان P2O5 با افزایش سیلیس، کاهش می‌یابد، ب) در این نمودار میزان Y با افزایش سیلیس در نمونه‌های مطالعه شده کاهش می‌یابد، پ) سنگ‌های گرانیتی مطالعه شده در نمودار دوتایی Na2O بر حسب K2O، ماهیت A-type نشان می‌دهند و ت) در نمودار CaO+Al2O3 برحسب (FeOt+MgO+TiO2) سنگ‌های مورد نظر ماهیت A-type نشان می‌دهند.

 

شکل 8- بر اساس نمودارهای تفکیکی مثلثی Y-Nb-(3Ga, Ce, 3Th, Zr/4) گرانیت‌های قره‌بلطاق در محدده A2 قرار می‌گیرند.

 

 

موقعیت تکتونیکی و پتروژنز

گرانیتوییدهای A-type در گستره‌ وسیعی از محیط‌های تکتونیکی کششی یافت می‌شوند، از کشش پشت کمان یا کمان قاره‌ای تا کشش بعد ار برخورد و موقعیت درون‌صفحه‌ایی (Eby, 1992; Whalen et al., 1996; Förster et al., 1997; Zhang et al., 2007).

Eby و همکاران (1992) بیان می‌کنند که گرانیتوییدهای نوع A1 دارای نسبت‌های عنصری مشابه با بازالت‌های جزایر اقیانوسی بوده و از تفریق ماگمای منتج شده از منابعی چون ماگمای بازالتی جزایر اقیانوسی که در کافت‌های قاره‌ای یا طی ماگماتیسم درون قاره‌ای جایگیر شده‌اند، حاصل می‌شوند. این گروه، در هنگام کافت‌شدن جایگیر می‌شوند و حاصل پلوم یا فعالیت نقاط داغ هستند، در حالی‌که گرانیت‌های نوع A2 دارای نسبت‌های عنصری متغیری هستند که از نسبت‌های عنصری میانگین پوسته قاره‌ای تا بازالت‌های کمان جزایری تغییر می‌کنند. در این گروه، ماگما از پوسته‌ قاره‌ای و یا پوسته زیر رانده شده‌ای حاصل می‌شود که یک چرخه ماگماتیسم برخورد قاره- قاره یا فرورانش را گذرانده است. این گروه در گستره‌ وسیعی از محیط‌های تکتونیکی دیده می‌شوند و شامل گرانیتوییدهای پس از برخورد و گرانیتوییدهای بعد از کوه‌زایی (گرانیتوییدهایی که در انتهای یک دوره طولانی از جریان حرارتی ظاهراً بالا و ماگماتیسم گرانیتی جایگیر می‌شوند) است (Whalen et al., 1987; Eby, 1992).

بر اساس نمودارهای تفکیکی تکتونیکی، گرانیت‌های قره‌بطلاق در محدوده بعد از کوه‌زایی و درون‌صفحه‌ای قرار می‌گیرند (شکل 9) که می توان موقعیت تکتونیکی بعد از کوه‌زایی را به آن نسبت داد.

 

شکل 9- در نمودار تفکیک تکتونیکی (Pearce, 1984)، بر اساس Y+Nb در برابر Rb، نمونه‌ها در محدوده بعد از کوه‌زایی واقع شده‌اند.

 

تا کنون منشاء گرانیت‌های نوع A مورد شک و تردید بوده است و در دو گروه پوسته‌ای و گوشته‌ای قرار یافته‌اند. سه مدل برای ایجاد ماگمای گرانیتی نوع A می‌توان در نظر گرفت (Frost and Frost, 2011):

الف) ذوب بخشی سنگ‌های پوسته‌ای کوارتز- فلدسپاتی (Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Creaser et al., 1991).

ب) محصول تفریق ماگمای آلکالی بازالت منتج از گوشته (Turner et al., 1992; Litvinovsky et al., 2002; Mushkin et al., 2003).

ج) ترکیبی از دو مدل بالا که ماگماهای بازالتی در حال تفریق، سنگ‌های پوسته‌ای را هضم نماید (Kerr and Fryer, 1993; Wickham et al., 1996; Mingram et al., 2000; Yang et al., 2006; Dall'Agnol, 2012).

برای ارزیابی دقیق میزان اختلاط ماگمای منتج از گوشته و منتج از پوسته، نیاز به داده‌های ایزوتوپی دو عضو انتهایی اختلاط متشکلین روبیدیم- استرانسیم (Rb-Sr) و نئودیمیم- ساماریم (Nd-Sm) است که متأسفانه بنا بر پاره‌ایی ملاحظات قادر به انجام آن نبودیم، ولی با توجه به بالا بودن نسبت Rb/Sr>1 در این نمونه‌های گرانیتی به‌نظر می‌رسد منشاء پوسته‌ای نقش بیشتری را در ایجاد این ماگما ایفا کرده است. هم‌چنین ضریب اشباع از آلومینیم در تقسیم‌بندی Frost و همکاران (2001) از متاآلومینیوس تا کمی پرآلومینوس تغییر می‌کند که احتمالاً این ماهیت کمی پرآلومینوس توسط هضم مذاب‌های پوسته‌ای ایجاد شده است (Dall’Agnol et al., 2012). Cullers و همکاران (1992) و Frost و همکاران (1999) معتقدند که تغییرات در گرانیت‌های تیپ A (از نظر میزان سیلیس، ضریب اشباع از آلومینیم) توسط اختلاط ناقص ماگمای بازالتی با ماگمای گرانیتی (حاصل از هضم پوسته فلسیک) هستند، به‌طوری که گرانیتویید‌های آهن‌دار کالک‌آلکالن دارای متشکله پرآلومینوس بیشتری از گرانیتوییدهای آهن‌دار آلکالی هستند. ظاهراً گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن پرآلومینوس نسبت به گرانیتوییدهای آلکالی متاآلومینیوس، دارای مقادیر بیشتری از پوسته فلسیک هستند (Dall’Agnol et al., 2012). بنابراین به‌نظر می‌رسد که احتمالاً منشاء سنگ‌های گرانیتی قره‌بلطاق با ماهیت کالک‌آلکالن متاآلومینیوس تا پرآلومینوس، حاصل ذوب سنگ‌های پوسته‌ای توسط ماگمای بازالتی و اختلاط ماگمای حاصله با این ماگمای بازالتی باشند.

 

نتیجه‌گیری

گرانیتوییدهای قره‌بلطاق در پهنه ساختاری سنندج- سیرجان دارای کانی‌شناسی نسبتاً ساده‌ایی بوده که شامل کوارتز، آلکالی‌فلدسپات‌، پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول، اپیدوت، زیرکن، اسفن، آپاتیت، تورمالین و مگنتیت است. بافت این سنگ‌ها از گرانولار نا‌بعد دانه چندضلعی تا اندکی interlobate تا لیپیدوگرانوبلاستیک است. از لحاظ زمین‌شیمیایی این گرانیت‌ها آهن تا منیزیم‌دار، متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس و آلکالی کلسیک هستند. تبلور فلدسپات پتاسیم و پلاژیوکلاز از مذاب، نقش مهمی در تحول ماگمای این سنگ‌ها داشته است. تهی‌شدگی از Sr، Ba، P و Ti در نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده به MORB، کاهش Y با افزایش سیلیس و درجه‌حرارت اشباع از زیرکن بالا مؤید A-type بودن گرانیت‌های مورد مطالعه است. این گرانیت‌ها از نوع A2 هستند و در یک محیط تکتونیکی بعد از کوه‌زایی در حاشیه صفحه به‌وجود آمده‌اند. منشاء این سنگ‌ها، حاصل هضم پوسته فلسیک توسط ماگمای بازالتی ‌و اختلاط ماگمای حاصله با ماگمای بازالتی است.

References

ثابتی، م.، امامی، م. ه.، سعیدی، ع. و پورفرضی، ه. (1389) بررسی ژئوشیمی توده گرانیتوییدی بویین- میان‌دشت (پهنه سنندج- سیرجان). چهاردهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران و بیست و هشتمین گردهمایی علوم زمین، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران.
قاسمی، ح. (1371) بررسی پترولوژی و زمین‌شناسی سنگ‌های دگرگونی و آذرین نفوذی منطقه بویین- میان‌دشت (جنوب‌شرقی الیگودرز). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، ایران.
قاسمی، ح.، ولی‌زاده، م. (1372) پتروژنز توده نفوذی گرانیتوییدی بویین- میان‌دشت، جنوب‌شرقی الیگودرز. فصل‌نامه علوم‌زمین 7: 74-83.
محجل، م. (1371) نقشه زمین شناسی 1:100000 ناحیه گلپایگان. سازمان زمین شناسی ایران و اکتشاف معدنی کشور، تهران.
Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj-Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122-134.
Arslan, M. and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrography and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27: 177-193.
Barnes, C. G., Mars, E. V., Swapp, S. and Frost, C. D. (2006) Petrology and geochemistry of the Middle Jurassic Ironside Mountain batholith: evolution of potassic magmas in a primitive arc setting. In: Snoke, A. W. and Barnes, C. G. (Eds.) Geological Studies in the Klamath Mountains Province, California and Oregon. A volume in honor of William P. Irwin 410: 199-221.
Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: Evolution of a concept, problems and prospects. Lithos: 97: 1-29.
Clemens, J. D., Holloway, J. R. and White, A. J. R. (1986) Origin of A-type granite: experimental constraints. American Mineralogist 71: 317-324.
Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1982) Nature and origin of A-type granites with particular reference to Southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 80: 189-200.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. Unwin Hyman, London.
Creaser, R. A., Price R. C. and Wormald R. J. (1991) A-type granites revisited: assessment of a residual-source model. Geology 19: 163-166.
Cullers, R. L., Griffin, T., Bickford, M. E. and Anderson, J. L. (1992) Origin and chemical evolution of the 1360 Ma San Isabel batholith, Wet Mountains, Colorado: a mid-crustal granite of anorogenic affinities. Geological Society of America Bulletin 104: 316-328.
Dall’Agnol, R. and de Oliveira, D. C. (2007) Oxidized, magnetite-series, rapakivi-type granites of Carajás, Brazil: Implications for classification and petrogenesis of A-type granites. Lithos 93: 215-233.
Dall'Agnol, R., Frost, C. D. and Rämö, O. T. (2012) IGCP Project 510 "A-type Granites and Related Rocks through Time": Project vita, results, and contribution to granite research. Lithos 151: 1-16.
Davoudian, A. R., Hamedani A., Shabanian, N. and Mackizadeh, M. A. (2007) Petrological and geochemical constraints on the evolution of the Cheshmeh-Sefid granitoid complex of Golpayegan in the Sanandaj-Sirjan zone, Iran. Neues Jahrbuch Fur Mineralogie-Abhandlungen 184(2): 117-129.
Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20: 641-644.
Förster, H. J., Tischendorf, G. and Trumbull, R. B. (1997) An evaluation of the Rb vs. (Y+Nb) discrimination diagram to infer tectonic setting of silicic igneous rocks. Lithos 40(2-4): 261-293.
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, 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.
Frost, C. D. and Frost, B. R. (2011) On ferroan (A-type) granites: their compositional variability and modes of origin. Journal of Petrology 52: 39-53.
Frost, C. D., Frost, B. R., Chamberlain, K. R. and Edwards, B. R. (1999) Petrogenesis of the 1.43 Ga Sherman batholith, SE Wyoming: a reduced rapakivi-type anorogenic granite. Journal of Petrology 40: 1771-1802.
Henderson, H. (1984) General geochemical properties and abundances of the rare earth elements. In: Henderson, P. (Ed.) Rare earth element geochemistry. Developments in Geochemistry 2: 1-9.
Ilbeyli, N., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell. J. G., (2004) Petrogenesis of collision-related plutonics in Central Anatolia, Turkey. Lithos 72: 163-182.
Jarrar, G., Stern, R. J., Saffarini, G. and Al-Zubi, H. (2003) Late- and post-orogenic Neoproterozoic intrusions of Jordan: implications for crustal growth in the northernmost segment of the East African Orogen. Precambrian Research 123: 295-319.
Jung, S., Hoernes, S. and Mezger, K. (2000) Geochronology and petrogenesis of Pan-African, syn-tectonic, S-type and post-tectonic A-type granite (Namibia): products of melting of crustal sources, fractional crystallization and wall rock entrainment. Lithos 50: 259-287.
Kerr, A. and Fryer, B. J. (1993) Nd isotopic evidence for crust-mantle interaction in the generation of A-type granitoid suites in Labrador, Canada .Chemical Geology 104: 39-60.
King, P. L., Chappell, B. W., Allen, C. M. and White, A. J. R. (2001) Are A-type granites the high-temperature felsic granites? Evidence from fractionated granites of the Wangrah Suite. Australian Journal of Earth Sciences 48: 501-514.
King, P. L., White, A. J. R., Chappell, B. W. and Allen, C. M. (1997) Characterization and origin of aluminous A-type Granites from the Lachlan fold belt, southeastern Australia. Journal of Petrology 38(3): 371-391.
Konopelko, D., Biske, G., Seltmann, R., Eklund, O. and Belyatsky, B. (2007) Hercynian post-collisional A-type granites of the Kokshaal Range, Southern Tien Shan, Kyrgyzstan. Lithos 97: 140-160.
Li, S. Z. and Zhao, G. C. (2007) SHRIMP U-Pb zircon geochronology of the Liaoji granitoids: constraints on the evolution of the Paleoproterozoic Jiao-Liao-Ji belt in the Eastern Block of the North China Craton. Precambrian Research 158: 1-16.
Litvinovsky, B. A., Jahn, B. M., Zanvilevich, A. N., Saunders, A. and Poulain, S. (2002) Petrogenesis of syenite–granite suites from the Bryansky Complex (Transbaikalia, Russia): implications for the origin of A-type granitoid magmas. Chemical Geology 189: 105-133.
Loiselle, M. C. and Wones, D. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America Abstracts with Programs 11: 468.
Mahmoudi, S., Masoudi, F., Corfu, F. and Mehrabi, B. (2010) Magmatic and metamorphic history of the Deh-Salm metamorphic Complex, Eastern Lut block, (Eastern Iran), from U-Pb geochronology. International Journal of Earth Sciences (Geol Rundsch) 99: 1153-1165.
Mansouri Esfahani, M., Khalili, M., Kochhar, N. and Gupta, L. N. (2010) A-type granite of the Hasan Robat area (NW of Isfahan, Iran) and its tectonic significance. Journal of Asian Earth Sciences 37: 207-218.
Miller, C. F., McDowell, S. M. and Mapes, R. W. (2003) Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance. Geology 31: 529-532.
Mingram, B., Trumbull, R. B., Littman, S. and Gerstenberger, H. (2000) A petrogenetic study of anorogenic felsic magmatism in the Cretaceous Paresis ring complex, Namibia: evidence for mixing of crust and mantle-derived components. Lithos 54(1-2): 1-22.
Moghazi, A. M. (2002) Petrology and geochemistry of Pan-African granitoids, Kab Amiri area, Egypt- implications for tectonomagmatic stages in the Nubian shield evolution. Mineralogy and Petrology 75: 41-76.
Mushkin, A., Navon, O., Halicz, L., Hartmann, G. and Stein, M. (2003) The petrogenesis of A-type magmas from the Amram Massif, Southern Israel. Journal of Petrology 44(5): 815-832.
Nironen, M., Elliott, B. A. and Rämö, O. T. (2000) 1.88-1.87 Ga post-kinematic intrusions of the Central Finland Granitoid Complex: a shift from C-type to A-type magmatism during lithospheric convergence. Lithos 53: 37-58.
Passchier, C. W., Trouw, R. A. J. (2005) Microtectonics. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg.
Pearce, J. A. (1984) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J. (Eds.): Continental basalts and mantle xenoliths. Shiva, 230-249.
Pearce, J. A., Harris, N. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.
Peng, M., Wu, Y., Gao, S., Zhang, H., Wang, J., Liu, X., Gong, H., Zhou, L.,Hu, Z., Liu, Y. and Yuan, H. (2012) Geochemistry, zircon U-Pb age and Hf isotope compositions of Paleoproterozoic aluminous A-type granites from the Kongling terrain, Yangtze Block: Constraints on petrogenesis and geologic implications. Gondwana Research 22: 140-151.
Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.
Shabanian, N., Khalili, M., Davoudian, A. R. and Mohajjel, M. (2009) Petrography and geochemistry of mylonitic granite from Ghaleh-Dezh, NW Azna, Sanandaj-Sirjan zone, Iran. Neues Jahrbuch Fur Mineralogie-Abhandlungen 185(3): 233-248.
Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668-683.
Sun, S. S. and McDonough, W. E. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society Special Publication, London 42: 313-345.
Sylvester, P. L. (1989) Post-collisional alkaline granites. Journal of Geology 97: 261-280.
Tatar, I. and Boztug, G. D. (2005) The syn-collisional Danacıobası biotite leucogranite derived from the crustal thickening in central Anatolia (Kırıkkale), Turkey. Geological Journal 40: 571-591.
Thiele, O., Alavi, M., Assefi, R., Hushmand-Zadeh, A., Seye-Emami, K and Zahedi, M. (1968) Explanatory text of the Golpaygan Quadrangle Map 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran.
Thuy, N. T. B. (2004) Geochemical and isotopic constraints on the petrogenesis of granitoids from the Dalat zone, southern Vietnam. Journal of Asian Earth Sciences 23: 467-482.
Tollo, R. P., Bailey, C. M., Borduas, E. A., and Aleinikoff, J. N. (2005) Mesoproterozoic geology of the Blue Ridge province in north-central Virginia: petrologic and structural perspectives on Grenvillian orogenesis and Paleozoic tectonic processes. In: Southworth, S., Burton, W. (Eds.): Geology of the National Capital region-Field trip guidebook, U.S. Geological Survey Circular 1264: 17-75.
Turner, S. P., Fodcn, J. D. and Morrison, R. S. (1992) Derivation of some A-type magmas by fractionation of basaltic magma: An example from the Padthaway Ridge, South Australia. Lithos 28: 151-179.
Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge university press, Cambridge.
Watson, E. B. and Harrison, T. M. (1983) Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters 64: 295-304.
Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95: 407-419.
Whalen, J. B., Jenner, G. A., Longstaffe, F. J., Robert, F. and Gariépy, C. (1996) Geochemical and Isotopic (O, Nd, Pb and Sr) Constraints on A-type granite petrogenesis based on the Topsails igneous suite, Newfoundland Appalachians. Journal of Petrology 37(6): 1463-1489.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187.
Wickham, S. M., Alberts, A. D., Zanvilevich, A. N., Litvinovsky, B. A., Bindeman, I. N. and Schauble, E. A. (1996) A stable isotope study of anorogenic magmatism in east central Asia. Journal of Petrology 37(5): 1063-1095.
Wolf, M. B. and London, D. (1994) Apatite dissolution into peraluminous haplogranitic melts: An experimental study of solubilities and mechanisms. Geochimica et Cosmochimica Acta 58: 4127-4145.
Yanbo, C. and Jingwen, M. (2010) Age and geochemistry of granites in Gejiu area, Yunnan province, SW China: Constraints on their petrogenesis and tectonic setting. Lithos 120: 258-276.
Yang, J. H., Wu, F. Y., Chung, S. L., Wilde, S. A. and Chu, M. F. (2006) A hybrid origin for the Qianshan A-type granite, northeast China: geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic evidence. Lithos 89 (1-2): 89-106.
Zhang, H. F., Parrish, R., Zhang, L., Xu, W. C., Yuan, H. L., Gao, S. and Crowley, Q. G. (2007) A-type granite and adakitic magmatism association in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau, Implication for lithospheric delamination. Lithos 97: 323-335.
Zhao, X. F., Zhou, M. F., Li, J. W. and Wu, F. Y. (2008) Association of Neoproterozoic A- and I-type granites in South China: implications for generation of A-type granites in a subduction-related environment. Chemical Geology 257: 1-15.

Files

History

  • Receive Date: 14 June 2016
  • Revise Date: 23 December 2017
  • Accept Date: 14 June 2016

Share

How to cite

Statistics