نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشیار، گروه زمین‏‌شناسی، دانشگاه بوعلی‏‌سینا، همدان، ایران

2 کارشناسی‌ارشد، شرکت کاویان معدن آریا، تهران، ایران

چکیده

گرانیتویید باختر شیروانه در شمال‌خاوری شهرستان سنقر و در پهنة سنندج- سیرجان جای دارد. بخش بزرگی از این توده از گرانیت و آلکالی‌فلدسپارگرانیت ساخته شده است؛ اما فراوانی سنگ‏‌های کوارتزمونزونیتی و کوارتزسینیتی کمتر است. تغییر ترکیب از گرانیت به‌سوی سینیت تدریجی است و کانی‏‌های اصلی شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و آمفیبول به نسبت‏‌های متغیر هستند. بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی سرشت متاآلومین (98/0- 81/0A/CNK=) این سنگ‌ها را نشان می‌دهند. محتوای بالای LREE، HFSE و Zr (ppm 319- 571) نشان می‌دهند این سنگ‌ها از مذاب‌های پوسته‏‌ای خاستگاه گرفته‌اند و ماگمای آنها به گرانیت‏‌های نوع A و به زیرردة A2 تعلق دارد. ویژگی‌های سنگ‌نگاری (بافت‌های پرتیتی و گرانوفیری) و داده‌های زمین‌شیمیایی (ناهنجاری Eu، نسبت بالای (La/Lu)N (= 26/11- 16/2) نشان‌دهندة ماگمایی جدایش‌یافته هستند. برپایة نمودارهای متمایزکننده رژیم‌های زمین‏‌ساختی، توده‌های آذرین درونی باختر شیروانه محصول فرایند ذوب پوستة قاره‌ای در یک رژیم فرورانش هستند که با حضور کشش‏‌های موضعی همراه شده‌‌اند.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Geochemistry and tectonic setting of the A2-type granitoid in the Sanandaj-Sirjan zone: Shirvaneh, NE- Sonqor (Kermanshah Province)

نویسندگان [English]

  • Ashraf Torkian 1
  • Ali Niknazar 2

1 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

2 M.Sc., Kaviyan Madan Arya Co., Tehran, Iran

کلیدواژه‌ها [English]

  • Alkali granite
  • Granite A2
  • Calc-alkaline
  • Tensile fracture

توده‏‌های گرانیتوییدی در شرایط خاص و در محیط‏‌های زمین‏‌ساختی در پهنه‌های کوهزایی و غیرکوهزایی تنوع ترکیبی گسترده‌ای دارند (Kaygusuz et al., 2008). برخی گرانیتوییدهای کوهزایی در ارتباط با کمربند‏‌های چین‏‌خورده پدید می‏‌آیند و برخی دیگر گرانیتوییدهای نوع غیرکوهزایی هستند که همراه با گسل‏‌های مهم راستالغز یافت می‏‌شوند (Whalen et al., 1987; Pitcher, 1997; Blatt et al., 2006; Bonin, 2007).

گرانیت‏‌های نوع A در پهنه‏‌های کافتی و بخش‏‌های درونی صفحه‏‌های قاره‏‌ای فراوان هستند (Blatt et al., 2006)؛ اما در کل، در جایگاه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی (مانند: برخورد سپرها، پهنه‏‌های کششی حاشیه‏‌های فعال، جزیره‏‌های اقیانوسی، پشته‏‌های اقیانوسی) پدید می‌آیند (Clemens et al., 1986; Bonin, 2007). برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و جایگاه پیدایش، گرانیت‏‌های نوع A از خاستگاه‌های متنوعی (مانند: پوستة آذرین زیرین، گوشته‏‌ای، پوستة رسوبی بالایی و یا از خاستگاه ماگماهای آمیخته) پدید می‌آیند (Clemens et al., 1986; Barbarin, 1996).

الگوهای سنگ‌زایی متنوعی برای خاستگاه گرانیت‌های نوع A پیشنهاد شده‌اند: تبلور ماگماهای مافیک جداشده از گوشته، بی یا با هضم پوسته (Loiselle and Wones, 1979; Kebede and Koeberl, 2003) و ذوب‌بخشی مواد پوسته (Wu et al., 2002). با این وصف، الگوی مشترک قابل پذیرش هنوز مورد بحث است (Qiu et al., 2004).

در شمال و مرکز پهنة سنندج- سیرجان، شواهدی از گرانیت‏‌های نوع A دیده می‌شود که در پی فرورانش و یا پس ازکوهزایی روی داده‏‌اند؛ مانند: ازنا و درود در لرستان (Shabanian et al., 2009, 2018)، حسن‌رباط (Mansouri Esfahani et al., 2009)، شهرکرد (Badr et al., 2018; Riyahi et al., 2018)، بویین- میاندشت (Tavakoli et al., 2020)، ارومیه (Fazlnia, 2017)، میشو (Ahankoub et al., 2012)، کردستان (Azizi et al., 2013, 2019; Molaii- Yegane et al., 2018). افزون‌بر این، یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015) در نزدیکی روستای شیروانه گرانیتوییدهایی را به سن 3 ± 147 میلیون سال پیش را سن‌سنجی کرده‌اند که از دیدگاه موقعیت جغرافیایی در نقشة ارائه‌شده، تودة بررسی‌شده در این نوشتار را نیز دربر دارند. سرجوقیان و همکاران (Sarjoughian et al., 2016)، تغییر سرشت ماگماتیسم گرانیتی نوع I به نوع A در منطقة دهگلان (کردستان) را پیامد تغییر رژیم ژئودینامیک از فشارشی به کششی در پهنة سنندج- سیرجان در دوران مزوزوییک دانسته‏‌اند و ماگمای این گرانیت‏‌ها را پیامد جدایش مذاب از پوستة قاره‏‌ای و وابسته به یک رژیم زمین‏‌ساختی انتقالی در راستای شکستگی‏‌ها و گسل‏‌ها به‌سوی پوستة بالایی می‏‌دانند. آلیانی و همکاران (Aliani et al., 2012)، نیز ترکیب رگه‏‌‏‌های گرانیتی تکیه بالا را از نوع گرانیتوییدهای A دانسته‏‌اند.

گرانیتویید بررسی‌شده در باختر شیروانه در 35 کیلومتری شمال‌خاوریی شهرستان سنقر در پهنة سنندج- سیرجان رخنمون دارند. بررسی‌ ویژگی‏‌های سنگ‏‌نگاری، بررسی داده‏‌‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل تودة گرانیتوییدی منطقة شیروانه در راستای دستیابی به هدف تعیین محیط زمین‌‌ساختی و ویژگی‏‌های سنگ‌شناسی این توده انجام می‏‌پذیرد تا راهگشای برخی ابهام‌های زمین‌شناسی در پهنة سنندج- سیرجان در زمینة فرایندهای مؤثر در پیدایش، خاستگاه، محیط زمین‌‌ساختی و توزیع این تیپ گرانیتوییدها باشد.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

گرانیتویید بررسی‌شده در این پژوهش در شمال‌خاوری سنقر میان مختصات طول جغرافیایی '50˚47 تا '53 ˚47 خاوری و عرض جغرافیایی '58 ˚34 تا '00 ˚35 شمالی در پهنة سنندج- سیرجان رخنمون دارد (شکل 1- A). این پهنه یکی از فعال‏‌ترین پهنه‏‌های شناخته‌شده از دیدگاه ماگماتیسم، دگرگونی و زمین‌‌ساخت است (Aghanabati, 2004).

مهم‏‌ترین رویداد دگرریختی و دگرگونی آن در ارتباط با رخداد مهم زمین‏‌ساختی باز و بسته‌شدن اقیانوس تتیس جوان بوده که در دوران مزوزوییک روی داده است (Aghanabati, 2004). به باور درویش‌زاده (Darvishzadeh, 2006)، بخش شمالی این پهنه دچار فازهای مهم کوهزایی کیمرین و کرتاسه پایانی شده است و در آن، توده‏‌های آذرین درونی فراوانی نفوذ کرده‏‌اند. وجه مشترک توده‏‌های آذرین درونی در بخش شمالی و مرکزی سنندج- سیرجان، حضور توده‏‌های فلسیک در کنار بخش‏‌های مافیک است؛ برای نمونه: بویین- میاندشت (Tavakoli et al., 2020) نفوذی‏‌های میهم- شیروانه (Azizi et al., 2020; Torkian, 2011) و کوه دروازه در قروه کردستان (Molaii-Yegane et al., 2018). حجم بسیاری از توده‏‌های گرانیتوییدی (با خاستگاه آناتکسی و هیبرید) در کنار توده‏‌های کوچک گابرو- دیوریتی (Torkian et al., 2015; Torkian et al., 2008) (از خاستگاه گوشته‏‌ای) و یا محصول جدایش بلورین همراه با آمیختگی ماگمایی با خاستگاه ذوب گوشته (Azizi et al., 2020) دیده می‌شوند.

در شمالی‏‌ترین بخش ورقة سنقر، توده‏‌های آذرین درونی با ترکیب سنگ‏‌شناسی بسیار متغیر رخنمون دارند. این توده‏‌ها به‌صورت تفکیک‌نشدنی از گرانیت، گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت، مونزوسینیت، دیوریت، گابرودیوریت و گابرو ساخته شده‌اند (Eshraghi et al., 1996) (شکل 1- B).

 

 

 

شکل 1. A) جایگاه منطقة باختر شیروانه در پهنة سنندج- سیرجان؛ B) نقشة ساده‌شده زمین‏‌شناسی منطقه شیروانه (با تغییر و برگرفته از اشراقی و همکاران (Eshraghi et al., 1996)).

Figure 1. A) Location of the study area (west of-Shirvaneh) in the Sanandaj-Sirjan Zone; B) Simplified geological map of the Shirvaneh area (modified from Eshraghi et al., 1996)

 

 

حسینی (Hosseini, 1997) توده‏‌های آذرین درونی گرانیتوییدیِ جنوب قروه را متأثر از کوهزایی کیمرین و جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش مذاب آن را با کمان آتشفشانی در حاشیة فعال قاره‏‌ای مرتبط دانسته است. به باور نیک‌نظر (Niknazar, 2018)، گرانیتوییدهای بررسی‌شده درون سنگ‏‌های حد واسط تا مافیک (مانند: گابرودیوریت و دیوریت) تزریق شده‏‌اند. در تازه‌ترین پژوهش‏‌ها، عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020) تزریق گرانیتوییدهای پهنة سنندج- سیرجان را در چهار دورة مختلف، از قدیمی‏‌ترین آنها (650 میلیون سال پیش) تا جدیدترین آنها (40 میلیون سال پیش) رده‌بندی کرده‏‌اند. در رده‌بندی یادشده، تودة گرانیتی باختر شیروانه در گروه ماگماهای به سن ژوراسیک جای می‏‌گیرد.

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‏‌های صحرایی، شمار 90 نمونه از سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقه، در راستای دستیابی به اهداف این پژوهش برداشته شد و از میان آنها 55 نمونه مقطع نازک تهیه و بررسی شدند. برای انجام تجزیة شیمیایی سنگ‏‌کل، شمار  12 نمونة گرانیتویید (شرح نمونه‌ها در جدول 1) برگزیده و به آزمایشگاه شرکت MS Analytical (کشورکانادا) فرستاده شدند. برای تعیین مقدار اکسید عنصرهای اصلی، هر نمونه با لیتیم‌متابورات ذوب و با اسیدنیتریک رقیق حل و سپس محلول نهایی با دستگاه طیف‌سنجی نشری پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-OES) تجزیه شد. برای سنجش مقدار عنصرهای کمیاب، نمونه‌ها به روش محلول‌سازی ذوب قلیایی با حلال لیتیم‌متابورات- تترابورات و اسیدنیتریک آماده شدند و سپس محلول‌ نهایی هر نمونه‌ با دستگاه طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) تجزیه شد. داده‏‌های به‌دست‌آمده با نرم‌افزارهای Excel و GCDkit تجزیه و تحلیل شدند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 1. مقادیر اکسیدهای عنصرهای اصلی (برپایة wt.%) و عنصرهای کمیاب (برپایة ppm) نمونه‏‌های گرانیتویید منطقة شیروانه.

Table 1. Major (in wt. %) and trace element (in ppm) compositions of rock samples from the Shirvaneh area.

Lithology

Quartz- Monzonite

Quartz- Syenite

Granite

Code Sample

N- Sh- 63

N- Sh- 64

N- Sh- 2

N- Sh- 30

N- Sh- 8

N- Sh- 18

N- Sh- 44

N- Sh- 54

N- Sh- 72

Position

Sample

47ᵒ51ʹ49˝ 34ᵒ59ʹ24˝

47ᵒ51ʹ53˝ 34ᵒ59ʹ27˝

47ᵒ52ʹ33˝ 34ᵒ58ʹ42˝

47ᵒ52ʹ20˝ 34ᵒ59ʹ06˝

47ᵒ52ʹ06˝ 34ᵒ58ʹ43˝

47ᵒ52ʹ19˝ 34ᵒ59ʹ01˝

47ᵒ51ʹ44˝ 34ᵒ58ʹ40˝

47ᵒ51ʹ05˝ 34ᵒ58ʹ53˝

47ᵒ51ʹ29˝ 34ᵒ59ʹ03˝

SiO₂

63.65

63.13

65.76

66.05

68.18

70.34

68.98

72.86

72.75

TiO₂

0.91

0.81

0.71

0.67

0.58

0.42

0.65

0.49

0.44

Al₂O₃

16.66

16.3

16.18

14.46

14.1

14.2

15.58

15.46

14.82

Fe2O3*

3.9

5.81

3.62

3.97

4.92

1.95

1.66

0.79

1.42

MgO

1.13

2.46

0.72

0.65

0.55

0.33

0.95

0.02

0.61

MnO

0.05

0.13

0.06

0.07

0.04

0.02

0.02

<0.01

0.02

CaO

2.93

3.65

2.19

1.95

1.82

1.83

2.02

2.29

1.08

Na₂O

6.78

5.85

5.6

5.89

5.26

5.67

7.01

5.56

6.81

K₂O

2.18

2.51

3.95

3.83

3.54

2.26

2.31

2.28

2.09

P₂O5

0.24

0.15

0.14

0.16

0.13

0.06

0.15

0.01

0.07

L.O.I.

0.52

0.83

0.39

0.24

0.34

0.93

0.42

0.34

0.29

Total

99.02

101.68

99.41

98.02

99.53

98

99.75

100.14

100.38

Sc

10

13.4

3.8

11.2

8.5

5.6

6

0.8

4.5

V

69

119

56

22

25

24

88

28

23

Cr

22

80

49

43

30

39

64

41

34

Co

12.4

11.3

5.2

3.4

2.5

1.2

1.8

0.5

1.7

Ni

6.2

12.4

3.1

1.5

1.9

1.4

3.7

2.2

1.7

Cu

7.4

6.5

16.2

6.7

3

5.2

2.1

2.3

2.3

Zn

2

55

39

66

20

31

9

11

8

Ga

22.4

22.7

20.4

22.7

21

19.1

19.4

20.2

21

Rb

28

62

102.4

111.7

75

38.4

45.1

30.6

41.3

Sr

279.4

168.7

252.2

166.1

132.7

137.4

88.9

268.9

44.7

Y

45.7

45.6

23.1

48.8

46.9

40.9

22.5

15.6

41.6

Zr

566

382

531

511

319

415

453

367

441

Nb

23.2

20.1

20.4

33.8

25.1

27

16.9

14.5

27.1

Mo

0.22

0.39

0.38

0.57

0.83

0.41

0.57

0.51

0.29

Sn

8

<5

6

6

<5

8

6

<5

<5

Cs

0.493

0.95

1.05

1.37

0.76

0.33

0.09

0.53

0.07

Ba

370.9

298.8

627.5

534.3

471.7

52.5

29.4

175.8

13.7

Hf

12.2

10.2

13.7

13.9

8.7

11

12.2

10

11.9

Ta

1.7

1.9

1.8

2.8

2.1

2.4

2.1

1.9

2.5

W

1

<1

<1

2

1

1

1

<1

<1

Pb

2.6

5

9.4

12.6

6

6.5

1.2

3.9

1

La

72.6

26.5

12.6

37.6

19.1

21.8

16.4

16.5

15.4

Ce

150.7

57.6

23.8

76.6

45.3

58.7

34.5

35.1

37.2

Pr

17.89

7.02

2.88

8.61

6.15

7.37

3.99

3.81

5.1

Nd

68.9

26

11.8

31.1

25.5

27.1

14.6

12.5

20.4

Sm

12.65

6.18

3.07

7.05

6.91

6.05

3.19

2.3

5.46

Eu

2.44

1.3

1.84

1.63

1.43

1.34

0.6

0.71

0.76

Gd

11.59

6.58

3.17

7.58

6.99

5.98

3.31

2.36

5.59

Tb

1.56

1.18

0.56

1.32

1.2

1.1

0.56

0.4

1.11

Dy

8.25

7.61

3.75

8.48

7.97

6.8

3.79

2.48

6.8

Ho

1.62

1.62

0.78

1.86

1.73

1.4

0.8

0.54

1.43

Er

4.54

4.9

2.54

5.58

5.25

4.38

2.61

1.73

4.4

Tm

0.66

0.75

0.41

0.86

0.83

0.68

0.4

0.28

0.66

Yb

4.17

5.14

2.75

5.98

5.51

4.65

2.75

2.93

4.58

Lu

0.67

0.79

0.47

0.96

0.82

0.73

0.47

0.3

0.74

Th

7.88

9.73

8.13

12

11.99

9.3

11.3

3.95

9.11

U

2.49

2.61

3.63

5.04

4.03

3.37

4.03

2.56

2.81

Sum REE

358.24

153.17

70.24

195.21

134.76

148.1

87.97

81.94

109.63

Eu/Eu*

0.61

0.62

1.8

0.62

0.62

0.68

0.56

0.93

0.42

(La/Lu)N

11.26

3.48

2.78

4.07

2.42

3.1

3.62

5.71

2.16

L.O.I. = Loss on ignition; Fe2O3* = as Fe total; Eu/Eu*:EuN/ (SmN.GdN)½; N: Normalization values (REE in chondrite; Boynton, 1984)

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Lithology

Alkali granite

Code Sample

N- Sh- 3

N- Sh- 33

N- Sh- 55

Position of Sample

47ᵒ52ʹ32˝ 34ᵒ58ʹ44˝

47ᵒ52ʹ03˝ 34ᵒ59ʹ02˝

47ᵒ51ʹ06˝ 34ᵒ58ʹ55˝

SiO₂

72.55

73.01

70.94

TiO₂

0.28

0.46

0.41

Al₂O₃

14.25

15.62

15.75

Fe2O3*

2.23

1.1

1.2

MgO

0.21

0.41

0.27

MnO

0.02

0.01

0.01

CaO

0.81

1.05

1.49

Na₂O

5.68

6.5

6.17

K₂O

3.9

2.88

3.9

P₂O5

0.05

0.06

0.06

L.O.I.

0.41

0.37

0.5

Total

100.44

101.46

100.81

Sc

4.1

5.9

5.9

V

18

21

30

Cr

51

34

30

Co

1.2

0.8

1.1

Ni

2.1

1.7

1.9

Cu

5.2

4.1

2.1

Zn

16

8

10

Ga

20.1

20.5

21.2

Rb

85.5

39

79.5

Sr

181.3

75.1

293.2

Y

46.8

37.4

22.9

Zr

354

338

571

Nb

22.9

26.4

16.9

Mo

0.26

0.42

0.47

Sn

6

9

<5

Cs

0.35

0.08

0.24

Ba

349.8

44

632.9

Hf

11.1

9.8

15.1

Ta

2.2

2.5

2.1

W

1

<1

2

Pb

3.5

1.7

2.8

La

21.1

15.8

23.6

Ce

59.4

44.7

46.6

Pr

8.24

6.08

4.85

Nd

31.2

23.7

15.9

Sm

7.1

5.76

3.34

Eu

0.67

1

0.91

Gd

6.81

5.69

3.37

Tb

1.28

0.99

0.54

Dy

7.87

6.39

3.44

Ho

1.65

1.35

0.8

Er

5.18

4.07

2.55

Tm

0.8

0.61

0.42

Yb

5.35

4.23

3.05

Lu

0.82

0.66

0.49

Th

12.06

8.35

15.08

U

4.35

3.15

3.7

∑REE

157.47

121.03

109.86

Eu/Eu*

0.29

0.53

0.82

(La/Lu)N

2.67

2.49

5

بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری

در منطقة باختر شیروانه رخنمون‏‌هایی از سنگ‏‌های آذرین درونی با ترکیب اسیدی به وسعت نزدیک به 4 کیلومتر مربع دیده می‌شوند (شکل 2- A)، این تنوع ترکیبی با تغییر رنگ در صحرا دیده می‌شود؛ به‌گونه‏‌ای‌که در برخی بخش‏‌ها، به‌علت وجود آلکالی‌فلدسپار به رنگ صورتی و ترکیب سنگ، از گرانیت غنی از ارتوکلاز تا کوارتز سینیت تغییر می‌کند. سنگ‏‌های گرانیتی با رنگ روشن، دانه‏‌بندی به نسبت درشت‏‌تر و گسترش بیشتری در منطقه دارند (شکل 2- B). گاهی نیز سطح سنگ به‌علت حضور سیال‌های گرمابی اپیدوتی شده است. برپایة بررسی‌های سنگ‏‌شناختی و برپایة نمودار رده‌بندی QAPF (شکل 3)، سنگ‏‌های آذرین منطقه شامل کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت، گرانیت (مونزوگرانیت، سینوگرانیت، گرانوفیر)، آلکالی‏‌فلدسپارگرانیت هستند. این ترکیب‌ها با یکدیگر مرز تدریجی نشان می‌دهند.

 

 

شکل 2. A) نمایی از تودة گرانیتوییدی منطقة شیروانه؛ B) نمای نزدیک از گرانیت و کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول آن

Figure 2. A) View of the granitoid body of the Shirvaneh area; B) Close view of hand specimen granite with plagioclase and amphibole.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3. ترکیب سنگ‏‌های تودة آذرین درونی باختر شیروانه در نمودار اشتریکایزن برپایة مقادیر مودال کانی‏‌ها (A: نمایندة همة کانی‌های آلکالی‌فلدسپار؛ Q: مقدار کوارتز؛ P: مقدار فلدسپار پلاژیوکلاز؛ F: فراوانی فوییدها)

Figure 3. The intrusive rocks in the west of Shirvaneh in the Streckeisen diagram based on modal mineralogy (A: alkaline feldspars; Q: quartz; P: plagioclase; F: feldspathoid)

 

 

گرانیت: این سنگ‏‌ها در نمونـة دسـتی با شاخص رنگی لوکوکرات تا هولولوکوکرات و بـه رنگ خاکستری روشن تا شیری دیده می‏‌شوند. گرانیت‏‌ها ریزدانه تا متوسط دانه، نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار هستند و بافت نیمه‌شکل‌‌دار‏‌ گرانولار و گرانوفیری دارند. بافت‌های دیگری مانند میکروگرافیک، پویی‏‌کیلیتیک و پرتیت نیز در آنها دیده می‏‌شوند (شکل 4- A). این بافت‌ها نشان‌دهندة ژرفای کم پیدایش ماگما و دمای کم آن هستند (Shelley, 1992). کانی‏‌های سازنده شامل کـوارتز (30- 25 درصدحجمی)، ارتـوکلاز (20- 15 درصدحجمی)، میکروکلین (5 - 10 درصدحجمی)، پلاژیـوکلاز (20- 15 درصدحجمی) و آمفیبول (5 - 15 درصدحجمی) هستند. بیوتیت با فراوانی به طور معمول کمتر از 5 درصدحجمی دیده می‌شود. کانی‏‌های ثانویه که بیشترشان متأثر از سیال‌های گرمابی منطقه هستند شامل اپیدوت، زوییزیت، کلریت و سریسیت و کانی‏‌های فرعی اسفن، کانی‏‌های کدر، زیرکن و آپاتیت می‌باشند. بلورهای کوارتز تا اندازه‌ای خاموشی موجی دارند. این ویژگی نشان‌دهندة عملکرد عوامل زمین‏‌ساختی است. بلورهای پلاژیوکلاز ماکل پلی‏‌سنتتیک و منطقه‌بندی شیمیایی دارند. از بررسی‏‌های نوری و با تکیه بر نوع تجزیه چنین برداشت می شود که این بلورها از مرکز به حاشیه سدیک‏‌تر می‏‌شوند. این نکته برپایة تجزیة بخش اپیدوتیِ پلاژیوکلازها استنباط می‌شود؛ زیرا این بلورها در مرکز که از کلسیم غنی‏‌تر هستند، بیشتر دچار دگرسانیِ اپیدوتی‌شدن شده‏‌اند (شکل 4- B). برپایة ویژگی‌های نوری، بلورهای آمفیبول رنگ سبز با چندرنگی خفیف سبز یا قهوه‏‌ای هستند کـه به کلریت و کـانی کـدر تجزیـه شده‏‌اند.  

 

 

 

 

 

شکل 4. تصویرهای میروسکوپی (در XPL) از: A) بافت گرانوفیری که با نوک پیکان نشان داده شده است؛ B) بافت میکروگرافیکی در سنگ گرانیتی با کمک پیکان نشان داده شده است. این تصویر بلور پلاژیوکلازی را نشان می‌دهد که از مرکز در حال دگرسانی به اپیدوت است؛ C) ارتوکلاز پرتیتی در آلکالی‌فلدسپارگرانیت با نماد پیکان نشان داده شده است؛ D) کوارتز با خاموشی موجی و اسفن نیمه‌شکل‌‌دار در آلکالی‌فلدسپارگرانیت؛ E) کوارتزمونزونیت با بافت گرانولار بی‌شکل و پلاژیوکلاز سریسیتی‌شده؛ F) اکتینولیتِ پدیدآمده از دگرسانی در کوارتز سینیت (تصویر در XPL[1]). بافت‌ها با پیکان نشان داده شده‌اند (نام اختصاری کانی‌ها (Whitney and Evans 2010)).

Figure 4. Photographs (in XPL) of: A) The granophic texture, marked by arrow; B) The micrographic texture in granite shown by arrow This photo indicates a plagioclase crystal that is altering to epidote from the center; C) Perthitic orthoclase in the alkali feldspar granite shown by arrow; D) Undulatory extinctions in quartz and subhedral sphene in the alkali feldspar granite; E) Quartz monzonite with anhedral granular texture and sericized plagioclase; F) Actinolite in Qz-syenite, formed by alteration (Abbreviations From Whitney and Evans (2010)).

 

 

آلکالی‌فلدسپارگرانیت: این سنگ‌ها در نمونة دستی با شاخص رنگـی لوکـوکرات و به رنگ شیری تا خاکسـتری روشـن دیده می‏‌شود. همچنین، ریز دانه تا متوسط دانه است و بافت نیمه‌شکل‌دار ‏‌گرانولار تا بی‌شکل ‏‌گرانولار نشان می‌دهد. بافت‌های گرافیک، پرتیتی و میکروپرتیت نیز در آنها دیـده می‏‌شوند (شکل 4- C). ارتـوکلاز (30- 35 درصدحجمی) بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار، میکروکلین (10- 15 درصدحجمی) با ماکل پریکلین، کـوارتز بـا خاموشـی مـوجی و بی‌شکل (25 - 30 درصدحجمی)، پلاژیـوکلاز (5 تا 10 درصدحجمی) شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار از کانی‏‌های سازندة آنها به‌شمار می‌روند که متوسط دانه تـا درشـت دانـه هسـتند (شکل 4- D). آمفیبول به میزان متغیر (3- 8 درصدحجمی) در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود. اسفن، آپاتیت، زیرکن و کانی‏‌های کدر به‌همراه کانی‏‌های ثانویة اپیدوت و سریسیت حجم ناچیزی از سنگ را دربر می‏‌گیرند.

 

کوارتزمونزونیت- کوارتزسینیت: در نمونة دستی، این سنگ‏‌ها به رنگ خاکستری تا کرم‌رنگ، با شـاخص رنگـی لوکوکرات دیده می‏‌شوند. متوسط دانه تا ریزدانه، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و با بافت نیمه‌شکل‌‌دار ‏‌گرانولار، بی‌شکل ‏‌گرانولار و پویی‌کیلیتیک هستند. در کوارتزسینیت‏‌ها بافت‌های مهم دیگری مانند پرتیت، گرافیک و آنتی‏‌راپاکیوی نیز دیـده می‏‌شوند. فراوانی کانی‏‌های اصلی دامنه‌های متغیری دارد و شامل پلاژیوکلاز (20- 25 درصدحجمی)، ارتوکلاز (20- 25 درصدحجمی)، میکروکلین (10 - 15 درصدحجمی)، کوارتز (15- 20 درصدحجمی) و آمفیبول (10- 15 درصدحجمی) هستند. بررسی مقاطع میکروسکوپی نشان‌دهندة تغییرات ترکیبی پلاژیوکلاز است و منطقه‏‌بندی شیمیایی نیز در برخی بلورها دیده می‏‌شود. بلورهای پتاسیم‌فلدسپار به‌طور معمول ماکل کارلسـباد و بافت پرتیتی نشان می‌دهند و بسیار کائولینیتی شده‌اند. این کانی‌ها دربرگیرندة میانبار‏‌هایی از بلورهای آپاتیت هستند (شکل 3- E). اسفن، آپاتیت، کانی‏‌های کدر، زیرکن از کانی‏‌های فرعی و اکتینولیت، اپیدوت، کلینوزوییزیت، کلریت و سریسیت از کانی‏‌های ثانویة پدیدآمده از دگرسانی کانی‏‌های گوناگون هستند (شکل 4- F) که احتمالاً از دگرسانی گرمابی آمفیبول‏‌، بیوتیت و فلدسپار پدید آمده‏‌اند.

 

زمین‌شیمی

مقدار عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‏‌های تجزیه‌شده از منطقة شیروانه در جدول 1 آورده شده است. از دیدگاه نامگذاری، برپایة نمودار TAS (SiO2 دربرابر Na2O+K2O) و آنچه از بررسی‌های سنگ‌نگاری دریافت شده است، محدودة ترکیبی نمونه‏‌ها با نتایج به‌دست‌آمده از رده‌بندی مودال (شکل 3) همخوانی دارد (شکل 5- A).

از نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای تعیین سری ماگمایی بهره گرفته شد (شکل 5- B). نمونه‏‌ها سرشت ماگمایی کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا دارند. ماگماهای این سری مشخصة محیط‏‌ حاشیه‏‌های فعال قاره‏‌ای هستند (Wilson, 1989). در نمودار A/CNK  (1 تا 4/1) دربرابر A/NK، همة نمونه‌ها در محدودة متاآلومین جایابی شده‏‌اند (شکل 6).

در نمونه‌های بررسی‌شده، مقدار SiO2 برابربا 13/63 تا 01/73 درصدوزنی است و دامنة تغییرات کمی دارد. ازاین‌رو، برای بررسی تحولات و فرایندهای ماگمایی نمودارهای هارکر به‌کار برده نشدند. افزون‌بر این، K2O برابربا 09/2 تا 95/3 درصدوزنی، Na2O برابربا 26/5 تا 01/7 درصدوزنی و K2O+Na2O برابربا 84/7 تا 07/10 درصدوزنی هستند (جدول 1). همچنین، منیزیم این سنگ‏‌ها برابربا 02/0 تا 46/2 درصدوزنی است. برپایة داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی، سنگ‌های منطقة باختر شیروانه از CaO (65/3 - 81/0 درصدوزنی) و Al2O3 (10/14 - 66/16 درصدوزنی) فقیر و از مجموع قلیایی‌ها (Na2O+K2O) غنی هستند و با ویژگی‌های کلی گرانیت‏‌های نوع A شباهت‌هایی نشان می‌دهند.

 

 

 

شکل 5. ترکیب گرانیتویید منطقة شیروانه در: A) نمودار SiO2 دربرابر K2O+Na2O (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر K2O برای شناسایی سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)

Figure 5. Composition of the granitoid samples in Shirvaneh area in: A) SiO2 versus (K2O+Na2O) diagram (Middlemost, 1985); B) SiO2 versus K2O diagram for determining of magmatic series (Peccerillo and Taylor, 1976).

 

 

 

شکل 6- ترکیب نمونه‏‌های گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)

Figure 6. Composition of the Granitoid samples in Shirvaneh area in A/CNK versus A/NK plot (Shand, 1943).

A/CNK= molar Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)

A/NK= molar Al2O3/(Na2O+K2O

 

در نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب (بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) ترکیب گوشتة اولیه)، بیشتر نمونه‏‌ها از عنصرهای P، Sr، Nb، Ba و Ti تهی (ناهنجاری منفی) و از عنصرهای U، Th، K و Zr غنی (ناهنجاری مثبت) شده‏‌اند (شکل 7- A). در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب (بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (شکل 7- B) نمونه‏‌ها از LREE[2] و HREE[3] غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند و شیب ملایم رو به پایین دارند (مقدار =(La/Lu)N 16/2 تا 26/11). این ویژگی چه‌بسا نشان‌دهندة روند جدایش بلورین (تفریق) باشد (Wilson, 1989).

همة نمونه‏‌ها یک ناهنجاری منفی مشخصی از عنصر Eu دارند (جدول 1). به باور دالکوییست و همکاران (Dahlquist et al., 2010) و نیز رولینسون (Rollinson, 1993)، آنومالی منفی در مقدار Eu به دو عامل بستگی دارد:

الف- حضور پلاژیوکلاز به‌عنوان کانی مهم در منبع و مشارکت‌نکردن آن در فرایند ذوب؛

ب- جدایش بلورین ماگما و جدایش پلاژیوکلاز در هنگام فرایند تبلوربخشی.

به باور رولینسون (Rollinson, 1993)، ضریب جدایش یوروپیم در پلاژیوکلازها با فعالیت اکسیژن در ارتباط است؛ به‌گونه‌ای‌که در اکتیویتة کم اکسیژن مقدار Eu در این کانی کاهش می‏‌یابد.

افزون بر آنچه گفته شد، ناهنجاری منفی Eu همراه با غنی‌شدگی از LREE (دربرابر MREE و HREE) نشان‌دهندة اهمیت نقش جدایش بلورین ماگما در فرایند تکامل گرانیتوییدهاست (Wilson, 1989). کاربرد نمودارهایی که در آنها نسبت عنصرها به‌کار رفته باشد برای تعیین تأثیر و تفکیک فرایندهای مهم در تحولات ماگمایی ارزشمند هستند. در شکل 8 دو رخداد تبلوربخشی و ذوب‌بخشی در پیدایش طیف سنگ‏‌های منطقه باختر شیروانه بررسی شده‌اند. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، نمودار Zr دربرابر Zr/Nb، نقش این دو فرایند در تحول ماگمایی ماگمای منطقه را نشان می‏‌دهد. در اینباره هر دو فرایند با اهمیت هستند؛ اما گمان می‏‌رود نقش ذوب‌بخشی برجسته‏‌تر باشد (شکل 8). اثر این فرایندها در فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در طیف سنگ‏‌های منطقه در «بخش بحث» بیشتر بررسی خواهد شد.

 

 

 

شکل 7- ترکیب نمونه‏‌های گرانیتویید منطقة شیروانه در: A) نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب (چند عنصری) بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)

Figure 7. Composition of the granitoid samples in Shirvaneh area in: A) Spider diagram of trace (multi-element) elements, normalized to primitive mantle composition (Sun and McDonough, 1989); B) REE diagram normalized to chondrite composition (Boynton, 1984).

 

 

 

شکل 8. ترکیب نمونه‏‌های گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار Zr دربرابر Zr/Nb (Kong et al., 2019) برای تفکیک فرایندهای تحول ماگمایی

Figure 8. Composition of the granitoid samples in Shirvaneh area in the Zr versus Zr/Nb diagram (Kong et al., 2019) for separating of magmatic evaluation processes.

 

بحث

روش‏‌های گوناگون دماسنجی برپایة درجة اشباع زیرکن در گرانیتویید منطقة شیروانه

به باور یانوسک (Janousek, 2006)، ماگماها با داشتن شرایطی مانند:

1- سرشت متاالومین؛

2- نبود زیرکن به‌صورت زینوکریست و یا به شکل موروثی؛

3- برخورداری از توزیع همسان در توده؛

4- وجود همبستگی منفی میان فراوانی عنصر زیرکونیم و سیلیس،

به‌عنوان زمین‌دماسنج شیمیایی مستقل برای برآورد دمای ماگما – به‌ویژه اگر نوع ماگما اسیدی باشد- به‌کار گرفته می‌شوند؛ زیرا تمرکز و غلظت زیرکونیم در ماگماهای اسیدی (و به‌ویژه گرانیت‏‌ها) تابع حلالیت آن در مذاب است. از سوی دیگر، برای یک ترکیب معین، حلالیت زیرکونیم تابعی از پارامتر دما خواهد بود. با این وصف، غلظت عنصر زیرکونیم تا اندازه‌ای نیز به محتوی حلال وابسته است (King et al., 2001; Watson and Harrison, 1983).

حال باتوجه به این مقدمه، در زیر به معرفی انواع روش‏‌های دماسنجی برپایة دمای اشباع زیرکونیم[4] پرداخته می‏‌شود:

 

الف) روش دماسنجی با استفاده از معادلة پیشنهادیِ واتسون و هریسون (Watson and Harrison, 1983): نامبردگان معادلة زیر را برای رابطة میان حلالیت زیرکن، دما و ترکیب مذاب معرفی کردند:

معادلة 1:

ln D Zr zircon/melt = {-3.80 - [0.85 (M - 1)]} + 12900 / T

معادلة 2:

log (ppm Ti) = 5.711 ± 0.072 − (1) 4800 (± 86)

معادلة 3:

TZr = 12.900 / [2.95 + 0.85 M + ln (496.000 / Zrmelt)]

در این رابطه ln D Zr Zircon/melt غلظت عنصر زیرکونیم در کانی زیرکن (ppm 496000) در نظر گرفته شده است. نسبت غلظت عنصر زیرکونیم در مذاب (برپایة ppm) و حاصل از تجزیة زمین‏‌شیمیایی به‌دست می‌آید. T (برپایة درجه کلوین یا K) معرف دماست. همچنین، M نسبت ترکیبی و کاتیونی است که به حلالیت زیرکونیم نسبت به SiO2 و سرشت پرآلومینة مذاب بستگی دارد و از معادلة 4 به‌دست‌ آورده می‌شود:

معادلة 4:

M = {(Na + K + 2 Ca) / (Al * Si)}

برپایة آنچه در جدول 2 دیده می شود، دمای تبلور زیرکن گرانیتوییدهای شیروانه به‌دست آورده شد.

 

ب) روش پیشین دماسنجی به روش پیشنهادیِ واتسون (Watson, 1979): این روش دقیقاً با پارامترها و جزییات روش الف همخوانی دارد و از دید فرمولی نیز با آن یکسان است؛ تنها تفاوت در مقدار تمرکز (غلظت) زیرکونیم است. واتسون (Watson, 1979) غلظت عنصر زیرکونیم را پیشتر ppm 6/497651 اعلام کرده بود.

 

پ) روش دماسنجی برپایة معادلة بوهنکه و همکاران (Boehnke et al., 2013): بوهنکه و همکاران (Boehnke et al., 2013) رابطة میان حلالیت زیرکن، دما و ترکیب مذاب پیشنهادیِ واتسون و هریسون (Watson and Harrison, 1983) را تصحیح و به این ترتیب، معادلة 5 را پیشنهاد کردند:

معادلة 5:

ln DZr ={ (10108 ± 32)/T}- (1.16- 0.15) (1- M)- (1.48±0.09)

در این رابطه، Ln DZr Zircon/melt غلظت عنصر زیرکونیم در کانی زیرکن ppm 6/497651 در نظر گرفته شده است و پارامترها و شرایط دیگر برپایة روش‏‌های الف و ب هستند.

 

 

جدول 2. مقادیر دما (برپایة درجة سانتیگراد) به‌دست‌آمده برپایة روش‌های الف تا پ

Table 2. Temperature values obtained (in celsius degrees) based on methods of A to C.

Lithology

Alkali- granite

Granite

Quartz- syenite

Quartz- monzonite

Zr (in ppm)

566

382

531

511

319

415

453

367

441

354

338

571

M

1.919

2.027

1.77

1.934

1.755

1.593

1.801

1.517

1.569

1.58

1.443

1.678

T (°C):

Watson and Harrison (1983)

(Zr:496000 ppm)

884.7

851.9

845.1

867.7

853.8

850.7

859.6

821.1

851.5

869.2

816.3

862.8

T (°C):

Watson (1979)

(Zr: 497651.6 ppm)

884.3

851.6

844.8

867.3

853.5

850.4

859.3

820.7

851.2

868.9

816.0

862.4

T (°C):

Boehnke et al. (2013)

(Zr: 497651.6 ppm)

845.4

815.1

802.1

829.2

814.7

800.9

818.8

786.0

797.1

823.7

753.7

810.9

 

 

جایگاه زمین‏‌ساختی

در نمودارهای پیشنهادیِ والن و همکاران (Whalen et al., 1987)، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة گرانیتویید‏‌های نوع A و برخی در مرز میان محدوده‏‌های A و I-S جایابی شده‌اند (شکل 9).

گرانیتوییدهای بررسی‌شده با داشتن ویژگی‏‌هایی مانند بافت‌های پرتیتی و گرانوفیری، Na2O+K2O (84/7 تا 07/10 درصدوزنی)، 10000*Ga/Al (8/2 تا 1/3) (Whalen et al., 1987) و HFSE[5] بالا، مقادیر CaO، Sr و Eu کمتر نسبت به نوع I، به گرانیتوییدهای نوع A اختصاص پیدا می‏‌کنند (Whalen et al., 1987; King et al., 1997; Bonin, 2007). افزون‌بر این، برپایة نمودار نیوبری و همکاران (Newberry et al., 1990) نیز گرانیتوییدهای باختر شیروانه به گرانیت‏‌های نوع A تعلق دارند (شکل 9- E).

در نمودارهای پیشنهادی پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) و پیرس (Pearce, 1996)، بیشتر نمونه‏‌ها در محدود‏ة WPG (گرانیت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای) و در نزدیکی مرز VAG (گرانیت‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی) جای می‏‌گیرند (شکل 10). این نتیجه با ناهنجاری‏‌ عنصرهای فرعی (مانند: Zr، Nb، Ce، Y) این نمونه‏‌ها سازگار است. در نمودار متمایزکنندة جایگاه گرانیتوییدها، سنگ‌های بررسی‌شده در محدودة درون‌صفحه‏‌ای (WP) جایابی شده‌اند (شکل 11- A).

 

 

 

 

شکل 9. نمونه‌های گرانیتویید منطقة شیروانه در: A-D) نمودارهای متمایزکنندة گرانیتوییدهای A، I و S (Whalen et al., 1987)؛ E) نمودار متمایزکنندة گرانیت‌های نوع A و I (Newberry et al., 1990) برای.

Figure 9. Shirvaneh granitoid samples in area in: A-D) Discrimination diagrams for A- ,I- and S-types granitoids (Whalen et al., 1987); E) Discrimination diagram for A- and I-type granites (Newberry et al., 1990).

 

شکل 10- ترکیب نمونه‌های گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودارهای تعیین جایگاه زمین‏‌ساختی (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996) (WPG: گرانیت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای؛ VAG: گرانیت‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی؛ ORG: گرانیت‏‌های مرتبط با کافت اقیانوسی؛ syn-COLG: گرانیت‌های همزمان با برخورد؛ Post-COLG: گرانیت‏‌های پسابرخوردی)

Figure 10. Composition of Shirvaneh granitoid in discriminating tectonic setting diagrams (Pearce, et al., 1984 ; Pearce 1996) (WPG: within-plate granite; VAG: volcanic arc granite; ORG: ocean ridge granite; syn- COLG: syn-collision granite; Post-COLG: Post-collision granite).

 

 

افزون‌بر این، در روشی که آگراوال (Agrawall, 1995) پیشنهاد کرده است، گرانیت‏‌های کوهزایی و غیرکوهزایی گوناگون برپایة مقدار داده‌های عنصرهای اصلی K2O، Na2O، Fe2O3 و MgO از هم جدا می‌شوند. در این نوشتار نیز محاسبات با به‌کارگیری فرمول زیر انجام شدند:

Di = 0.929241*Fe2O3 - 2.570311*MgO + 1.246346*Na2O + 1.266569*K2O - 11.75422

Ci = 0.291

Mi = -0.4898

R=Di-Ci/Mi-Ci

محاسبات انجام‌شده نشان می‌دهند نمونه‌های گرانیت‌ شیروانه به‌علت برخورداری از مقادیر R مثبت به گرانیت‏‌های کوهزایی تعلق دارند (جدول 3). مقدار R منفی (گرانیت‏‌های غیرکوهزایی) در اندکی از نمونه‏‌ها شاید پیامد مجموع بالای مقدار سدیم، پتاسیم و آهن در آنهاست که دلیل آن نیز احتمالاً فرایندهای بعدی مانند متاسوماتیسم و دگرسانی است.

 

تعیین خاستگاه

از دیدگاه والن و همکاران (Whalen et al., 1987) و والن و کوری (Whalen and Currie, 1990)، مقدار 10000*Ga/Al در گرانیت‌های نوع A برابربا 6/2 است. اکنون با توجه به اینکه دامنه تغییرات میزان این پارامتر برای نمونه‏‌های گرانیتوییدی باختر شیروانه برابربا 8/2 تا 1/3 (جدول 1) است، پس گرانیت شیروانه در محدودة نوع A جای می‏‌گیرد.

گرانیت‏‌های نوع A در محیط‏‌های مختلف زمین‏‌ساختی مانند جزیره‌های اقیانوسی، ریفت‏‌قاره‏‌ای، کمان‏‌قاره‏‌ای، گسل‏‌های انتقالی و محیط‏‌های فرورانشی پدید می‌آیند (Whalen et al., 1987; Eby, 1992; Bonin, 2007; Xia et al., 2012). برپایة خاستگاه، گرانیت‏‌های نوع A به دو گروه A1 و A2 رده‌بندی شده‌اند. ‏ نسبت‌های عنصریِ گروه A1 شبیه بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی است و ویژگی‌های خاستگاه گوشته‏‌ای را نشان می‌دهد که در پی فعالیت‏‌های زمین‌‌ساختی درون‌صفحه‏‌ای و یا در ارتباط با فعالیت‏‌های بالاآمدگی پسابرخوردی جایگزین شده‌اند. نسبت‏‌های عنصریِ گروه A2 همانند بازالت‏‌های حاشیة فعال قاره‏‌ای است و از ذوب پوستة قاره‏‌ای با یا بدون دخالت گوشته پدید می‏‌آیند و در محیط‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی جایگیری می‏کنند (Eby, 1992).

 

 

شکل 11- ترکیب نمونه‌های گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار تعیین جایگاه زمین‏‌ساختی (Harris et al., 1986) (Group 2: گرانیت‏‌های همزمان با برخورد قاره‏‌‏‌ها؛ Group 3: پس از برخورد قاره‏‌‏‌ها؛ VA: کمان آتشفشانی؛ WP: درون صفحه‏‌ای)

Figure 11. Composition of Shirvaneh granitoids in discrimination diagrams for tectonic setting (Harris et al., 1986) (Group 2: Syn-collision granites; Group 2: post-collision granites; VA: volcanic arc; WP: within-plate).

 

 

جدول 3. داده‌های به‌دست‌آمده از محاسبة تعیین نوع گرانیت‏‌های کوهزایی و غیرکوهزایی به روش آگراوال (Agrawall, 1995)

Table 2. Calculated results of type determination for the orogenic and non-orogenic granites by using the method of Agrawall (1995).

Sample No

Di

Di-Ci

Mi-Ci

R

N-Sh-2

1.7414937

1.44999365

-0.7813

-1.855873

N-Sh-3

1.7970865

1.5055865

-0.7813

-1.927027

N-Sh-8

-2.443409

-2.7349089

-0.7813

3.5004593

N-Sh-18

-0.861175

-1.1526749

-0.7813

1.4753295

N-Sh-30

-2.456102

-2.7476018

-0.7813

3.5167053

N-Sh-33

-0.036915

-0.3284147

-0.7813

0.4203439

N-Sh-44

-0.990816

-1.2823155

-0.7813

1.6412589

N-Sh-54

-1.254065

-1.5455648

-0.7813

1.9781963

 

 

جدول 3. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No

Di

Di-Ci

Mi-Ci

R

N-Sh-55

1.2964592

1.00495915

-0.7813

-1.286265

N-Sh-63

0.1767148

-0.1147852

-0.7813

0.1469157

N-Sh-64

-2.208083

-2.4995826

-0.7813

3.1992609

N-Sh-72

-0.867842

-1.159342

-0.7813

1.4838628

 

Ci = 0.2915; Mi = -0.4898; Di= 0.929241*Fe2O3 - 2.570311*MgO + 1.246346*Na2O + 1.266569K2O -11.75422; R = Di-Ci / Mi-Ci

 

 

فرایندهای مختلف مانند تبلوربخشی در پیدایش گرانیت‌های I-Type و نیز A-type دخیل هستند. جیانگ و همکاران (Jiang et al., 2009) پیشنهاد کردند خاستگاه ماگمای نوع A شبیه نوع I یعنی ماگماهای محصول تبلوربخشی است و تفاوت‏‌های میان این دو گروه، مشخصاً به تغییر در شرایط ذوب اولیه سنگ مادر، مانند تغییر در شرایط دما (مانند دماهای بالاتر)، نسبت داده شود. به باور Bonin (2007)، گرانیت‏‌های نوع A شاید زیرگروه نوع I باشند. با استناد به تجزیه و تحلیل نمودارها، ویژگی‏‌های عنصرهای اصلی و کمیابِ نمونه‏‌های منطقه و بررسی‌های پیشین دربارة سرشت گرانیتویید‏‌های نوع A در شمال پهنة سنندج - سیرجان (مانند: نمونه‌هایی که از آنها در بخش مقدمه یاد شد: ازنا و درود در لرستان (Shabanian et al., 2018)، حسن رباط (Mansouri Esfahani et al., 2009)، شهرکرد (Badr et al., 2018; Riyahi et al., 2018)، بویین- میاندشت (Shabanian et al., 2012; Tavakoli et al., 2020)، میشو (Ahankoub et al., 2012) و کردستان (Sarjoughian et al., 2016)) چنین استنتاج می‏‌شود که گرانیتوییدهای باختر شیروانه نیز سرشت نوع A دارند و برپایة نمودار سه‌تایی Y-Nb-Ce، در زیرردة A2 جای می‏‌گیرند (شکل 12).

 

 

شکل 12- ترکیب نمونه‌های گرانیتویید منطقة شیروانه در نمودار سه‌تایی برای تفکیک میان گرانیتویید‌های A1 و A2 (Eby, 1992)

Figure 11. Composition of Shirvaneh granitoid in ternary discrimination diagram for A1 and A2 granitoids (Eby, 1992).

 

از سوی دیگر، در نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار‏‌های عنکبوتی، Rb بی‏‌هنجاری مثبت و عنصرهای Sr، Br، P و Ti بی‏‌هنجاری منفی نشان می‏‌دهند. افزون‌بر این، گرانیتوییدهای یادشده آشکارا از LILE[6] (به‌ویژه Rb، Ce، Sm و Th) غنی و از عنصرهای Sr، Eu، Ba، P، Nb و Ti فقیر هستند. این ویژگی‏‌ها خاستگاه‌گرفتن این گرانیت‏‌ها از منبعی مانند مذاب‏‌های پوسته‏‌ای را نشان می‌دهند (Zhao and Zhao, 2009; Zhao et al., 2012).

حضور و جـایگزینی گدازه‌های جداشده از گوشته در پوسته (مانند: تودة آذرین درونی گابرویی پریشان، در نزدیک منطقة مورد بررسی؛ Torkian et al., 2015) امکان ذوب‏‌بخشـی را فراهم کرده است. در پی این ذوب، ماگمایی پدید می‏‌آیـد کـه هنگام صعود به طبقات بالاتر و در راه رسیدن به سطح زمین کم‌کم متبلور می‌شود و واحـدهای گرانیتـی را مـی‏‌سـازد.

ماگماهـای بـازالتی پدیدآمده از گوشـته کـه در پوسـتة زیــرین جایگزین شده‏‌اند محتمـل‏‌تـرین خاسـتگاه گرمایی تأمین‌کنندة ذوب برای پیدایش این نوع گرانیت‏‌ها هستند. نقش ذوب‌بخشی در نوسان و غلظت عنصرهای خاکی کمیاب در طیف سنگ‌های بررسی‌شده را می‌توان ردیابی کرد. وجود تودة بازیک پریشان ذوب‌بخشی سنگ‏‌های پوسته‏‌ایی (احتمالاً سنگ مادر آنها شیل بوده) را به‌دنبال داشته است. داده‏‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند متعاقب ذوب و ازآنجایی‌که میزان عنصرهای خاکی کمیاب در شیل‏‌ها کم‌ است، عنصرهای خاکی کمیاب سبک در سنگ‏‌های سیلیسی‏‌تر مانند گرانیت‌ها و آلکالی‌گرانیت‌ها کمتر است؛ اما به دنبال ذوبِ بیشتر و با افزایش حجم مشارکت مواد بازالتی بر غلظت این عنصرها در نمونه‏‌هایِ کمتر اسیدی افزوده شده است.

افزون‌بر روابط صحرایی و بررسی داده‌های زمین‌شیمیایی، کاربرد روش‏‌های محاسباتی، تردید دربارة تعیین دقیق رژیم زمین‏‌ساختی این گرانیتویید را از میان خواهد برد. برپایة روش محاسباتی پیشنهادیِ آگراوال (Agrawall, 1995)، مقدار R در گرانیت شیروانه مثبت است و به گرانیت‏‌های کوهزایی (و نه غیرکوهزایی ریفتی) تعلق دارد. بنابراین این گرانیتویید باید در یک محیط حاشیة فعال زمین‏‌ساختی (در یک رژیم همگرا) در مراحل فرورانش حاشیة قاره‏‌ای و برخورد کمان قاره‏‌ای مربوط به آن پدید آمده باشد. با توجه به تاریخچة زمین‏‌شناسی پهنة سنندج- سیرجان، تودة باختر شیروانه فرآوردة فرایند فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوستة قاره‏‌ای ایران مرکزی است. ماگماتیسم نفوذی‏‌های باختر شیروانه به محیط حاشیة فعال قاره‏‌ای (در محل شکستگی‏‌های پشت کمان) وابسته است که از ذوب پوستة قاره‏‌ای جدا می‏‌شود. از ویژگی‏‌های این نوع گرانیت، پیدایش آن در محیط‏‌های کششی مربوط به شکستگی‏‌های کششی موضعی (Woobard, 2010) است.

به باور یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015)، به‌طور کلی،‌ جنوبی‌ترین گرانیت‌های قروه (که تودة بررسی‌شده بخشی از آنها به‌شمار می‌رود) از گرانیت‏‌های نوع A دانسته می‌شوند که سن آنها را 147±3 میلیون سال پیش به‌دست‌ آورده‌اند. از سوی دیگر، عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020) برای گرانیت‌های شیروانه (که دربردارندة تودة بررسی‌‌شده در این پژوهش نیز هست) سن 146- 154 میلیون سال را به‌دست آورده‌اند و با بهره‏‌مندی از داده‏‌های ایزوتوپی، ترکیب پوسته را در پیدایش آنها مؤثر دانسته‏‌اند. در همین راستا یادآور می‏‌شود که سرجوقیان و همکاران (Sarjoughian et al., 2016) تغییر سرشت ماگماتیسم نوع I به نوع A در پهنة سنندج - سیرجان را در یک کمان درون‌قاره ای محتمل می‏‌دانند و دربارة تودة آذرین درونیِ جنوب دهگلان (باختر قروة کردستان و در راستای زمین‌‌ساختی منطقة بررسی‌شده) پیشنهاد می‏‌کنند این توده در پی تغییر رژیم ژئودینامیک از فشارشی به کششی در پهنة سنندج- سیرجان در طول دوران مزوزوییک و به‌دنبال فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی پدید آمده است. همچنین، ماگمای این گرانیت را ماگمایی جداشده از پوستة قاره‌ای در رژیم زمین‌‌ساختی انتقالی در امتداد شکستگی‌ها و گسل‌ها به‌سوی پوستة بالایی دانسته‌اند.

 

برداشت

داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة شیروانه گویای روند تبلوربخشی نمونه‏‌ها هستند که در آن، Rb بی‏‌هنجاری مثبت و عنصرهای Sr، Ba و Ti بی‏‌هنجاری منفی نشان می‏‌دهند. افزون بر این به طور کاملاً واضحی از LILE، به‌ویژه Rb، Ce، Sm و Th غنی هستند؛ اما از عنصرهای Sr، Eu، Ba، Nb و Ti فقیر هستند. این ویژگی‏‌ها نشان می‌دهند خاستگاه این گرانیتویید‏‌ها از مذاب‏‌های پوسته‏‌ای در حضور مخازن ماگمایی مافیک (مانند ماگمای سازندة تودة گابرویی پریشان) به‌عنوان تأمین‌کننده گرمایی است.

با استفاده از انواع روش‌های دماسنجی برپایة درجة اشباع زیرکن در سنگ‌های بررسی‌شدة شیروانه چنین برداشت می شود که دما در بازة 845 تا 885 درجة سانتیگراد متغیر است و نوسان دارد.

سرشت ماگمایی نمونه‌های گرانیتوییدی شیروانه از نوع A است و روی نمودارهای متمایزکننده، در محدودة زیررده A2 جای می‏‌گیرند. از ویژگی‏‌های مهم این نوع از گرانیتویید‏‌ها پیدایش‏‌ در محیط‏‌های کششی است. چنین محیط‏‌هایی (محیط‏‌های کششی) به شکستگی‏‌های پشت کمان و با کشش‏‌های موضعی وابسته هستند. همچنین، نسبت‏‌های عنصری آنها همانند بازالت‏‌های حاشیة فعال قاره‏‌ای است که با کمک ماگمای مافیک از ذوب پوستة قاره‏‌ای و یا در پی فرایندهای متأثر از کشش پوسته (که با کاهش فشار و در پی آن، ذوب روی می‌دهد) در محیط‏‌های زمین‏‌ساختی متنوع جایگیری می‏کنند. با توجه به رژیم زمین‏‌‏‌ساختی در مراحل پایانی کوهزایی تا پس از برخورد گرانیتوییدها در پهنة سنندج - سیرجان این استدلال می‏‌تواند گویای برخی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی مانند (محتوای بالای Zr و HFSE) در این سنگ‏‌ها باشد.

 

سپاس‏‌گزاری

نگارندگان از معاونت محترم فناوری و پژوهش دانشگاه بوعلی‏‌سینا برای حمایت‏‌های مالی تشکر می‏کنند. همچنین، از هیئت تحریریه و داوران گرامی مجلة پترولوژی اصفهان بسیار سپاس‌گزارند.

 

[1] Cross Polarized Light

[2] Light Rare Earth Elements

[3] Heavy Rare Earth Elements

[4] Zircon saturation temperatures

[5] High Field Strength Elements

[6] Large-Ion Lithophile Elements

 
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Agrawall, S. (1995) Discrimination between Late- Orogenic, Post- Orogenic and Anorogenic granites by major element compositions. Journal of Geology, 103, 529-537.
Ahankoub, M., Jahangiri, A. and Moayyed, M. (2012) The study of tetrad effect in the REE pattern from the Misho A- type granitoid Complex, NW of Iran. Petrology, 3, 65-78 (in Persian).
Aliani, F., Maanijou, M. and Miri, M. (2012) Petrology of the Tekyeh- Bala area granite veins (northeast of Sonqor), some evidences for A2-type granitoids. Petrology, 3, 1-16 (in Persian).
Azizi, H. and Stern, R. J. (2019) Jurassic igneous rocks of the central Sanandaj-Sirjan zone (Iran) mark a propagating continental rift, not a magmatic arc. Terra Nova, 31(5), 415-423.
Azizi, H., Asahara, Y., Minami, M. and Anma, R. (2020) Sequental magma injection with a wide range of mxing and mingling in Late Jurassic plutons. Southern Ghorveh, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 200, 104469.
Azizi, H. and Asahara, Y. (2013) Juvenile granite in the Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran: Late Jurassic-Early Cretaceous arc-continent collision. International Geology Review, 55, 1523-1540.
 Badr, A., Davoudian, A. R., Shabanian, N., Azizi, H., Asahara, Y., Neubauer, F. and Yamamoto, K. (2018) A- and I- type metagranites from the North Shahrekord Metamorphic Complex, Iran: Evidence for Early Paleozoic post- collisional magmatism. Lithos, 300, 86-104.
Barbarin, B. (1996) Genesis of the two main types of peraluminous granitoids. Geology, 24, 295-298.
Blatt, H., Tracy, R. J. and Owens, B. E. (2006) Igneous, Sedimentary and Metamorphic. 3rd edition. W. H. Freeman, London, UK.
Boehnke, P. Watson, E. B. Trail, D. Harrison, T. M. and Schmitt, A. K. (2013) Zircon saturation re- revisited. Chemical Geology, 351, 324-334.
Bonin, B. (2007) A- type granites and related rocks: evolution of a concept problems and prospects. Lithos, 97(1-2), 1-29.
Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier, Amsterdam.
Clemens, J. D., Holloway, J. R. and White, A. J. R. (1986) Origin of A-type granites, experimental constraints. American Mineralogist, 71, 317-324.
Dahlquist, J., Pablo, H., Alasino, M., Eby, G. N., Galindo, C. and Casquet, C. (2010) Fault controlled Carboniferous A- type magmatism in the proto- Andean foreland (Sierras Pampeanas, Argentina), Geochemical constraints and petrogenesis. Lithos, 115, 65- 81.
Darvishzadeh, A. (2006) Geology of Iran. Amir Kabir publication, Tehran, Iran (in Persian).
Eby, G. N. (1992) Chemical Subdivision of the A- type granitoids: petrogenetic and tectonic implication. Geology, 20, 641-644.
Eshraghi, A, S., Jafarian, B. and Eghlimi, B. (1996) Geological map of Songhor 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Fazlnia, A. (2017) Tectonomagmatic setting of the Siahbaz A- type granitoids and mafic intrusions (Northwest of Khoy). Petrology, 8(30), 31-54 (in Persian).
Harris, N, B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Ries, A. C. and Coward, M. P.) Special Publication 19, 67-81. Geology society, London, UK.
Hosseini, M (1997) Geological map of Qorveh (scale 1:100000). No. 5560. Geology Survey of Iran, Tehran, Iran.
Janousek, V. (2006) Saturnin, R. Language script for application of accessory- mineral saturation models in igneous geochemistry. Geological Carpathica, 57, 131-142.
Jiang, N., Zhang, S. and Zhou, W. (2009) Origin of a Mesozoic granite with A-type characteristics from the North China craton: highly fractionated from I-type magmas? Contributions to Mineralogy and Petrology, 158, 113-130.
Kaygusuz, A., Siebel, W., Şen, C. and Satir, M. (2008) Petrochemistry and petrology of I-type granitoids in an arc setting: the composite Torul pluton, Eastern Pontides, NE Turkey. International Journal of Earth Sciences, 97(4), 739-764.
Kebede, T. and Koeberl, C. (2003) Petrogenesis of A- type granitoids from the Wallagga area, western Ethiopia: constraints from mineralogy, bulk- rock chemistry, Nd and Sr isotopic compositions. Precambrian Research, 121, 1-24.
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, 371-391.
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.
Kong, W., Zhang, Z., Huang, H., Cheng, Z. and Santosh, M. (2019) Geochemistry and zircon U-Pb geochronology of the oxidaban intrusive complex: Implication for Paleozoic tectonic evolution of the South Tianshan Orogenic Belt, China. Lithos, 324-325.
Loiselle, M. C. and Wones, D. R. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America, Abstracts with Program, 11, 468.
Mansouri-Esfahani, M., Khalili, M., Kovhhar, N. and Gupta, L. N. (2009) A- type granite of the Hasan Robat area (NW of Isfahan, Iran) and its tectonic significance. Journal of Asian Earth Science, 37, 207-218.
Middlemost, E. A. K. (1985) Naming materials in the magma igneous rock system. Earth Sciences Reviews, 37, 215-224.
Molaii-Yegane, T., Torkian, A., Christiansen, E. H. and Sepahi, A. A. (2018) Petrogenesis of the Darvazeh mafic-intermediate intrusive bodies,Qorveh, Sanandaj- Sirjanzone, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 11(202), 1- 20.
Newberry, R. J., Bums, L. E., Swanson, S. E. and Smith, T. E. (1990) Comparative petrologic evolution of the Sn and W granites of the Fairbanks- Circle area, interior Alaska. In: Ore-bearing granite systems (Eds. Stein, H. J. and Hannah, J. L.) Special Paper, 246, 121-142. Geological Society of America, US.
Niknazar, A. (2018) Geochemistry and tectonic setting of alkali granites of west Shirvaneh (NE Songhor, Kermanshah Province). M. Sc. thesis, University of Bu-Ali Sina, Hamedan, Iran (in Persian).
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983.
Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19, 120-125.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc- alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-68.
Pitcher, W. S. (1997) The Nature and Origin of Granite. 2nd Edition, Chapman & Hall, London, UK.
Qiu, J. S., Wang, D. Z., McInnes, B. I. A, Jiang, S. Y., Wang, R. C. and Kanisawa, S. (2004) Two subgroups of A- type granites in the coastal area of Zhejiang and Fujian Provinces, SE China: age and geochemical constraints on their petrogenesis. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 95, 227-236.
Riyahi, S., Shabanian Boroujeni, N. and Davoudian Dehkordi, A. R. (2018) Geochemistry and Tectonic Setting of Granite-Gneisses from Abadchi, North of Shahrekord. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 26(1), 195-208 (in Persian).
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman scientific and Technical, New York, US.
Sarjoughian, F., Kananian, A., Haschke, M. and Ahmadian, J. (2016) Transition from I- type to A- type magmatism in the Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran: an extensional intra- continental arc. Geological Journal, 51, 387-404.
Shabanian, N., Davoudian, A. R., Dong, Y. and Liu, X. (2018) U- Pb zircon dating, geochemistry and Sr- Nd- Pb isotopic ratios from Azna- Dorud Cadomian metagranites, Sanandaj- Sirjan zone of western Iran. Precambrian Research, 306, 41- 60.
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 für Mineralogie- Abhandlungen, Journal of Mineralogy and Geochemistry, 185(3), 233- 248.
Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. T. Murby, London, UK.
Shelley, D. (1992) Igneous and Metamorphic Rocks under the Microscope Classification, textures, microstructures and mineral preferred orientation. Springer, Netherlands.
Streckeisen, A. (1974) Classification and Nomenclature of Plutonic Rocks: Recommendations of the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geologische Rundschau, 63(2), 773-786.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts. Implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M.) Special Publication 42, 313- 345. Geological society of London, UK.
Tavakoli, N., Davoudian, A. R., Shabanian, N., Azizi, H., Neubauer, F., Asahara, Y. and Bernroider, M. (2020) Zircon U- Pb dating, mineralogy and geochemical characteristics of the gabbro and gabbro- diorite bodies, Boein-Miandasht, western Iran. International Geology Review, 1-19.
Torkian, A. (2011) The Parishan pluton in Qorveh area, an example for magma mingling process, southeastern Sanandaj, Iran. In: Dyke swarms: keys for geodynamic interpretation (Ed. Srivastava, R. K.) 331- 342. Springer-Verlag.
Torkian, A., Khalili, M. and Sepahi, A. A. (2008) Petrology and geochemistry of the I-type calc-alkaline Qorveh granitoid complex, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen, 185, 131- 142.
Torkian, A., Mohebbi, K. and Sepahi, A. (2015) Petrology of the gabbro-dioritic intrusive in
Parishan Mountain, S- Qorveh, Kurdistan. Petrology, 6(23), 27-44 (in Persian).
Watson, E. B. and Harrison, T. M. (1983) Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth Planetary Science Letter, 64, 295-304.
Watson, E. B. (1979) Zircon saturation in felsic liquids: experimental data and applications to trace element geochemistry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 70, 407-419.
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.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187.
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman Press, London, UK.
Woobard, J. (2010) Genesis and Emplacement of Carbonatites and Lamprophyres in the Svecofennian Domain. Ph. D. Thesis, Department of Geology, University of Turku, Finland.
Wu, F. Y., Sun, D. Y., Li, H. M., Jahn, B. M. and Wilde, S. (2002) A-type granites in northeastern China: age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology, 187(1-2), 143-173.
Xia, Y., Xu, X. S. and Zhu, K. Y. (2012) Paleoproterozoic S- type and A- type granites in southwestern Zhejiang, Magmatism, metamorphism and implications for the crustal evolution of the Cathaysia basement. Precambrian Research, 216, 177-207.
Yajam, S., Montero, P., Scarrow, J. H., Ghalamghash, J., Razavi, S. M. H. and Bea, F. (2015) The spatial and compositional evolution of the Late Jurassic Ghorveh- Dehgolan plutons of the Zagros Orogen, Iran, SHRIMP zircon U- Pb and Sr and Nd isotope evidence. Geologica Acta, 13(1), 25-43.
Zhao, K. D., Jiang, S. Y., Chen, W. F., Chen, P. R. and Ling, H. F. (2012) Zircon U-Pb chronology and elemental and Sr-Nd-Hf isotope geochemistry of two Triassic A-type granites in South China: implication for petrogenesis and Indosinian transtensional tectonism. Lithos, 160(161), 292-306.
Zhao, T. P. and Zhou, M. F. (2009) Geochemical constraints on the tectonic setting of Paleoproterozoic A- type granites in the southern margin of the North China Craton. Journal of Asian Earth Sciences, 36(2-3), 183-195.