زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیتویید نوع A2 در پهنة سنندج- سیرجان: شیروانه، شمال‌خاوری سنقر (استان کرمانشاه)

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.

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

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

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:

T_Zr = 12.900 / [2.95 + 0.85 M + ln (496.000 / Zr_melt)]

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

در این رابطه، Ln D^{Zr 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.

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).

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).

جدول 3. ادامه.

Table 2. Continued.

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