Document Type : Original Article

Authors

1 Department of Geology/Faculty of Sciences/ Bu- Ali Sina University/Hamedan/Iran

2 دانشگاه بوعلی سینا

3 Bu-Ali Sina University

4 Department of Geology, Faculty of sciences, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

Abstract

The studied area (Galali- Varmaqan) located at the northern part of the Sanandaj- Sirjan zone, south of the Qorveh city. The granitic rocks are dominated by quartz, alkali- feldspar and plagioclase. Amphibole and biotite are the most important mafic minerals, apatite, sphene, zircon and Fe- oxides are the accessories. The Galai- Varmaqan granitoids show geochemical characteristics of metaluminous A-type granites with mainly shoshonitic and high- K calc- alkaline affinity. Based on geotectonic diagrams, these rocks are mostly clusterred at the volcanic arc granites (VAG) and within plate granites (WPG) fields which points to their formation in a post- orogenic magmatic system. LILEs and HFSEs enrichment indicates the existence of a crustal source for the studied granites and formation of the parent magma at the stability field of plagioclase in the lack of garnet. In this study, we suggest that the A-type granites have been formed by partial melting of lower crust charnokitic rocks. The A-type granites are related to extensional magmatism of the Neo- Tethys oceanic crust beneath the Central Iranian microcontinent, due to roll- back of subducting slab. Thus, change of tectonic regime from compressional to tensional in the late- Jurassic to early- Cretaceous time (probably in a pull-apart basin tectonic setting), is suggested for the formation of A-type granites in this region of the Sanandaj- Sirjan zone.
 

Keywords

Main Subjects

در رده‏‌بندی Loiselle و Wones (1979) گرانیتوییدهای نوع A به گروهی از سنگ‏‌های گرانیتوییدی گفته می‏‌شوند که در محیط‏‌های زمین‌ساختی غیرکوهزایی (موقعیت‏‌های درون ورقه‏‌ای تا مرز ورقه‌ها) پدید می‏آیند. همچنین، این سنگ‏‌ها را Anorogenic یا Anhydrous می‏‌نامند. گرانیت‏‌های A-type از دیدگاه ترکیبی، از کوارتزسیینیت تا گرانیت‏‌های پرآلکالن و معادل‏‌های آتشفشانی آنها تغییر می‏‌کنند. دربارة خاستگاه و مکانیسم پیدایش این گرانیتوییدها اختلاف نظر است و برای آنها خاستگاه‌های مختلفی از گوشته‏‌ای تا پوسته‏‌ای یا ترکیبی از گوشته ای- پوسته‏‌ای را دانسته‏‌اند (Bonin, 2007). به‌طور کلی، گرانیت‏‌های A-type از دیدگاه زمین‌شیمیایی نسبت به دیگر انواع گرانیت‏‌ها با ویژگی‌های زیر شناخته می‏‌شوند: مقادیر نسبتاً بالای عنصرهای آلکالنِ K2O و Na2O، مقدارهای کم CaO، مقدارهای بالای نسبت FeOt/FeOt+MgO، نسبت بالای Ga/Al، مقدارهای بالای هالوژن‏‌ها، به‌ویژه F و Cl. گرانیتوییدهای A-type با غنی‏‌شدگی از عنصرهای خاکی کمیاب (مگر Eu)، Y، Nb، Zr، Zn و Ga شناخته می‏‌شوند. در کل، این سنگ‏‌ها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILEs) و عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSEs) غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Eby, 1990; King et al., 1997; Bonin, 2007). همچنین، مقدارهای کم عنصرهای Ba، Sr و Eu و نیز عنصرهایی مانند Cr، V، Ni و Co از ویژگی‏‌های گرانیتوییدهای A-type به‌شمار می‏‌آیند. میزان نسبت‏‌های اولیة 87Sr/86Sr در گرانیت‏‌های A-type از 703/0 تا 712/0در تغییر است. گرانیت‏‌های A-type معمولاً سنگ‏‌های احیایی دانسته می‏‌شوند؛ اما انواع کمابیش اکسیدان آنها نیز در برخی مناطق جهان گزارش شده‌اند (Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987; Eby, 1990; King et al., 1997; Bonin, 2007; Frost et al., 2001).

گرانیت‏‌ها از گروه‏‌های سنگی فراوانِ سازندة پوستة قاره‏‌ای هستند که بررسی آنها اطلاعات بسیار ارزشمندی دربارة زمین‌ساخت و تحولات گوشته تا پوستة بالایی ارائه می‌کند. توده‌های آذرین درونی، به‌ویژه توده‏‌های گرانیتوییدیِ پهنة سنندج- سیرجان، بیشتر از نوع I-type هستند؛ هرچند در برخی مناطق، گرانیت‏‌های A-type گوناگون نیز گزارش شده‌اند. گرانیت‏‌های A-type به‌علت سازوکار پیدایش و تنوع در محیط زمین‌ساختی و فرایندهای پدیدآورنده آنها، بسیار اهمیت دارند. ازاین‌رو، با توجه به جایگاه زمین‌ساختیِ ویژة پهنة سنندج- سیرجان، وجود گرانیت‏‌های A-type در توده‌های آذرین درونی منطقة گلالی- ورمقان چه‌بسا شواهد تازه‌ای را دربارة ماگماتیسم و زمین‌ساخت این منطقه آشکار می‌کند.

 

جایگاه زمین‏‌شناسی

فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی برخورد سرزمین ایران با ورقة عربی را به‌دنبال داشته است (Berberian and King, 1981; Alavi, 1980, 1994). این رخداد در نهایت برخورد قاره‏‌ای و پیدایش کمربند کوهزایی زاگرس را در پی داشته است. پهنة سنندج- سیرجان، به‌صورت پهنة باریکی است که میان سیرجان- اسفندقه در جنوب‌خاوری و ارومیه- سنندج در شمال‌باختری جای گرفته است (Mohajjel and Fergusson, 2000). سنگ‏‌هایِ پهنة سنندج- سیرجان بسیار دگرگون (دگرریخت) شده‏‌اند و روند ساختاری شمال‌باختری- جنوب‌خاوری را نشان می‏‌دهند. از مهم‌ترین مسایل دربارة پیشینة زمین‏‌شناسی کوهزاد زاگرس، موقعیت و جایگاه زمین‏‌شناسی پهنة سنندج- سیرجان است (Ghasemi and Talbot, 2006).

منطقة گلالی- ورمقان، از دیدگاه جغرافیایی در مرز استان‏‌های همدان، کردستان و کرمانشاه جای دارد و بخشی از بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان به‌شمار می‌رود. در این منطقه نواری از توده‏‌های آذرین در اندازه‏‌های گوناگون و با ترکیب مافیک تا حد واسط و فلسیک رخنمون دارند. توده‌های آذرین درونی بررسی‏‌شده شامل توده‌های گلالی، شیروانه، تکیه‌بالا، چرمله و ورمقان هستند (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و نقشة زمین‏‌شناسی منطقة گلالی- ورمقان (با تغییرات از نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 قروه و سنقر، انتشارات سازمان زمین‏‌شناسی کشور). توده‌های آذرین درونی بررسی‏‌شده از جنوب‌خاوری به‌سوی شمال‌باختری به‌ترتیب شامل گلالی، شیروانه، تکیه‌بالا، چرمله و ورمقان هستند.

 

 

همان‌گونه‌که در نقشة زمین‏‌شناسی نشان داده شده است، این توده‏‌ها در سمت همدان در سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای همدان به‌نام فیلیت‏‌های همدان با سن ژوراسیک میانی (Monfaredi et al., 2016) و به‌سوی سنقر بیشتر در توالی آذرآواری این منطقه با سن ژوراسیک بالایی و در منطقة قروه نیز در توالی متابازیتی با سن تریاس بالایی - ژوراسیک نفوذ کرده‏‌اند (شکل 1). برپایة نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی قروه و سنقر (Hosseiny et al., 1999; Eshraghi et al., 1996a, 1996b) و همچنین، مشاهدات صحرایی، شیل، ماسه سنگ و مرمر به سن تریاس- ژوراسیک کهن‌ترین سنگ‏‌هایِ منطقة جنوب قروه هستند. بیشتر رخنمون‏‌هایِ دیده‌شده در منطقة گلالی- ورمقان، دنبالة توالی‏‌های ورقة سنقر هستند. از پایین به بالا، توالی چینه‏‌ای دربردارندة سنگ‏‌های دگرگونی تریاس، تریاس- ژوراسیک و سنگ‏‌های دگرگون‌نشده ائوسن است.

در کل، سنگ‏‌های دگرگونی، بخش گسترده‌ای از منطقة جنوب قروه را دربر گرفته‌اند و متشکل از شیست، مرمر، آمفیبولیت و گنیس هستند که به‌همراه توده‌های آذرین درونی با ترکیب مختلف، توپوگرافی خشن منطقه را ساخته‏‌اند. توده‏‌های آذرین درونی نیز ترکیب گابرودیوریت، دیوریت، گرانودیوریت، سینیت و گرانیت دارند و از دیدگاه سنی از سنگ‏‌های دگرگونی جوان‌تر هستند؛ اما بخش چشمگیری از آنها در پی دگرگونی دینامیک دچار تغییر و تحول شده است. البته، برپایة بررسی‌ها و پیمایش‏‌های انجام‌شده در منطقة گلالی- ورمقان، رخنمون سنگ‏‌های گنیسی دیده نشد و ازاین‌رو، گمان می‏‌رود هیچگونه ارتباطی میان گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده (همچنین، گرانیت‏‌های میلونیتی، به‌ویژه در تودة آذرین درونی ورمقان) و سنگ‏‌های گنیسی وجود ندارد. ریولیت و مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی دربردارندة توف‏‌های ریولیتی تا ریوداسیتی همراه با تراکی‌آندزیت مربوط به زمان ژوراسیک- کرتاسه هستند. به‌سوی جنوب، این سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی در مجاورت کانسارهای آهن تکیه‌بالا و خسروآباد جای گرفته‌اند (Maanijou et al., 2013). مجموعه‌ای چندفازی از گرانیت، کوارتزمونزونیت، کوارتزمونزودیوریت، مونزونیت، دیوریت و گابرو (به مقدار کم) به سن ائوسن- الیگوسن از جوان‌ترین سنگ‏‌های آذرینِ این منطقه هستند.

 

روش انجام پژوهش

به طور کلی، انجام این پژوهش شامل دو مرحلة بازدیدهای صحرایی و بررسی‌های آزمایشگاهی است. در بررسی‏‌های نخستین و بازدیدهای صحرایی، شمار 150 نمونه سنگی از توده‌های آذرین درونی (گرانیتوییدی) گلالی- ورمقان برداشت و از این نمونه‏‌ها، شمار 110 مقطع نازک میکروسکوپی برای بررسی‌های سنگ‌نگاری تهیه شد. پس از بررسی دقیق سنگ‌نگاری، شمار 17 نمونه برای انجام تجزیة زمین‌شیمیایی به روش سنگ کل به آزمایشگاه MSLABS در کشور کانادا فرستاده شدند. تجزیة اکسید عنصرهای اصلی به روش ذوب لیتیم‌بورات (Lithium Borate Fusion) و طیف‌سنج نشری پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-ES) انجام شد. در این روش، مقدار اکسیدهای عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی اندازه‌گیری می‌شود. نمونه‏‌های استاندارد (STD BLANK, STD SY-4, STD GMN-04) برای کالیبره‌کردن دستگاه به‌کار برده شدند. دقت اندازه‌گیری برای عنصرهای اصلی در این روش 01/0± درصدوزنی بوده است. همچنین، در این روش، میزان مواد فرار به‌صورت L.O.I. با دقت 01/0± درصد اندازه‌گیری شد. برای اندازه‌گیری مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب از روش ذوب لیتیم‌بورات و طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-MS) بهره گرفته شده است. در این روش، مقدار عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب برپایة ppm یا بخش در میلیون اندازه‌گیری شده‏‌اند. آستانة آشکارسازی این عنصرها، بسته به نوع عنصر، از نزدیک به ppm 01/0 تا 10 ppm متغیر بوده است.

 

مشاهدات صحرایی و سنگ‌نگاری

ویژگی‌های صحرایی سنگ‏‌های گرانیتوییدی در توده‌های آذرین درونی گلالی- ورمقان، نسبتاً یکسان و مشابه هستند. این سنگ‏‌ها رنگ روشن (سفید، صورتی و تا اندازه‌ای خاکستری روشن) دارند و بیشتر به‌صورت سنگ‏‌های گرانولار متوسط تا ریزدانه هستند. از ویژگی‌های مشترک این گرانیتوییدها می‏‌توان از نبود انکلاوهای مافیک در آنها یاد کرد (شکل 2).

 

 

شکل 2- ویژگی‌های صحرایی و ارتباط گرانیت‏‌های منطقة گلالی- ورمقان با دیگر واحدهای سنگی ِ منطقه. A) مرز سنگ‌شناسی سنگ‏‌های گرانیتی با سنگ‏‌های دگرگونی و آتشفشانی در محدودة روستای گلالی تا شیروانه (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B) رخنمون گرانیت‏‌های تودة آذرین درونی تکیه‌بالا (دید رو به شمال‌باختری)؛ C) رخنمون گرانیت‏‌های تودة آذرین درونی چرمله و مرز آنها با واحدهای سنگی مونزونیتی، دیوریتی و گابرویی (دید رو به شمال)؛ D) رخنمون گرانیت‏‌های تودة آذرین درونی ورمقان

 

 

کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز از کانی‏‌های اصلی سازندة گرانیتوییدها هستند. آمفیبول (هورنبلند) و بیوتیت مهم‌ترین کانی‏‌های مافیکِ این سنگ‏‌ها هستند. کانی‏‌های اتفاقی گوناگون مانند آپاتیت، اسفن (تیتانیت)، زیرکن، اکسیدهای آهن نیز در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند. اپیدوت، سریسیت، تا اندازه‌ای کلریت و به ندرت سوسوریت از مهم‌ترین کانی‏‌های ثانویه هستند. کوارتز به‌صورت بلورهای بی‌شکل و در اندازه‏‌های مختلف در میان بلورهای آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز دیده می‌شود. آلکالی‌فلدسپار از نوع اورتوکلاز به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و با ماکل کارلسباد است و در برخی نمونه‏‌ها پرتیتی شده است. پلاژیوکلاز نیز به‌صورت بلورهای تقریباً شکل‌دار و کشیده (lath) با ماکل پلی‌سینتتیک است که در برخی نمونه‏‌ها منطقه‏‌بندی (zoning) نشان می‌دهد و در بخش‏‌های مرکزی (هسته) سریسیتی و به‌ندرت سوسوریتی شده‏‌ است. فراوانی آمفیبول از بیوتیت بیشتر است و به‌صورت بلورهای سبز رنگ شکل‌دار در زمینة سنگ و بیشتر در همراهی با بیوتیت به‌صورت تجمعات مافیک پراکنده دیده می‌شود (شکل 3).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از گرانیت‏‌های A-type در توده‌های آذرین درونی گلالی- ورمقان (نور پلاریزه، بزرگنمایی 4x). A-C) کانی‏‌های اصلی سازندة گرانیت‏‌ها به‌ترتیب در تودة آذرین درونی گلالی، شیروانه و تکیه‌بالا؛ D) بافت گرانوفیری در گرانیت تکیه‌بالا؛ E-F) کانی‏‌های سازندة گرانیت‏‌های توده‏‌های نقوذی چرمله و ورمقان (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)


 

 

برپایة ترکیب کانی‏‌شناسی، این سنگ‏‌ها بیشتر شامل گرانیت (سیینوگرانیت- مونزوگرانیت) و آلکالی‌فلدسپار گرانیت هستند. همان‌گونه‌که گفته شد، گرانیتوییدهای توده‌های آذرین درونی بررسی‏‌شده ترکیب کانی‏‌شناسی مشابهی دارند و تفاوت اساسی آنها، تنها در فراوانی کانی‏‌های سازندهشان است. این شباهت‏‌ها، به‌ویژه از دیدگاه کانی‏‌شناسی و ویژگی‌های بافتی، نشان می‏‌دهند گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده ارتباط زایشی دارند.

از ویژگی‌های مهم بافتی گرانیتوییدها، بافت پرتیتی فراوان در آنهاست که تقریباً در بیشتر نمونه‏‌ها به‌خوبی دیده می‌شود. این بافت پیامد هم‌رشدیِ آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز است و چه‌بسا به‌دنبال فرایند اکسلوشن (محلول جامد) یا جانشینی متاسوماتیسم پیامد واکنش میان سیال‌های نفوذی و فلدسپارهای نخستین پدید می‌آید (Cox et al., 1979; Hyndman, 1985). بافت گرانوفیری و تا اندازه‌ای میکروگرافیک از دیگر انواع بافت‏‌های هم‌رشدی در این سنگ‏‌ها هستند (شکل 3- D). بافت گرانوفیری پیامد هم‌رشدی کوارتز و آلکالی‌فلدسپار است و وجود آن نشان‏‌دهندة تبلور سریع و همزمان کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار در نقطة یوتکتیک و یا از مذابی فوق‌سردشده در ژرفای کم است (Clark, 1992; Best, 2003). پس وجود اورتوکلازهای بسیار پرتیتی و نیز مقدارهای کم پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهد بیشتر این گرانیت‏‌ها هیپرسالووس (تک‌فلدسپاری) هستند. این ویژگی از ویژگی‏‌های مهم گرانیت‏‌های A-type به‌شمار می‌رود. کانی‏‌های مافیک مانند بیوتیت، به‌صورت تجمعات کانیایی (آگرگات) به‌وِیژه در امتداد مرز میان دانه‏‌های پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز پدید آمده‌‏‌اند. این نکته پیامد پیدایش تأخیری این کانی‏‌ها و نشان‏‌دهندة شرایط بی‌آب (anhydrous) در ماگمای نخستین است (Chen and Jahn, 1998; Bonin, 2007; Zhao et al., 2012). همچنین، در برخی نمونه‏‌ها، آمفیبول‏‌ها (هورنبلند) به‌صورت میان‌دانه‏‌ای و همراه با فلدسپار و کوارتز پدید آمده‏‌اند. این نکته نشان می‏‌دهد این کانی‏‌ها (آمفیبول) فازهای کانیایی مراحل پایانی (تأخیری) هستند و زمانی پدید آمده‏‌اند که مقدار کمی آب در حال تجمع بوده است (Niu et al., 2011). پس بررسی سنگ‌نگاری نمونه‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها (گرانیت ها) از دیدگاه ویژگی‌های ترکیبی و بافتی، شباهت‏‌های بسیاری به گرانیت‏‌های A-type دارند. ازاین‌رو، می‏‌توان این سنگ‏‌ها را از دیدگاه سنگ‌نگاری با نام گرانیت‌های A-type برشمرد.

 

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‌کل برای سنگ‏‌های گرانیتوییدی توده‌های آذرین درونی گلالی- ورمقان در جدول 1 آورده شده‌اند.

همانگونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، مقدار اکسید عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی (Wt.%)، مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة بخش در میلیون (ppm) و موقعیت جغرافیایی نمونه‏‌های برداشت‌شده برپایة درجة اعشاری (DD) اندازه‌گیری شده‌اند. برای نامگذاری شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‏‌شده، از نمودار TAS بهره گرفته شد. در این نمودار با به‌کارگیری مجموع مقدار عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O) دربرابر SiO2، سنگ‏‌های آذرین درونی گوناگون از یکدگیر جدا شده‏‌اند (Cox et al., 1979).

 


جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ کل برای گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان

Intrusive body

Galali

Shirvaneh

Tekyeh

Sample No.

GL77

GL79

GL22m

SH63

SH65

TK15

TK33

TK40

TK45

TK52

TK56

TK82

Latitude(N)

34.955

34.961

34.999

34.982

34.979

34.992

34.981

34.983

34.980

34.981

34.979

34.990

Longitude (E)

47.897

47.898

47.901

47.873

47.875

47.714

47.847

47.837

47.841

47.851

47.856

47.842

SiO2

66.57

69.11

69.79

71.31

71.77

67.35

71.33

71.47

71.25

72.94

74.35

66.58

TiO2

0.76

0.88

0.55

0.40

0.37

0.77

0.55

0.49

0.55

0.56

0.48

0.82

Al2O3

15.98

15.72

15.54

14.71

14.35

15.34

14.61

13.99

14.61

14.92

14.81

15.09

Fe2O3

5.36

1.33

1.09

2.40

2.76

2.63

1.81

1.43

1.72

0.60

1.37

3.94

MnO

0.11

0.01

0.02

0.02

0.03

0.03

0.03

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

MgO

0.81

1.09

0.16

0.34

0.32

0.98

0.46

0.34

0.27

0.03

0.50

1.02

CaO

1.83

3.65

1.45

1.47

1.07

3.46

1.97

1.66

1.89

2.29

0.58

2.56

K2O

3.47

0.22

5.33

5.00

5.64

4.72

5.08

4.70

5.09

1.22

0.06

0.89

Na2O

6.05

8.04

4.95

4.46

4.11

4.57

4.22

4.25

4.35

5.89

8.26

7.40

P2O5

0.13

0.18

0.08

0.05

0.05

0.16

0.07

0.07

0.08

0.01

0.06

0.16

LOI

0.80

0.74

1.01

0.92

0.79

0.93

0.84

0.85

1.00

0.87

0.99

0.37

Totoal

101.9

101.0

100.0

101.1

101.3

100.9

101.0

99.3

100.8

99.3

101.5

98.8

Rb

75.4

6.1

119.8

153.6

148.4

104.9

162.7

141.1

137.2

26.9

0.9

22

Cs

1.00

0.07

0.67

0.92

0.78

0.30

0.60

0.43

0.43

0.34

0.07

0.35

Sr

99.80

192

112.7

108.1

92.4

245.6

145.7

158.5

182.1

254.4

49.1

214.9

Ba

549.8

80.3

657

451.7

492.5

779.2

586

606

597.6

207.7

11.8

202.5

Sc

12.8

11.8

8

5.7

5

10.1

5.6

5.4

6.1

0.8

6.4

10.5

Y

53.1

44.2

44.4

47.7

42.3

41

43.9

41.1

47.7

22

45.3

32.1

La

40.5

29

27.3

35.9

59.5

29.3

42

34.7

39.3

17

28.8

29

Ce

80.9

61.3

62.4

90.2

110.8

66.9

91.5

71.6

85.2

38.9

68.4

64.5

Nd

36.1

28.5

30.4

38.7

39.6

33.2

37.1

30.5

35.8

16.3

35.5

27.3

Pr

9.34

7.12

7.51

10.53

11.27

8.27

10.30

8.28

9.57

4.54

8.76

7.47

Sm

7.90

6.34

6.82

7.65

7.40

6.82

7.03

6.34

7.38

3.19

8.08

5.58

Eu

1.97

1.45

1.29

1.00

1.00

1.28

0.97

1.02

0.98

0.77

1.30

1.46

Gd

8.02

6.50

6.53

7.21

6.90

6.60

6.53

5.81

6.97

3.01

7.15

5.32

Tb

1.34

1.06

1.12

1.16

1.10

1.07

1.07

0.95

1.17

0.52

1.18

0.88

Dy

9.01

6.88

7.70

7.78

7.01

6.69

6.84

6.29

7.70

3.47

7.66

5.57

Ho

1.88

1.49

1.61

1.64

1.47

1.44

1.45

1.34

1.63

0.73

1.51

1.11

Er

5.89

4.53

4.79

5.03

4.53

4.52

4.65

4.21

5.00

2.30

4.65

3.64

Tm

0.89

0.68

0.72

0.76

0.67

0.67

0.70

0.65

0.77

0.37

0.69

0.54

Yb

5.89

4.32

4.60

4.74

4.50

4.24

4.61

4.16

4.97

2.34

4.59

3.46

Lu

0.98

0.73

0.76

0.78

0.75

0.70

0.75

0.69

0.77

0.36

0.74

0.60

∑REE

210.6

159.9

163.6

213.1

256.5

171.7

215.5

176.5

207.2

93.8

179

156.5

Th

16.40

17.14

23.93

23.37

24.65

13.06

22.93

25.69

24.99

9.83

16.18

14.99

U

3.91

4.85

4.43

4.15

5.66

4.30

6.11

5.24

6.63

2.59

3.63

4.08

Zr

725

408

523

399

350

394

408

419

426

377

445

425

Hf

16.70

10.30

13.20

11.20

10.00

10.50

11.00

10.90

11.30

9.90

11.30

10.90

V

33

66

15

14

12

76

24

19

23

20

12

69

Nb

41.5

29.2

27.4

25.5

23.5

23.7

23.5

29.9

29.8

19.3

29.5

22.4

Ta

1.90

1.70

1.70

1.70

1.80

1.70

2.00

1.80

1.90

1.60

1.70

1.20

Cr

38

42

39

39

47

38

88

41

35

56

49

45

Co

4.90

1.30

1.10

1.50

1.70

2.60

1.60

1.40

1.60

0.60

1.90

2.40

Ni

4.40

5.10

2.90

2.80

2.90

4.30

4.40

3.80

2.90

4.00

2.60

4.90

Ga

24.30

21.50

21.60

20.60

20.20

20.30

49.80

20.40

20.20

20.00

19.50

19.60

Sn

5

5

5

8

6

5

7

5

6

5

5

5

A/CNK

0.94

0.78

0.94

0.95

0.97

0.81

0.91

0.93

0.91

0.98

1.01

0.85

Eu/Eu*

0.76

0.69

0.59

0.41

0.43

0.58

0.44

0.51

0.42

0.76

0.52

0.82

(La/Yb)N

4.68

4.57

4.04

5.15

9.00

4.70

6.20

5.68

5.38

4.94

4.27

5.70

(La/Sm)N

3.21

2.87

2.51

2.94

5.04

2.69

3.74

3.43

3.34

3.24

2.23

3.26

(Gd/Yb)N

1.10

1.22

1.15

1.23

1.24

1.26

1.15

1.13

1.14

1.04

1.26

1.25

 

 


جدول 1- ادامه

Intrusive body

Charmaleh

Varmaqan

Sample No.

CH93

CH106

CH123

VM142

VM143

Latitude(N)

35.006

35.007

35.013

35.030

35.033

Longitude (E)

47.759

47.448

47.744

47.738

47.742

SiO2

70.41

63.80

67.89

63.97

66.51

TiO2

0.71

1.45

0.68

1.16

1.02

Al2O3

15.96

16.29

15.79

16.65

15.43

Fe2O3

1.25

3.32

1.58

2.19

3.58

MnO

0.02

0.06

0.03

0.04

0.08

MgO

0.54

1.26

0.59

1.13

1.58

CaO

2.26

5.13

2.95

5.56

3.81

K2O

3.21

0.80

0.75

4.72

4.41

Na2O

6.65

7.76

6.73

4.43

3.86

P2O5

0.11

0.35

0.14

0.31

0.19

LOI

0.39

0.71

1.00

0.52

0.43

Totoal

101.5

100.9

98.1

100.7

100.9

Rb

91.5

23.9

24.6

89.4

84.8

Cs

0.49

0.17

0.47

0.45

0.50

Sr

193.5

208.8

260

297.9

227.2

Ba

531.8

143

130.8

889.6

822.4

Sc

8.6

16.5

9.9

10.7

12.8

Y

43.7

46.3

42.1

35.6

28.7

La

30.2

35.8

33.2

25.3

42.6

Ce

67.8

82.6

75

53.6

81.4

Nd

31.6

38.3

33.5

26.8

30

Pr

8.13

9.93

9.05

6.58

8.48

Sm

6.72

8.19

7.26

6.24

5.45

Eu

1.51

2.13

1.57

2.67

1.40

Gd

6.53

8.22

6.96

5.87

5.04

Tb

1.13

1.32

1.14

0.96

0.77

Dy

7.40

8.29

7.39

6.16

4.61

Ho

1.48

1.65

1.47

1.19

0.95

Er

4.85

5.05

4.56

3.68

3.13

Tm

0.70

0.72

0.67

0.53

0.48

Yb

4.74

4.48

4.05

3.24

3.21

Lu

0.80

0.70

0.64

0.51

0.55

∑REE

173.6

207.4

186.5

143.4

188.1

Th

16.64

13.18

10.76

13.59

16.02

U

2.88

3.71

3.07

2.24

3.68

Zr

587

455

545

414

616

Hf

12.90

10.00

12.90

9.70

14.40

V

21

65

38

75

93

Nb

28.5

31.6

28.1

24.2

25.5

Ta

1.40

1.30

1.30

1.20

1.20

Cr

36

34

36

30

45

Co

1.80

5.90

2.40

3.90

6.10

Ni

2.80

5.20

6.70

4.40

8.00

Ga

21.90

23.50

23.00

22.20

20.70

Sn

5

5

5

5

5

A/CNK

0.86

0.71

0.92

0.74

0.85

Eu/Eu*

0.70

0.79

0.67

1.35

0.82

(La/Yb)N

4.34

5.44

5.58

5.31

9.03

(La/Sm)N

2.82

2.74

2.87

2.54

4.90

 (Gd/Yb)N

1.12

1.49

1.39

1.47

1.27

همان‌گونه‌که در شکل 4 نشان داده شده است، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة گرانیت جای گرفته‌اند. برپایة داده‏‌های جدول 1، گرانیت‏‌های منطقه مقدارهای کمابیش بالایی از سیلیس دارند؛ به‌گونه‌‌ای‌که مقدار SiO2 برابربا 80/63 تا 35/74 درصدوزنی و میانگین آن برابربا 20/69 درصدوزنی است. مقدار K2O برابربا 06/0 تا 64/5 است و میانگین آن برابربا 25/3 درصدوزنی به‌دست آمده است. دربارة Na2O نیز مقدار آن برابربا 86/3 تا 26/8 درصدوزنی است و میانگینی برابربا 65/5 درصدوزنی دارد. پس در سنگ‏‌های گرانیتی بررسی‏‌شده، مقدار Na2O از K2O بیشتر است. اگرچه این ویژگی نشان‏‌دهندة سرشت سدیک‌تر این سنگ‌هاست، اما در کل، این سنگ‌ها از عنصرهای آلکالن غنی هستند.

 

 

شکل 4- نمودار رده‏‌بندی و نامگذاری زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های آذرین درونی گلالی- ورمقان برپایة مقدار سیلیس دربرابر مجموع عنصرهای آلکالن (Cox et al., 1979)

 

میزان Al2O3 در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده متوسط و برابربا 99/13 تا 65/16 درصدوزنی (میانگین: 28/15 درصدوزنی) است. مقدار اکسید CaO برابربا 58/0 تا 56/5 درصدوزنی (میانگین: 56/2 درصدوزنی) است که نشان‏‌دهندة مقدار کم این اکسید در ترکیب سنگ‏‌های گرانیتوییدی بررسی‏‌شده است. مقدار اکسید آهن به‌صورت آهن کل (FeOt) نیز در نمونه‏‌های مربوط به توده‌های آذرین درونی گوناگون، متغیر و برابربا 6/0 تا 82/4 درصدوزنی (میانگین: 26/2 درصدوزنی) است. مقدار اکسیدمنیزیم نیز در این سنگ‏‌ها بسیار کم و برابربا 03/0 تا 58/1 درصدوزنی (میانگین: 67/0 درصدوزنی) است. پس مقدار این عنصر در ترکیب گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده بسیار کم است. مقدار میانگین اکسیدهای TiO2و P2O5 نیز بسیار کم و به‌ترتیب برابربا 72/0 و 13/0 درصدوزنی است.

نمودارهای تغییرات فراوانی درصدوزنی سیلیس دربرابر عنصرهای اصلی (Harker, 1909) برای سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة بررسی‏‌شده در شکل 5 نشان داده شده‌اند. اکسیدهای Al2O3، CaO، MgO، TiO2 و P2O5 روند کاهشی نشان می‏‌دهند که منطبق بر پیشرفت فرایند جدایش بلورین بلوری است. روند تغییرات اکسیدهای Na2O، K2O و تا اندازه‌ای FeOt پراکندگی نشان می‏‌دهد احتمالاً در نتیجه فرایندهای دگرسانی است. مقدار برخی عنصرهای فرعی مانند Sr، Rb، Ba و Nb با افزایش SiO2 در نمونه‏‌های گرانیتی بررسی‏‌شده کاهش می‏‌یابد.

کاهش Al2O3 و TiO2 همراه با کاهش Zr، Sr و Ba تابعی از SiO2 در گرانیت‏‌هاست و شاید در ارتباط با تبلوربخشی کانی هایی مانند پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، تیتانیت (اسفن) و زیرکن باشد (Wang et al., 2009). به باور Ginibre و Wörner (2007) کاهش میزان Sr پیامد سازگاری این عنصر در بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک تبلوریافته در مراحل نخستین تبلور ماگماست.

 

 

 

شکل 5- نمودار تغییرات سیلیس دربرابر عنصرهای اصلی (Harker, 1909) برای گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان

 

 

برای بررسی سرشت ماگمای سازندة سنگ‏‌های گرانیتی بررسی‏‌شده، از نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976) بهره گرفته شد. همان‌گونه‌که در شکل 6- A نشان داده شده است، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة سری‏‌های شوشونیتی و کالک‌آلکالن پتاسیم بالا جای گرفته‌اند؛ اگرچه چند نمونه نیز در محدودة سری توله‌ایتی جای گرفته‌اند. این نکته احتمالاً می‏‌تواند در ارتباط با فرایندهای جانشینی (جانشینی پتاسیم با سدیم) و همچنین، سرشت سدیک‌تر (در مقایسه با مجموع عنصرهای آلکالن) این نمونه‏‌ها باشد. گفتنی است در منطقة گلالی- ورمقان، چندین کانسار آهن نیز در نزدیکی سنگ‏‌های گرانیتوییدی رخنمون دارند. ازاین‌رو، بسیار محتمل است سرشت توله‌ایتی برخی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده (مانند نمونه‏‌های Gl79، TK52، TK56، TK82، CH106 و CH123) پیامد جایگیری این نمونه‏‌ها در نزدیکی پهنه‏‌های دگرسانی (مانند پهنة دگرسانی آلکالیک) باشد. همان‌گونه‌که در جدول 1 نیز آمده است، در کل، مقدار عنصرهای آلکالن در گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده کمابیش بالاست؛ اما دربارة نمونه‏‌های یادشده، مقدار K2O بسیار کمتر و مقدار Na2O بیشتر از دیگر نمونه‏‌هاست. ازاین‌رو، این نکته سبب جای‌گرفتن این نمونه‏‌ها در محدودة سری ماگمایی توله‌ایتی شده است؛ اما ویژگی‌های صحرایی و به‌ویژه کانی‏‌شناسی همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده کاملاً همانند و یکسان است.

در نمودار A/NK (Al2O3/(Na2O+K2O) دربرابر A/CNK (Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)، همة نمونه‏‌ها در محدودة متاآلومین جای گرفته‌اند (شکل 6- B). در نمودار رده‏‌بندیِ Whalen و همکاران (1987)، گرانیت‏‌های منطقة گلالی- ورمقان، در محدوده گرانیت‏‌های A-type جای گرفته‌اند (شکل 7). همان‌گونه‌که در شکل 7 دیده می‌شود، این گرانیت‏‌ها مقدار بالایی از مجموع عنصرهای Zr+Nb+Ce+Y و نیز نسبت بالایی از Ga/Al دارند. این ویژگی‌ها از ویژگی‏‌های شاخص گرانیت‏‌های A-type به‌شمار می‏‌روند. همچنین، در نمودارهای زمین‌شیمیایی پیشنهادیِ Frost و همکاران (2001)، گرانیت‏‌های گلالی- ورمقان در محدودة گرانیت‏‌های A-type جای گرفته‌اند (شکل 8).

 

 

 

شکل 6- گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان در: A) نمودار SiO2دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار شاخص اشباع از آلومینیم (Shand, 1943)

 

شکل 7- گرانیتوییدهای منطقة گلالی- ورمقان در نمودارهای رده‏‌بندی گرانیتوییدهای گوناگون (Whalen et al., 1987). A) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر Na2O+K2O/CaO؛ B) نمودار 10000Ga/Al دربرابر Na2O+K2O؛ C) نمودار 10000Ga/Al دربرابر Zr؛ D) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeOt /MgO

 

 

 

شکل 8- نمودار SiO2 (ضریب MALI) دربرابر Na2O+K2O-CaO (Frost et al., 2001) (محدودة خط‌چین ترکیب گرانیت‏‌های A-type در مناطق گوناگون جهان را نشان می‌دهد)

از دیدگاه شیمیایی، Eby (1992) گرانیتوییدهای A-type را به دو گروه رده‏‌بندی کرده است. گروه نخست (A1) با نسبت‏‌های عنصری شبیه به بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی (OIB) شناخته می‏‌شوند و نسبت Y/Nb<1.2 دارند. گروه دوم نسبت‏‌های Y/Nb>1.2مشابه بازالت‏‌های جزیره‌های کمانی (IAB) یا حاشیة قاره‏‌ای نشان می‌دهد. این دو گروه خاستگاه و موقعیت زمین‌ساختی متفاوتی دارند. گروه A1 نمایندة ماگماهای جداشده از خاستگاه گوشته‏‌ای و همانند بازالت‏‌های جزیره‌های اقیانوسی هستند؛ اما در ریفت‏‌های قاره‏‌ای یا هنگام رویداد ماگماتیسم درون‌ورقه‏‌ای جایگیری کرده‏‌اند. گروه A2 نشان‏‌دهندة ماگماهای جداشده از پوستة قاره‏‌ای یا پوستة زیررانده هستند و در واقع بخشی از چرخه ماگماتیسم برخورد قاره- قاره یا ماگماتیسم کمان آتشفشانی هستند. در نمودار سه‌تایی Nb، Y و Ga*3، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة گرانیت‏‌های A2 جای گرفته‌اند (شکل 9- A). همچنین، در نمودار پیشنهادیِ Moreno و همکاران (2014) نیز وضعیت مشابهی دیده می‌شود (شکل 9- B).

 

 

 

شکل 9- نمودارهای رده‏‌بندی گرانیتوییدهای A-type: A) نمودار سه‌تایی Nb، Y و Ga*3 (Eby, 1992)؛ B) نمودار (Th/Nb)N دربرابر (Yb/Nb)N (Moreno et al., 2014) (در هر دو نمودار، گرانیت‏‌های گلالی- ورمقان در محدودة گرانیت‏‌های A2-type جای گرفته‌اند. این گروه از گرانیت‏‌ها، در ارتباط با پوستة قاره‏‌ای و یا ماگماهای نوع کمان (arc- type) هستند)

 

 

برای بررسی جایگاه زمین‌ساختی گرانیت‏‌های منطقة گلالی- ورمقان، نمودار‏‌های زمین‌ساختیِ پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) به‌کار برده شده‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 10 دیده می‌شود، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة گرانیت‏‌های درون‌ورقه‏‌ای (WPG) و کمان آتشفشانی (VAG) جای گرفته‌اند. جای‌گرفتن گرانیتوییدها در محدودة مشترک میان گرانیت‏‌های درون‌ورقه‏‌ای و کمان آتشفشانی نشان‏‌دهندة پیدایش آنها در محیط‏‌های Post-collisional یا Post-orogenic است که بیشتر در ارتباط ماگماتیسم فرورانشی حاشیة فعال قاره‏‌ای و رخدادهای پیامد آن است.

در شکل 11- A، الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای گرانیت‏‌های گلالی- ورمقان نشان داده شده است. همان‌گونه‌که در شکل دیده می‌شود، الگوی تغییرات این عنصرها روندی کمابیش شیب‌دار دارد که نشان‏‌دهندة غنی‏‌شدگی نسبی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای سنگین (HREE) است؛ هرچند الگوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، کمابیش به‌صورت مسطح همراه با غنی‏‌شدگی نسبی است. نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) نیز در شکل 11- B نشان داده شده است. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، غنی‏‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) مانند Cs، Rb، Th و U، همراه با آنومالی منفی عنصرهایی مانند Ba، Sr، P و Ti در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده به‌خوبی دیده می‌شود. عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Zr نیز آنومالی مثبت و غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. مقدارهای کم Ti در این سنگ‏‌ها چه‌بسا پیامد تهی‏‌شدگی سنگ خاستگاه ماگمای نخستین از این ترکیب‌ها و یا خروج زودهنگام فازهای Fe- Ti باشد (Sun et al., 2011). همچنین، در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پوستة زیرین (Weaver and Tarney, 1984)، گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده روندی نسبتاً شبیه به ترکیب پوستة زیرین نشان می‏‌دهند که این نکته چه‌بسا نشان‌دهندة قرابت زایشی آنها باشد (شکل 11- C).

 

 

 

شکل 10- رده‏‌بندی زمین‌ساختی گرانیتوییدهای گوناگون در نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984): A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb ؛ B) نمودار Y دربرابر Nb؛ C) نمودار Ta+Yb دربرابر Rb؛ D) نمودار Yb دربرابر Ta

 

 

در کل، آنومالی منفی عنصر Eu ویژگی تقریباً مشترک در بیشتر نمونه‏‌هاست. آنومالی منفی Eu بیشتر مربوط به جدایش نخستین کانی پلاژیوکلاز هنگام رویداد فرایند جدایش بلورین بلورین در شرایط احیایی از ماگمای مادر است (Zhang and Zou, 2013). همچنین، تهی‏‌شدگی Eu به‌دنبال جدایش بلورین پتاسیم‌فلدسپار روی می‌دهد و آنومالی منفی Ba را توجیه می‌کند. در کل، آنومالی منفی Eu و Sr نشان‏‌دهندة وجود کانی پلاژیوکلار در سنگ خاستگاه و یا جدایش آن هنگام رویداد فرایند جدایش بلورین است (Azizi et al., 2011). غنی‏‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) مانند Cs، Rb، Th و K و همچنین، آنومالی‏‌های منفی عنصرهایی مانند P، Ti و تا اندازه‌ای Sr و Ba، به‌همراه غنی‏‌شدگی از Zr در بیشتر نمونه‏‌های گرانیتی دیده می‌شود. آنومالی‏‌های یادشده در گرانیتوییدهای گلالی- ورمقان، نشان می‌دهند این گرانیتوییدها به احتمال بالا، گرانیتوییدهای مشتق‌شده از پوسته هستند (Sun et al., 2017).

 

 

 

شکل 11- نمودارهای عنکبوتی گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده: A) نمودار عنکبوتی عناصر خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ C) نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب پوستة زیرین (Weaver and Tarney, 1984)

 

 

برای بررسی کانی‏‌شناسی سنگ خاستگاه گرانیت‏‌های A-type منطقة گلالی- ورمقان، نمودارهای Sm/Yb دربرابر Ce/Sm و Rb/Sr دربرابر Rb/Ba به‌کار برده شدند. در نمودار Sm/Yb دربرابر Ce/Sm، همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة فاقد گارنت جای گرفته‌اند (شکل 12- A). همچنین، در نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba، همة نمونه‏‌ها در محدودة خاستگاه فقیر از رس و با محتوای بالای پلاژیوکلاز جای گرفته‌اند (شکل 12- B).


 

 

 

شکل 12- نمودارهای مربوط به سنگ خاستگاه برای گرانیت‏‌های A-type گلالی- ورمقان. A) نمودار Ce/Sm دربرابر Sm/Yb (Coban, 2007)؛ B) نمودار Rb/Ba دربرابر Rb/Sr (Sylvester, 1998)

 

 

نقش فرایندهای ذوب‌بخشی و تبلوربخشی در تکامل ماگمای گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده برپایة نمودار‏‌های شکل 13 بررسی می‌شود. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، در نمودارهای La دربرابر La/Sm و Th دربرابر Th/Nd، گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده بیشتر در راستای روند ذوب‌بخشی جای گرفته‌اند. این نکته نشان‌دهندة نقش فرایند ذوب‌بخشی در پیدایش ماگمای سازندة این گرانیتوییدهاست.

 

 

 

شکل 13- نمودارهای بررسی روند تکامل ماگمای سازندة گرانیتوییدهای منطقة بررسی‏‌شده (با تغییرات از Kong et al., 2018): A) نمودار Th دربرابر Th/Nd؛ B) نمودار La دربرابر La/Sm (نماد نمونه‌ها همانند شکل 12 است)

 

 

بحث

سنگ‏‌های گرانیتوییدی به سن ژوراسیک در پهنة سنندج- سیرجان، بیشتر I-type هستند و در ارتباط با ماگماتیسم حاشیة فعال قاره‏‌ای در سیستمی فرورانشی هستند که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ورقة ایران مرکزی پدید آمده‏‌اند. افزون‌بر گرانیت‏‌های I-type، در بخش هایی از پهنة سنندج- سیرجان به‌ویژه بخش شمالی، گرانیتوییدهای A-type نیز گزارش شده است (برای نمونه: Sepahi and Athari, 2006; Maanijou et al., 2013; Shahbazi et al., 2015; Yajam et al., 2015; Sarjoughian et al., 2016)

برپایة بررسی‌های سن سنجی زیرکن به روش U-Pb در سنگ‏‌های نفوذی منطقه قروه- دهگلان، به باور Yajam و همکاران (2015)، فعالیت ماگمایی در این منطقه نزدیک به 160 تا 140 میلیون سال پیش روی داده است. این رخداد ماگمایی با نفوذ سنگ‏‌های مافیک تا حد واسط کالک‌آلکالن مرتبط با کمان و سپس نفوذ گرانیتوییدهای I-type آغاز شده است. پس از آن، ماگماتیسم نفوذی، با پیدایش گرانیت‏‌های فلسیک آلکالن A-type ادامه یافته است. این توده‏‌ها، کمانی را پدید آورده‏‌اند که به‌سوی جنوب‌باختری از دیدگاه سنی جوان‌تر می‏‌شوند. این توده‏‌ها شامل باتولیت شمالی قروه (Ma 4±161)، شانه‌وره (Ma 1±160)، قلیلان (Ma 3±159)، باتولیت مرکزی قروه- گلالی و سرنجیانه (Ma1±148 - Ma2/0±151) و در پایان، باتولیت جنوبی قروه (Ma3±147) و بلبان‌آباد- هوارپان (Ma1±144) هستند.

گرانیت‏‌های منطقة گلالی- ورمقان، از دیدگاه زمین‌شیمیایی، ویژگی‌های گرانیت‏‌های A-type را نشان می‏‌دهند و برپایة رده‏‌بندی Eby (1992)، در محدوده گرانیت‏‌های A2-type جای می‌گیرند. گرانیت‏‌های A-type در پی فرایندهای ماگمایی گوناگونی، مانند ذوب‌بخشی گوشته یا پوسته، تبلوربخشی مذاب‏‌های گوشته‏‌ای، فرایندهای AFC شامل هضم یا آلایش پوسته‏‌ای همراه با تبلوربخشی و در پایان، آمیختگی ماگمایی میان مذاب‏‌های بازالتی و پوسته‏‌ای پدید می‌آیند.

Collins و همکاران (1982) به دو علت با پیدایش مذاب‏‌های A-type در پی تبلوربخشی مذاب‏‌های I-type مخالف هستند. نخست اینکه مذاب‏‌های A-type، خشک و تقریباً بی‌آب هستند و با پیدایش تأخیری بیوتیت و آمفیبول به‌صورت بلورهای میان‌دانه‏‌ای تظاهر می‏‌یابد. پس هر گونه جدایش از مذاب فلسیک I-type (به‌علت تبلور نخستین فازهای خشک و بی‌آب) منجر به پیدایش مذابی آبدار می‏‌شود. دوم اینکه مقدارهای کم Rb و مقادیر نسبتاً بالای Sr در گرانیت‏‌های A-type با پیدایش آنها در پی جدایش بلورین شدید فلدسپارها همخوانی ندارد. همچنین، جدایش از ماگمای بازالتی آلکالن، یک مکانیسم پذیرفتنی برای پیدایش گرانیت‏‌های A-type متاآلومین نیست؛ زیرا، در این صورت، گرانیت‏‌های آلکالن پدید می‏آیند (Shellnutt and Zhou, 2007) که این نکته با سرشت متآلومین گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده همخوانی ندارد. هرچند گرانیت‏‌های A-type می‏‌توانند در پی آمیختگی ماگماهای مافیک جدایش‌شده از گوشته و مذاب‏‌های سیلیسی جدایش‌شده از پوسته پدید آیند، اما دربارة گرانیت‏‌های A-type منطقة گلالی- ورمقان نقش این فرایند در پیدایش این گرانیت‏‌ها منتفی است؛ زیرا شواهد صحرایی برای رویداد آمیختگی ماگمایی (مانند: انکلاوهای مافیک و همچنین، اختلاف زمین‌شیمیایی و...) دیده نمی‌شود.

همان‌گونه‌که در شکل 13 نشان داده شده است، روند گرانیت‏‌های A-type بررسی‏‌شده بیشتر با روند ذوب‌بخشی همخوانی دارد. این نکته نشان‏‌دهندة نقش فرایند ذوب‌بخشی (صرف‌نظر از نوع خاستگاه) در پیدایش این گرانیت‏‌هاست. در کل، ماگمای گرانیتی مستقیماً از ذوب‌بخشی گوشته پدید نمی‌آید؛ زیرا در این صورت، تنها ماگماهای مافیک تا حد واسط پدید می‏‌آیند (Taylor and McLennan, 1985). همچنین، گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده مقدارهای بالایی ازSiO2 (8/63 تا 35/74 درصدوزنی) و مقدارهای کمی از MgO (03/0 تا 28/2 درصدوزنی) دارند. این ویژگی با پیدایش مستقیم آنها از گوشته سازگاری ندارد.

ذوب‌بخشی در محدودة پایداری پلاژیوکلاز (که با آنومالی‏‌های منفی Eu، Ba و Sr شناخته می‏‌شود) سازوکار مهمی برای پیدایش گرانیت‏‌های A-type دانسته شده است؛ اما سنگ‏‌های خاستگاه در این الگو، متنوع هستند. سنگ خاستگاه شاید دربردارندة موارد زیر باشد: باقیمانده (تفاله) گرانولیتی پوستة زیرین و غنی از F و Cl که مذاب‏‌های گرانیتی پیشتر از آن خارج شده‏‌اند (Collins et al., 1982; Clemens et al., 1986; Whalen et al., 1987)، گرانیت‏‌های I-type تونالیتی کم‌ژرفای پوسته‏‌ای (Skjerlie and Johnston, 1993; Patiño Douce, 1997)، خاستگاه آذرین کوارتز- فلدسپاتیک در شرایط اکسیدان (Dall’Agnol and de Oliveira, 2007)، خاستگاه آذرین کوارتز- فلدسپاتیک با ترکیب رسوب‌های دگرگون‌شده (Anderson and Morrison, 2005; Dall’Agnol et al., 2005; Dall’Agnol and de Oliveira, 2007) و در پایان، سنگ‏‌های توله‌ایتی پوستة زیرین (Frost et al., 2001; Dall’Agnol and de Oliveira, 2007).

هرچند الگوی ذوب تفالة گرانولیتی می‏‌تواند فوگاسیتة پایین آب و مقدار فراوان هالوژن در برخی گرانیت‏‌های A-type را توجیه کند؛ اما برخی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گرانیت‏‌های A-type (مانند FeOt/FeOt+MgO) را نمی‌تواند توجیه کند (Creaser et al., 1991; Frost and Frost, 1997; Wu et al., 2002). ذوب‌بخشی خاستگاه‌های آذرین با ترکیب رسوب‌های دگرگون‌شده می‏‌تواند برخی گرانیت‏‌های A-type احیایی را پدید آورد که از دیدگاه ترکیبی، پرآلومین هستند (Anderson and Morrison, 2005)؛ اما گرانیت‏‌های A-type منطقة بررسی‏‌شده، بیشتر متاآلومین هستند. به باور Bonin (2007)، مذاب‏‌های تجربیِ Patiño Douce (1997) در مقایسه با گرانیت‏‌های A-type تیپیک، مقدارهای بیشتری از CaO و نسبت K/Na داشته‏‌اند و دمای ذوب 950 درجة سانتیگراد در این ژرفا تا اندازه‌ای (کمتر از 4 کیلوبار) انتظارداشتنی نیست. همچنین، King و همکاران (1997) گرانیت‏‌های A-type متاآلومین و پرآلومین ضعیف را با نام گرانیت‏‌های A-type آلومین تعریف و پیشنهاد کرده‌اند این گرانیت‏‌ها نباید با گرانیت‏‌های A-type پرآلکالن در یک گروه دانسته شوند؛ زیرا این گروه از گرانیت‏‌ها ویژگی‌های مشخص و متفاوت شیمیایی، سنگ‌نگاری و صحرایی دارند. همراهی گرانیت‏‌های A-type آلومین و گرانیت‏‌های I-type شواهد مهمی را دربارة پیدایش گرانیت‏‌های A-type نشان می‌دهد.

مقدارهای نسبتاً بالای Na2O و K2O در گرانیت‏‌های A-type بررسی‏‌شده نشان‌دهندة وجود پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار یا بیوتیت در خاستگاه آنها است. افزون‌بر آن، آنومالی‏‌های منفی Sr همراه با مقدارهای بالای HREE در گرانیت‏‌های A-type نشان‌دهندة حضور پلاژیوکلاز و نبود گارنت در خاستگاه این سنگ‏‌هاست (Watkins et al., 2007). همچنین، نمودارهای شکل 12 این نکته را تأیید می‏‌کنند. محتوای بالای HFSE و HREE در گرانیت‏‌های A-type نشان می‏‌دهد این گرانیت‏‌ها از خاستگاهی کمابیش خشک پدید آمده‏‌اند (Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987). همچنین، محتوای بالای HREE در گرانیت‏‌های A-type نشان‌دهندة خاستگاهی غنی از پیروکسن است (Mark, 1999). با توجه به مقدارهای کمابیش کم Rb/Ba و مقدارهای بالای K/Rb در گرانیت‏‌های A-type، غنی‏‌شدگی از پتاسیم، نشان‏‌دهندة ذوب پتاسیم‌فلدسپار به‌جای بیوتیت است (Landenberger and Collins, 1996; Jiang et al., 2005). ویژگی‌های یادشده در گرانیت‏‌های A-type منطقة بررسی‏‌شده نیز دیده می‌شود. ازاین‌رو، همة این ویژگی‌های زمین‌شیمیایی به خاستگاه چارنوکیتی برای گرانیتوییدهای A-type اشاره دارند که در آن ترکیب‌های TTG آبگیری شده‏‌اند؛ اما هنگام رویداد فرایندهای حرارتی به‌صورت مذاب تهی‌شده در نیامده‏‌اند. چارنوکیت به سنگی گفته می‏‌شود که در پی رویداد فرایندهای دگرگونی پدید آمده و آبگیری شده است؛ اما از دیدگاه شیمیایی تهی نشده است. ذوب‌بخشی چارنوکیت به‌عنوان سازوکار پیدایش گرانیت‏‌های A-type در برخی بررسی‌های پیشنهاد شده است (Landenberger and Collins, 1996; Zhao et al., 2008). ذوب‌بخشی سنگ‏‌های پوسته‏‌ای برای پیدایش سنگ‏‌های گرانیتی نیازمند گرمای بیرونی است. پیشنهاد شده است زیرراندگی ماگمای مافیک گوشته‏‌ای ذوب‌بخشی سنگ‏‌های TTG و پیدایش ماگماهای I-type را به‌دنبال دارد. در همین زمان، سنگ‏‌های بالای خاستگاه ماگمای I-type به‌دنبال گرما و آبزدایی به چارنوکیت تبدیل می‏‌شوند. شرایط ذوب‌بخشی چارنوکیت آبگیری‌شده شاید با کشش پوسته‏‌ای و زیرراندگی ماگما در مقیاس بزرگ آسان می‏‌شود و گرانیت‏‌های A-type دما بالا و کم آب (خشک) را پدید می‏‌آورد. زیرراندگی بزرگ مقیاس ماگمای مافیک، معمولاً در ارتباط با پلوم‏‌های گوشته‏‌ای یا بالاآمدگی سست‌کره است. گرانیتوییدهای I-type پهنة سنندج- سیرجان بیشتر ویژگی‌های زمین‌شیمیایی ماگماهای کمان (arc- related) را دارند و پیدایش آنها در ارتباط با ماگماتیسم حاشیة فعال قاره‏‌ای در پی فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ورقة ایران مرکزی بوده است (Sepahi and Athari, 2006; Ahmadi Khalaji et al., 2007; Torkian et al., 2008; Mahmoudi et al., 2011; Maanijou et al., 2013; Yajam et al., 2015; Jamshidibadr et al., 2018).

همان‌گونه‌که گفته شد، گرانیت‏‌های A-type بررسی‏‌شده بیشتر در محدودة A2 جای گرفته‌اند. پیشنهاد شده است گرانیت‏‌های A2 در محیط‏‌های کششی post-collisional یا post-orogenic پدید می‏‌آیند و با گرانیت‏‌های A1 که در موقعیت‏‌های درون‌ورقه‏‌ای پدید می‏‌آیند متفاوت هستند. همچنین، با فاصله زمانی کوتاهی (10 تا 20 میلیون سال) پس از زمین‌ساخت فشارشی پدید می‏‌آیند (Eby, 1992, 2011).

به گفتة Yajamو همکاران (2015)، ماگماتیسم مرتبط با فرورانش، از ژوراسیک پیشین در جنوبی‌ترین توده‌های آذرین درونی پهنة سنندج- سیرجان آغاز شده و در ژوراسیک پسین، در توده‌های آذرین درونی خاور سنندج تا گلالی، با پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های مافیک (نزدیک به 160 میلیون سال پیش) ادامه یافته است. نفوذ ماگمای دما بالا با خاستگاه گوشته‏‌ای در افق‏‌های پوسته‏‌ای، گرادیان گرمایی را افزایش داده و سنگ‏‌های پوسته‏‌ای پی‌سنگ سنندج- سیرجان با ویژگی‏‌های ایزوتوپی نخستین و مشابه سپر عربین- نئوبین را دچار ذوب‌بخشی کرده است. در پهنة سنندج- سیرجان، فرایند برخورد دست‌کم تا زمان ائوسن به‌درازا کشیده است (Mohajjel and Fergusen, 2014).

به پیشهاد Azizi و Asahara (2013)، در زمان ژوراسیک پسین، یک کمان جزیره‏‌ای با پهنة سنندج- سیرجان برخورد کرده است. این رخداد نیز چه‌بسا انسداد حرکت ورقة فرورو و توقف فرورانش در این زمان را در پی داشته است. تغییر ماگماتیسم I-type به A-type در زمان ژوراسیک پسین در پهنة سنندج- سیرجان نشان‏‌دهندة آشفتگی و به‌هم‌ریختگی فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ورقة ایران مرکزی است. در این بازة زمانی، ماگماتیسم در منطقه کمرنگ شده و در پایان، در ژوراسیک پسین- کرتاسه پیشین، با توقف فرورانش نبود فرایندهای ماگمایی (gap) در این ناحیه از پهنة سنندج- سیرجان روی داده است (Yajam et al., 2015). همراهی گرانیت‏‌های I-type و A-type در این بخش از پهنة سنندج- سیرجان نشان‌دهندة تغییرات ژئودینامیک از زمین‌ساخت فشارشی (arc-magmatsim) به زمین‌ساخت کششی (back arc-magmatism) در پی فرایند عقب‌گرد ورقة فرورو (slab roll-back) است. ازاین‌رو، اختلاف زمین‌شیمیایی میان گرانیت‏‌های I-type و A-type نشان‌دهندة اختلاف محیط زمین‌ساختی آنهاست؛ به‌گونه‌ای‌که گرانیت‏‌های I-type مربوط به فشارش و گرانیت‏‌های A-type مربوط به کشش هستند (Yan and Shi, 2016). با توجه به همة داده‏‌های یادشده، الگوی ژئودینامیک جدیدی برای پیدایش گرانیت‏‌های A-type پیشنهاد می‏شود که شامل ذوب‌بخشی سنگ‏‌های چارنوکیتی پوستة زیرین در یک محیط زمین‌ساختی کششی (حوضه‏‌های کششیِ pull-apart) در سیستم فرورانش است (شکل 14). در این الگو، گرانیت‏‌های A-type متاآلومین، به‌دنبال ذوب‌بخشی سنگ‏‌های چارنوکیتی (به‌جای ذوب یک خاستگاه تونالیتی) پدید آمده‏‌اند. بدین‌گونه‌که ماگماتیسم حاصل از فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی ماگماهای مافیک با خاستگاه گوشته‏‌ای را پدید آورده است. این ماگماهای مافیک در بخش‏‌های زیرین پوسته، زیررانده شده‌اند و در پایان، ذوب‌بخشی سنگ‏‌های پوستة زیرین (شامل سنگ‏‌های TTG) و پیدایش ماگمای گرانیت‏‌های I-type در پهنة سنندج- سیرجان را به دنبال داشته‌اند. در این مرحله، به‌دنبال گرمایِ ماگماهای مافیک، سنگ‏‌های گرانولیتی پوستة زیرین ذوب شده‌اند و باقیماندة آنها که آبگیری شده است (اما تهی نشده است) به چارنوکیت تبدیل می‏‌شود. به دلایل گفته‌شده، رخداد عقب‌گرد ورقة فرورو (slab roll back) سبب بالاآمدگی سست‌کره و به دنبال آن، در بخش‏‌های زیرین پوسته کشش روی داده است. سپس، گرمایِ ماگماهای مافیک با خاستگاه گوشته‏‌ای، سنگ‏‌های چارنوکیتی پوستة زیرین را دچار ذوب‌بخشی کرده است و در پایان، گرانیتوییدهای A-type در یک رژیم زمین‌ساختی کششی در محیط حاشیة فعال قاره‏‌ای پدید آمده‌اند.

 


 

شکل 14- الگوی زمین‌ساختی پیشنهادی برای پیدایش گرانیت‏‌های A-type در منطقة گلالی- ورمقان در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان. A) در زمان ژوراسیک پسین، فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی سبب پیدایش ماگماهای مافیک با خاستگاه گوشته‏‌ای شده است که حرارت ناشی از این ماگماهای مافیک ذوب سنگ‏‌های TTG پوسته و پیدایش گرانیت‏‌های I-type را به‌دنبال داشته است (رژیم زمین‌ساختی فشارشی)؛ B) در زمان ژوراسیک پسین تا کرتاسه پیشین، عقب‌گرد ورقه فرورو بالاآمدگی سست‌کره و در پی آن، کشش در بخش پایینی پوسته را به‌دنبال داشته است (رژیم زمین‌ساختی کششی). در این مرحله، گرمای ناشی از ماگماهای مافیک گوشته‏‌ای سنگ‏‌های گرانولیتی پوستة زیرین را آبگیری کرده و آنها را به چارنوکیت تبدیل کرده است. در پایان، در پی ذوب‌بخشی سنگ‏‌های چارنوکیتی پوستة زیرین، گرانیت‏‌های A-type منطقة گلالی- ورمقان در یک موقعیت زمین‌ساختی کششی (حوضه کششی pull-apart) در پهنة فرورانش پدید آمده‏‌اند.

 

 

دربارة وجود سنگ‏‌های چارنوکیتی در پهنة سنندج- سیرجان (به‌ویژه در بخش شمالی) تا کنون گزارشی داده نشده است. همچنین، رخنمون سطحی این سنگ‏‌ها در منطقة بررسی‏‌شده نیز دیده نشده است؛ اما در این بررسی برپایة داده‏‌های زمین‌شیمیایی و همچنین، بررسی‌های انجام‌شده در مناطقی از جهان که از دیدگاه ساختاری قابل مقایسه با پهنة سنندج- سیرجان هستند، سنگ‏‌های چارنوکیتی به‌عنوان سنگ خاستگاه گرانیت‏‌های A-type دانسته شده‏‌اند. ازاین‌رو، گرانیت‏‌های A-type منطقة گلالی- ورمقان، نشان‌دهندة محیط کششی مرتبط با فرورانش هستند. از انواع محیط‏‌های زمین‌ساختی کششی مرتبط با سیستم‏‌های فرورانش می‏‌توان حوضه‏‌های pull-apart را نام برد. ساختار کششی این حوضه‏‌های زمین‌ساختی همراه با گسل‏‌های ژرف صعود و جایگیری ماگماهای گرانیتی در افق‏‌های پوسته‏‌ای را آسان می‏‌کند. گاه ممکن است این محیط‏‌های کششی، گسترش یابند و حوضه‏‌های back-arc قاره‏‌ای را ایجاد کنند (Yan et al., 2004). در ابتدا فرض بر این بود گرانیت‏‌های A-type در محیط‏‌های غیرکوهزایی پدید می‏‌آیند (Loiselle and Wones, 1979)؛ اما بررسی‌های بعدی نشان داده‏‌اند گرانیت‏‌های A-type می‏‌توانند در موقعیت‏‌های ژئودینامیک مختلفی از درون‌ورقه‏‌ای تا مرز صفحه‌ها پدیدار شوند (Bonin, 2007). ازاین‌رو، گرانیت‏‌های A-type گلالی- ورمقان در پهنة سنندج- سیرجان نمایندة گرانیت‏‌های A-type باشند که در ارتباط با زمین‌ساخت کششی در محیط‏‌های فرورانشی هستند. پس گرانیت‏‌های A-type شاخص محیط‏‌های غیرکوهزایی (anorogenic) نیستند؛ بلکه، نمایانگر محیط‏‌های کشش ناحیه‏‌ای هستند (Zhao et al. 2008).

 

برداشت

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت کانی‏‌های اصلی سازندة گرانیت‏‌های منطقة گلالی- ورمقان هستند. از مهم‌ترین کانی‏‌های مافیک در این سنگ‏‌ها آمفیبول (هورنبلند) و بیوتیت نام برده می‌شوند. آپاتیت، اسفن (تیتانیت)، زیرکن و اکسیدهای آهن نیز کانی‏‌های اتفاقی هستند. در نمودارهای زمین‌شیمیایی نامگذاری سنگ‏‌های آذرین درونی، این سنگ‏‌ها در محدوده گرانیت و آلکالی‌فلدسپار گرانیت جای می‌گیرند. ترکیب کانی‏‌شناسی و ویژگی‌های بافتی این گرانیت‏‌ها، تا اندازة بسیاری یکسان است. این نکته نشان‏‌دهندة ارتباط زایشی میان آنهاست. گرانیت‏‌های گلالی- ورمقان، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گرانیت‏‌های A-type را نشان می‏‌دهند و برپایة نمودار‏‌های زمین‌شیمیایی به گرانیت‏‌های A-type و زیرگروه A2- type متعلق هستند. این گرانیت‏‌ها، بیشتر سرشت ماگمایی شوشونیتی و کالک‌آلکالن پتاسیم بالا دارند و برپایة شاخص اشباع از آلومینیم در گروه گرانیت‏‌های متاآلومین جای می‌گیرند. برپایة نمودار‏‌های زمین‌ساختی، گرانیت‏‌های منطقة گلالی- ورمقان بیشتر در محدودة مشترک گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی و گرانیت‏‌های درون‌ورقه‏‌ای جای می‌گیرند که این نکته نشان‏‌دهندة پیدایش آنها در یک سیستم post-orogenic است. در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای فرعی و همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب (REEs) بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت، آنومالی‏‌های منفی عنصرهایی مانند Ba، Sr، Eu، P و Ti دیده می‌شود. افزون‌بر آن، غنی‏‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) و عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) و HREE نیز نشان‌دهندة وجود خاستگاهی پوسته‏‌ای برای گرانیت‏‌های بررسی‏‌شده و پیدایش ماگمای خاستگاه آنها در محدودة پایداری پلاژیوکلاز و بی‌حضور گارنت است. ازاین‌رو، برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گرانیت‏‌های A-type و همچنین، موقعیت زمین‌ساختی منطقة گلالی- ورمقان و نیز همراهی گرانیت‏‌های A-type با گرانیت‏‌های I-type در محیط زمین‌ساختی فعال حاشیة قاره‏‌ای، پیشنهاد می‏‌شود سنگ خاستگاه ماگمای این گرانیت‏‌ها ترکیب چارنوکیتی داشته است. گرانیت‏‌های I-type به‌دنبال ذوب‌بخشی سنگ‏‌های پوستة زیرین در محیط کمان آتشفشانی پدید آمده‌اند و پیدایش آنها در ارتباط با ماگماتیسم فشارشی کمان بوده است؛ اما گرانیت‏‌های A-type از ذوب‌بخشی سنگ‏‌های چارنوکیتی پوستة زیرین که به‌دنبال زیرراندگی ماگماهای مافیک گوشته‏‌ای آبگیری شده‏‌اند، پدید آمده‏‌اند. پیدایش گرانیت‏‌های A-type در ارتباط با ماگماتیسم کششی در سیستم فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی پیامد عقب‌گرد ورقة فرورو بوده است. ازاین‌رو، تغییر رژیم زمین‌ساختی فشارشی به رژیم زمین‌ساختی کششی در زمان ژوراسیک پسین- کرتاسه پیشین، عامل پیدایش گرانیت‏‌های A-type در این ناحیه از پهنة سنندج- سیرجان بوده است. چنین موقعیت زمین‌ساختی کششی به احتمال بالا می‏‌تواند در ارتباط با حوضه‏‌های کششی pull-apart باشد.

 
Ahmadi Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M. V. and Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 29: 859-877.
Alavi, M. (1980) Tectono-stratigraphic evolution of the Zagrosides of Iran. Geology 8: 144-149.
Alavi, M. (1994) Tectonics of Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretation. Tectonophysics 229: 211–238.
Anderson, J. L. and Morrison, J. (2005) Ilmenite, magnetite, and peraluminous Mesopro-terozoic anorogenic granites of Laurentia and Baltica. Lithos 80(1-4): 45–60.
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.
Azizi, H., Asahara, Y., Mehrabi, B. and Chung, S. L. (2011) Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of high-K granite from the Suffi abad area, Sanandaj– Sirjan Zone, NW Iran. Chemie der Erde (Geochemistry) 71: 363– 376.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.
Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. Blackwell Publishing Company, 2nd edition, Malden, USA.
Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: evolution of a concept, problems and prospects. Lithos 97: 1 –29.
Boynton, W. W. (1984) Geochemistry of the rare earth element: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 2: 89–92. Developments in Geochemistry, Elsevier.
Chen, J. F. and Jahn, B. M. (1998) Crustal evolution of southeastern China: Nd and Sr isotopic evidence. Tectonophysics 284: 101–133.
Clarke, B. D. (1992) Granitoid rocks. Chapman and Hall Publisher, London, UK.
Clemens, J. D., Holloway, J. R. and White, A. J. R. (1986) Origin of an A-type granite: experimental constraints. American Mineralogists 71: 317–324.
Coban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision-and extension-related provinces: A comparison between eastern, central western Anatolia. Earth Scinences Review 80: 219-238.
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. George Allen and Unwin, London, UK.
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.
Dall’ Agnol, R. and 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, Teixeira, N. P., Ramo, O. T., Moura, C. A. V., Macambira, M. J. B. and de Oliveira, D. C. (2005) Petrogenesis of the Paleoproterozoic rapakivi A-type granites of the Archean Carajas metallogenic province, Brazil. Lithos 80(1–4): 101–129.
Eby, G. N. (1990) The A-type granitoids: a review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos 26: 115–134.
Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids; petrogenetic and tectonic implic ations. Geology 20: 641– 644.
Eby, G. N. (2011) A-type granites: magma sources and their contribution to the growth of the continental crust. Seventh Hutton Symposium on granites and related rocks, abstract volume, 50-51.
Eshraghi, S. A., Jafarian, M. B. and Eghlimi, B. (1996a) 1:100000 Geological Map of Gorveh. Geological Survey of Iran.
Eshraghi, S. A., Jafarian, M. B. and Eghlimi, B. (1996b) 1:100000 Geological Map of Sonqor. Geological Survey of Iran.
Frost, B. R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42: 2033-2048.
Frost, C. D. and Frost, B. R. (2011) On Ferroan (A-type) granitoids: their compositional variability and modes of origin. Journal of Petrology 52: 39-53.
Frost, C. D. and Frost, B. R. (1997) Reduced rapakivi-type granites: the tholeiite connection. Geology 25: 647–650.
Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26: 683-693.
Ginibre, C. and Wörner, G. (2007) Variable parent magmas and recharge regimes of the Parinacota magma system (N. Chile) revealed by Fe, Mg and Sr zoning in plagioclase. Lithos 98(4): 118-140.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.
Hosseiny, M., Mosawery, F. and Karimynia, M. (1999) 1:100000 Geological Map of Ghorveh. Geological Survey of Iran.
Hyndman, D. W. (1985) Petrology of Igneous and Metamorphic Rocks. McGraw-Hill Book Company, New York, US.
Jamshidibadr, M., Collins, A. S., Salomao, G. N. and Costa, M. (2018) U-Pb zircon ages, geochemistry and tectonic setting of felsic and mafic intrusive rocks of Almogholagh complex, NW Iran. Period Mineral 87: 21-53.
Jiang, Y. -H., Ling, H. -F., Jiang, S. -Y., Fan, H. -H., Shen, W. Z. and Ni, P. (2005) Petrogenesis of a late Jurassic peraluminous volcanic complex and its high-Mg, potassic, quenched enclaves at Xiangshan, Southeast China. Journal of Petrology 46: 1121–1154.
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.
Kong, H. (2018) Co-development of Jurassic I-type and A-type granites in southern Hunan, South China: Dual control by plate subduction and intraplate mantle upwelling. Chemie der Erde (Geochemistry) 78(4): 500-520.
Landenberger, B. and Collins, W. J. (1996) Derivation of A-type Granites from a Dehydrated Charnockitic Lower Crust: Evidence from the Chaelundi Complex, Eastern Australia. Journal of Petrology 37: 145–170.
Loiselle, M. C. and Wones, D. R. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America Abstract with Programs 11: 468.
Maanijou, M., Aliani, F., Miri, M. and Lentz, D. R. (2013) Geochemistry and petrology of igneous assemblage of Qorveh area, west Iran. Chemie der Erda (Geochemistry) 73: 181-196.
Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U-Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 41: 238-249.
Mark, G. (1999) Petrogenesis of Mesoproterozoic K-rich granitoids, southern Mt Angelay igneous complex, Cloncurry district, northwest Queensland. Australian Journal of Earth Sciences 46: 933–949.
McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223 – 253.
Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2000) Dextral transpression in late cretaceous continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Structural Geology 22: 1125–1139.
Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros Orogen in northwestern Iran. International Geology Review 56(3): 263-287.
Monfaredi, B., Hauzenberger, C., Neubauer, F., Schulz, B., Shakerardakani, F., Genser, J. and Halama, R. (2016) Reconstruction of the metamorphic evolution of the Hamadan high-grade metapelites, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Geophysical Research Abstracts, EGU General Assembly, Vienna, Austria, 17–22.
Moreno, J. A., Molina, J. F., Montero, P., Abu Anbar, M., Scarrow, J. H., Cambeses, A., and Bea, F. (2014) Unraveling sources of A-type magmas in juvenile continental crust: Constraints from compositionally diverse Ediacaran post-collisional granitoids in the Katerina Ring Complex, southern Sinai, Egypt. Lithos 192: 56-85.
Niu, X., Chen, B. and Xu, M. (2011) Petrogenesis of the Dengzhazi A-type plu-ton from the Taihang– Yanshan Mesozoic orogenic belts, North China Craton. Journal of Asian Earth Sciences 41: 133–146.
Patiño Douce, A. E. (1997) Generation of metaluminous A-type granites by low-pressure melting of calc-alkaline granitoids. Geology 25: 743–746.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Treca element discrimination diagrams for granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.
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: 63-81.
Sarjoughian, F., Kananian, A., Hashchke, 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(3): 387-404
Sepahi, A. A. and Athari, S. F (2006) Petrology of major granitic plutons of the northwestern part of Sanandaj–Sirjan metamorphic belt, Zagros Orogen, Iran: with emphasis on A-type granitoids from SE Saqqes area. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen 183: 93–106.
Shahbazi, H., Siebel, M., Ghorbani, M., Pourmoafi, M., Sepahi, A. A., Vosoughi Abedini, M. and Shang C. K. (2015) The Almogholagh pluton, Sanandaj-Sirjan zone, Iran: geochemistry, U-(Th)-Pb titanite geochronology and implications for its tectonic evolution. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen 192(1): 85-99.
Shand, S. J. (1943) The eruptive rocks. 2nd edition. New York, John Wiley, US.
Shellnutt, J. G. and Zhou, M. F. (2007) Permian peralkaline, peraluminous and metaluminous A-type granites in the Panxi district, SW China: their relationship to the Emeishan mantle plume. Chemical Geology 243: 286–316.
Skjerlie, K. P. and Johnston, A. D. (1993) Fluid-absent melting behavior of an F-rich tonalitic gneiss at mid-crustal pressures: Implications for the generation of anorogenic granites. Journal of Petrology 34: 785–815.
Sun, H. S., Li, H., Dani šík, M., Xia, Q. L., Jiang, C. L., Wu, P., Yang, H., Fan, Q. R. and Zhu, D. S. (2017) U –Pb and Re –Os geochronology and geochemistry of the Donggebi Mo de-posit, Eastern Tianshan, NW China: insights into mineralization and tectonic setting. Ore Geology Reveiw 86: 584-599.
Sun, Y., Ma, C., Liu, Y. and She, Z. (2011) Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of late Triassic aluminous A-type granites in southeast China. Journal of Asian Earth Sciences 42: 1117–1131.
Sylvester, P. J. (1998) Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos 45(1): 29-44.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford Press, Blackwell, UK.
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.
Wang, T., Jahn, B. M., Victor, P. K., Tong, Y., Hong, D. W. and Han, B. F. (2009) Nd–Sr isotopic mapping of the Chinese Altai and implications for continental growth in the Central Asian Orogenic Belt. Lithos 110(1-4): 359-372.
Watkins, J., Clemens, J., and Treloar, P. (2007) Archaean TTGs as sources of younger granitic magmas: melting of sodic metatonalites at 0. 6– 1. 2 GPa. Contributions to Mineralogy and Petrology 154: 91–110.
Weaver, B. L. and Tarney, J. (1984) Estimating the composition of the continental crust: an empirical approach. Nature 310: 575–577.
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: 185-187.
Wu, F. Y., Sun, D. Y., Li, H., Jahn, B. M. and Wilde, S. (2002) A-type granites in northeastern China: age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology 187: 143–173.
Yajam, S., Montra, 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 an Sr and Nd isotope evidence. Geologica Acta 13: 25-43.
Yan, Q. R., Hanson, A. D., Wang, Z. Q., Druschke, P. A., Yan, Z., Wang, T., Liu, D. Y., Song, B., Pan, P., Zhou, H. and Jiang, C. F. (2004) Neoproterozoic subduction and rif ting on the northern margin of the Yangtze Plate, China: Implications for Rodinia reconstruc-tion. International Geology Review 46: 817–832.
Yan, Q. S. and Shi, X. F. (2016) Geochronology of the Laoshan granitic complex in eastern China and its tectonic implications. Geological Journal 51(S1): 137–148.
Zhang, C. L. and Zou, H. B. (2013) Comparison between the Permian mafic dykes in Tarim and the western part of Central Asian Orogenic Belt (CAOB), NW China: implications for two mantle domains of the Permian Tarim Large Igneous Province. Lithos 174: 15-27.
Zhao, K. D., Jiang, S. Y., Yang, S. Y., Dai, B. Z. and Lu, J. J. (2012) Mineral chemistry, trace elements and Sr– Nd–Hf isotope geochemistry and petrogenesis of Cailing and Furong granites and ma fi c enclaves from the Qitianling batholith in the Shi-Hang zone, South China. Gondwana Research 22: 310–324.
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.