Petrology and tectono-magmatic setting of Zorrati granitoid, southwest of Birjand (East of Lut block)

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

2 Associated Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

3 Associated Professor, Department of Geology, University of Zanjan, Zanjan, Iran

4 Associated Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

5 , Department of Geology, University of Zanjan, Zanjan, Iran

Abstract

The Zorrati granitoid (ZG) pluton exposed on the eastern edge of the Lut block trending north-south. The Lut block surrounded in the north by the Darone fault, in the south by the Jazmurian fault and in the east and  the  west by Nahbandan and Naiband faults respectively (Naderi Miqan and Akrami, 2006).
 A number of  investigations have been carried out  by various researchers regarding  how and when the magmatism and volcanism of the Lut Block was initiated among which Eftekharnezhad (1980) can be notable, who predicted the subduction of the oceanic crust towards the west and under the Lut Block based on the volume and time distribution. Saccani et al. (2010) suggested that the subduction of the oceanic crust took place towards the east and under the Afghan block. The closest intrusive bodies to the Zorrati granitoid are the Shah Kouh granitoid, the Deh Salam granitoid, the Chahar Farsakh granitoid, and the Sefidkoh granitoid.
Regional Geology
This dominant rocks of the pluton under study are  biotite tonalite and syenogranite-alkali feldspar granite together with biotite and tourmaline porphyritic granodiorite, and granite. The ZG consisting of igneous and metasediment enclaves as well as felsic veins and dykes. According to several studies including field observations, petrology, and geochemical studies the rock units make up the studied pluton have possibly different origins.
Materials and methods
For lithological and geochemical investigations of the Zorrati granitoid pluton and its tonalitic enclaves, after microscopic studies, 11 fresh samples were selected and sent to the Institute of Geology and Geophysics of the Chinese Academy of Sciences for XRF and ICP-MS analyses.
Petrography
The constituent minerals of the granitoid rocks are quartz, plagioclase, microcline, orthoclase, biotite, muscovite and tourmaline.
Whole Rock Chemistry
The Zorrati granitoid (ZG) is a high potassium calc-alkaline, peraluminous, and S-type granitoid. Trace element plots show at least two trends, which probably point to  different origins for the rock units forming this pluton. The studied rocks are Rb, Th, U, K, and Pb enrichment and depleted in Nb, Sr, P, Ti, and Zr, indicative of the crustal origin of the relevant magmas in a collision zone. Tourmaline porphyritic granodiorite and syenogranite-alkali feldspar granite were formed by melting a clay-rich metapelitic protolith with upper crust origin due to muscovite dehydration without the intervention of the mantle in a continental collision zone. Porphyritic biotite granodiorite along with granite, biotite tonalite, and igneous enclaves were formed by melting of a metagreywacke-poor clay protolith with upper crustal origin due to biotite dehydration without the intervention of the mantle in a collision and a post-collision settings, respectively. Water pressure of ≥5 kbar and temperature of 650 to 700 °C were estimated for the tourmaline-biotite porphyritic granodiorites and the syenogranite-alkali feldspar granite. Likewise, temperature of ~775 °C was determined for the granite, biotite tonalite and igneous enclaves.
Discussion
Biotite tonalite and syenogranite to alkali feldspar granite units are the two main and large granitoid units  covering most of the area. The other units including granite, biotite, and tourmaline porphyritic granodiorite along with dikes and aplitic and pegmatite veins show high potassium and peraluminous calc-alkaline series related to S-type granites. The remarkable features of these rocks are  of the Rb, Th, U, K, Pb enrichment and the Nb, Sr, P, Ti, and Zr depletion as well as having  different origins and different tectonic environment. For example, the tourmaline-bearing porphyritic granodiorite and syenogranite to alkali feldspar granite were originated by melting of a metapelitic clay-rich source in the upper crust without mantle intervention, in a collisional tectonic environment while  muscovite dehydration plays a significant role. Biotite-bearing porphyritic granodiorite along with granite, biotite-bearing tonalite, and its enclaves formed by melting of a plagioclase-rich metagreywacke in the upper crust without mantle interference, in a collisional and post-collisional tectonic environment, respectively, while dehydration of biotite was involved in their formation. According to their lithological, geochemical, tectonic characteristics and different origin, like the other granitoids in this part of the Lut block (Moradi Noghondar et al., 2012), two different ages of the Middle Jurassic (biotite-bearing tonalite) and the Eocene - Oligocene (syenogranite - alkali feldspar granite) can be suggested for the Zorrati granitoid (ZG) pluton.
 
 
References
Eftekharnezhad, J. (1980) Division of Different Part of Iran Base on Structural Position in Related to Sedimentary Basins. Journal of Iranian Petroleum Association, 82(1), 19-28 (in Persian).
Moradi Noghondar, M., Karimpour, M. H., Farmer, L. and Stern, Ch. (2012) Geochemistry of Rb-Sr and Sm-Nd isotopes, U-Pb zircon geochronology, and petrogenesis of Najmabad Granodiorite- granite batholith, Gonabad. Journal of Economic Geology, 2 (3), 127- 145.
Naderi Miqan, N., Akrami, M. (2006) Geology map of Chah Dashi, scale 1/100000. Geological Survey of Iran (in Persian).
Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L. and Amini, S. A. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): Implication for the evolution of the Sistan ocean. Lithos, 117, 209-228.
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

سنگ‌های گرانیتوییدی با توجه به محیط زمین‌ساختی که در آن پدید می‌آیند به دو گروه مهم دسته‌بندی می‌شوند: گرانیتوییدهای پدیدآمده در کمربندهای چین‌خورده (گرانیتوییدهای نوع کوهزایی) و گرانیتوییدهای مرتبط با گسلش‌های مهم راستالغز (گرانیتوییدهای غیرکوهزایی) (Whalen et al., 1987; Blatt et al., 2006; Bonin, 2007). گرانیتویید ذرتی از توده‌های آذرین درونی مهم در خاور بلوک لوت است. بلوک لوت با روند شمالی- جنوبی، در شمال با گسل درونه، در خاور با گسل نهبندان، در باختر با گسل نایبند و در جنوب با گسل جازموریان فراگرفته شده است. فعالیت‌های ماگمایی گسترده در این بلوک از ژوراسیک آغاز و در ترشیری به اوج خود رسیده‌اند. از میان آنها می‌توان سنگ‌های آتشفشانی- نفوذی ترشیر (ائوسن- الیگوسن) را نام برد که محدودة پهناوری به بزرگی 400 ×300 کیلومتر را دربر گرفته‌اند (Pang et al., 2013). در مورد چگونگی و زمان پیدایش ماگماتیسم و ولکانیسم در بلوک لوت تا کنون پژوهشگران مختلف بررسی‌هایی را انجام داده‌اند که از میان آنها می‌توان افتخارنژاد (Eftekharnezhad, 1980) نام برد. برپایة حجم و پراکندگی زمانی و مکانی ولکانیسم و پلوتونیسم در بلوک لوت، افتخارنژاد (Eftekharnezhad, 1980) فرورانش پوستة اقیانوسی به‌سوی باختر و به زیر بلوک لوت را پیشنهاد داده است. ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2010) با توجه به توالی افیولیتی در خاور بلوک لوت با بلوک افغان و فعالیت‌های ماگماتیسمی که در بلوک افغان دیده می‌شود فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر بلوک افغان را پیشنهاد کرده‌اند. به باور ساکانی و همکاران (Saccani et al., 2010)، فرورانش پوستة اقیانوسی به‌سوی خاور و به زیر بلوک افغان روی داده است. در پهنة لوت توده‌های گرانیتوییدی فراوانی رخنمون پیدا کرده‌اند. مونزونیت نجم‌آباد در جنوب گناباد (Moradi Noghondar et al., 2012a, 2012b)، توده‌های گرانیتوییدی ماهور در باختر نهبندان (Miri Bydokhti et al., 2014)، گرانیت‌های منطقة کوه سرهنگی در شمال‌باختری بلوک لوت (Nozaem et al., 2015)، گرانیتوییدهای منطقة کیبرکوه در جنوب‌باختری خواف (Salati et al., 2015)، سنگ‌های آذرین درونی باتولیت بزمان (Ghodsi et al., 2016) و گرانیتوییدهای منطقة حنار در جنوب بیرجند (Omidianfar et al., 2018) از شمار این گرانیتوییدها هستند. گرانیتویید شاه‌کوه (Esmaeily et al., 2005)، گرانیتویید ده‌سلم (Arjmandzadeh and Santose, 2014)، گرانیتویید کوه ریگی (Ghonjalipour et al., 2016)، گرانیتویید چهارفرسخ (Biabangard et al., 2016) و گرانیتویید سفیدکوه (Toulabi Nejad et al., 2017) از نزدیک‌ترین توده‌های آذرین درونی به تودة گرانیتوییدی ذرتی به‌شمار می‌روند. بررسی‌های صحرایی، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیاییِ این پژوهش نشان می‌دهند واحدهای سازندة این توده تفاوت‌های صحرایی، سنگ‌شناسی، زمین‌شیمیایی، زمین‌ساختی دارند و احتمالاً خاستگاه آنها متفاوت است. در این نوشتار تلاش شده است همة این موارد کاملاً بررسی شوند.

 

زمین‌شناسی منطقه

گرانیتویید ذرتی شامل دو تودة اصلی (بزرگ‌) و تودة کوچک‌تری است که در خاور تودة اصلی رخنمون دارند. این تودة گرانیتوییدی با روند شمالی- جنوبی در خاور بلوک لوت جای دارد (شکل 1). در بخش‌های شمالی تا مرکزی این تودة آذرین درونی، واحدهای آلکالی‌فلدسپار گرانیت، سینوگرانیت، گرانیت، گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار، کوارتز سینیت بیوتیت‌دار، رگه‌های آپلیتی با ترکیب مونزوگرانیتی، رگه‌های پگماتیتی تورمالین‌دار، رگه‌های سیلیسی و دایک‌هایی با ترکیب سینوگرانیتی، سینوگرانیتی تورمالین‌دار، گرانیتی و داسیتوییدی به سن ائوسن تا الیگوسن (Naderi Miqan and Akrami, 2006) دیده می‌شوند.

 

 

 

 

 

شکل 1. A) جایگاه منطقة ذرتی در نقشة سادة پهنه‌های ساختاریِ ایران (برگرفته از Shirdashtzadeh et al, 2020)؛ B) نقشة زمین‌شناسی منطقة ذرتی (با تغییراتی از نادری‌میقان و اکرمی (Naderi Miqan and Akrami, 2006) و موقعیت نمونه‌های برداشت‌شده

Figure 1. A( The location of the Zorrati region in the simplified map of structural zones of Iran (from Shirdashtzadeh et al, 2020); B) The geological map of the Zorrati area (modified after Naderi Miqan and Akrami, 2006) and the location of the study samples.

 

 

در بخش‌های یادشده، این توده تقریباً هموار است و ارتفاع بسیار کمی دارد (حداکثر تا 10 متر) (شکل‌های 2- A و 2- B) و رخنمون‌های سنگی در این منطقه به‌ندرت دیده می‌شوند. بیشتر توده‌ها بسیار دگرسان‌ شده‌ و با ماسة بادی پوشانده شده‌اند. در بخش‌هایی از این تودة آذرین درونی که واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت رخنمون دارند هیچ واحد دیگری دیده نمی‌شود؛ مگر در بریدگی‌های عرضی این توده و یا در بخش‌هایی که با رودخانه‌های فصلی بریده شده‌اند. در این بخش‌ها، گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار (شکل‌های 2- C و 2- D)، گرانیت، سینوگرانیت در بخش‌های زیرین و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در بخش‌ بالایی رخنمون یافته‌اند (شکل‌های 2- A و 2- C). اندازة درشت‌بلورهای فلدسپار در واحد گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار به چند سانتیمتر می‌رسد (شکل 2- E) و انکلاوهای رسوبی دگرگون‌شده در آن دیده می‌شوند (شکل 2- F).

از دیدگاه ترکیب سنگ‌شناختی و ویژگی‌های صحرایی، بخش‌های جنوبی این گرانیتویید، افزون‌بر موارد یادشده، شامل تونالیت بیوتیت‌دار، گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار و انکلاوهای آذرین است. بخش‌های جنوبی این گرانیتویید ارتفاع بسیار بیشتری نسبت به بخش‌های شمالی آن نشان می‌دهند (شکل 2- G). همچنین، رنگ آنها به تیره گرایش دارد و در نمونه‌های دستی کانی‌های کوارتز، فلدسپار و میکا به‌خوبی دیده می‌شوند. این بخش از گرانیتویید ذرتی (بخش جنوبی) در کنار واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت به رنگ صورتی تا سرخ روشن، به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 2- G). دایک‌هایی که در صحرا به رنگ صورتی هستند این توده را قطع کرده‌اند. انکلاو‌های درون این توده از نوع آذرین هستند (شکل 2- H). مرز واحد تونالیت بیوتیت‌دار با واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت مرز واضحی نیست؛ بلکه به‌صورت درهم‌تنیده و آمیخته است (شکل 2- I)؛ به‌گونه‌ای که گمان می‌رود واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در واحد تونالیت بیوتیت‌دار نفوذ کرده است.

افزون‌بر توده اصلی، توده‌های‌ دیگری در خاور آن و تا فاصلة نزدیک به 15 -2 کیلومتری قرار دارند (شکل 1) که همانند تودة اصلی، یک بخش گرانیتی در زیر و یک بخش سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در بالا دارند. بخش‌هایی از مجموعه‌های گرانیتوییدی ترکیب کوارتز سینیت نشان می‌دهند و با رنگ تیرة خود از گرانودیوریت پورفیروییدی، گرانیت و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت شناخته می‌شوند.

 

 

 

شکل 2. A) نمایی از واحدهای گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار (بخش پایینی) و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت (بخش بالایی) در محل بریدگی‌های عرضی توسط رودخانه‌های فصلی در شمال تودة گرانیتوییدی ذرتی (دید رو به باختر)؛ B) واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در محل بریدگی توسط رودخانه‌های فصلی در جنوب تودة گرانیتوییدی ذرتی (دید رو به شمال‌باختر)؛ C) واحدهای گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار (بخش پایینی) و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت (بخش بالایی)؛ D) واحد گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار که رگه آپلیتی آن را قطع کرده است؛ E) درشت‌بلورهای فلدسپار در واحد گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار؛ F) انکلاو رسوبی دگرگون‌شده و درشت‌بلورهای فلدسپار در واحد گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار؛ G) نمایی از گرانیتویید ذرتی بر فراز واحد تونالیت بیوتیت‌دار که در آن واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در انتهای تصویر نشان داده شده‌اند (دید رو به شمال‌باختر)؛ H) انکلاو آذرین در واحد تونالیت بیوتیت‌دار؛ I) نمایی از مرز میان واحدهای تونالیت بیوتیت‌دار و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت که مرز میان آنها به‌صورت درهم‌آمیخته و درهم‌تنیده است؛ J) نمایی از واحد تونالیت بیوتیت‌دار که رسوب‌های ماسة بادی آن را پوشانده‌اند؛ K) نمایی از ماسه‌سنگ‌های دگرگون‌شده در مرز با واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت (باختر گرانیتویید ذرتی)؛ L) نمایی نزدیک از قطعه‌ای از ماسه‌سنگ‌های دگرگون شده

Figure 2. A( View of biotite porphyritic granodiorite units (lower part) and syenogranite-alkali feldspar granite (upper part) at the site of transverse incisions by seasonal rivers in the north of the Zorrati granitoid pluton (View to the west); B) Syenogranite-alkali feldspar granite unit at the incision site by seasonal rivers in the south of the Zorrati granitoid pluton (View to the northwest); C) Biotite porphyritic granodiorite (lower part) and syenogranite-alkali feldspar granite units (upper part); D) A biotite porphyritic granodiorite unit cut by an aplitic vein; E) Feldspar macrocrystals in biotite porphyritic granodiorite unit; F) Surmicaceous enclave and feldspar macrocrystals in biotite porphyritic granodiorite unit; G) View of Zorrati granitoid above biotite tonalite unit that show the syenogranite-alkali feldspar granite unit at the bottom of the image (View to the northwest); H) Igneous enclave in biotite tonalite unit; I) View of the boundary between biotite tonalite and syenogranite-alkali feldspar granite units, that the boundary between them is intertwined; J) View of the biotite tonalite unit covered by windy sand sediments; K) View of metamorphic sandstones at the boundary with the syenogranite-alkali feldspar granite unit (west of Zorrati granitoid); L) A close-up view of a piece of metamorphic sandstone.

 

 

شکل 2. ادامه.

Figure 2. Continued.

 

 

در بخش‌های جنوبی و جنوب‌خاوری با وجود رسوب‌های کواترنری و ماسة بادی (شکل 2- J) در مرز واحد تونالیت بیوتیت‌دار با واحدهای رسوبی کنار آن، نشانه‌ای از رویداد دگرگونی همبری دیده نمی‌شود. این نکته نشان می دهد سن واحدهای رسوبی از تودة گرانیتوییدی ذرتی کمتر است؛ اما در باختر این تودة آذرین درونی، گرمای نفوذ این توده (واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت)، ماسه‌سنگ‌های هم‌مرز آن را دگرگون کرده است (شکل‌های 2- K و 2- L).

در این نوشتار، بخش‌های جنوب‌خاوری تودة گرانیتوییدی ذرتی (که در نقشة زمین‌شناسی 100000/1 چاه‌داشی (Naderi Miqan and Akrami, 2006) آلکالی‌گرانیت نامیده شده‌اند) به‌ تونالیت بیوتیت‌دار و گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار و کنگلومراهای باختر توده به‌ ماسه‌سنگ‌های دگرگون‌شده تغییر نام داده شدند. همچنین، دیگر بخش‌های آلکالی‌گرانیت‌ها به گرانودیوریت، گرانیت و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت و بخش‌های گرانودیوریتی و گرانیتی این نقشه به تونالیت بیوتیت‌دار و گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار اصلاح و نامگذاری شده‌اند.

آهک‌های خاکستری نومولیت‌دار همراه با شیل‌های زرد تا سفید رنگ به سن ائوسن (Naderi Miqan and Akrami, 2006) در جنوب منطقه، در سمت جنوب تا جنوب‌خاوری گرانیتویید ذرتی دیده می‌شوند. گسل‌های با راستاهای مختلف این سنگ‌ها را قطع کرده‌اند. کنگلومراهای زرد رنگ به سن نئوژن در خاور منطقة ذرتی دیده می شوند. نهشته‌های کواترنری حجم چشمگیر و گسترده‌ای دارند و بیشتر شامل نهشته‌های بادی و به‌مقدار کمتر رسوب‌های رودخانه‌ای هستند. رسوب‌های تراستی قدیمی (بخش سفید رنگ نقشه در شکل 1) بیشترین مساحت منطقة ذرتی را دربر گرفته‌اند. نهشته‌های آبرفتی قدیمی در برگیرندة نهشته‌ها و پادگانه‌های کهن به شکل پادگانة آبرفتی مرتفع با حالت افقی هستند که دچار رخداد زمین‌ساختی مؤثری نشده‌اند.

توف‌های آندزیتی به رنگ سرخ روشن تا تیره به‌همراه آندزیت در جنوب تا جنوب‌خاوری گرانیتویید ذرتی دیده می‌شوند. این توف‌ها دربردارندة توف‌های سنگی گوناگون، تبلور دوباره‌یافته و کربناتی متوسط تا ضخیم لایه هستند. در این توف‌ها، دگرریختی با پدیدة دگرسانی از نوع آرژیلیتی و کلریتی‌شدن همراه است. در جنوب منطقة ذرتی، آگلومراهای تیره تا خاکستری تیره همراه با میان‌لایه‌هایی از توف‌های لاپیلی در جنوب تا جنوب‌خاوری گرانیتویید ذرتی رخنمون دارند که همانند دیگر سنگ‌های این منطقه، گسل‌هایی با راستاهای مختلف در آنها دیده می‌شوند. در آگلومراها میان‌لایه‌های اندک لاپیلی توف دیده می‌شوند که به‌گونة دگرشیب با وقفة زمانی نسبت به واحدهای ائوسن جای گرفته و شاید در ائوسن پایانی پدید آمده‌اند.

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی روی سنگ‌های تودة گرانیتوییدی ذرتی و انکلاوهای تونالیتی آن، پس از بررسی‌های میکروسکوپی، از میان نمونه‌های صحرایی برداشت‌شده، شمار 11 نمونه از سالم‌ترین آنها برگزیده شدند و برای آنالیزهای XRF [1] و ICP-MS[2] به موسسة زمین‌شناسی و زمین‌فیزیک آکادمی علوم چین ([3]IGG-CAS) فرستاده و تجزیه و تحلیل شدند. داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند. تراشه‌های سنگی در آسیاب عقیق[4] پودر شدند. سپس ترکیب عنصرهای اصلی با به‌کارگیری طیف‌سنج فلورسانس پرتوی ایکس (مدل Philips PW 1500 XRF) روی صفحه‌های شیشه‌ای ذوب‌شده ارزیابی شدند. فراوانی عنصرهای کمیاب با طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (VG-PQII ICP-MS) در IGG-CAS اندازه‌گیری شد.

برای این آزمایش، پودرهای نمونه در مخلوطی از HF-HNO3 تقطیرشده در بشرهای (لیوان‌های آزمایشگاهی) تفلونی Savillex به مدت 6 روز در دمای 120 درجة سانتیگراد تجزیه شدند. سپس محلول‌ها خشک‌ و باقی‌ماندة آنها برای تجزیه با دستگاه ICP-MS در 50 میلی‌لیتر HNO3 یک درصد حل شدند (Lin et al., 2014). عنصر ایندیم به‌عنوان استاندارد داخلی برای اصلاح اثر ماتریس [5] و افت دستگاهی [6] به‌کار برده شده است.

نام اختصاری کانی‌ها در شکل‌ها و جدول‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

 

 

 

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی نمونه‌های تودة گرانیتوییدی ذرتی به روش‌های XRF (برپایة درصدوزنی) و ICP-MS (برپایة ppm) (C: کرندوم)

Table 1. Data obtained from chemical analysis of the Zorrati granitoid pluton by XRF (in wt.%) and ICP-MS (in ppm) methods (C: Corundum)

Rock Type

Bt- Enclave

Bt- Tonalite

Bt-Gra

Tor- Gra

Granite

Syeno-Alkali feldspar Gr

Sample No

SAGH-1

SGH-1

 

SGH-2

SGH-5

SGH-30

SGH-4

SGH-39

SGH-3

SGH-40

SGH-42

SiO2

65.41

63.7

67.03

69.04

66.44

71.39

74.12

71.08

76.49

75.11

76.02

TiO2

0.77

0.9

0.59

0.48

0.59

0.5

0.07

0.32

0.08

0.06

0.08

Al2O3

15.59

14.75

15.33

14.9

16.46

13.14

13.87

14.32

13.25

13.14

12.8

Fe2O3total

7.04

7.08

5.45

4.63

5.4

3.81

1.87

3.21

0.91

1.94

0.83

MnO

0.143

0.291

0.077

0.061

0.091

0.062

0.081

0.056

0.044

0.037

0.004

MgO

1.76

2.16

1.55

1.27

1.66

0.94

0.25

0.78

0.07

0.14

0.08

CaO

3.92

2.64

2.54

3.24

1.96

2

0.73

1.73

0.61

0.85

0.29

Na2O

2.19

2.77

2.64

2.84

2.43

3.06

3.28

2.93

3.35

2.68

3.02

K2O

2.2

3.62

3.67

2.53

3.54

3.76

4.45

4.25

4.67

5.05

5.97

P2O5

0.059

0.079

0.132

0.058

0.052

0.051

0.131

0.139

0.057

0.144

0.13

LOI

0.78

1.72

0.63

0.48

1.13

1.03

0.78

0.78

0.42

0.76

0.48

Total

99.86

99.71

99.64

99.53

99.75

99.74

99.63

99.58

99.95

99.91

99.72

Rb

141.00

155.00

150.0

120.00

135.00

210.00

229.00

230.00

221.0

208.0

240.00

Th

12.80

13.20

13.00

12.69

11.95

5.40

5.27

12.70

4.53

4.75

4.46

U

1.70

1.80

1.54

1.66

1.72

2.50

2.90

2.21

1.85

1.94

1.66

Nb

13.20

13.30

13.40

12.50

11.70

7.30

8.41

13.20

8.50

7.10

7.62

Pb

56.00

58.30

66.70

86.00

74.00

102.00

110.00

123.00

51.00

45.00

60.40

Sr

145.00

147.00

143.0

137.40

125.40

57.50

49.40

122.00

34.00

37.10

48.30

Zr

188.00

194.00

200

190.00

180.00

36.00

48.30

146.00

27.00

35.00

42.20

Ti

9.64

11.27

7.39

6.01

7.39

6.26

0.88

4.01

1.00

0.75

1.00

Y

24.80

25.30

19.80

18.40

18.10

22.30

20.30

23.90

8.10

9.70

4.10

Ta

1.20

1.10

0.98

1.16

1.21

2.47

2.25

1.29

2.62

2.21

2.03

Hf

5.14

5.12

5.24

5.02

5.15

1.56

1.77

4.12

1.53

1.85

1.65

La

26.00

29.80

35.90

34.00

33.00

12.10

9.40

30.60

6.00

7.00

3.11

Ce

55.00

65.00

73.00

67.00

65.00

28.20

19.20

55.80

11.00

14.00

6.46

Pr

7.77

8.12

7.87

7.66

7.48

2.85

2.25

6.60

1.70

2.42

0.76

Nd

32.20

33.10

29.80

31.20

31.10

18.20

8.13

24.60

6.30

9.40

2.87

Sm

6.79

6.93

6.12

6.15

6.22

3.30

2.22

5.34

1.13

1.29

0.72

Eu

1.18

1.23

1.18

1.16

1.12

0.45

0.33

0.89

0.19

0.22

0.21

Gd

4.71

4.86

5.44

4.35

4.27

3.77

2.20

4.72

1.33

1.47

0.68

Tb

0.70

0.81

0.79

0.65

0.63

0.83

0.51

0.82

0.22

0.33

0.13

Dy

4.21

4.33

4.03

3.77

3.84

4.87

3.51

4.46

1.16

2.01

0.82

Ho

0.72

0.84

0.65

0.67

0.66

0.69

0.67

0.76

0.16

0.18

0.15

Er

2.11

2.27

1.82

1.68

1.56

3.68

2.13

2.14

0.58

0.99

0.44

Tm

0.31

0.33

0.29

0.27

0.26

0.60

0.42

0.36

0.14

0.19

0.09

Yb

1.60

1.85

1.79

1.50

1.35

3.60

2.96

2.24

0.70

1.20

0.54

Lu

0.24

0.31

0.28

0.25

0.22

0.66

0.45

0.33

0.20

0.24

0.09

A/CNK

1.31

1.26

1.34

1.27

1.64

1.19

1.43

1.31

1.35

1.33

1.25

C (CIPW)

2.62

1.66

2.71

1.74

5.19

0.52

2.64

2.09

1.71

2.06

1.15

 

 

سنگ‌نگاری

تونالیت بیوتیت‌دار: بیشتر کوارتزها (20 تا 25 درصدحجمی) درشت‌بلور هستند و به رنگ خاکستری روشن تا تیره دیده می‌شوند. پلاژیوکلازها (40 تا 60 درصدحجمی) به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با ماکل‌های پلی‌سینتتیک، آلبیت-کارلسباد (شکل 3- A) و صفحه شطرنجی (شکل 3- B) دیده می‌شوند. پلاژیوکلازها با منطقه‌بندی ضعیفی همراه هستند و بافت‌های غربالی (شکل 3- A) نیز در آنها دیده می‌شوند. بیوتیت‌ها (20 تا 25 درصدحجمی) به‌صورت ریز و درشت‌بلور و بی‌شکل، نیمه‌شکل‌دار تا تقریباً شکل‌دار و به رنگ قهوه‌ای تا قهوه‌ای سوخته و سبز در سنگ دیده می‌شوند (شکل 3- C). برخی بیوتیت‌ها نیز شکل چین‌خورده نشان می‌دهند و میانبار‌هایی از زیرکن دارند (شکل 3- C). مسکوویت‌ها اولیه‌ (15 تا 20 درصدحجمی) و از ریز تا درشت‌بلور هستند. این مسکوویت‌ها به‌صورت بی‌شکل، نیمه‌شکل‌دار تا تقریباً شکل‌دار‌ دیده می‌شوند و لخته‌هایی از اجتماع آنها در کل سنگ دیده می‌شود.

 

 

 

شکل 3. A) کانی پلاژیوکلاز در واحد تونالیت بیوتیت‌دار؛ B) پلاژیوکلاز با ماکل صفحه شطرنجی در واحد تونالیت بیوتیت‌دار؛ C) درشت بلور کم‌وبیش شکل‌دار بیوتیت به‌همراه میانبار زیرکن در واحد تونالیت بیوتیت‌دار؛ D) پلاژیوکلازهای با ماکل آلبیت- کارلسباد و بافت غربالی به‌همراه بیوتیت‌های کم‌وبیش شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در انکلاو تونالیتی بیوتیت‌دار؛ E) لخته‌های بیوتیت در انکلاو تونالیتی بیوتیت‌دار؛ F) کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، میکروکلین و بیوتیت در واحد گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار؛ G) بافت میرمکیتی در واحد گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار؛ H) کانی‌های کوارتز و تورمالین در واحد گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار؛ I) پلاژیوکلازهای تجزیه‌شده به سریسیت و درشت بلور بیوتیت در واحد گرانیت؛ J) کانی کوارتز و درشت بلور ارتوز در واحد سینو- تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت؛ K) کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، بیوتیت و مسکوویت در واحد سینو- تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت؛ L) کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز و تورمالین در واحد سینو- تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت (بافت میرمکیتی: Myr).

Figure 3. A) Plagioclase mineral in biotite tonalite unit; B) Plagioclase with chessboard twinning in biotite tonalite unit; C) Automorph biotite macrocrystalline with zircon inclusion in the biotite tonalite unit; D) Plagioclase with albite-carlsbad twinning and sieve texture with more or less shaped to semi-shaped biotites in biotite tonalite enclave; E) Biotite clots in biotite tonalite enclave; F) Quartz, plagioclase, microcline and biotite minerals in biotite porphyritic granodiorite unit; G) Myrmekite texture in a biotite porphyritic granodiorite unit; H) Quartz and tourmaline minerals in a tourmaline porphyritic granodiorite unit; I) Sericized plagioclase and biotite macrocrystals in granite unit; J) Quartz mineral and orthoclase coarse crystals in syenogranite-alkali feldspar granite unit; K) Quartz, plagioclase, biotite and muscovite minerals in syenogranite-alkali feldspar granite unit; L) Quartz, plagioclase and tourmaline minerals in syenogranite-alkali feldspar granite unit (Zrn: Zircon, Tur: tourmaline, Ms: muscovite, Bt: biotite, Or: orthosis, Mc: microcline, Pl: plagioclase, Qz: quartz; Myr: myrmekite texture).

 

 

شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

 

 

انکلاو تونالیتی بیوتیت‌دار: ویژگی‌های کانی‌شناسی این سنگ‌ها همانند تونالیت‌های بیوتیت‌دار (سنگ میزبان) است که در آن کوارتز 20 تا 25 درصدحجمی کانی‌های سازندة سنگ را دربر می‌گیرد. فراوانی پلاژیوکلازها متغیر است؛ به‌گونه‌ای که در برخی نمونه‌ها، 35 تا 40 درصدحجمی و در برخی دیگر، 55 تا 60 درصدحجمی کانی‌های سازندة سنگ را دربر می‌گیرند. پلاژیوکلازها به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، همراه با ماکل‌های پلی‌سینتتیک و آلبیت-کارلسباد (شکل 3- D)، منطقه‌بندی ضعیف و بافت غربالی هستند (شکل 3- D). بیوتیت‌ها نیز در نمونه‌های گوناگون فراوانی متغیری دارند؛ به‌گونه‌ای که در برخی نمونه‌ها نزدیک به 25 تا 30 درصدحجمی و در برخی دیگر تا 35 تا 40 درصدحجمی کانی‌های سازندة سنگ را دربر گرفته‌اند و لخته‌هایی از اجتماع آنها در کل سنگ دیده می‌شوند (شکل 3- E). مسکوویت‌ها از نوع اولیه هستند و نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی کانی‌های سازندة سنگ را دربر گرفته‌اند.

 

گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار: بیشتر کوارتزها (نزدیک به 30 درصدحجمی) درشت‌بلور و بی‌شکل هستند و خاموشی موجی دارند (شکل 3- F). اندازة درشت‌بلورهای فلدسپار در نمونة دستیِ این گروه سنگی به چندین سانتیمتر می‌رسد. پلاژیوکلازها (35 تا 40 درصدحجمی) به‌صورت شکل‌دار و نیمه‌شکل‌‌دار با ماکل پلی‌سینتتیک دیده می‌شوند. بیشتر پلاژیوکلازها درشت‌بلور و با منطقه‌بندی هستند و در پی تجزیه، کمی با سریسیت جایگزین شده‌اند (شکل 3- F). پلاژیوکلازها بافت میرمکیتی نشان می‌دهند (شکل 3- G). نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی کانی‌های سنگ را ارتوز و میکروکلین دربر گرفته‌اند. در میکروکلین‌ها ماکل مشبک (شکل 3- F) و در ارتوزها ماکل کارلسباد دیده می‌شود. بیشتر آنها به‌صورت درشت‌بلورهای بی‌شکل، نیمه‌شکل‌دار و شکل‌دار هستند و بافت پرتیتی در آنها دیده می‌شود. بیوتیت‌ها (8 تا 10 درصدحجمی) نیز به‌صورت بلورهای صفحه‌ای درشت و ریزبلور به رنگ قهوه‌ای تا قهوه‌ای سوخته هستند (شکل 3- F).

 

گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار: کوارتزها (30 تا 35 درصدحجمی) بی‌شکل‌ هستند و خاموشی موجی دارند. درشت‌بلورهای فلدسپار در زمینة سنگ پراکنده هستند و پلاژیوکلازها (نزدیک به 35 تا 40 درصدحجمی) به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند. پلاژیوکلازها بافت‌ غربالی دارند و با منطقه‌بندی همراه هستند. برخی از آنها کاملاً دگرسان شده و به سریسیت تجزیه شده‌اند. در میکروکلین‌ها (5 تا 10 درصدحجمی) ماکل مشبک به سختی دیده می‌شود و فضای میان دیگر کانی‌ها را پر کرده‌اند. ارتوزها (5 تا 10 درصدحجمی) ماکل کارلسباد را به‌خوبی نشان می‌دهند، شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار هستند و به‌صورت درشت‌بلور تا ریزبلور دیده می‌شوند. بیوتیت‌ها‌ (7 تا 10 درصدحجمی) به‌صورت ریز تا درشت‌بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و به رنگ قهوه‌ای تا قهوه‌ای سوخته و سبز دیده می‌شوند. مسکوویت‌ها‌ (2 تا 3 درصدحجمی) از نوع اولیه و به‌صورت ریزبلور تا درشت‌بلورهای بی‌شکل تا تقریباً نیمه‌شکل‌دار‌ هستند. تورمالین (به رنگ سبز و قهوه‌ای کم‌رنگ) از مهم‌ترین کانی‌های سازندة این سنگ‌هاست و نزدیک به 10 تا 12 درصدحجمی از حجم کانی‌های سنگ را فراگرفته است (شکل 3- H). تورمالین‌ها به‌صورت درشت تا ریزبلورهای بی‌شکل تا شکل‌دار‌ دیده می‌شوند و شکستگی‌های آنها با کوارتز پر شده‌اند.

 

گرانیت: کوارتزها (25 تا 30 درصدحجمی) درشت‌بلور و بی‌شکل هستند. پلاژیوکلازها (25 تا 30 درصدحجمی) به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شوند. همچنین، ماکل پلی‌سینتتیک و بافت میرمکیتی دارند، منطقه‌بندی نشان می‌دهند و به سریسیت تجزیه شده‌اند (شکل 3- I). آلکالی‌فلدسپارها (میکروکلین و ارتوز) با درصدحجمی 35 تا 40 درصد، به‌صورت درشت‌بلور تا ریز بلورهای شکل‌دار تا نیمه‎شکل‌دار دیده می‌شوند که در آنها ماکل مشبک به‌طور ناقص دیده می‌شود. برخی از آنها حالت غبارآلود دارند و بافت پرتیتی در آنها دیده می‌شود. ارتوزها نیز بافت پرتیتی دارند و تجزیه‌شدگی به سریسیت نشان می‌دهند. کانی‌های بیوتیت و مسکوویت 5 تا 10 درصدحجمی از کانی‌های سازندة سنگ را دربر گرفته‌اند. بیوتیت‌ها به رنگ قهوه‌ای (شکل 3- I) و سبز و به‌صورت بلورهای صفحه‌ای شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار هستند و در آنها کانی زیرکن به‌صورت میانبار یافت می‌شود. مسکوویت‌ها به‌صورت متوسط بلور و اولیه دیده می‌شوند.

 

سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت: کوارتزها (25 تا 35 درصدحجمی) خاموشی موجی دارند و بی‌شکل هستند (شکل 3- J). پلاژیوکلازها (10 تا 15 درصدحجمی) ماکل پلی‌سینتتیک دارند و برخی از آنها بافت صفحه شطرنجی نشان می‌دهند. بیشتر پلاژیوکلازها سالم هستند و انواع تجزیه‌شده در آنها بسیار کم است؛ اما برخی به سریسیت تجزیه شده‌اند (شکل‌های 3- K و 3- L). ارتوز فراوان‌ترین کانیِ این گرانیت‌هاست و 40 تا 50 درصدحجمی کانی‌های سازندة سنگ را فراگرفته است. ارتوزها درشت‌بلور شکل‌دار و با ماکل کارلسباد هستند (شکل 3- J). میکروکلین‌ها درصد کمی از آلکالی‌فلدسپارها را دربر گرفته‌اند (نزدیک به 5 تا 8 درصدحجمی). میکروکلین‌ها بی‌شکل هستند و به‌سختی ماکل مشبک نشان می‌دهند. میکاها در مجموع 7 تا 8 درصدحجمی کانی‌های سازندة سنگ را دربر گرفته‌اند. بیوتیت‌ها بی‌شکل تا شکل‌دار هستند (شکل 3- K). حالت چین‌خورده در این کانی چه‌بسا نشان‌دهندة تأثیر فعالیت‌های زمین‌ساختی یا فشار پیامد بالاآمدن توده در منطقه باشد. در این سنگ‌ها فراوانی مسکوویت بیشتر از بیوتیت است و مسکوویت بیشتر به‌صورت درشت‌بلور دیده می‌شود (شکل 3- K). تورمالین‌ها (2 تا 3 درصدحجمی) نیز به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار دیده می‌شوند (شکل 3- L).

 

زمین‌شیمی

داده‌های خام اکسیدهای عنصرهای اصلی و فرعی، عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب تودة آذرین درونی گرانیتویید ذرتی و انکلاوهای آذرین فلسیک آن در جدول 1 آورده شده‌اند. در نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر K2O (شکل 4- A) که برای تعیین سری ماگمایی به‌کار برده می‌شود، نمونه‌ها در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم بالا جای می‌گیرند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4. ترکیب گرانیتویید ذرتی (جنوب‌باختری بیرجند) در: A) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار A-B (Villaseca et al., 1998) (h-P: گرانیت‌های شدیداً پرآلومینوس؛ m-P: گرانیت‌های با پرآلومینوس متوسط؛ l-P: گرانیت‌های کمتر پرآلومینوس؛ f-P: گرانیت‌های فلسیک پرآلومینوس)؛ C) نمودار درصدوزنی K2O دربرابر Na2O (Chappell and White, 2001)

Figure 4. Composition of the Zorrati granitoid (southwest of Birjand) in: A) SiO2 (in wt%) versus K2O (in wt%) diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); B) A-B Diagram (Villaseca et al, 1998) (h-P: highly peraluminous granites; m-P: moderately peraluminous granites; l-P: low peraluminous granites; f-P: felsic peraluminous granites); C) K2O versus Na2O diagram (Chappell and White, 2001).

 

 

میانگین شاخص اشباع از آلومینیم بیشتر از یک (1A/CNK> یا 1Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)>؛ Shand, 1943) در این سنگ‌ها (از 19/1 تا 64/1) است. ازاین‌رو، در نمودار پیشنهادیِ ویلاسکا و همکاران (Villaseca et al., 1998) تونالیت‌های بیوتیت‌دار و انکلاوهای فلسیک آن، واحد گرانیتی، واحد گرانودیوریت پورفیروییدی و واحدهای گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت به‌ترتیب در میدان‌های گرانیت‌های شدیداً پرآلومینوس، گرانیت‌های با پرآلومینوس متوسط، گرانیت‌های کمتر پرآلومینوس و گرانیت‌های فلسیک پرآلومینوس یا لوکوگرانیت جای گرفته‌اند (شکل 4- B).

برای تعیین نوع سنگ‌های تودة گرانیتوییدی ذرتی نمودار K2O دربرابر Na2O (شکل 4- C) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‌ها در محدودة گرانیت‌های نوع S جای گرفته‌اند.

برای پی‌بردن به سنگ خاستگاه این تودة آذرین درونی، نمودارهای تجربی (شکل 5) به‌کار برده شدند. در نمودار CaO/(MgO+FeOtotal) مولار دربرابر درصدوزنی ‌Na2O (شکل 5- A)، نمونه‌ها در محدودة متاآندزیت، متاگری‌وک و متاپلیت، در نمودار (MgO+FeOtotal)‌CaO/ مولار دربرابر K2O/Na2O مولار (شکل 5- B)، در محدوده متاگری‌وک و متاپلیت و در نمودار ASI دربرابر K2O/Na2O مولار (شکل 5- C)، در محدودة متاآندزیت، متاگری‌وک و متاپلیت جای گرفته‌اند و در نمودار Na2O+K2O+FeO+MgO+TiO2 دربرابر Na2O+K2O/(FeO+MgO+TiO2) (شکل 5- D) در محدوده‌های متابازالت، متاگری‌وک و متاپلیت جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 5. تعیین خاستگاه ماگمای گرانیتویید ذرتی (جنوب‌باختری بیرجند) در: A) نمودار CaO/(MgO+FeOtotal) مولار دربرابر درصدوزنی Na2O؛ B) نمودار CaO/(MgO+FeOtotal) مولار دربرابر K2O/Na2O مولار؛ C) نمودار ASI دربرابر K2O/Na2O مولار؛ D) نمودار Na2O+K2O+FeO+MgO+TiO2 دربرابر Na2O+K2O/(FeO+MgO+TiO2) (MB: متابازالت؛ MA: متاآندزیت؛ MGW: متاگری‌وک؛ MP: متاپلیت) (داده‌ها از: Vielzeuf and Holloway, 1988; Patiño Douce and Johnston, 1991; Rapp et al., 1991; Gardien et al., 1995; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995; Patiño Douce and Beard, 1995, 1996; Stevens et al., 1997; Skjerlie and Johnston, 1996; Patiño Douce, 1997; Patiño Douce and McCarthy, 1998).

Figure 5. Detetmination of magma source for the Zorrati granitoid (southwest of Birjand) in: A) Molar CaO/(MgO+FeOtotal) versus Na2O (in wt.%) diagram; B) Molar CaO/(MgO+FeOtotal) versus molar K2O/Na2O diagram; C) ASI versus molar K2O/Na2O diagram; D) Na2O+K2O+FeO+MgO+TiO2 versus Na2O+K2O/(FeO+MgO+TiO2) diagram (MB: Metabasalt; MA: Metaandesite; MGW: metagreywacke; MP: Metapelitic) ( Data from: Vielzeuf and Holloway, 1988; Patin˜o Douce and Johnston, 1991; Rapp et al., 1991; Gardien et al., 1995; Rapp, 1995; Rapp and Watson, 1995; Patino Douce and Beard, 1995, 1996; Stevens et al., 1997; Skjerlie and Johnston, 1996; Patino Douce,1997; Patino Douce and McCarthy, 1998).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به‌علت تحرک کم، در فرایندهای دگرسانی و گرمابی دچار کمترین تغییر می‌شوند؛ ازاین‌رو، کاربرد این عنصرها در شناخت ویژگی‌های زمین‌شیمیایی ماگما اهمیت بسزایی دارد (Rollinson, 1993). تغییرات مقدار عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‌های بررسی‌شده که به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) بهنجار شده‌اند (شکل 6- A)، نشان می‌دهند تونالیت‌ها و انکلاوهای آن به‌همراه واحد گرانیتی الگوی یکسانی دارند و همچنین، واحدهای سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت و گرانودیوریت‌های پورفیروییدی بیوتیت و تورمالین‌دار با کمی فاصله از آنها با یکدیگر کم‌و‌بیش الگوی مشابهی نشان می‌دهند. سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها در مجموع از عنصرهای خاکی کمیاب، به‌ویژه عنصرهای خاکی کمیاب سبک، تهی‌شدگی آشکاری نشان می‌دهند. این ویژگی با کاهش فراوانی بیوتیت در این سنگ‌ها سازگار است. نسبت‌های LaN/YbN و LaN/GdN در الگوهای کم‌وبیش جدایافته از REE[7] سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها به‌ترتیب برابربا 14/6 تا 64/11 و 77/3 تا 98/3 است. این واحد گرانیتی غلظت‌های کمی از REE و عنصرهای HFSE[8] (مانند: Ti، Zr و Hf) دارد. غنی‌شدگی متوسط تا شدید از LILE[9] در این سنگ‌ها نشان‌دهندة لوکوگرانیتی‌بودن این سنگ‌هاست (Mohamed and Hassanen, 1997). شیب کم منحنی‌های REE در این گرانیت‌ها چه‌بسا نشان‌‌دهندة نرخ بالای ذوب‌بخشی در خاستگاه ماگماست (Rollinson, 1993).

در نمودار عنکبوتی که به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شده است (شکل 6- B)، عنصرهای HFS (مانند: Nb و Ti) تهی‌شدگی و عنصرهای LIL (مانند: K و Rb) غنی‌شدگی دارند. این ویژگی‌ها از ویژگی‌های اصلی ماگماتیسم وابسته به پهنه‌های فرورانش است (Kovalenko et al., 2010). غنی‌شدگی از LILE پیامد دخالت صفحة فرورونده و آغشتگی ماگما با پوستة قاره‌ای است. به باور رولینسون (Rollinson, 1993)، آنومالی منفی Sr نشان می‌دهد ترکیب ماگمای سازندة این سنگ‌ها همانند ترکیب پوستة قاره‌ای است. غنی‌شدگی از عنصرهای Th، U و K مربوط به ذوب پوسته است. همچنین، چاپل و وایت (Chappell and White, 1992) غنی‌شدگی از عنصرهای Rb، K و La و آنومالی منفی از عنصرهای Nb، Ti، Ba و Sr را نشان‌دهندة مذابی با خاستگاه پوسته‌ای می‌دانند. فقیربودن نمونه‌های سنگی از عنصرهای HFS و روند منفی آنها از نشانه‌های سرشت کالک‌آلکالن ماگماهای سازندة سنگ‌ها و پیامد ذوب‌‌‌بخشی سنگ مادر سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شده است.

 

جایگاه زمین‌ساختی

ترکیب شیمیایی سنگ‌های گرانیتی تحت‌تأثیر پهنة زمین‌ساختی پیدایش آنهاست (Clemens and Stevens, 2012). ازاین‌رو، محیط زمین‌ساختی این سنگ‌ها برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آنها تعیین می‌شود. پژوهشگران برای تعیین محیط زمین‌ساختی توده‌های گرانیتوییدی، نمودارهای گوناگونی برپایة عنصرهای اصلی و کمیاب پیشنهاد و رسم کرده‌اند. در این پژوهش، نمودار سه‌تایی Tb-Rb/100-Ta (شکل 7- A)، نمودار SiO2 دربرابر Rb/Zr‌ (شکل 7- B)، نمودار Zr دربرابر NbN/ZrN (شکل 7- C) و نمودار Y+Nb دربرابر Rb‌ (شکل 7- D) به‌کار برده می‌شوند.

همانگونه که در نمودار سه‌تایی Tb-Rb/100-Ta دیده می‌شود (شکل 7- A)، تونالیت‌های بیوتیت‌دار و انکلاوهای فلسیک آن، واحد گرانیتی و گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار در محدودة گرانیت‌های همزمان با فرورانش و پس از فرورانش و واحدهای گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در محدودة گرانیت‌های همزمان با برخورد جای گرفته‌اند. در نمودار SiO2 دربرابر Rb/Zr‌ (شکل 7- B)، نمودار Zr دربرابر NbN/ZrN (شکل 7- C)، واحدهای گرانیت، تونالیت بیوتیت‌دار وانکلاو تونالیتی بیوتیت‌دار در محدودة پسابرخوردی و واحدهای سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت و گرانودیوریت‌های پورفیروییدی بیوتیت و تورمالین‌دار در محدودة گرانیت‌های همزمان با برخورد جای گرفته‌اند. همچنین، در نمودار Y+Nb دربرابر Rb‌ (شکل 7- D)، تونالیت‌های بیوتیت‌دار و انکلاوهای فلسیک در محدودة پسابرخوردی، واحدهای گرانیتی، گرانودیوریت‌های پورفیروییدی بیوتیت و تورمالین‌دار روی مرز جداکننده همزمان و پسابرخوردی و واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در محدودة همزمان با برخورد جای دارند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6. ترکیب گرانیتویید ذرتی (جنوب‌باختری بیرجند) در: A) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)

Figure 6. Composition of the Zorrati granitoid (southwest of Birjand) in: A) Chondrite-normalized rare earth element (REE) diagram (Chondrite normalization values are from Nakamura, 1974); B) Primitive mantle-normalized trace-element spider diagram (Normalizing values are from McDonough and Sun (1989)).

 

 

شکل 7. تعیین محیط زمین‌ساختی پیدایش گرانیتویید ذرتی (جنوب‌باختری بیرجند) در: A) نمودار Tb-Rb/100-Ta (Thièblemont and Cabanis, 1990)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Rb/Zr‌ (Harris et al., 1986)؛ C) نمودار Zr دربرابر NbN/ZrN (Thiéblemont and Tégyey, 1994)؛ D) نمودار (Y + Nb) دربرابر Rb (Pearce et al., 1984, 1996).

Figure 7. Determination of tectonic setting of the Zorrati granitoid (southwest of Birjand) in: A) Tb-Rb/100-Ta diagram (Thièblemont and Cabanis, 1990); B) SiO2 versus Rb/Zr diagram (Harris et al, 1986); C) Zr versus NbN/ZrN diagram (Thièblemont and Tégyey, 1994); D) (Y+Nb) versus Rb diagram (Pearce et al., 1984, 1996).

 

 

بحث

شواهد صحرایی (همراه‌نبودن با سنگ‌های آتشفشانی و انکلاوهای مافیک)، کانی‌شناسی (طیف سنگ‌شناسی از تونالیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت، نبود آمفیبول و اسفنِ اولیه، حضور مسکوویت در سنگ‌های این توده، حضور انکلاوهای رسوبی دگرگون شده و آذرین فلسیک با میکای فراوان)، زمین‌شیمیایی (سرشت پرآلومینوس و کرندوم بیشتر از 1 در ترکیب نورم) همگی نشان‌دهندة شباهت تودة گرانیتوییدی ذرتی با گرانیت‌های تیپ S هستند. همان‌گونه‌که در مباحث پیشین در بخش زمین‌شیمی گفته شد، نمودارهای ASI دربرابر K2O/Na2O مولار (شکل 5- C) و Na2O+K2O+FeO+MgO+TiO2 دربرابر Na2O+K2O/(FeO+MgO+TiO2) (شکل 5- D) نیز پرآلومینوس‌بودن و نوع S بودن این تودة گرانیتوییدی را نشان می‌دهند. میانگین شاخص اشباع از آلومینیم در سنگ‌های این توده از 1/1 بیشتر است (جدول 1) و ازاین‌رو، از گرانیت‌های بسیار پرآلومین به‌شمار می‌رود (Chappell and White, 1992). محتوی کرندوم نورماتیو بالای 1 (جدول 1) نیز سرشت نوع S بودن سنگ‌های این تودة گرانیتوییدی را نشان می‌دهد. گرانیت‌های نوع S، بیشتر از ذوب‌بخشی سنگ‌های دگرگونه با سنگ مادر رسوبیِ پوستة بالایی پدید می‌آیند (Chappell and White, 1992). به‌باور پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984)، خاستگاه این گرانیت‌ها همزمان با برخورد است و درصد بالایی از Al2O3 دارند. سیلوستر (Sylvester, 1998) گرانیت‌های بسیار پرآلومین را پیامد فرایندهای پسابرخوردی در کوه‌زایی‌های با فشار بالا و دماهای بالا دانسته است. آنومالی منفی از Nb و Ti به‌همراه غنی‌شدگی از LREEها و LILEها و تهی‌شدگی از HFSE‌ها در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)، میانگین نسبت 66/7 Nb/Ta= و عدد منیزیم کم (73/6 تا 51/23) در واحدهای تودة گرانیتوییدی ذرتی نشان‌دهندة شباهت این سنگ‌ها به گرانیت‌های نوع S و خاستگاه پوسته‌ای (متاگری‌وکی و پلیتی) آنهاست. غنی‌شدگی Rb از شاخص‌های اصلی گرانیت‌های پسابرخوردی است و نشان می‌دهد سنگ‌های پدیدآمده در پوستة قاره‌ای با ضخامت متوسط تا زیاد جایگیری کرده‌اند و فرایند آلایش پوسته‌ای در پیدایش آنها دخیل بوده است (Pearce et al., 1984).

شکل 5 برای خاستگاه تونالیت‌های بیوتیت‌دار و انکلاوهای فلسیک آن، محدوده‌هایی از همپوشانی آمفیبولیت، متاآندزیت، متاگری‌وک و متاپلیت و برای سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها بیشتر خاستگاه متاپلیت را نشان می‌دهد. همانگونه که در بحث سنگ‌نگاری گفته شد بیوتیت در واحدهای تونالیت بیوتیت‌دار (20 تا 25 درصدحجمی) و انکلاوهای تونالیتی بیوتیت‌دار (30 تا 40 درصدحجمی) فراوانی بالایی دارد. به احتمال بالا، پراکندگی از خاستگاه در شکل 5، پیامد این میزان از فراوانی بیوتیت در این سنگ‌ها است. ازاین‌رو، نمودار (FeOt+MgO)/CaO مولار دربرابر (FeOt+MgO)/Al2O3 مولار (Patiño Douce, 1999a) (شکل 8- A) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، مگر واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت که در میدان خاستگاه پلیتی سرشار از مسکوویت جای گرفته است، دیگر واحدها در میدان خاستگاه متاگری‌وکی و متاپلیتی سرشار از بیوتیت جای دارند. همان‌گونه‌که در بخش زمین‌شناسی گفته شد، گرانودیوریت‌ پورفیروییدی بیوتیت‌دار (در بخش زیرین سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت) انکلاوهایی از نوع رسوبی و دگرگون‌شده دارد. ازاین‌رو، گرانیت‌های نوع S که از این سنگ‌ها پدید می‌آیند از LILE سرشار و از HFSE تهی هستند و به‌شدت خاستگاه پوسته میکایی را نشان می‌دهند. در تونالیت‌های بیوتیت‌دار ذرتی نیز ترکیب کانی‌شناسی انکلاوهای یافت‌شده همانند سنگ میزبان است؛ اما بافت آنها ریزدانه‌تر است. الگوی عنصرهای فرعی و عنصرهای خاکی کمیاب نیز همانند سنگ میزبان است. حاشیه‌های انجماد سریع میان انکلاو و سنگ میزبان نشان می‌دهد این انکلاوها چه‌بسا حاشیة انجماد سریع توده هستند که به هنگام صعودِ بخش اصلی ماگما قطعه‌قطعه شده‌اند و به‌صورت انکلاوهای اتولیتی در این توده دیده می‌شوند.

کارهای تجربی در دهه‌های اخیر روی مذاب‌های تولیدشده نشان‌دهندة خاستگاه‌های مختلفی مانند آمفیبولیت، متاگری‌وک و متاپلیت برای سنگ‌های گرانیتوییدی است (Patiño Douce and Johnston, 1991; Rapp and Watson, 1995; Gardien et al, 1995; Patiño Douce and Beard, 1996; Stevens et al, 1997; Patiño Douce and McCarthy, 1998).

برپایة آنها شیمی سنگ‌های گرانیتوییدی با شیمی مذاب‌های تجربی به‌دست‌آمده از خاستگاه‌های مختلف مقایسه می‌شود؛ هرچند شاید عوامل دیگری مانند درجه یا شرایط ذوب‌بخشی ترکیب مذاب را تحت‌تأثیر قرار دهند. همان‌گونه‌که در نمودار A-B (شکل 4- B) نشان داده شد، واحدهای گرانیتویید ذرتی از نوع کالک‌آلکالن پتاسیم بالا هستند. برپایة بررسی‌های رابرتز و کلمنز (Roberts and Clemens, 1993)، مذاب‌های بخشی که از خاستگاهی با ترکیب بازالت توله‌ایتی، کالک‌آلکالن (آمفیبولیت) و آلکالن پدید می‌آیند به مقدار کافی K2O برای پدیدآوردن سنگ‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا ندارند. دیگر کارهای تجربی (Patiño Douce and Johnston, 1991; Gardien et al, 1995; Patiño Douce, 1999a) نشان می‌دهند از تغییرات ترکیب خاستگاه ماگما برای شناسایی گرانیتوییدهای گوناگون می‌توان بهره گرفت؛ به‌گونه‌ای‌که مذاب‌های با خاستگاه آمفیبولیتی از CaO غنی‌شدگی و از K2O تهی‌شدگی نشان می‌دهند و مذاب‌هایی که از خاستگاهی غنی از میکا پدید می‌آیند نسبت‌های بیشتری از (FeOt+MgO+TiO2)/(Na2O+K2O)، K2O/Na2O و (FeOt+MgO+TiO2)/Al2O3 دارند. به باور پاتینودوس (Patiño Douce, 1999a)، مذاب‌های تجربی که از ذوب آبزدایی سنگ‌های دگرگونی میکادار (متاگری‌وک و متاپلیت) پدید می‌آیند از سیلیس غنی هستند (wt.% 70 SiO2≥). فراوانی SiO2 بیشتر از 70 درصدوزنی در واحد تونالیت بیوتیت‌دار گرانیتویید ذرتی و انکلاوهای آن با مذاب‌های بخشی پدیدآمده از خاستگاه دگرگونه‌های میکادار مشابه است. نسبت‌های (FeOt+MgO+TiO2)/(Na2O+K2O)، K2O/Na2O و (FeOt+MgO+TiO2)/Al2O3 بالا و مقادیر کم CaO+FeO+MgO+TiO2 و CaO/Al2O3 چه‌بسا نشان‌دهندة خاستگاه دگرگونه‌های میکادار برای این واحد تونالیتی هستند. از سوی دیگر، در نمودار Al2O3/TiO2 دربرابر CaO/Na2O (شکل 8- B)، گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار به‌همراه واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت در میدان تماماً پلیتی واقع شده‌اند و برای دیگر نمونه‌ها، جدای از یک نمونة انکلاو فلسیک، دیگر نمونه‌ها در محدودة 80 تا 90 درصد از یک خاستگاه پلیتی جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 8. ترکیب گرانیتویید ذرتی (جنوب‌باختری بیرجند) در: A) نمودار (FeOt+MgO)/CaO مولار دربرابر (FeOt+MgO)/Al2O3 مولار (Patiño Douce, 1999a) برای تعیین خاستگاه توده آذرین؛ B) نمودار Al2O3/TiO2 دربرابر CaO/Na2O (Sylvester, 1998) برای تعیین سنگ مادر مذاب‌های سازندة توده آذرین

Figure 8. Composition of the Zorrati granitoid (southwest of Birjand) in: A) molar CaO/(FeOt+MgO) versus molar Al2O3/(FeOt+MgO) diagram (Patiño Douce, 1999a) to determine the origin of the igneous pluton; B) Al2O3/TiO2 versus CaO/Na2O diagram (Sylvester, 1998) to determine magma protolith of the Zorrati pluton.

 

 

به پیشنهاد سیلوستر (Sylvester, 1998) برای تعیین نوع سنگ مادری که در پیدایش ماگما نقش داشته است، نسبت CaO/Na2O در گرانیت‌های پرآلومین نوع S توسط مقدار پلاژیوکلاز در سنگ خاستگاه بیان می‌شود. ازاین‌رو، مذاب‌های پرآلومینی که از منابع غنی از رس (فقیر از پلاژیوکلاز) پدید آمده‌اند نسبت‌های CaO/Na2O کمتری (3/0>) نسبت به مذاب‌های مشتق‌شده از منابع فقیر از رس (غنی از پلاژیوکلاز) (3/0<) دارند. پس با توجه به شکل 8- B، واحدهای گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت از خاستگاهی غنی از رس و دیگر واحدها از خاستگاهی غنی از پلاژیوکلاز (فقیر از رس) پدید آمده‌اند. در شکل‌های 4- C و 5- C، واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت از نوع لوکوگرانیت‌های پرآلومینوس است و اکسیدهای SiO2+Al2O3+Na2O+K2O نزدیک به 97 درصدوزنی از کل اکسیدهای سازندة آن را دربر گرفته‌اند. این ویژگی نشان‌دهندة سرشت لوکوگرانیتی و ترکیب مودال سرشار از کوارتز و فلدسپار برای این گرانیت‌هاست. لوکوگرانیت‌ها از ذوب‌بخشی پوستة پلیتی پدید می‌آیند و افزون‌بر این خاستگاه‌های متاآرنایت، اورتوگنایس گرانیتی، آمفیبولیت و متاسدیمنت را برای آنها پیشنهاد کرده‌اند (Hu et al., 2018; Zhang et al., 2019). برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی، ویلاروس و همکاران (Villaros et al., 2009)، گو و همکاران (Gou et al., 2016) ویانگ و همکاران (Yang et al., 2016) متاپلیت‌ها و متاگری‌وک‌ها را خاستگاه غالب برای لوکوگرانیت‌ها دانسته‌اند. در پهنه‌های برخوردی، لوکوگرانیت‌ها بیشتر از رسوب‌های دگرگون‌شده خاستگاه می‌گیرند. ازاین‌رو، در پیدایش و پیدایش این نوع از گرانیت‌ها ذوب‌بخشی نقش بارز و مهمی بازی می‌کند. پس برای پی‌بردن به این موضوع نمودار La دربرابر La/Sm (شکل 9- A) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، این گرانیت‌ها به‌همراه دیگر واحدهای گرانتیتویید ذرتی روند ذوب‌بخشی نشان می‌دهند؛ هرچند نباید برای این نوع از گرانیت‌ها فرایند جدایش بلورین را نیز نادیده گرفت.

باربارین (Barbarin, 1999) گرانیت‌های برخوردی را به دو دسته گرانیت‌های با خاستگاه فقط پوسته‌ای یا MPG [10] و بدون نقش گوشته و گرانیت‌های تحت‌تأثیر گوشته و منابع ماگمایی آن یا CPG [11] دسته‌بندی کرده است. کرافورد و ویندلی (Crawford and Windley, 1990) لوکوگرانیت‌ها را در دو دستة Type-a و Type-b نامگذاری کرده‌اند. برپایة این رده‌بندی گرانیت‌های تیپ a همانند گرانیت‌های نوع MPG در رده‌بندی باربارین (Barbarin, 1999) هستند که گوشته نقشی در پیدایش آنها ندارد. همچنین، گرانیت‌های تیپ b همانند گرانیت‌های نوع CPG در رده‌بندی باربارین (Barbarin, 1999)، خاستگاه گوشته‌ای دارند. در گرانیت‌های تیپ a کانی تورمالین معیاری برای تفکیک و شناسایی این گرانیت‌ها از یکدیگر است؛ زیرا نشان‌دهندة خاستگاه پوستة متاپلیتی این نوع از گرانیت‌هاست. با توجه به داشتن مسکوویت‌های اولیه و تورمالین و نبود میگماتیت، سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها از نوع MPG و همانند تیپ a پیشنهادیِ کرافورد و ویندلی (Crawford and Windley, 1990) هستند. ازاین‌رو، گوشته نقشی در توسعه و پیدایش آنها نداشته است. برای تأیید این نکته از نمودار δEu (EuN/√(SmN*GdN) =δEu) دربرابر (La/Yb)N (شکل 9- B) بهره گرفته شد. این نمودار نشان‌دهندة نقش پوسته به‌تنهایی و بی دخالت گوشته در پیدایش ماگمای گرانیتوییدی ذرتی است.

از نمودار SiO2 دربرابر Zr (شکل 9- C) برای پی‌بردن به دمای پیدایش تودة گرانیتوییدی ذرتی بهره گرفته شد. دماهای به‌دست‌آمده از این نمودار در بازة 775 درجة سانتیگراد برای واحد گرانیتی، تونالیت‌های بیوتیت‌دار و انکلاوهای آن و در بازة 650 تا 700 درجة سانتیگراد برای واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت و گرانودیوریت‌های پورفیروییدی بیوتیت و تورمالین‌دار هستند. دمای سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها نشان می‌دهد این تیپ از گرانیت‌ها در دماهای کمتری از دمای لازم برای گرانیت‌های تیپ A پدید آمده‌اند؛ ازاین‌رو، محصول فرایند ذوب‌بخشی رسوب‌های قاره‌ای بدون خاستگاه دمایی گوشته هستند و حجم بسیار بالای آنها (شکل 1) نشان‌دهندة نبود وابستگی آنها به لوکوگرانیت‌های نوع a در رده‌بندیِ کرافورد و ویندلی (Crawford and Windley, 1990) است. مسکوویت و بیوتیت اصلی‌ترین خاستگاه اکسیدهای K2O، Al2O3 و H2O در سنگ‌های لوکوگرانیت با خاستگاه متاپلیتی هستند (Harris et al., 1993). از سوی دیگر، نمودار پیشنهادیِ والن و همکاران (Whalen et al., 1987) (شکل 9- D) برای تعیین نوع سنگ‌های این تودة آذرین درونی نیز به‌کار برده شد. در این نمودار، همة نمونه‌ها در میدان گرانیت‌های نوع I و S جای می‌گیرند و نوع A بودن لوکوگرانیت‌ها با این نمودار نیز منتفی می‌شود. واکنش‌های ذوب واکنش‌هایی با حضور یا نبود سیال هستند. در واکنش‌هایی که با حضور سیال رخ می‌دهند، محدودیت‌هایی مانند شیب منفی سالیدوس گرانیت دیده می‌شود (Clemens, 1984) که در پی آن، مذاب پدیدآمده توانایی بالاآمدن تا سطوح بالاتر پوسته را نداشته باشد. واکنش‌هایی که در آنها سیال حضور ندارد شامل ذوب بیوتیت و مسکوویت می‌شوند که در هنگام دگرگونی‌های پیشرونده، نخست واکنش ذوب آبزدایی مسکوویت در دماهای زیر 800 درجة سانتیگراد و سپس در دماهای800 تا 900 درجة سانتیگراد از واکنش ذوب آبزدایی بیوتیت رخ می‌دهد. به باور سینگ و یوهانس (Singh and Johannes, 1996) اگر بیوتیت‌ها آهن کمتری داشته باشند واکنش ذوب بیوتیت در دماهای کمتری (نزدیک به 710 درجة سانتیگراد) روی می‌دهد.

 

 

 

شکل 9. ترکیب گرانیتویید ذرتی (جنوب‌باختری بیرجند) در: A) نمودار La دربرابر La/Sm (Patiño Douce, 1999a) برای بررسی نقش فرایند ذوب‌بخشی و جدایش بلورین در پیدایش ماگمای سازندة گرانیت‌های نوع S تودة آذرین درونی ذرتی؛ B) نمودار δEu دربرابر (La/Yb)N (Lu et al., 2019) برای بررسی نقش ماگمای سازنده تودة گرانیتوییدی ذرتی؛ C) نمودار SiO2 دربرابرZr (Watson and Harrison, 1983) برای تعیین دمای تودة گرانیتوییدی ذرتی؛ D) نمودار تفکیک گرانیت‌های نوع A از گرانیت‌های نوع I و S (Whalen et al., 1987)

Figure 9. Composition of the Zorrati granitoid (southwest of Birjand) in: A) La versus La/Sm diagram (Patiño Douce, 1999a) to investigate the role of the partial melting and fractional crystallization process in the magma-forming the Zorrati S-type granite; B) δEu versus (La/Yb)N diagram (Lu et al, 2019) to investigate the role of magma forming the Zorrati granitoid pluton; C) SiO2 versus Zr diagram (Watson and Harrison, 1983) to determine temperature of the Zorrati granitoid pluton; D) Discrimination diagram for A- I- and S- type granites (Whalen et al, 1987).

 

 

برپایة داده‌های به دست آمده از دماسنجی واحدهای این تودة گرانیتوییدی، واکنش ذوب در سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها و گرانودیوریت‌های تورمالین‌دار بیشتر آبزدایی مسکوویت و در دیگر توده‌ها واکنش ذوب به‌صورت آبزدایی بیوتیت بوده است. برای بررسی این نکته، نمودار درصدوزنی Al2O3 دربرابر CaO (شکل 10- A) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت و گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار از آبزدایی بیوتیت و مسکوویت و دیگر واحدها از آبزدایی بیوتیت پدید آمده‌اند. وجود کانی تورمالین، کمبود بیوتیت و نبود گارنت و آندالوزیت در سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت‌ها (لوکوگرانیت) نشان‌دهندة ذوب پیشرفته همراه با آبزدایی و تخریب میکاهای سنگ‌های متاپلیتی- متاگری‌وکی از یک سو و تبلور تفریقی مذاب پدیدآمده از سوی دیگر است (Visona and Lombardo, 2002; Kawakami and Kobayashi, 2006; Buriánek and Novák, 2007).

نمودار پیشنهادیِ پاتینودوس (Patiño Douce, 1999b) (شکل 10- B) برای تعیین فشار تودة آذرین درونی ذرتی به‌کار گرفته شد. این نمودار نشان‌دهندة زایش این تودة آذرین درونی در فشار بخار آب 5 ≥ کیلوبار است. قرارنگرفتن نمونه‌ها در محدودة میان فشار کم و فشار بالا (شکل 10- B) نیز همانند (شکل 9- B) نشان می‌دهد متشکله گوشته در پیدایش این توده نقش نداشته است.

 

 

 

شکل 10. ترکیب گرانیتویید ذرتی (جنوب‌باختری بیرجند) در: A) نمودار Al2O3 دربرابر CaO (Altherr et al., 1999)؛ B) نمودار Al2O3+FeOt+MgO+TiO2 دربرابر (FeOt+MgO+TiO2)/Al2O3 (Patiño Douce, 1999b) برای بررسی فشار پیدایش تودة آذرین درونی ذرتی.

Figure 10. Composition of the Zorrati granitoid (southwest of Birjand) in: A) Al2O3 versus CaO diagram (Altherr et al., 1999); B) Al2O3+FeOt+MgO+TiO2 versus Al2O3/(FeOt+MgO+TiO2) diagram (Patiño Douce, 1999b) to determine the formation pressure of the Zorrati granitoid pluton.

 

 

خاور ایران و به‌ویژه بلوک لوت با داشتن موقعیت‌های زمین‌ساختی گوناگون در زمان‌های گذشته، حجم بزرگی از ماگماتیسم با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی متفاوت را داشته است. در بلوک لوت در سه منطقة نجم‌آباد (Moradi Noghondar et al., 2012a)، شاه‌کوه (Esmaeily et al., 2002, 2005) و سرخ‌کوه (Jung et al., 1983) توده‌های آذرین درونی با سن ژوراسیک میانی به‌ترتیب با سن 85/161، 161 تا 165 و 165 میلیون سال پیش شناسایی شده‌اند. همچنین، در بازة زمانی ژوراسیک میانی به‌علت برخورد و در نتیجه کوه‌زایی، سنگ‌های تریاس بالایی- کرتاسه زیرین دچار دگرگونی ناحیه‌ای شده‌اند. پژوهشگرانی مانند رایر و محافظ (Reyer and Mohaffez, 1972) و کرافورد (Crawford, 1977) به‌ترتیب سن‌های 209 تا 206 و 10 ±165 میلیون سال پیش و محمودی و همکاران (Mahmoudi et al., 2010) سن مطلق 163 تا 168 میلیون سال پیش را برای مجموعة دگرگونی ده‌سلم به‌دست آورده‌‌اند. در بخش جنوبی بلوک لوت نیز باتولیت بزمان به سن 2± 74 میلیون سال پیش (Pourhosseini, 1981) و 83-72 میلیون سال پیش (Ghodsi et al., 2016) مربوط به کرتاسه پایانی است. از سوی دیگر، ماگماهای گرانیتوییدی با سن ائوسن میانی تا الیگوسن زیرین در بلوک لوت (Lotfi, 1982; Malekzadeh Shafaroudi, 2009; Arjmandzadeh et al., 2011; Malekzadeh Shafaroudi et al., 2012; Salati et al., 2015) رویداد فرورانش به زیر بلوک لوت در این زمان را نشان می‌دهند.

به باور وستفال و همکاران (Westphal et al., 1986) و باقری و اشتامفلی (Bagheri and Stampfli, 2008)، بلوک لوت به احتمال در طول ترشیری، در مقایسه با موقعیت فعلی، بر اثر برخورد هند و افغانستان با اوراسیا دچار چرخش 30-90 درجه در خلاف جهت عقربه‌های ساعت شده است. پس مرز خاوری امروزی بلوک لوت نشان‌دهندة مرز جنوبی آن در زمان مزوزوییک است که موازی حاشیة فعال قاره بوده و اقیانوس نئوتتیس به زیر آن فرورانش می‌کرده است (Dercourt et al., 1986). پانگ و همکاران (Pang et al., 2013) برپایة نتایج سن‌سنجیِ بازالت‌های آلکالن میوسن تا کواترنری منطقة لوت- سیستان، زمان برخورد بلوک لوت با بلوک افغان را به کرتاسة پسین نسبت می‌دهند. همچنین، سنگور و ناتالین (Sengor and Natalin, 1996) زمان بسته‌شدن اقیانوس میان بلوک لوت و افغان را الیگوسن- میوسن می‌دانند.

در این بخش از بلوک لوت (منطقة ذرتی) گرانیتوییدهای شاه‌کوه با سن میانگین 1/3± 165 میلیون سال پیش (Esmaeily et al., 2002, 2005) و سفیدکوه (Naderi Miqan and Akrami, 2006) به سن ژوراسیک میانی هستند. ارجمندزاده و همکاران (Arjmandzadeh et al., 2011) سن گرانیتویید چاه شلمی را 1±5/33 میلیون سال پیش، ارجمندزاده و سانتاس (Arjmandzadeh and Santos, 2014) سن گرانیتویید ده‌سلم را 1±33 میلیون سال پیش و میری‌بیدخی و همکاران (Miri Beydokhti et al., 2015) سن گرانیتویید ماهور را 2/0±9/31 میلیون سال پیش به‌دست آورده‌اند. پس گرانیتوییدهای شاه‌کوه و سفیدکوه با سن ژوراسیک میانی که امروزه بخشی از حاشیة خاوری بلوک لوت هستند، پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس و پیش از چرخش بلوک لوت هستند و گرانیتوییدهای چاه‌شلغمی، ده‌سلم و ماهور نیز پیامد برخورد بلوک افغان با بلوک لوت در پی برخورد هند با آسیا هستند. همچنین، در منطقة نجم‌آباد در شمال بلوک لوت، در یک منطقة محدود، دو نوع تودة مختلف با سن و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی متفاوت و در مرز با یکدیگر رخنمون دارند:

1) توده گرانودیوریتی نجم‌آباد به سن ژوراسیک میانی (85/161 میلیون سال پیش) که از نوع احیایی (سری ایلمنیت) است و هنگام برخورد و در پی ذوب‌بخشی پوستة قاره‌ای پدید آمده است (Moradi Noghondar et al., 2012a)؛

2) توده‌های مونزونیتی نجم‌آباد به سن ائوسن میانی (39 میلیون سال پیش) که از نوع اکسیدان (سری مگنتیت) است و پیامد ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورانش‌کرده است (Moradi Noghondar et al., 2012b).

با توجه به ویژگی‌های صحرایی، نبود هرگونه دگرگونی همبری در مرز واحد تونالیت بیوتیت‌دار با سنگ‌های پیرامون خود (در خاور تودة ذرتی) و دگرگونی ماسه‌سنگ‌های هم‌مرز با واحد سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت (در باختر توده ذرتی)، نبود مرز واضح میان این دو واحد و آمیختگی آنها با یکدیگر، ویژگی‌های سنگ‌شناسی، زمین‌شیمیایی، زمین‌ساختی و خاستگاه متفاوت آنها می‌توان همانند دیگر گرانیتوییدهای این بخش از بلوک لوت، دو سن متفاوت ژوراسیک میانی (تونالیت بیوتیت‌دار) و ائوسن- الیگوسن (سینوگرانیت- آلکالی‌فلدسپار گرانیت) را برای تودة آذرین درونی گرانیتوییدی ذرتی در نظر گرفت. لیکن برای پی‌بردن به سن مطلق واحدهای این تودة گرانیتوییدی، خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی آن، ضرورت انجام بررسی‌های مربوط به سن‌سنجی و ایزوتوپی روی این تودة گرانیتوییدی دو چندان شده است.

 

برداشت

واحدهای تونالیت بیوتیت‌دار و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت دو واحد اصلی و بزرگ گرانیتویید ذرتی هستند که بخش بزرگی از مساحت آن را دربر گرفته‌اند. دیگر واحدها عبارتند از: گرانیت، گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت و تورمالین‌دار به‌همراه دایک‌ها و رگه‌های آپلیتی و پگماتیتی. سنگ‌های این تودة آذرین درونی از کوارتز، پلاژیوکلاز، میکروکلین، بیوتیت، مسکوویت و تورمالین ساخته شده‌اند. این سنگ‌ها سرشت سری کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و پرآلومینوس را نشان می‌دهند و مربوط به گرانیت‌های نوع S هستند. از نشانه‌های پیدایش این سنگ‌ها در پهنه‌‌های برخوردی و دخالت پوسته در پیدایش آنها می‌توان غنی‌شدگی عنصرهایی مانند Rb، Th، U، K و Pb و تهی‌شدگی عنصرهایی مانند Nb، Sr، P، Ti و Zr را نام برد. در نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌ها دست‌کم دو روند نشان می‌دهند که هر کدام مشابه یکدیگر هستند. افزون‌بر این، این سنگ‌ها خاستگاه و محیط زمین‌ساختی متفاوتی نسبت به یکدیگر دارند؛ به‌گونه‌ای‌که گرانودیوریت پورفیروییدی تورمالین‌دار و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت از ذوب خاستگاهی متاپلیتی غنی از رس پوستة بالایی و بی دخالت گوشته، در یک محیط زمین‌ساختی برخوردی پدید آمده‌اند که آبزدایی مسکوویت نقش بسزایی در پیدایش آنها داشته است. گرانودیوریت پورفیروییدی بیوتیت‌دار به‌همراه گرانیت، تونالیت بیوتیت‌دار و انکلاوهای آن از ذوب خاستگاهی متاگری‌وکی غنی از پلاژیوکلاز در پوستة بالایی و بی دخالت گوشته، در یک محیط زمین‌ساختی به‌ترتیب برخوردی و پسابرخوردی پدید آمده‌‌اند که آبزدایی بیوتیت در پیدایش آنها دخیل بوده است و گمان می‌رود از نظر زمانی مربوط به دو زمان متفاوت ژوراسیک میانی (تونالیت بیوتیت‌دار) و ائوسن- الیگوسن (سینوگرانیت- آلکالی‌فلدسپار گرانیت) هستند. این سنگ‌ها در فشار بخار آب کمتر از 5 کیلوبار و دمای 650 تا 700 درجة سانتیگراد برای گرانودیوریت‌های پورفیروییدی بیوتیت و تورمالین‌دار و سینوگرانیت تا آلکالی‌فلدسپار گرانیت و دمای 775 درجة سانتیگراد برای گرانیت، تونالیت‌های بیوتیت‌دار و انکلاوهای آن پدید آمده‌اند.

 

[1] X-Ray fluorescence spectroscopy

[2] Inductively coupled plasma mass spectrometry

[3] Institute Of Geology and Geophysics Chinese Academy of Sciences

[4] agate mill

[5] matrix effects

[6] instrumental drift

[7] Rare Earth Elements

[8] High Field-Strength Elements

[9] Large Ion Lithophile Elements

[10] muscovite-bearing peraluminous granitoids

[11] cordierite- bearing and biotite- rich peraluminous granitoids

References

Altherr, R., Henes-Klaiber, U., Hegner, E., Satir, M. and Langer, C. (1999) Plutonism in the Variscan Odenwald (Germany): From subduction to collision. International Journal of Earth Sciences, 88, 422– 443.
Arjmandzadeh, R. and Santos, S. A. (2014) Sr–Nd isotope geochemistry and tectonomagmatic setting of the Dehsalm Cu–Mo porphyry mineralizing intrusives from Lut Block, eastern Iran. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 103, 123–140.
Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011) Sr-Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah-Shaljami granitoids (Lut block, eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 41, 283-296.
Bagheri, B. and Stampfli, G. M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451, 123-155.
Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46(3), 605–626.
Biabangard, H., Najafzadeh Khajoui, M. and Ahmadi, A. (2016) Mineralogy, geochemistry and origin of Chaharfarsakh intrusive and extrusive rocks, Lut block. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 24(3), 515-530 (in Persian).
Blatt, H., Tracy, R. J. and Owens, B. E. (2006) Petrology: Igneous, Sedimentary and Metamorphic. 3rd edition. W. H. Freeman, London.
Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: Evolution of a concept, problems and prospects. Lithos, 97, 1–29.
Buriánek, D. and Novák, M. (2007) Compositional evolution and substitutions in disseminated and nodular tourmaline from leucocratic granites: Examples from the Bohemian Massif, Czech Republic. Lithos, 95, 148–164.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 83, 1-12.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types. 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences, 48, 489-499.
Clemens, J. D. (1984) Water contents of silicic to intermediate magmas. Lithos, 17, 273–287.
Clemens, J. D. and Stevens, G. (2012) What controls chemical variation in granitic magmas? Lithos, 134-135, 317-329.
Crawford, A. R. (1977) A summary of isotropic age data for Iran, Pakistan and India. Memories hors serie de la sociate geologique de France, France.
Crawford, M. B. and Windley, B. F. (1990) Leucogranites of the Himalaya/Karakoram: Implications for magmatic evolution within collisional belts and the study of collision-related leucogranite petrogenesis. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 44(1-2), 1–19.
Dercourt, J., Zonenshain, L. P., Ricou, L. E., Kazmin, V. G., Le Pichon, X., Knipper, A. L., Grandjacquet, C., Sbortshikov, I. M., Geyssant, J., Lepvrier, C., Pechersky, D. H., Boulin, J., Sibuet, J. C., Savostin, L. A., Sorokhtin, O., Westphal, M., Bazhenov, M. L., Lauer, J. P. and Biju-Duval, B. (1986) Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the Lias. Tectonophysics, 123(1-4), 241–315.
Eftekharnezhad, J. (1980) Division of Different Part of Iran Base on Structural Position in Related to Sedimentary Basins. Journal of Iranian Petroleum Association, 82(1), 19-28 (in Persian).
Esmaeily, D., Ne´de´lec, A., Valizadeh, M.V., Moore, F. and Cotton, J. (2005) Petrology of the Jurassic Shah-Kuh granite (eastern Iran), with reference to tin mineralization. Journal of Asian Earth Sciences, 25, 961–980.
Esmaeily, D., Valizadeh, M. V., Hassanzadeh, J. and Belon, H. (2002) Petrologic diversity and K-Ar datings of Shah-Kuh pluton (south of Birjand). Geosciences Scientific Quarterly Journal, 10, 41-42 (in Persian).
Gardien, V., Thompson, A. B., Grujic D. and Ulmer, P. (1995) Experimental melting of biotite+ plagioclase+quartz±muscovite assemblages and implications for crustal melting. Journal of Geophysical Research, 100, 581-15.
Ghodsi, M, R., Boomeri, M., Bagheri, S., Ishiyama, D. and Corfu, F. (2016) Geochemistry, zircon U-Pb age, and tectonic constraints on the Bazman granitoid complex, southeast Iran. Turkish Journal of Earth Sciences, 25, 311- 340.
Ghonjalipour, R., Biabangard, H. and Ahmadi, A. (2016) Petrography, geochemistry and tectonic setting of Rigi granitoid body (east of Lut Block, Central Iran). Petrological Journal, 7(25), 19- 32 (in Persian with English Abstract).
Gou, Z., Zhang, Z., Dong, X., Xiang, H., Ding, H., Tian, Z. and Lei, H. (2016) Petrogenesis and tectonic implications of the Yadong leucogranites, Southern Himalaya. Lithos, 256-257, 300-310.
Harris, N. B., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: Collision tectonics (Eds. Coward, M. P. and Reis, A. C.) Special Publications, 19(1), 67-81. Geological Society, London.
Harris, N., Inger, S. and Massey, J. (1993) The role of fluids in the formation of High Himalayan leucogranites, In: Himalayan tectonics (Eds. Searle M. P. and Treloar, P. J.) Special Publications, 74: 391- 400. Geological Society of London.
Hu, G., Zeng, L., Gao, L., Liu, Q., Chen, H. and Guo, Y. (2018) Diverse magma sources for the Himalayan leucogranites: Evidence from B-Sr-Nd isotopes. Lithos, 314-315, 88-99.
Jung, D., Keller, J., Khorasani, R., Marcks, C., Baumann, A. and Horn P. (1983) Petrology of the Tertiary magmatic activity the northern Lut area, East of Iran. Ministry of mines and metals, GSI, Geodynamic Project (Geotraverse) in Iran, 51, 285-336.
Kawakami, T. and Kobayashi, T. (2006) Trace element composition and degree of partial melting of politic migmatites from the Aoyama area, Ryoke metamorphic belt, SW Japan: Implications for the source region of tourmaline leucogranites. Gondwana Research, 9, 176–188.
Kovalenko, V., Naumov, V. B., Girnis, A. V., Dorofeeva, V. A. and Yarmolyuk, V. V. (2010) Average composition of basic mantle sourcces of island arcs and active continental margins estimated from the data on melt inclusions and quennched glasses of rocks. Petrology, 18, 1-26.
Lin, L. N., Xiao, W., Wan, B., Windley, B. F., Ao, S., Han, C., Feng, J., Zhang, J. E. and Zhang, Z. (2014) Geochronologic and geochemical evidence for persistence of south-dipping subduction to late permian time, langshan area, Inner Mongolia (China): significance for termination of accretionary orogenesis in the southern Altaids. American Journal of Science, 314(2), 679–703.
Lotfi, M. (1982) Geological and geochemical investigations on the volcanogenic Cu, Pb, Zn, Sb ore- mineralizations in the Shurab-GaleChah and northwest of Khur (Lut, east of Iran). Unpublished Ph.D. Thesis, der Naturwissenschaften der Universitat Hamburg, Germany.
Lu, S, F., Zhu, X. Q. and Li, X. F. (2019) Geochronology and geochemistry of the five magmatic rocks in the Ningzhen region, China. Acta Geochemical, 38(2), 241–261.
Mahmoudi, S., Masoudi, F., Corfu, F. and Mehrabi, B. (2010) Magmatic and metamorphic history of the Deh-Salm metamorphic Complex, Eastern Lut block. (Eastern Iran), from U–Pb geochronology. International Journal of Earth Sciences, 99(6), 1153–1165.
Malekzadeh Shafaroudi, A. (2009) Geology, mineralization, alteration, geochemistry, microthermometry, radiogenic isotopes, petrogenesis of intrusive rocks and determination of source of mineralization in Maherabad and Khopik prospect areas, south Khorasan province. Ph.D. Thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran.
Malekzadeh Shafaroudi, A., Karimpour, M. H. and Stern, C. R. (2012) Zircon U-Pb dating of Maherabad porphyry copper-gold prospect area: evidence for a late Eocene porphyry-related metallogenic epoch in east of Iran. Journal of Economic Geology, 3, 41-60 (in Persian).
Miri Beydokhti, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F. and Klötzlid, U. (2015) U-Pb zircon geochronology, Sr-Nd geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of Mahoor granitoid rocks (Lut Block, Eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 111(1), 192–205.
Miri Bydokhti, R., Karimpour, M. H. and Mazaheri, A. (2014) Petrology and tectonomagmatic setting of granitoid intrusions of Mahoor area, southwest of Nehbandan. Petrological Journal, 5(19), 123-138 (in Persian with English Abstract).
Mohamed, F. H. and Hassanen, M. A. (1997) Geochemistry and petrogenesis of Sikait leucogranite, Egypt: An example of S-type granite in a metapelitic sequence. Geologische Rundschau, 86(1), 81-92.
Moradi Noghondar, M., Karimpour, M, H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Farmer, L. and Stern, C. (2012b) Geochemistry, zircon U-Pb geochronology and Rb-Sr and Sm-Nd isotopes of Najmabad monzonitic rocks south of Ghonabad. Petrological Journal, 3(11), 77- 96 (in Persian with English Abstract).
Moradi Noghondar, M., Karimpour, M. H., Farmer, L. and Stern, C. (2012a) Geochemistry of Rb-Sr and Sm-Nd isotopes, U-Pb zircon geochronology, and petrogenesis of Najmabad Granodiorite- granite batholith, Gonabad. Journal of Economic Geology, 2(3), 127- 145.
Naderi Miqan, N., Akrami, M. (2006) Geology map of Chah Dashi, scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38, 757-775.
Nozaem, R., Nasrabady, M., Mohajjel, M. and Yasaghi, A. (2015) Mineralogy, petrogenesis and tectonic setting interpretation of Kuh-e-Sarhangi area granites (northwest of Lut block). Petrological Journal, 6(21), 179- 199 (in Persian with English Abstract).
Omidianfar, S., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2018) Petrography, geochemistry and tectonic setting of Hanar ganitoids (south of Birjand): a signature for magmatism identification of east of Lut block. Petrological Journal, 9(35), 55- 78 (in Persian with English Abstract).
Pang, K. N., Chung, S., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H., Chu, C., Lee, H. and Lo, C. (2013) Eocene-Oligocene post-collisional magmatism in the Lut-Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180-181, 234-251.
Patiño Douce, A. E. (1997) Generation of metaluminous A-type granites by low-pressure melting of calc-alkaline granitoids. Geology, 25, 743–746.
Patiño Douce, A. E. (1999b) Amphibolite to granulite transition in aluminous greywackes from the Sierra de Comechingones, Córdoba, Argentina. Journal of Metamorphic Geology, 17(4), 415–434.
Patiño Douce, A. E. and Beard, J. S. (1995) Dehydration-melting of Biotite Gneiss and Quartz Amphibolite from 3 to 15 kbar. Journal of Petrology, 36, 707-738.
Patiño Douce, A. E. and Beard, J. S. (1996) Effects of P, f(O2) and Mg/Fe ratio on dehydration melting of model metagreywackes. Journal of Petrology, 37, 999-1024.
Patiño Douce, A. E. and Johnston, A. D. (1991) Phase equilibria and melt productivity in the pelite system: Implication for the origin of peraluminous granitoid and aluminous granulites. Contributions to Minarology and Petrology, 107, 202-218.
Patiño Douce, A. E. and Mccarthy, T. C. (1998) Melting of crustal rocks during continental collision and subduction. In: When continents Collide: Geodynamics and geochemistry of ultra-high pressure rocks (Eds. Hacker, B. R. and Liou, J. G.) 27-55. Kluwer, Academic publisher, Dordrecht.
Patiño Douce, A.E. (1999a) What do experiment tell us about the relative contribution of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Understanding granite: Intergrating new and classic techniques (Eds. Carstro, A., Fermandez, C. and Vigneres, J. L.) Special Publictions, 168, 55-75. Geological Society, London.
Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19, 120–125.
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.
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.
Pourhosseini, F. (1981) Influential masses of Upper Cretaceous and Lower Miocene in northern Makran and Central Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Internal Report, Tehran, Iran.
Rapp, R. P. (1995) Amphibole-out phase boundary in partially melted metabasalt, its control over liquid fraction and composition, and source permeability. Journal of Geophysics Research, 100, 15601– 15610.
Rapp, R. P. and Watson, E. B. (1995) Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: Implication for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology, 36, 891-931.
Rapp, R. P., Watson, E. B. and Miller, C. F. (1991) Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalities. Precambrian Research, 51, 1-25.
Reyer, D. and Mohaffez, A. (1972) A first contribution of the NIOC-ERAP agreements to the knowledge of Iranian geology. Edition Techniqs, Paris, France.
Roberts, M. P. and Clemens, J. D. (1993) Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology, 21, 825-828.
Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation and Interpretation. Longman Group UK Ltd., London.
Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L. and Amini, S. A. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): Implication for the evolution of the Sistan ocean. Lithos, 117, 209-228.
Salati, E., Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Heidarian Shahri, M. R., Farmer, L. and Stern, C. (2015) Zircon U-Pb geochronology of Sr-Nd isotopes and petrogenesis of I-type reduced granitoids of Keybarkuh (Southwest of Khaf). Petrological Journal, 6(23), 139- 160 (in Persian with English Abstract).
Sengor, A. M. C. and Natalin, B. A. (1996) Paleotectonics of Asia: Fragment of a synthesis. In: The Tectonic evolution of Asia (Eds. An, Y. and Harrison, T. M.) 486-640. Cambridge University Press, Cambridge.
Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks, their genesis, composition, classification, and their relations to ore deposits. John Wiley & Sons, Inc., New York, US.
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., Thomas, C. M., Harris, C., Morishita, T. and Tamura, A. (2020) Origin of Lower Paleozoic S-type magmatism in a northern terrane of Gondwana (Central Iran): Geochemical and isotopic approach. Periodico di Mineralogia, 89(2), 189-213.
Singh, J. and Johannes, W. (1996) Dehydration melting of tonalites. Part I. Beginning of melting. Contributions to Mineralogy and Petrology, 125(1), 16–25.
Skjerlie, K. P. and Johnston, A. D. (1996) Vapour-Absent Melting from 10 to 20 kbar of Crustal Rocks that Contain Multiple Hydrous Phases: Implications for Anatexis in the Deep to Very Deep Continental Crust and Active Continental Margins. Journal of Petrology, 37, 661-691.
Stevens, G., Clemens, J. D. and Droop, G. T. R. (1997) Melt production during granulite-facies anatexis: Experimental data from “primitive” metasedimentary protoliths. Contributions to Mineralogy and Petrology, 128(4), 352-370.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes In: Magmatism in ocean basins (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) Special Publication, 42(1): 313- 345. Geological Society, London, UK.
Sylvester, P. J. (1998) Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45, 29-44.
Thièblemont, D. and Cabanis, B. (1990) Utilisation d’un diagramme (Rb/100)-Tb-Ta pour la discrimination géochimique et l’étude pétrogénétique des rochesmagmatiques acides. Bulletin de la Société géologique de France, 6(1), 23–35.
Thiéblemont, D. and Tégyey, M. (1994) Geochemical discrimination of differentiated magmatic rocks attesting for the variable origin and tectonic setting of calc-alkaline magmas. Comptes Rendus De L Academie Des sciences Serie II, 319, 87-94.
Toulabi Nejad, E., Ahmadi khalaji, A., Biabangard, H. and Tahmasbi, Z. (2017) Geochemistry, tectonic setting and petrogenesis of Sefidkuh granitoid rocks and comparison with Shahkuh granitoid, West of Nehbandan, East of Iran. Journal of New Findings of Applied Geology, 11(21), 1-16 (in Persian).
Vielzeuf, D. and Holloway, J. R. (1988) Experimental determinations of fluid-absent melting relations in the pelitic system. Contributions to Mineralogy and Petrology, 98, 257–276.
Villaros, A., Stevens, G. and Buick, I. S. (2009) Tracking S-type granite from source to emplacement: Clues from garnet in the Cape granite suite. Lithos, 112 (3-4), 217–235.
Villaseca, C., Barbero, L., and Heneros, V. (1998) A re-examination of the typology of peraluminous granite types in intracontinental orogenic belts. Transactions of the Royal Society of Edinburge, Earth Sciences, 89, 113-119.
Visona, D. and Lombardo, B. (2002) Two-mica and tourmaline leucogranites from the Everest–Makalu region (Nepal–Tibet). Himalayan leucogranite genesis by isobaric heating? Lithos, 62, 125– 150.
Watson, E. B. and Harrison, T. M. (1983) Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters, 64(2), 295–304.
Westphal, M., Bazhenov, M. L., Lauer, J. P., Pechersky, D. M. and Sibuet, J. C. (1986) Paleomagnetic implications on the evolution of the Tethys belt from the Atlantic ocean to the Pamirs since the Triassic. Tectonophysics, 123, 37-82.
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.
Yang, H., Zhang, H., Luo, B., Gao, Z., Gou, L. and Xu, W. (2016) Generation of peraluminous granitic magma in a post-collisional setting: A case study from the eastern Qilian orogen, NE Tibetan Plateau. Gondwana Research, 36, 15-32.
Zhang, L., Wang, Q., Zhu, D., Li, S., Zhao, Z., Zhang, L., Chen, Y., Liu, S., Zheng, Y., Wang, R. and Liao, Z. (2019) Generation of leucogranites via fractional crystallization: A case from the late Triassic Luoza batholith in the Lhasa Terrane, southern Tibet. Gondwana Research, 66, 63-76.

Files

History

  • Receive Date: 24 October 2020
  • Revise Date: 27 January 2021
  • Accept Date: 03 April 2021

Share

How to cite

Statistics