نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

3 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

4 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران

5 دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران؛ دانشگاه آکادمی علوم چین، پکن، چین

چکیده

تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی درون مجموعة دگرگونی ده‌سلم در حاشیة خاوری پهنة لوت برونزد دارد. این توده از طیف سنگی با ترکیب تونالیت، گرانودیوریت و گرانیت (مونزو و سینوگرانیت) ساخته شده است. این سنگ‌ها دربردارندة کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، میکروکلین، ارتوز، بیوتیت و ‌مسکوویت با بافت‌های گرانولار، میرمکیتی تا پویی‌کیلیتیک هستند. نمودارهای زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند این توده کالک‌آلکالن، پرآلومینوس و بیشتر متمایل به گرانیتوییدهای نوع S است. روندهای مشابه عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت نشان‌دهندة خاستگاه مشترک سنگ‌های این توده هستند. سنگ‌های سازندة این گرانیتویید از عنصرهایی مانند Rb، Th، U، K، Pb، Nd، La، Sm، Hf، Ce و Pr غنی‌شدگی و از عنصرهایی مانند Nb، Sr، P، Ti و Zr تهی‌شدگی نشان می‌دهند. این ویژگی‌ها در ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش حاشیة فعال قاره‎ای با دخالت پوسته‌ به‌چشم می‌خورند. این تودة گرانیتوییدی از نوع گرانیت‌های پسابرخوردی در یک کمان قاره‌ای برخوردی عادی تا بالغ است که از سنگ‌مادری با ترکیب متاگری‌وکی فقیر از رس با خاستگاه پوستة بالایی از آبزدایی بیوتیت پدید آمده است. نمودارهای Al2O3+FeOt+MgO+TiO2 دربرابر Al2O3/(FeOt+MgO+TiO2)، SiO2 دربرابر p 2O5 وZr و نمودار سه تایی Qtz-Ab-Or نشان می‌دهند گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی در فشار بخارآب 5 ≥ کیلوبار و میانگین دمای 775 درجة سانتیگراد پدید آمده است.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Petrology, geochemistry, source and tectonic setting of Malek Chah Ruii granitoid (East of Lut Block)

نویسندگان [English]

  • Abadullah Toulabi Nejad 1
  • Ahmad Ahamadi Khalaji 2
  • Mohammad Ebrahimi 3
  • Habib Biabangard 4
  • Rasoul Esmaeili 5

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

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

3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Zanjan University, Zanjan, Iran

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

5 Ph.D., Department of Geology, Faculty of Sciences, Zanjan University, Zanjan, Iran; University of Chinese Academy of Sciences, Beijing, China

چکیده [English]

 
The Malek Chah Rouii granitoid pluton is exposed within the Deh-Salm metamorphic complex in the eastern margin of the Lut zone. The studied granitoid with peraluminous and calc-alkaline nature is composed of tonalite, granodiorite, and granite (monzo- and syenogranite). The predominant minerals are quartz, plagioclase, microcline, orthoclase, biotite, and muscovite with granular, myrmekite to poikiliitic textures. The similar trends of trace and REE on geochemical diagrams normalized to primary mantle and chondrite could be indicative of the common origin of the rocks under study. Furthermore, they are enriched in Rb, Th, U, K, Pb, Nd, La, Sm, Hf, Ce, and Pr and depleted in Nb, Sr, P, Ti, and Zr. These characteristics are the common features of the magmas formed in active continental subduction zones affected by continental crust. This pluton is a post-collision type originated in a normal to mature continental arc from a protolith with a poor clay metagreywacke composition involving biotite dehydration. The Al2O3+FeOt+MgO+TiO2vs. Al2O3/(FeOt+MgO+TiO2), SiO2 vs. p < sub>2O5, and. Zr as well as the Qtz-Ab-Or ternary diagram show that the Malek Chah Rouii granitoid formed at 5 kbarwater vapor pressure and an average temperature of 775℃.
 
Key words:S-type granitoid, post-collision, source, Nehbandan, Lut Block
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • The Malek Chah Rouii granitoid pluton is exposed within the Deh-Salm metamorphic complex in the eastern margin of the Lut zone. The studied granitoid with peraluminous and calc-alkaline nature is composed of tonalite
  • granodiorite
  • and granite (monzo- and syenogranite). The predominant minerals are quartz
  • plagioclase
  • microcline
  • orthoclase
  • biotite
  • and muscovite with granular
  • myrmekite to poikiliitic textures. The similar trends of trace and REE on geochemical diagrams normalized to primary mantle and chondrite could be indicative of the common origin of the rocks under study. Furthermore
  • they are enriched in Rb
  • Th
  • U
  • K
  • Pb
  • Nd
  • La
  • Sm
  • Hf
  • Ce
  • and Pr and depleted in Nb
  • Sr
  • P
  • Ti
  • and Zr. These characteristics are the common features of the magmas formed in active continental subduction zones affected by continental crust. This pluton is a post-collision type originated in a normal to mature continental arc from a protolith wi
  • SiO2 vs. P2O5
  • and. Zr as well as the Qtz-Ab-Or ternary diagram show that the Malek Chah Rouii granitoid formed at ≥5 kbar water vapor pressure and an average temperature of 775℃. S-type granitoid
  • post-collision
  • source
  • Nehbandan
  • Lut Block

 

ماگماتیسم در بلوک لوت در طول زمان‌های مختلف، به‌ویژه در دورة ژوراسیک روی داده است (Aghanabati, 2004). به باور Pangو همکاران (2013) نیز فعالیت گستردة ماگماتیسم در بلوک لوت از زمان ژوراسیک آغاز شده و در ترشیاری به اوج خود رسیده است. همچنین، آنها با به‌کارگیری داده‌های سن‌سنجی‌های انجام‌شده روی بازالت‌های آلکالن میوسن تا کواترنریِ منطقةلوت- سیستان، زمان برخورد بلوک لوت با بلوک افغان را به کرتاسة پسین نسبت می‌دهند. در این بلوک سه باتولیت بزرگ گرانیتوییدی شاه‌کوه، چهارفرسخ و بزمان دیده می‌شوند. گرانیتویید شاه‌کوه از بزرگ‌ترین باتولیت‌های خاور ایران با 45 کیلومتر درازاست (Aghanabati, 2004) که از دو واحد مونزوگرانیت-گرانودیوریت و سینوگرانیتی ساخته ‌شده است (Esmaeily et al., 2005). به باور Esmaeily و همکاران (2002)، ویژگی‌های کانی‌شناسی این توده همانند گرانیت‌های نوع I است و با سن میانگین 1/3± 165 میلیون سال پیش (ژوراسیک میانی) در یک محیط زمین‌ساختی کمان آتشفشانی (VAG) و در پی فرورانش صفحة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی پدید آمده است. گرانیت چهارفرسخ در 165 کیلومتری جنوب بیرجند و در بخش خاوری بلوک لوت، در میان رسوب‌های شیلی- ماسه‌سنگی ژوراسیک زیرین- میانی، تزریق شده است. ‌افزون‌بر بررسی‌های Esmaily و همکاران (2005) روی تودة گرانیتوییدی شاه‌کوه، بررسی‌های سن‌سنجی روی دیگر توده‌های خاور بلوک لوت نیز انجام شده‌اند. برای نمونه، Arjmandzadeh و همکاران (2011) سن گرانیتویید چاه‌شلمی را 1±5/33 میلیون سال پیش، Arjmandzadeh و Santos (2014) سن گرانیتویید ده‌سلم را 1±33 میلیون سال پیش و Miri Beydokhti و همکاران (2015) سن گرانیتویید ماهور را 2/0±9/31 میلیون سال پیش به‌دست آورده‌اند. باتولیت بزمان به سن 74±2 میلیون سال پیش در شمال جازموریان دربردارندة گرانیت‌های آلکالن و گرانیت‌های هورنبلند‌دار و توده‌های کوچک‌تری از گابرو و دیوریت است (Pourhosseini, 1981). Ghodsi و همکاران (2016) باتولیت بزمان را دربردارندة سنگ‌های آذرین درونیِ گابرو تا گرانیت‌های متاآلومینوس تا پرآلومینوس ضعیف و از نوع I می‌دانند که ویژگی‌های زمین‌شیمیایی ماگماتیسم کمان آتشفشانی معمولی در حاشیة قاره را نشان می‌دهند. سن‌سنجی جدید ID-TIMS U-Pb روی زیرکن و تیتانیت جداشده از نمونه‌های گرانیتی کمپلکس گرانیتی بزمان نشان می‌دهد این تودة آذرین درونی در کرتاسة پایانی (در 83- 72 میلیون سال پیش) با فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس زیر قارة اوراسیا جایگیری کرده است. سپس هنگامی‌که این کمپلکس گرانیتی چه‌بسا به‌صورت پادساعت‌گرد نسبت به منطقة سنندج- سیرجان و پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر، چرخانده شده است، این مجموعه بخشی از بلوک لوت شده است (Ghodsi et al., 2016). گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی در جنوبی‌ترین بخش مجموعة دگرگونی ده‌سلم جای دارد. مجموعة دگرگونی ده‌سلم پهنه‌ای دگرگونی- ماگمایی به درازای km 100 و پهنای km20 است که در حاشیة خاوری بلوک لوت جای دارد (Sahandi, 1992). این کمپلکس دگرگونی از دو بخش پایینی و بالایی ساخته شده است و احتمالاً سنگ‌مادر آن متعلق به سازندهای پالئوزوییک و مزوزوییک زیرین است (Stöcklin et al., 1972; Berberian, 1973). با به‌کارگیری روش تعیین نسبت Rb/Sr برای این مجموعة دگرگونی، پژوهشگرانی مانند Reyer و Mohaffez (1972) و Crawford (1977) به‌ترتیب سن‌های 209 تا 206 و 10±165 میلیون سال پیش را به‌دست آورده‌اند. همچنین، Mahmoodi و همکاران (2009) سن مطلق 163 تا 168 میلیون سال پیش را برپایة نسبت U/Pb روی تک‌دانه‌های زیرکن، مونازیت و زینوتیم برای مجموعة دگرگونی ده‌سلم به‌دست آورده‌اند. بررسی‌های پیشین روی تودة ملک‌چاه‌رویی محدود است و از میان آنها می‌توان کارهای Ahmadi Bonakdar (2009) و تهیة نقشة زمین‌شناسی 100000/1 ورقة چاه‌داشی توسط Naderi Miqan و Akrami (2006) را نام برد؛ اما تا کنون بررسی‌های دقیق سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی روی واحدهای گوناگون این توده انجام نشده است. در این نوشتار به ویژگی‌های سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و خاستگاه این توده پرداخته می‌شود. امید است که راهگشای مسائل زمین‌شناسی برای بررسی‌های آینده باشد.

 

زمین‌شناسی منطقه

تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی با روند شمالی- جنوبی به درازای نزدیک به 8 کیلومتر و پهنای 3/1 کیلومتر در عرض‌های جغرافیایی '05°31 تا '31°10 شمالی و طول‌های جغرافیایی '38°59 تا '59°39 خاوری (شکل 1) در خاوری‌ترین بخش از پهنة لوت و در شمال و خاور دگرگونی‌های ده‌سلم (جنوبی‌ترین بخش آن) جای گرفته است (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- بخشی از نقشة زمین‌شناسی 100000/1 چاه‌داشی تهیه‌شده توسط Naderi Miqan و Akrami (2006) که در آن تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی نشان داده شده است

 

 

 

 

شکل 2- A) نمایی از بخش شمالی گرانودیوریت ملک‌چاه‌رویی (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) گسل‌های عرضی و طولی در بخش میانی توده (دید رو به جنوب‌خاوری)؛ C) رگه‌های پگماتیتی طولی و عرضی؛ D) جابجایی رگه‌های پگماتیتی؛ E) دگرگونی‌های ده‌سلم (بخش پایینی)، گرانیت‌های سفیدرنگ (بخش میانی) و گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی (بخش بالایی) در بخش شمالی توده (دید رو به جنوب)؛ F) نمایی از بخش جنوبی تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی با بخش جنوبی دگرگونی‌های ده‌سلم، تداخل و مرز میان آنها با یکدیگر (دید رو به جنوب‌باختری)؛ G) قطعه‌ای از دگرگونی‌های ده‌سلم درون گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی در بخش جنوبی؛ H) مرز میان دگرگونی‌های ده‌سلم، گرانیت‌های نواری و گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی در بخش شمالی توده که با گسل از یکدیگر جدا شده‌اند.


 

 

این توده به شکل بیضوی کشیده با حداکثر ارتفاع 1400 متر (شکل 2- A) است. واحدهای آندالوزیت‌شیست و گارنت‌شیست وابسته به مجموعة دگرگونی ده‌سلم میزبان واحد گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی هستند (شکل 1). در بخش خاوری و شمال‌خاوری این توده، گرانیتویید قله‌ریگ (Toulabi Nejad et al., 2016) و سفیدکوه (Toulabi Nejad et al., 2014, 2017)، در شمال، آتشفشان سیخ‌کوه (Shahraki, 2014) و در جنوب، مخروط‌های بازالتی کواترنر دیده می‌شوند (شکل 1).

 

ویژگی‌های صحرایی

مرز تودة گرانیتوییدی چاه‌رویی با واحدهای در برگیرنده بیشتر گسله است و گسل‌ها معمولاً روند شمالی- جنوبی و کمتر روند خاوری- باختری دارند (شکل 2- B). واحد اصلی و فراوان تودة آذرین درونی ملک‌چاه‌رویی، گرانودیوریت است که در آن کانی‌های پلاژیوکلاز، کوارتز و بیوتیت دیده می‌شوند. از ویژگی‌های بارز این توده، فراوانی رگه‌های آپلیتی با بافت دانه‌ریز و ترکیب شبیه به توده اصلی و رگه‌های پگماتیتی و ‌نبود انکلاو است (شکل‌های 2- C و 2- D). این رگه‌ها در جای‌جای توده با ضخامت‌های متفاوت همراه با تداخل‌هایی از درهم‌شدن رگه‌های طولی و عرضی دیده می‌شوند (شکل 2- C). تورمالین‌زایی شدید در برخی رگه‌ها، جابجایی‌ رگه‌ها از چند سانتیمتر تا چند متر (شکل 2- D) و خمیدگی در رگه‌های پگماتیتی از دیگر ویژگی این رگه‌ها به‌شمار می‌‌روند. در بخش‌های جنوبی و شمالی و در پایة توده در برخی بخش‌ها، گرانیت‌های کاملاً روشن رنگ و منفرد مربوط به دگرگونی‌های ده‌سلم دیده می‌شوند (شکل 2- E) که از تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی قدیمی‌تر هستند. به‌گونه‌ای‌که قطعاتی از آن در این توده دیده می‌شوند. از ویژگی‌های بارز این گرانیت‌های روشن‌رنگ، داشتن گارنت‌های به رنگ قهوه‌ای متمایل به سرخ (احتمالاً آلماندین)، ‌مسکوویت، کوارتز و فلدسپار فراوان، تورمالین‌زایی‌ کم، بافت پگماتیتی و همراهی با مجموعة دگرگونی ده‌سلم به‌ویژه میکاشیست‌هاست. مرز گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی با بخش جنوبی دگرگونی‌های ده‌سلم یک مرز واضح نیست؛ بلکه به‌صورت درهم‌ریخته و تدریجی است (شکل 2- F) و قطعاتی از دگرگونی ده‌سلم (شکل 2- G) و گرانیت‌های سفیدرنگ به‌همراه تورمالین‌های آن در گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی دیده می‌شوند. در بخش‌های شمالی نیز گسل آنها را از گرانیت‌های روشن نواری و دگرگونی‌های ده‌سلم تفکیک کرده است (شکل 2- H).

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی روی سنگ‌های تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی، رگه‌های آپلیتی و پگماتیتی و سنگ‌های همجوار با آن، 100 نمونه از این واحدها برداشت شدند. سپس مقطع‌های نازکِ آنها تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان المپیوسBX51P بررسی شدند. از میان آنها 10 نمونه (2 نمونة تونالیت، 3 نمونة گرانودیوریت، 2 نمونة مونزوگرانیت و 3 نمونة سینوگرانیت) برگزیده شد و برای تجزیه به روش XRF و ICP-MS به مؤسسه زمین‌شناسی و ژئوفیزیک آکادمی علوم چین (IGG-CAS) فرستاده شدند (جدول 1). تراشه‌های سنگی در آسیاب عقیق پودر و عنصرهای اصلی با به‌کارگیری طیف‌سنج فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) مدل Philips PW 1500 روی صفحه‌ای شیشه‌ای ذوب و سپس ارزیابی شدند. غلظت عنصرهای کمیاب با روش طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) (VG-PQII) در IGG-CAS بررسی شدند. برای این کار، پودرهای نمونه در محلولی از HF و HNO3 تقطیر شدند و در بشرهای (لیوان‌های آزمایشگاهی) تفلونی Savillex به مدت 6 روز در دمای 120 درجه سانتیگراد تجزیه شدند. سپس محلول‌ها خشک و باقی‌مانده آنها برای تجزیه با دستگاه ICP-MS در 50 میلیلیتر HNO3 یک درصد حل شد (Lin et al., 2014). ایندیم به‌عنوان استاندارد داخلی برای اصلاح اثرات ماتریس و انحراف دستگاه به‌کار برده شد.

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‌های گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی به روش‌های XRF (برپایة درصدوزنی) و ICP- MS (برپایة ppm) (C: کرندوم)

Rock Type

Tonalite

Granodiorite

Monzogranite

Syenogranite

Sample No.

MGD- 11

MGD- 12

MGD- 10

MGD- 14

MGD- 16

MGD- 4

MGD- 6

MGD- 2

MGD- 8

MGD13

SiO2

71.95

71.12

72.5

71.43

71.36

70.71

72.26

 70.67

 71.01

73.33

Al2O3

14.52

14.9

15.02

14.85

14.78

15.12

14.62

 15.65

 15.05

14.24

TiO2

0.22

0.19

0.32

0.38

0.38

0.36

0.36

 0.4

 0.34

0.23

Fe2O3t

2.49

1.86

2.58

2.43

2.67

2.68

2.69

 2.74

 2.61

1.84

CaO

1.07

1.64

1.73

1.77

2.13

2.04

1.49

 2.19

 1.88

1.5

MgO

0.67

0.51

0.7

0.69

0.82

0.77

0.87

 0.79

 0.74

0.48

K2O

1.96

5.27

2.36

3.82

3.62

3.71

3.12

 3.59

 3.71

4.87

Na2O

5.63

2.79

4.34

3.98

3.37

3.95

3.59

 3.64

 3.97

2.91

MnO

0.031

0.036

0.039

0.02

0.05

0.023

0.047

 0.057

 0.02

0.046

P2O5

0.22

0.069

0.054

0.097

0.05

0.091

0.046

 0.048

 0.091

0.071

LOI

1.01

0.78

0.29

0.32

0.7

0.32

0.86

 0.21

 0.37

0.4

Total

99.78

99.17

99.93

99.79

99.93

99.78

99.95

 99.99

 99.78

99.92

Rb

56.8

61

121

153

137

152

135

 130

 148

119

Th

17.7

16.17

36.8

39.1

34.67

25.6

33.74

 29.54

 25.5

20.43

Nb

6.23

5.6

8.65

9

8.73

9.08

8.5

 7.9

 8.71

8.2

Pb

57.6

66

44

46.2

49

45.7

37

 45

 50.5

56

Sr

124

139.6

236.8

257

266.2

234

212.4

 246.8

 239

224.4

Zr

125

108

170

194

181

148

129

 122

 146

116

Hf

3.79

3.6

5.84

6.38

6.18

4.5

4.29

 4.73

 4.51

4.31

Y

9.3

11.4

18.5

24.4

19.9

16.7

18.3

 16.2

 14.1

13.3

Li

25.9

20

46

41.6

43

44.4

31

 33

 34.6

42

V

15.8

13.5

21

25.6

24

27.7

22

 23

 26.5

20

U

1.98

2.1

3.5

5.44

1.99

3.39

2.9

 2.8

 3.18

2.6

Be

2.18

2.30

3.60

3.95

3.73

4.52

4.30

 3.86

 4.27

3.95

Sc

6.95

5.20

6.40

7.58

7.10

9.32

7.30

 7.10

 8.70

7.60

Co

6.79

5.90

5.30

4.64

4.90

5.18

5.10

 5.10

 4.87

4.60

Mo

5.95

5.20

4.31

4.23

4.12

3.46

3.20

 5.40

 6.13

6.00

Sn

13.60

11.30

8.40

9.81

8.30

9.23

8.70

 11.00

 12.10

10.00

W

0.81

0.94

0.55

0.30

0.40

0.13

0.15

 0.32

 0.27

0.25

Ni

160

131

92

73.8

61

82.7

91

 93

 87.7

78

Cu

754

695

535

490

561

531

610

 506

 614

718

Zn

449

397

301

288

274

328

341

332

 355

373

Ga

13.4

12.9

22.1

23.8

21.6

22.2

21.8

22.4

 22.5

22.6

جدول 1- ادامه

Rock Type

Tonalite

Granodiorite

Monzogranite

Syenogranite

Sample No.

MGD- 11

MGD- 12

MGD- 10

MGD- 14

MGD- 16

MGD- 4

MGD- 6

MGD- 2

MGD- 8

MGD13

Ta

0.67

0.82

1.1

0.76

0.92

0.83

0.9

1.15

 0.99

0.95

La

31.8

28

40

52.8

45

37.3

42

36

 34.2

31

Ce

56.8

48

77

97.6

80

70.6

91

71

 66.5

63

Pr

6.54

7

10.68

12.1

11.12

8.35

9.51

8.13

 7.99

7.42

Nd

23.3

27.2

35.4

42.4

38

30.4

39.2

32.1

 28.1

27.3

Sm

3.96

5.67

5.46

6.95

6.24

5.21

6.63

5.39

 4.86

4.71

Eu

0.72

1.12

0.96

1.09

1.15

0.97

1.07

1.15

 0.99

1.05

Gd

3.19

3.67

4.43

5.41

4.67

4.17

4.48

4.11

 3.74

3.91

Tb

0.4

0.62

0.57

0.75

0.63

0.56

0.57

0.54

 0.49

0.51

Dy

2

3.09

3.64

4.18

3.81

3.03

2.88

2.64

 2.68

2.61

Ho

0.35

0.37

0.85

0.87

0.89

0.6

0.58

0.55

 0.52

0.53

Er

0.92

1.2

1.98

2.69

2.09

1.69

1.48

1.33

 1.45

1.26

Tm

0.15

0.25

0.26

0.49

0.31

0.29

0.23

0.23

 0.25

0.21

Yb

0.88

1.2

1.4

2.97

1.6

1.7

1.6

1.4

 1.52

1.3

Lu

0.14

0.21

0.22

0.44

0.2

0.25

0.23

0.21

 0.23

0.19

C (CIPW)

1.718

1.789

2.309

1.182

1.56

1.115

2.738

1.909

 1.303

1.624

Nb/U

1.65

4.39

3.15

2.67

3.15

2.74

2.47

2.82

 2.68

2.93

Ce/Pb

2.11

1.63

0.99

0.73

1.13

1.32

1.75

1.58

 1.54

2.46

Nb/La

0.17

0.19

0.20

0.20

0.26

0.25

0.22

0.22

 0.24

0.20

Sm/Yb

2.34

3.90

4.50

4.73

3.62

3.20

3.90

3.85

 3.06

4.14

 

 

سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و رده‌بندی مدال در نمودار QAP (Streckeisen, 1976)، ترکیب سنگ‌شناختی واحدهای اصلی گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی شامل تونالیت، گرانودیوریت و گرانیت (مونزو و سینوگرانیت) است.

تونالیت: در نمونة دستی به رنگ خاکستری دیده می‌شود و بافت گرانولار دارد. کانی کوارتز (30- 20 درصدحجمی) به‌صورت ریز تا درشت‌بلور، بی‌شکل، با خاموشی موجی و به رنگ خاکستری روشن تا تیره دیده می‌شود. میانبار‌هایی از کوارتزهای گرد، سریسیت و بیوتیت دارد و یا خود به‌صورت میانبار در پلاژیوکلازها جای گرفته ‌است. برخی از آنها حاشیه گردشده یا خورده‌شده دارند که این ویژگی افزون‌بر نشانة آمیختگی، شاید نشان‌دهندة ‌ذوب‌بخشی باشد. پلاژیوکلاز (نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی) مهم‌ترین کانی روشنِ تونالیت‌هاست و بیشتر ماکل‌های مکرر با نوارهای ماکلی ظریف نشان می‌دهد (شکل 3- A). برخی از آنها بافت غربالی دارند (شکل 3- A) و منطقه‌بندی ضعیفی نشان می‌دهند. پلاژیوکلاز بیشتر به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌‌شکل‌دار دیده می‌شود و میانبار‌هایی از ‌مسکوویت، بیوتیت و کوارتز دارد. بیشتر میانبار‌های کوارتز حاشیة گردشده، نیمه‌گردشده یا حاشیة خلیجی دارند. میکروکلین (2 تا 8 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل گاه با ماکل شبکه‌ای در فضای میان دیگر کانی‌ها جای گرفته ‌است و بیوتیت، کوارتزهای گردشده و پلاژیوکلاز دارد. بیوتیت (7 تا 15 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل، نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار به رنگ‌های قهوه‌ای، قهوه‌ای سوخته و سبز دیده می‌شود که گاه به کلریت تجزیه ‌شده است (شکل 3- B). این کانی میانبار‌هایی از کوارتز، زیرکن (برخی با حواشی سوخته) و ‌مسکوویت دارد. ‌مسکوویت (نزدیک به 2 تا 6 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار است (شکل‌های 3- B و 3- C) و کانی‌های پلاژیوکلاز، زیرکن و کوارتز دارد.

گرانودیوریت: از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها می‌توان کوارتز را نام برد که نزدیک به 20 تا 30 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد. این کانی به دو صورت درشت‌بلور و ریزبلور با حاشیة‌ گردشده یا خورده‌شده و بافت خلیجی دیده می‌شود. بیشتر کوارتزها بی‌شکل ‌هستند، خاموشی موجی دارند و میانبار‌هایی از بیوتیت، ‌مسکوویت، پلاژیوکلاز و کوارتزهای گردشده دارند.پلاژیوکلاز (نزدیک به 35 تا 60 درصدحجمی) به‌صورت بلورهای بی‌شکل، نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار با ماکل تکراری دیده می‌شود. اندازة پلاژیوکلاز‌ها در نمونه‌های گوناگون متغیر است و به 5/3 میلیمتر می‌رسد. برخی از آنها منطقه‌بندی و بافت غربالی نشان می‌دهند و میانبار‌هایی از بیوتیت، ‌مسکوویت و کوارتزهای گردشده دارند.میکروکلین (10 تا 20 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل با ماکل شبکه‌ای در فضای میان دیگر کانی‌ها دیده می‌شود و بیوتیت، کوارتزهای گرد و پلاژیوکلاز دارد. در حاشیه برخی میکروکلین‌‌ها و در مرز آنها با کانی کوارتز بافت گرانوفیری دیده می‌شود و بافت غربالی دارند.ارتوز با ماکل کارلسباد (شکل 3- D)، نزدیک به 3 تا 10 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد. ارتوزها به‌صورت بی‌شکل با بافت غربالی و با میانبار‌هایی از کوارتز دیده می‌شوند.بیوتیتکانی تیرة این سنگ‌هاست و نزدیک به 7 تا 15 درصدحجمی این سنگ‌ها را دربر می‌گیرد. این کانی شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل با رنگ‌های قهوه‌ای تا قهوه‌ای سوخته و سبز دیده می‌شود که در امتداد سطوح رخ و برخی نیز در حواشی با کلریت جایگزین شده‌اند. در حاشیة آنها، ‌مسکوویت‌های ریزدانه‌ای به‌ازای بیوتیت پدید آمده‌اند و میانبار‌هایی از کانی‌های زیرکن (برخی با هالة واکنشی) و کوارتز دارند. ‌مسکوویت‌ها (نزدیک به 2 تا 3 درصدحجمی) بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار هستند (شکل 3- E) و بیوتیت، ‌مسکوویت، زیرکن و کوارتز دارند.

مونزوگرانیت: کانی کوارتز 25 تا 35 درصدحجمی این سنگ‌ها را دربر می‌گیرد. به دو صورت درشت‌بلور و ریزبلور در زمینة سنگ دیده می‌شود و اندازة آن به 5 میلیمتر می‌رسد.کانی پلاژیوکلاز (نزدیک به 25 تا 45 درصدحجمی) به‌صورت شکل‌دار، نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل با ماکل تکراری همراه با نوارهای ظریف دیده می‌شود. ریز تا درشت‌بلور است و اندازة بلورهای آن به 4 میلیمتر می‌رسد. برخی پلاژیوکلازها بافت غربالی و منطقه‌بندی ضعیفی دارند و در پی دگرسانی با سریسیت جایگزین شده‌اند (شکل 3- F). میانبار‌هایی از بیوتیت، پلاژیوکلاز، ‌مسکوویت و کوارتزهای گرد در این کانی‌ها دیده می‌شوند. بافت آنتی‌پرتیت دارند و در مرز با کوارتز و در پی تداخل آنها بافت میرمکیتی دیده می‌شود.میکروکلیندر برخی از این سنگ‌ها نزدیک به 15 تا 30 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد و به‌صورت بی‌شکل با ماکل‌های مشبک دیده می‌شود (شکل 3- F). اندازة آنها به 6 میلیمتر می‌رسد و میانبار‌هایی از ‌مسکوویت، بیوتیت و کوارتزهای با حاشیه گرد دارند. همرشدی میکروکلینبا کوارتز سبب پیدایش بافت گرانوفیری در این سنگ‌ها شده است.ارتوزنزدیک به 3 تا 10 درصد سنگ را دربر می‌گیرد. ماکل کارلسباد دارد و گاه بافت غربالی دارد، نیمه‌شکل‌دار است و میانبار‌هایی از کوارتز، بیوتیت و سریسیت دارد.بیوتیتنزدیک به 8 تا 10 درصدحجمی این سنگ‌ها را دربر گرفته است که به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل با رنگ‌های قهوه‌ای تا قهوه‌ای سوخته، زرد و سبز دیده می‌شود (شکل 3- G). برخی بیوتیت‌ها در امتداد سطوح رخ و برخی نیز در حواشی با کلریت جایگزین شده‌اند. در حاشیة آنها ‌مسکوویت‌های ریزدانه‌ به‌ازای بیوتیت پدید آمده‌اند و میانبار‌هایی از زیرکن و کانی کدر دارند. ‌مسکوویت‌ها بی‌شکل و ریزبلور هستند و نزدیک به 2 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند (شکل 3- G).

سینوگرانیت: کوارتز کانی اصلی و رایج این سنگ‌ها است که تا 35 درصدحجمی آنها را دربر گرفته است. کوارتز معمولاً بی‌شکل است (برخی نیمه‌شکل‌‌دار)، خاموشی موجی دارد و به‌صورت درشت‌بلور و ریزبلور در سنگ دیده می‌شود. اندازة آنها به 3 میلیمتر می‌رسد. این کانی‌ در مرز با آلکالی‌فلدسپارها بافت گرانوفیری را پدید آورده ‌است. پلاژیوکلاز (10 تا 25 درصدحجمی) به‌صورت بلورهای شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار با ماکل تکراری دیده می‌شود. گاه بافت غربالی دارد و برخی از آنها منطقه‌بندی ضعیفی نشان می‌دهند (شکل 3- H). برخی پلاژیوکلازها کوارتز با حواشی گردشده، بیوتیت و ‌مسکوویت دارند. برخی بافت پرتیتی دارند و در حاشیه در مرز با کانی کوارتز بافت میرمکیتی دارند (شکل 3- I). میکروکلیننزدیک به 25 تا 40 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد. ماکل مشبک و بافت غربالی دارد و به‌صورت بی‌شکل تا نیمه شکل‌دار دیده می‌شود (شکل 3- J) و اندازه آن‌ متغیر و به 5 میلیمتر می‌رسد. همرشدی با کوارتز دارد که سبب به وجود آمدن بافت گرانوفیری در این سنگ‌‌ها شده است. همچنین، میانبار‌هایی از کوارتز با حواشی گردشده، بیوتیت، ‌مسکوویت و تیغه‌های پلاژیوکلاز دارد (شکل 3- J). میکروکلین در مرز با کانی کوارتز بافت گرانوفیری در این سنگ‌ها را دربر می‌گیرد. ارتوز 3 تا 15 درصدحجمی سنگ را دربر گرفته است. این کانی بی‌شکل تا نیمه شکل‌دار و ریز تا درشت بلور است. ماکل دوتایی دارد و گاه به سریسیت تجزیه شده‌ است و میانبار‌هایی از کوارتزهای گرد، بیوتیت و ‌مسکوویت دارد. بیوتیت‌ها 10 تا 15 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. به‌صورت بلورهای بی‌شکل تا نیمه شکل‌دار و گاه شکل‌دار هستند. چندرنگی قهوه‌ای و سبز دارند و اندازة آنها به 3 میلیمتر می‌رسد. این کانی به کلریت (به‌ویژه در حاشیه) تجزیه شده است و میانبار‌هایی از کوارتز، زیرکن (شکل 3- K)، کانی‌های کدر و ‌مسکوویت دارد. مقدار ‌مسکوویت در نمونه‌های گوناگون، متغیر و 2 تا 4 درصدحجمی کانی‌های سنگ را دربر گرفته است. این کانی به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود و ابعاد ریز بلور تا درشت بلور نشان می‌دهد (شکل 3- L). اندازة درشت بلورها به 2 میلیمتر می‌رسد. همچنین، میانبار‌هایی از کوارتز، زیرکن و بیوتیت دارد.

 

 

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی در XPL از گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی. A) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز با ماکل تکراری و بافت غربالی به‌همراه ‌مسکوویت در واحد تونالیتی ملک‌چاه‌رویی؛ B) پلاژیوکلاز به‌همراه درشت‌بلورهای بیوتیت و ‌مسکوویت در واحد تونالیتی؛ C) درشت‌بلور ‌مسکوویت در واحد تونالیتی؛ D) درشت‌بلور ارتوز با ماکل کارلسباد و بیوتیت در واحد گرانودیوریتی؛ E) درشت‌بلور کشیدة ‌مسکوویت در واحد گرانودیوریتی؛ F) میکروکلین با بافت تارتن و پلاژیوکلاز تجزیه‌شده در واحد مونزوگرانیتی؛‌ G) کانی‌های بیوتیت، پلاژیوکلاز و میکروکلین در واحد مونزوگرانیتی؛H) درشت‌بلور پلاژیوکلاز که بیشتر در بخش‌های مرکزی تجزیه‌شدگی دارد؛ I) پلاژیوکلاز با تجزیه‌شدگی در مرکز و منطقه‌بندی به‌همراه بافت میرمکیتی در واحد سینوگرانیت؛ J) درشت‌بلور میکروکلین با بافت پویی‌کیلیتیک؛K) درشت‌بلور بیوتیت همراه با میانبار زیرکن در واحد سینوگرانیت؛ K) درشت‌بلورهای میکروکلین و ‌مسکوویت در واحد سینوگرانیتی (نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010))


 

 

زمین‌شیمی

در نمودارQAP (Streckeisen, 1976)، برپایة رده‌بندی مدال ترکیب سنگ‌شناختی تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در محدوده‌های تونالیت، گرانودیوریت و گرانیت (مونزو و سینوگرانیت) جای گرفته است (شکل 4- A). در نمودار تعیینسری ماگمایی برپایة اندیس پتاسیمِ پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976)، نمونه‌ها در محدودة کالک‌آلکالن (شکل 4- B)، در نمودار سه متغیرة Na2O+K2O-Al2O3-CaO که برای تفکیک گرانیت‌های پرآلومینوس، متاآلومینوس و پرآلکالن از یکدیگر و برپایة مقادیر مولیِ پیشنهادیِ Gill (2010) به‌کار می‌رود، نمونه‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در محدودة گرانیت‌های پرآلومینوس (شکل 4- C) و در نمودار Villaseca و همکاران (1998) در محدودة گرانیت‌های با آلومینوس متوسط (شکل 4- D) جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 4- جایگاه نمونه‌های گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی در: A) نمودار QAP (Streckeisen, 1976) (IAG: گرانیتوییدهای جزیره‌های کمانی؛ CAG: گرانیتوییدهای مرز قاره‌ای؛ OP: پلاژیوگرانیت‌های اقیانوسی؛ CCG: گرانیتوییدهای برخورد قاره‌ای؛ POG: گرانیتوییدهای پس از کوهزایی؛ CEUG: گرانیتوییدهای بالاآمدگی اپیروژنیک (خشکی‌زایی)؛ RRG: گرانیت‌های مرتبط با ریفت)؛ B) نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976)؛ C) نمودار سه‌تایی Gill (2010)؛ D) نمودار A-B پیشنهادیِ Villaseca و همکاران (1998)


 

 

سنگ‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در نمودارهای CaO دربرابر FeO (شکل 5- A)، نمودارهای ACF (شکل 5- B و 5- C) در محیط‌های وابسته به گرانیت‌های نوع S جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 5– جایگاه ترکیبی نمونه‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در: A) محدوده S در نمودار FeO دربرابر CaO (Chappell and White, 2001)؛ B) نمودار ACF (Healy et al., 2004)؛ C) نمودار ACF (نسبت‌های مولار A=Al2O3- Na2O- K2O; C=CaO; F=FeO+MgO) برای تمایز گرانیتوییدهای نوع I و S (Takahashi et al. 1980) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

ترکیب نمونه‌های سنگی سازندة تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی روی نمودارهای Al2O3+ FeOt+ MgO+ TiO2 دربرابر Al2O3/ (FeOt+ MgO+ TiO2) (شکل 6- A) و CaO/ (MgO+ Fe2O3) دربرابر Al2O3/ (MgO+ Fe2O3) (شکل 6- B) نشان‌دهندة خاستگاه سنگ‌های این توده از ‌ذوب‌بخشی متاگری‌وک‌هاست. پرآلومین‌بودن و مقدار کم CaO سنگ‌های گرانیتوییدی نوع S نشان می‌دهد چه‌بسا ماگماهای نوع S در پی ذوب رسوب‌های دگرگون‌شدة پرآلومین پدید آمده‌اند (Chappell, 1999). ازاین‌رو، گرانیتوییدهای نوع S پیامد ‌ذوب‌بخشی رسوبه‌های پوسته‌ای هستند. برپایة این نکته، این گرانیت‌ها چه‌بسا از ذوب سنگ‌های دگرگونی پدید آمده باشند. برای بررسی این نکته، نمونه‌های بررسی‌شده روی نمودارهای Al2O3+ FeOt+ MgO+ TiO2 دربرابر Al2O3/ (FeOt+ MgO+ TiO2) (شکل 6- A) و molar CaO/ (MgO+ Fe2O3) دربرابر molar Al2O3/(MgO+ Fe2O3) (شکل 6- B) رسم شدند. برپایة این نمودارها خاستگاه سنگ‌های این تودة آذرین درونی، ‌ذوب‌بخشی متاگری‌وک‌ها بوده است.

الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب (شکل 7- A) و نمودارهای عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (شکل 7- B) و ترکیب کندریت (Thompson, 1982) (شکل 7- C) روند مشابهی با یکدیگر نشان می‌دهند.

الگوهای مشابه در تغییرات عنصرها چه‌بسا نشان‌دهندة ارتباط زایشی (ژنتیکی) نمونه‌ها با هم و خاستگاه یکسان آنها باشد (Chen et al., 2002). عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) غنی‌شدگی بیشتری نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) نشان می‌دهند. این ویژگی از ویژگی‌های شناخته‌شدة ماگماهای کالک‌آلکالن است (Gill, 1981). تهی‌شدگی گرانیت‌های بررسی‌شده از عنصرهای Sr، Nb و Ti در نمودارهای عنکبوتی (شکل‌های 8- A و 8- D) و همراهی آنها با مجموعة دگرگونی ده‌سلم نشان می‌دهد این گرانیت‌ها خاستگاه پوسته‌ای یا نوع S دارند. الگوی شیب‌دار عنصرهای خاکی کمیاب به‌علت ضریب توزیع بالای HREEها در گارنت‌های برجامانده در خاستگاه یا پیامد رسوب‌های در حال ذوب است (Dostal et al., 2003; Avanzinelli et al., 2009).

 


 

شکل 6- نمودارهای تعیین خاستگاه سنگ‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی. A) نمودار Al2O3+FeOt+MgO+TiO2 دربرابر Al2O3/(FeOt+MgO+TiO2) (Patiño Douce, 1999a)؛ B) نمودار مولار (MgO + Fe2O3)CaO/ دربرابر (MgO + Fe2O3)Al2O3/ (Patiño Douce and McCarthy, 1998) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

شکل 7- ترکیب سنگ‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در: A) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ C) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thompson, 1982)؛ D) نمودار بهنجارشده به ترکیب پوستة بالایی (Taylor and McLennan, 1985) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

شکل 8- ترکیب سنگ‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در: A) نمودار Zr نسبت به NbN /ZrN (Thiéblemont and Tégyey, 1994)؛ B) نمودار لگاریتمی Y+Nb دربرابر Rb (گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG)، گرانیت‌های همزمان با برخورد (Syn-COLG)، گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای (WPG) و گرانیت‌های بازشدگی اقیانوسی (ORG)؛ Pearce و همکاران (1984)) و گرانیت‌های پسابرخوردی (Pearce, 1996)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر Rb/Zr‌ (Harris et al., 1986)؛ D) نمودار Nb نسبت به Rb/Zr (Jin, 1986) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

بی‌هنجاری مثبت در عنصرهایی مانند Th و K بازتابی از نقش پوستة قاره‌ای در پیدایش ماگماهای این نوع توده‌های آذرین درونی است (Harris, 1983). بی‌هنجاری مثبت Pb و Hf نشان‌دهندة تأثیر پوستة قاره‌ای در پیدایش ماگمای مادر و یا آلایش با ماگمای پدیدآمده از ‌ذوب‌بخشی گوشتة ژرف است که در ترازهای بالاتر دستخوش جدایش شده است. فقیر‌بودن نمونه‌های سنگی از عنصرهای HFS و روند منفی آنها از نشانه‌های سرشت کالک‌آلکالن ماگماهای سازندة سنگ‌ها و پیامد ذوب‌بخشی سنگ‌مادری از جنس رسوب‌های دگرگون‌شده است (Bikramaditya Singh, 2013). Rollinson (1993) و Kuster و Harms (1998) بی‌هنجاری منفی Nb را پیامد عواملی مانند فعالیت ماگمایی مربوط به مشارکت پوسته و سنگ‌های پوستة قاره‌ای در فرایندهای ماگمایی می‌دانند. بی‌هنجاری مثبت Pb نیز به آلودگی ماگمای مادر با پوستة قاره‌ای مرتبط است. عنصرهای با بی‌هنجاری منفی مانند P، Sr و Ti در نمونه‌ها با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی مذاب‌های پوسته‌ای همخوانی دارد (Chappell and White, 1992). برپایةپیشنهاد Harris و همکاران (1983) و Chappell و White (1992)، نسبت بالای Nb/Ta، غنی‌شدگی از عنصرهایی مانند Th، Rb و Pb و تهی‌شدگی از عنصرهایی مانند Ti، Sr و P در نمونه‌های سنگ‌های این تودة گرانیتوییدی بازتابی از نقش پوستة قاره‌ای در آلایش ماگمایی و نشانه‌ای از مذاب‌های جداشده از پوسته هستند.

 

جایگاه زمین‌ساختی

در نمودار Zr نسبت به NbN/ZrN (شکل 8- A) نمونه‌های بررسی‌شده در محدوده پسابرخوردی جای گرفته‌اند. بالا‌بودن مقدار Rb در سنگ‌های منطقه بررسی‌شده چه‌بسا از ویژگی‌های گرانیت‌های همزمان با برخورد است؛ اما بالا‌بودن مقدار Th همواره دلیلی برای اثبات همزمانی با برخورد نیست (Harris et al., 1990). ازاین‌رو، نمودار لگاریتمی Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984) که به‌خوبی گرانیت‌های کمان آتشفشانی را از گرانیت‌های همزمان با برخورد جدا می‌کند، به‌کار برده می‌شود. در این نمودار (شکل 8- B)، نمونه‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در قلمرو گرانیت‌های قاره‌ای پسابرخوردی (Post-COLG) جای می‌گیرند. Harris و همکاران (1986) نمودار SiO2 دربرابر Rb/Zr (شکل 8- C) را پیشنهاد دادند که پهنه‌های فرورانشی ‌حاشیة قاره، برخوردی و پسابرخوردی را از هم تفکیک می‌کند. برپایة این نمودار، نمونه‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در محدودة پسابرخوردی جای گرفته‌اند. همچنین، نمودار Nb دربرابر Rb/Zr برای تعیین نوع بلوغ کمان به‌کار برده شد که نشان می‌دهد واحد تونالیتی ملک‌چاه‌رویی در یک کمان قاره‌ای برخوردی عادی و دیگر واحدهای این تودة آذرین درونی در یک کمان قاره‌ای بالغ پدید آمده‌اند (شکل 8- D).

 

بحث

گرانیت‌های نوع S در بخش‌های گوناگون ایران گزارش شده‌اند. برای نمونه، گرانیت‌های نوع S کوه آیرکان در انتهایی‌ترین بخش شمال‌خاوری نوار دگرگونی- آذرین جندق- عروسان از ‌ذوب‌بخشی رسوب‌های پوسته‌ای در یک محیط برخوردی پدید آمده‌اند (Baluchi et al., 2018; Shirdashtzadeh et al., 2020). همچنین، Karimpour و همکاران (2010) مونزوگرانیت‌های پالئوتتیس سنگ‌بست مشهد، Tabatabaiemanesh و همکاران (2011) گرانیتوییدهای اچستان در جنوب محلات استان مرکزی، Jazi و همکاران (2012) توده‌های آذرین درونیِ گرانیتوییدی ژوراسیک میانی و ترشیاری ایران، Toulabi Nejad و همکاران (2014) گرانیتویید سفیدکوه در خاور بلوک لوت، Bayati و همکاران (2016) تودة گرانیتوییدی کلاه‌قاضی در جنوب‌باختری اصفهان، Kamran و همکاران (2017) گرانیت آی‌قلعه‌سی در خاور تکاب (شمال‌باختری ایران)، Fathiyan و همکاران (2019) مونزوگرانیت‌های تودة گرانیتوییدی باختر زنجان و Mahamed و همکاران (2020) گرانیت‌های منطقه گرمی‌چای در شمال شهرستان میانه را متعلق به گرانیت‌های نوع S و محیط زمین‌ساختی برخوردی می‌دانند. افزون‌بر‌این، به باور Moayyed و Shekari Esfahlan (2013)، نوع S‌بودن گرانیتوییدهای سیاه‌منصور در شمال‌خاوری میانه پیامد پیدایش در یک محیط همزمان با برخورد قاره- قاره و یا پیامد بالا‌آمدگی و کشش پسابرخوردیِ قاره- قاره در پرکامبرین و یا سیمرین پیشین است.

برپایة بررسی‌های Bagherian و Khakzad (2001) گرانیتوییدهای منطقة ملاطالب در شمال الیگودرز از نوع S هستند و در یک محیط‌ زمین‌ساختی پس از کوهزایی و پس از فاز کوهزایی لارامید پدید آمده‌اند. Valizadeh و همکاران (2002) گرانیت زرین در شمال‌خاور اردکان را مربوط به محیط‌های زمین‌ساختی پس از کوهزایی و درون‌صفحه‌ای به سن پس از ژوراسیک و پیش از کرتاسه می‌دانند. در پهنة سنندج- سیرجان نیز تودة آذرین درونی کلاه‌قاضی از نوع گرانیت‌های S است که Khalili (2002) آن را به سن ژوراسیک و پسابرخوردی نسبت می‌دهد. در پهنه ساختاری سیستان، در شمال‌باختر زاهدان، گرانیت زرگلی به سن ائوسن و الیگوسن دیده می‌شود که از ‌ذوب‌بخشی سنگ‌های پوستة زیرین و در یک محیط زمین‌ساختی پسابرخوردی پدید آمده است (Rezaei-Kahkhaei et al., 2010). Shahzeidi و همکاران (2012) گرانیت‌های میشو در جنوب‌باختر مرند را مربوط به گرانیت های نوع S می‌دانند که در فاز کوهزایی کاتانگایی و پسابرخوردی قاره- قاره پدید آمده‌اند. Ataei Fard و همکاران (2015) گرانیت پرآلومینوس دومیکایی میلونیتی پل نوغان در باختر اصفهان و Mohamadi و همکاران (2016) گرانیتویید همیجان را از نوع S شناسایی کرده‌اند و به باور آنها، این توده‌ها در یک محیط زمین‌ساختی پسابرخوردی (Post-COLG) پدید آمده‌اند. پس می‌توان گفت گرانیت‌های نوع S در ایران، در محیط‌های برخوردی تا پسابرخوردی پدید آمده‌اند.

‌افزون‌بر محیط‌های زمین‌ساختی برخوردی و پسابرخوردی، Zakipour و Torabi (2016) محیط زمین‌ساختی خاص کمپلکس دگرگونی حلقوی را برای گرانیت‌های نوع S ائوسن این منطقه در بخش باختری بلوک پشت‌بادام پیشنهاد داده‌اند. همچنین، Ghanei Ardakani و همکاران (2013) محیط زمین‌ساختی گرانیتویید نوع I یزد را به محیط حاشیة فعال قاره‌ای پسابرخوردی، مشابه با مدل پیشنهادیِ Wilson (2007) برای آند مرکزی، نسبت می‌دهند. به باور Younesi و همکاران (2016)، سنگ‌های آذرین متاآلومینوس نوع I محدودة معدنی- اکتشافی ماهور در باختر ده‌سلم پیامد رویداد فعالیت‌های ماگمایی ترشیری این محدوده و نیز لوت در موقعیت زمین‌ساختی پسابرخوردی هستند. Seyedqaraeini و همکاران (2019) تودة گرانیتوییدی زاجکان در باختر قزوین را از نوع I و مربوط به محیط زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش یا پسابرخوردی می‌دانند. Khalilzadeh و همکاران (2019) تودة آذرین درونی کانه‌دار در مجموعة مس پورفیری صاحب‌دیوان در شمال‌باختری ایران را از گرانیت‌های نوع I پدیدآمده در یک محیط زمین‌ساختی کمان آتشفشانی پسابرخوردی می‌دانند که در کرانة فعال قاره‌ای پدید آمده است.

از گرانیت‌های نوع S پدیدآمده در محیط‌های زمین‌ساختی پسابرخوردی در دیگر بخش‌های جهان نیز، می‌توان گرانیت آگورن در خاور آناتولی کشور ترکیه (Oner et al., 2007) که در یک محیط زمین‌ساختی همزمان تا پسابرخوردی روی داده است، مونزوگرانیت‌های یمکوان در منطقة سنگ‌آهن چندفلزی کیمنتگ در کوه‌های کنلان خاوری در فلات کین‌های تبت (Zhang et al., 2017)، لوکوگرانیت‌های منطقة بامندا در شمال‌باختر کامرون (Kouankap Nono et al., 2018) و گرانیت‌های نوع S در سنگ‌های پایة پرکامبرین کمپلکس نیجریه (Ibe and Obiora, 2019) که در محیط زمین‌ساختی پسابرخوردی پدید آمده‌اند را نام برد.

به باور Karimpour (2009)، گرانیت‌های نوع S به محیط‌های همزمان با برخورد و پس از برخورد مربوط هستند. Sylvester (1998) گرانیت‌های به شدت پرآلومین را پیامد فرایندهای پسابرخوردی در کوهزایی‌های با فشار بالا و دماهای بالا دانسته است. در کوهزایی‌های فشار بالا مانند آلپ اروپا و هیمالیا (km 50 <)، در پی گرم‌شدن از راه واپاشی‌های رادیوژنیک K، U و Th هنگام ضخیم‌شدن همزمان با برخورد، حجم کم تا متوسط مذاب‌های گرانیتی شدیداً پرآلومینوس سرد (℃ 875 >) با نسبت بالای Al2O3/TiO2 پدید می‌آید (Sylvester, 1998).

در کوهزایی‌های دما بالا مانند هرسینین و کمربند کوهزایی لاخلان (LFB)، ضخیم‌شدن پوسته همزمان با برخورد کمتر روی می‌دهد (50≤ کیلومتر). در این حالت، آناتکسی پوسته به لایه‌لایه‌سازی سنگ‌کرة پسابرخوردی و بالا‌آمدگی سست‌کرة داغ مربوط می‌شود و حجم بالای مذاب‌های گرانیتی شدیداً پرآلومینوس داغ (℃875 ≥) با نسبت کم Al2O3/TiO2 پدید می‌آید (Sylvester, 1998). به باور Villaseca و همکاران (1998)، گرانیت‌های پرآلومین از ‌ذوب‌بخشی سنگ‌های پوستة بالایی به‌ویژه در پهنه‌های برخورد قاره- قاره خاستگاه می‌گیرند؛ اما گاه به‌طور نادر از جدایش ماگمایی سنگ‌های کالک‌آلکالن در حاشیة فعال قاره‌ای نیز می‌توانند پدید آیند. به گفتة دیگر، گرانیت‌های نوع S در محیط‌های پسابرخوردی و پس از کوهزایی و نیز به‌طور نادر در مناطق انتقالی، حاشیة قاره‌ای و کمان‌های آتشفشانی پدید می‌آیند (Cobbing, 2000).

غنی‌شدگی از عنصرهای Th، K و Rb و تهی‌شدگی از عنصرهای Ti، P و Sr نشان‌دهندة آغشتگی و نیز تهی‌شدگی از Ti و Nb همراه با غنی‌شدگی از LREE از ویژگی‌های پوستة قاره‌ای پسابرخوردی هستند که چه‌بسا نشانة آلودگی پوسته‌ای و یا ذوب دوبارة آن باشند (Swain et al., 2008). بی‌هنجاری مثبت Rb از شاخص‌های اصلی گرانیت‌های پسابرخوردی است و نشان‌دهندة اینست که سنگ‌های پدیدآمده در پوستة قاره‌ای با ستبرای متوسط تا بالا جایگیری کرده‌اند یا فرایند آلایش پوسته‌ای در پیدایش آنها دخالت کرده است (Pearce et al., 1984). در نمونه‌های تودة آذرین درونی ملک‌چاه‌رویی مقادیر N(La/Yb) در نمونه‌ها از 76/12 تا 26 (میانگین: 24/18) تغییر می‌کند. مقادیر N(La/Yb) بیشتر از 15 برای نمونه‌ها (مگر یک نمونه) نشان‌دهندة جدایش معنی‌دار LREEها و غنی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE)، با 10 < N(La/Yb) است (Zhang et al., 2014). در موقعیت‌های پسابرخوردی غنی‌شدگی از LREEها احتمالاً با غنی‌شدگی خاستگاه ماگما از این عنصرها و یا آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای توضیح داده می‌شود (Aldanmaz et al., 2000). گرانیت‌های نوع S نسبت 1/1 A/CNK> (پرآلومین شدید) و مقدار بالای SiO2 دارند (Chappell and White, 2001; Gou et al., 2015). این نوع از گرانیت‌ها معمولاً از ‌ذوب‌بخشی سنگ‌های رسوبی پلیتی دگرگون‌شده و معمولاً در محیط‌های زمین‌ساختی همزمان و پسابرخوردی پدید می‌آیند (Chappell and White, 1974; Abdel Rahman, 1994). سنگ‌های پوسته‌ای در پهنه‌های کوهزایی برخوردی معمولاً در شرایط دگرگونی درجه بالا قرار می‌گیرند و از این‌رو، دچار ‌ذوب‌بخشی و آناتکسی می‌شوند که پیدایش گرانیت‌ها یا میگماتیت‌ها را در پی دارد (Gao and Zeng, 2014). آنومالی مثبت از عنصرهای Th و K، نشانة نقش پوستة قاره‌ای در تحولات ماگمای سازندة این سنگ‌هاست (Harris, 1983; Harris et al., 1986).

ترکیب سنگ‌شناسی تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی یک ترکیب با تنوع کم از تونالیت تا سینوگرانیت است. این تودة گرانیتوییدی از نوع کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و پرآلومین است. محتوای کرندوم آن در نورم از 1 (از ویژگی‌های گرانیت‌های نوع S) (جدول 1) بیشتر است. روابط صحرایی، همراهی با مجموعة دگرگونی‌های ده‌سلم، وجود ‌مسکوویت‌های اولیه و ‌نبود آمفیبول، درهم آمیختگی تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی با دگرگونی‌های ده‌سلم، وجود قطعات دگرگونی‌های ده‌سلم در گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی و گاه مرزهای تدریجی آن به‌ویژه در حاشیة جنوبی نشان می‌دهد شاید ذوب رسوب‌های پوسته‌ای در پیدایش سنگ‌های این توده نقش داشته است. نسبت‌های Ce/Pb, Nb/U و Nb/La که نسبت به آلایش پوسته‌ای حساس هستند (Hofmann et al., 1986; Furman, 2007) در تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی به‌ترتیب از 65/1 تا 38/4 (میانگین: 86/2)، 72/0 تا 46/2 (میانگین: 52/1) و 17/0 تا 26/0 (میانگین: 21/0) تغییر می‌کنند. این نسبت‌ها در پوسته 7/3 Nb/U=، 4/4Ce/Pb= و 39/0 Nb/La= و در گوشته 50 Nb/U=، 25±5Ce/Pb= و 3/1 – 9/0 Nb/La= هستند. با این وجود، پوسته می‌تواند در ماگمای مادر تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی نقش مهمی داشته باشد. از سوی دیگر، مقدار Sm/Yb برابربا 34/2 تا 72/4 (میانگین: 72/3) نیز نشان‌دهندة هضم مواد پوستة بالایی در سنگ‌های این توده است (Kay and Mpodozis, 2001). مقدار بالای عنصر Sr از دلایل شیمیایی است که این نکته را نشان می‌دهد؛ زیرا مقدار Sr در گوشته برابربا ppm600- 500 است.

به باور Bonin (2004)، در پهنه‌های زمین‌ساختی پسابرخوردی، هر دو خاستگاه گوشته و پوسته در پیدایش ماگما دخالت می‌کنند و گرمای ناشی از مذاب جداشده از گوشته عامل اصلی ذوب پوسته است (De Yoreo et al., 1989). ازاین رو، برای پی‌بردن به این نکته از نمودار δEu دربرابر N(La/Yb) (شکل 9- A) بهره گرفته شد. این نمودار نشان‌دهندة نقش پوسته در پیدایش ماگمای گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی است.

 

 

 

شکل 9- A) نمودار δEu دربرابر N(La/Yb) (Zhang et al., 2014)؛ B) نمودار La دربرابر La/Yb (Gao et al., 2007)؛ C) نمودار MgO دربرابر FeOt (Zorpi et al., 1989)؛ D) نمودار Rb/Y نسبت به Nb/Y از Rudnich و Fountain (1995) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

نمودارهای La دربرابر La/Yb (شکل 9- B) و MgO دربرابر FeOt (شکل 9- C) نیز نشان‌دهندة ‌ذوب‌بخشی ماگمای مادر سازندة سنگ‌های گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی هستند. در نمودار Rb/Y نسبت به Nb/Y (شکل 9- D) نیز سنگ‌های این تودة گرانیتوییدی از پوستة بالایی خاستگاه گرفته‌اند. مقدار بالای Sr، مقدار کم ppm 18 ≥Y و ppm 9/1 Yb≤ نیز نشان‌دهندة امکان خاستگاه پوسته‌ای برای این تودة آذرین درونی هستند. همچنین، در نمودار (شکل 7- D) سنگ‌های گرانیتویید ملک‌چاه‌رویی نسبت به ترکیب پوستة بالایی (Taylor and McLennan, 1985) بهنجار شده‌اند. همان‌گونه‌‌که در این شکل دیده می‌شود، تغییرات الگوی عنصرها در آنها یک روند خطی موازیِ خط 1 را نشان می‌دهد. این نکته چه‌بسا نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‌ها از خاستگاه پوستة بالایی باشد.

Sylvester (1998) برای تعیین نوع سنگ‌مادری که در پیدایش ماگما نقش داشته، نموداری را پیشنهاد کرده است که در آن نسبت‌های CaO/Na2O در گرانیت‌های پرآلومین نوع S با مقدار پلاژیوکلاز در سنگ خاستگاه نشان داده می‌شوند. ازاین‌رو، مذاب‌های پرآلومینی که از منابع سرشار از رس (فقیر از پلاژیوکلاز) خاستگاه گرفته‌اند نسبت‌های CaO/Na2O کمتری (3/0>) نسبت به مذاب‌های جداشده از منابع فقیر از رس (سرشار از پلاژیوکلاز) (3/0<) دارند. پس برپایة نمودار شکل 10- A که در آن نمونه‌ها در محدودة Be-Mo-Vy-Sh جای گرفته‌اند (مگر یک نمونه، دیگر نمونه‌ها در بالای خط 3/0 جای گرفته‌اند) خاستگاهی فقیر از رس برای گرانیت‌های S-type ملک‌چاه‌رویی در نظر گرفته می‌شود.

 

 

 

شکل 10- نمونه‌های گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در: A) نمودار Al2O3/TiO2 نسبت به CaO/Na2O (Sylvester, 1998) که نمونه‌ها در آن در محدودة مشخص‌شده توسط چهار سازندة پایانیِ Be (Bethanga granite)، Mo (Moschumadl granite)، Vy (Vysoky- Kamen granite) و Sh (Shisha Pangma granite) جای می‌گیرند؛ B) نمودار Al2O3+FeOt+MgO+TiO2 دربرابر Al2O3/(FeOt+MgO+TiO2) (Patiño Douce, 1999b) برای سنجش فشار پیدایش تودة آذرین درونی ملک‌چاه‌رویی؛ C) نمودار نورماتیو Qz- Ab- Or (Johannes and Holtz, 1996) برای برآورد فشار بخارآب در تودة آذرین درونی ملک‌چاه‌رویی (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

برای پی‌بردن به ژرفای پیدایش و فشار تودة آذرین درونی ملک‌چاه‌رویی، از نمودار Q-Ab-Or-H2O پیشنهادیِ Johannes و Holtz (1996) (شکل 10- B) بهره گرفته شد که یک نمودار تجربی با شرایط اشباع از آب است. در این نمودار، جایگاه ترکیبی نمونه‌ها در نزدیکی و مرکز نقطه ذوب کمینه است و فشار بخارآب نشان‌دهندة زایش این تودة آذرین درونی در فشار بخارآب برابربا 2 تا کمتر از 5 کیلوبار است. ‌افزون‌بر این، نمودار شکل 10- C نیز نشان می‌دهد این توده در فشار بخارآب 5≥ کیلوبار پدید آمده است. این فشار بخارآب می‌تواند با حضور ‌مسکوویت در این توده سازگار باشد؛ زیرا گرانیت‌های ‌مسکوویت‌دار پدیدآمده از آناتکسی تر با مقدار آب بیشتر از 7 تا 8 درصد وزنی هستند (Wyllie, 1977; Barbarin, 1996). نتایج بررسی‌های تجربی تأیید کرده است که گرانیت‌های دومیکایی نسبت به گرانیت‌های کردیریت‌دار در فوگاسیتة بالای بخارآب متبلور شده‌اند. در گرانیت‌های کردیریت‌دار محتوی آب اولیه از 4 درصد فراتر نمی‌رود و برای گرانیت‌های دومیکایی باید نزدیک به 7 تا 8 درصد افزایش یابد تا ‌مسکوویت پدید آید (Wyllie, 1977). در ماگماهای متاآلومینوس یا پرآلومینوس کردیریت‌دار که هنگام تفریق شدید، آب را در مایعات تأخیری متمرکز می‌کنند، برخی ‌مسکوویت‌های نخستین شاید بعداً در چنین ماگمایی متبلور شوند. حجم بسیار بالایی از ماگماهای پرآلومینوس نخستین که تودة آذرین درونی ملک‌چاه‌رویی را پدید آورده‌اند، باید مقدار چشمگیری آب داشته باشند.

برای تعیین دمای توده ملک‌چاه‌رویی نیز از نمودار SiO2 دربرابر P2O5 % (شکل 11- A)، نمودار SiO2 نسبت به (ppm) Zr (شکل 11- B) و نمودار سه‌تایی Qtz-Ab-Or برپایة نورم (شکل 11- C) بهره گرفته شد.

جایگاه نمونه‌ها در این نمودارها، دمای 750 تا 800 و با میانگین 775 درجة سانتیگراد را برای این تودة آذرین درونی پیشنهاد می‌دهد. گرانیتوییدهای نوع S در پی برخورد دو سنگ‌کرة قاره‌ای و پیامد ناشی از آن که ‌ذوب‌بخشی رسوب‌ها در پی افزایش گرادیان زمین گرمایی است، پدید می‌آیند (Chappell and White, 1974). ازاین‌رو، ترکیب شیمیایی این گرانیت‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة ترکیب شیمیایی خاستگاه آنهاست. چنانچه سنگ‌های پلیتی تا دمای نزدیک به 700 تا 800 درجة سانتیگراد با حضور مقدار معینی آب گرم شوند، ذوب در آنها روی می‌دهد و ماگماهای گرانیتی نوع S پدید می‌آیند (Whitney, 1988, 1989). از آنجایی‌که این نوع از گرانیت‌ها از ذوب پلیت‌ها و یا پسامیت‌ها در پوستة میانی تا بالایی پدید می‌آیند و در چنین جایگاه‌هایی دما به اندازه کافی بالا نمی‌رود، انتقال سیال از طریق زمین‌ساختی، سنگ‌کره‌ای و چینه‌نگاری روی می‌دهد. همچنین، تزریق‌های متوالی ماگماهای مافیک نیز در این مناطق گرمای لازم را فراهم می‌کند؛ اما وجود آن همیشه لازم نیست (Miller et al., 2003). ‌افزون‌بر این، چنانکه گفته شد، ایزوتوپ‌های رادیوژنیک در پوستة غنی از Th، U و K نیز به افزایش دما کمک می‌کنند (Sylvester, 1998). شکسته‌شدن کانی‌های بیوتیت و ‌مسکوویت هنگام رویداد واکنش‌های ذوب آبزدایی (Dehydration melting)، غلظت Al2O3 را بالا می‌برد؛ اما در متاگری‌وک‌های سرشار از پلاژیوکلاز و یا در سنگ‌های ماگمایی حد واسط، رخداد ذوب همراه با آبزدایی بیوتیت یا آمفیبول، پیدایش ماگمای فلسیک را به‌دنبال دارد (Montel and Vielzeuf, 1997; Springer and Seck, 1997; Patiño Douce and Harris, 1998). ماگماهای پدیدآمده از ذوب آمفیبول ترکیب سرشار از CaO و Na2O دارند؛ اما مذاب‌های برآمده از ذوب بیوتیت و ‌مسکوویت درصد بالای Al2O3 و مقدار کم CaO، نسبت Rb/Sr بالا و نسبت Sr/Ba کم دارند.

 

 

 

شکل 11- ترکیب گرانیت‌های ملک‌چاه‌رویی در: A) نمودار SiO2 دربرابر P2O5 % (Green and Watson, 1982)؛ B) نمودار SiO2 نسبت به Zr (Watson and Harrison, 1983)؛ C) نمودار سه تایی Qtz-Ab-Or برپایة روش نورم پیشنهادیِ Tuttle و Bowen (1985) برای دماسنجی تبلور تودة آذرین درونی ملک‌چاه‌رویی؛ D) نمودار Al2O3 دربرابر CaO‌ (Altherr et al., 1999) برای تعیین نوع کانی شرکت‌کننده در واکنش ذوب آبزدایی (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 

 

واکنش‌های با ‌نبود سیال 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 می‌دهند. به باور Singh و Johannes (1996)، اگر بیوتیت‌ها آهن کمتری داشته باشند واکنش ذوب بیوتیت در دماهای کمتری (نزدیک به 710 درجة سانتیگراد) روی می‌دهد. پس برای پی‌بردن به این نکته از نمودار درصدوزنی Al2O3 دربرابر CaO (شکل 11- D) بهره گرفته شد. چنانچه دیده می‌شود، همة واحدها از آبزدایی بیوتیت پدید آمده‌اند. جایگاه نمونه‌های تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی در نمودارهای شکل‌های 9 و 10- C نشان می‌دهد این تودة آذرین درونی تنها از ذوب سازندة پوسته و بی‌دخالت گوشته پدید آمده است؛ هرچند که شاید ‌افزون‌بر آبزدایی میکاها، انتقال سیال از طریق زمین‌ساختی و سنگ‌کره‌ای، مذاب‌های گوشته‌ای نیز در در فراهم‌کردن گرمای لازم برای ‌ذوب‌بخشی رسوب‌های پوسته‌ای خاستگاه آن نقش داشته‌اند.

برداشت

تودة گرانیتوییدی ملک‌چاه‌رویی بخشی از ماگماتیسم حاشیة خاوری بلوک لوت است که در مجاورت با بخش‌های گارنت‌شیست، آندالوزیت‌شیست و گرانیت‌های آناتکسی کمپلکس دگرگونی ده‌سلم است. طیف سنگی آن به تونالیت، گرانودیوریت، گرانیت (مونزو و سینوگرانیت) محدود می‌شود و در پهنه‌ای گسلی واقع و سرتاسر آن با رگه‌های فراوان آپلیتی و پگماتیتی قطع شده است. این توده کالک‌آلکالن و پرآلومینوس است و بیشتر ویژگی‌های مشابه گرانیت‌های نوع S را نشان می‌دهد. این توده در محیط زمین‌ساختی پسابرخوردی در یک کمان قاره‌ای عادی تا بالغ از یک منبع فقیر از رس با خاستگاه پوستة بالایی از آبزدایی بیوتیت و بدون دخالت گوشته پدید آمده است. تشابه الگوی‌های بهنجار‌شدة عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی در سنگ‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة ارتباط زایشی نمونه‌ها با هم و خاستگاه مشترک آنهاست. ناهنجاری مثبت عنصرهای Rb، Th، K و Hf، بی‌هنجاری منفی P، Sr، Nb و Ti و نسبت‌های Nb/U، Ce/Pb و Nb/La بازتابی از نقش پوستة قاره‌ای در پیدایش ماگماهای این تودة آذرین درونی است. ژرفای پیدایش این توده در فشار بخارآب 5 ≥ کیلوبار و در دمای 750 تا 800 درجة سانتیگراد بوده است.

Abdel Rahman, A. M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc alkaline and peraluminous magmas. Journal of Petrology 35(2): 525-541. DOI: 10.1093/petrology/35.2.525
Aghanabati, S. A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Ahmadi bonakdar, S. (2009) Distribution and petrogenetic application of trace elements in biotite - tourmaline southern pegmatites Nehbandan (Central Iran). M. Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).
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(10): 422– 443. DOI: 10.1007/s005310050276
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(8): 123–140. DOI: 10.1007/s00531-013-0959-4
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(3): 283–296. DOI: 10.1016/j.jseaes.2011.02.014
Ataei Fard, N., Shabanian, N. and Davoudian, A. (2015) Geochemistry of two mica per-aluminous mylionitic granite in Noghan Bridge, Sanandaj-Sirjan Zone. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 23(4): 661-762 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-134-en.html
Avanzinelli, R., Lustrino, M., Mattei, M., Melluso, L. and Conticelli, S. (2009) Potassic and ultrapotassic magmatism in the circum-Tyrrhenian region: significance of carbonated pelitic vs. pelitic sediment recycling at destructive plate margins. Lithos 113(1-2): 213-227. DOI: 10.1016/j.lithos.2009.03.029
Bagherian, S. and Khakzad, A. (2001) Petrogensis of granitoid massif of Molataleb area (North Aligudarz). Scientific Quarterly Journal, Geosciences 10(41- 42) 3275-3281 (in Persian).
Baluchi, S., Sadeghian, M.,Ghasemi, H., Mingguo, Zh and Li, Q. (2018) Mineral Chemistry, Geochronology and Sr-Nd Isotopic Geochemistry of Ayrakan Granites. Kharazmi journal earth sciences 3(2): 139-160 (in Persian). DOI: 10.29252/gnf.3.2.139
Barbarin, B. (1996) Genesis of the two main types of peraluminous granitoids. Geology 24(4): 295-298. DOI: 10.1130/0091-7613(1996)0242.3.CO;2
Bayati, M., Esmaili, D., Fadavi, S. F., Vesali, Y. and Maghdour Mashhour, R. (2016) Petrology, geochemistry and tectonic setting of the Kolah Ghazi granitoid (southeast of Isfahan). Iranian Journal of Petrology 7(26): 45- 64 (in Persian). DOI:10.22108/ijp.2016.20841
Berberian, M. (1973) Structural history of Lut Zone. Internal Report No. 34, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran.
Bikramaditya Singh, R. K. (2013) Origin and emplacement of the Higher Himalayan leucogranite in the Eastern Himalaya: Constraints from geochemistry and mineral chemistry. Journal of Geological Society of India 81(6): 791-803. DOI: 10.1007/s12594-013-0104-9
Bonin, B. (2004) Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within-plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal, sources? A review. Lithos 78(1-2): 1- 24. DOI: 10.1016/j.lithos.2004.04.042
Chappell B W. (1999) Aluminium saturation in I and S type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos 46(3): 535-551. DOI: 10.1016/S0024-4937(98)00086-3.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two Contrasting Granite Types: Expanded Abstract. Pacific geology 8: 173-174. DOI: 10.1046/j.1440-0952.2001.00882.x
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(1-2): 1–26. DOI: 10.1130/SPE272-p1
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types, 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences 48(4): 489- 499. DOI: 10.1046/j.1440-0952.2001.00882.x
Chen, B., Jahn, B. M., Ye, K. and Liu, J. B. (2002) Cogenetic relationship of the Yangkou gabbro-to-granite unit, Su-Lu terrane, eastern China, and implications for UHP metamorphism. Journal of the Geological Society 159(4): 457-467. DOI: 10.1007/3-540-45055-6
Cobbing, E, J. (2000) The geology and mapping of granite batholits. Lecture Notes in Earth Sciences, Berlin, Germany.
Crawford, A. R. (1977) A summary of isotropic age data for Iran, Pakistan and India. Memories hors serie de la sociate geologique de France 8: 251-260. DOI: 10.1144/0016-764901-122
De Yoreo J. J., Lux D. R. and Guidotti C. V. (1989) The role of crustal anatexis and magma migration in the thermal evolution of regions of thickened continental crust. In: Evolution of metamorphic belts (Eds. Daly, J. S., Cliff, R. A. and Yardley, B. W. D.) Special Publications 43(1): 187-202. Geological Society, London, UK. DOI: 10.1144/GSL.SP.1989.043.01.12
Dostal, J., Breitsprecher, K., Church, B. N., Thorkelson, D. and Hamilton, T. S. (2003) Eocene melting of Precambrian lithospheric mantle: Analcime bearing volcanic rocks from the Challis-Kamloops belt of southcentral British Columbia. Journal of Volcanology and Geothermal Research 126(3-4): 303-326. DOI: 10.1016/S0377-0273(03)00153-7
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(6): 961–980. DOI: 10.1016/j.jseaes.2004.09.003
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): 2-19 (in Persian).
Fathiyan, L., Aliani, F., Baharifar, A. A and Zarinkoub, M. H. (2019) Petrography, Geochemistry and Sr-Nd isotopic properties of granitoid bodies, in west of Zanjan (North-West of Iran). Geosciences Scientific Quarterly Journal 28 (112): 289- 302 (in Persian). DOI:10.22071/gsj.2018.99811.1276
Furman, T. (2007) Geochemistry of East African Rift basalts: an overview. Journal of African Earth Science 48(2-3): 147-160. DOI: 10.1016/j.jafrearsci.2006.06.009
Gao, Li-E. and Zeng, L. (2014) Fluxed melting of metapelite and the formation of Miocene high-CaO two-mica granites in the Malashan gneiss dome, southern Tibet. Geochimica et Cosmochimica Acta 130(4): 136-155. DOI: 10.1016/j.gca.2014.01.003
Gao, Y., Hou Z., Kamber, B. S., Wei, R., Meng, X. and Zhao, R. (2007) Adakite-like porphyries from the southern Tibetan continental collision zones: evidence for slab melt metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 153(6): 105–120. DOI: 10.1007/s00410-006-0137-9
Ghanei Ardakani, J., Mehdizadeh Shahri, H., Darvishzadah, A. and Mackizadeh, M. A. (2013) Studies of magmatic evolution and petrogenesis of the granitoid bodies of Yazd. Iranian Journal of Petrology 4(16): 87- 104 (in Persian).
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(4): 311- 340. DOI: 10.3906/yer-1509-3
Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, Berlin, Germany.
Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: A Practical Guide. Wiley-Blackwell, Chichester, UK.
Gou, L. L., Zhang, L. F., Lü, Z. and Shen, T. T. (2015) Geochemistry and geochronology of S-type granites and their coeval MP/HT meta-sedimentary rocks in Chinese southwest Tianshan and their tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences 107: 151-171. DOI: 10.1016/j.jseaes.2015.04.020
Green, T. H. and Watson, E. B. (1982) Crystallization of apatite in natural magmas under high-pressure, hydrous conditions, with particular reference to ‘orogenic’ rock series. Contributions to Mineralogy and Petrology 79(4): 96–105. DOI: 10.1007/BF00376966
Harris, C. (1983) The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island. Journal of Petrology 24(4): 424- 470. DOI: 10.1093/petrology/24.4.424
Harris, N. B. W., Duyverman, H. J. and Almand, D.C. (1983) The trace element and isotope geochemistry of the Sabaloka igneous complex, Sudan. Journal of geological society of London 140(2): 245- 256. DOI: 10.1144/gsjgs.140.2.0245
Harris, N. B. W., Inger, S. and Xu, R. (1990) Cretaceous plutonism in central Tibet:an example of post collision magmatism? Journal of Volcanology and Geothermal Research 44(1-2): 21-32. DOI: 10.1016/0377-0273(90)90009-5
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, UK. DOI: 10.1144/GSL.SP.1986.019.01.04
Healy, B., Collins, W. J. and Richards, S. W. (2004) A hybrid origin for Lachlan S-type granites; the Murrumbidgee batholith example. Lithos 78(1-2): 197-216. DOI: 10.1016/j.lithos.2004.04.047
Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seofert, M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: New constrains on mantel evolution. Earth and Planetary Science Letters 79(1-2): 33- 45. DOI: 10.1016/0012-821X (86)90038-5
Ibe, C, U. and Obiora, S. C. (2019) Geochemical characterization of Granitoids in Katchuan Irruan area: further evidence for peraluminous and shoshonitic compositions and post-collisional setting of granitic rocks in the Precambrian Basement Complex of Nigeria. Acta Geochim 38(5):734–752. DOI: 10.1007/s11631-019-00318-0
Jazi, M, A., Karimpour, M, H. and Malekzadeh Shafaroodi, A. (2012) A Review of the Geochemistry and Rb / Sr and Sm / Nd Isotopes of Middle and Tertiary Jurassic Granitoid Intrusions: A New Perspective on Tectono-Magmatism and Mineralization of this Iranian Period. Journal of Economic Geology 2(4): 171-198 (in Persian). DOI:10.22067/econg.v4i2.16489
Jin, M. S. (1986) Ca, Na, K, Rb, Zr, Nb and Y abundances of the Cretaceous to Early Tertiary granitic rocks in southern Korea and their tectonic implications. Memoir for Prof. S. M. Lee 60th birthday, 195-209.
Johannes, W. and Holtz, F. (1996) Petrogenesis and experimental petrology of granitic rocks. Minerals and Rocks Series 22, Springer, Berlin, Germany.
Kamran, S., Jahangiri, A., Hajialioghli, R. and Moayyed, M. (2017) Petrography and petrology of the Ayghalesi granite, east of Takab area (northwest of Iran). Iranian Journal of Petrology 8 (29): 37- 52 (in Persian). DOI: 10.22108/ijp.2017.21499
Karimpour, M. H. (2009) Geochemistry, petrology and magmatic ore deposits. Ferdowsi University of Mashhad, Iran (in Persian).
Karimpour, M. H., Farmer, G. L. and Stern, C. R. (2010) Geochronology, Radiogenic Isotope Geochemistry, and Petrogenesis of Sangbast Paleo-Tethys Monzogranite, Mashhad, Iran. Iranian journal of crystallography and mineralogy 17(4): 703-715 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-561-fa.html
Kay, S. M. and Mpodozis, C. (2001) Central Andes ore deposits linked to evolving shallow subduction systems and thickening crust. GSA TODAY (Geological Society of America) 11(3): 4–9. DOI: 10.1130/1052-5173(2001)0112.0.CO;2
Khalili, Kh. (2002) The origin of Kolah Ghazi granites and their enclaves (SSE of Isfahan), M.Sc. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).
Khalilzadeh, H., Alipour, S. and Abedini, A. (2019) Geochemistry, tectonic setting and magmatic origin of the mineralized stock in SahebDivan porphyry copper system, NW Iran. Iranian journal of crystallography and mineralogy 27 (4): 781-794 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-1363-en.html
Kouankap Nono, G, D., Wotchoko, P., Magha, A., Ganno, S., Njoya, N., Afahnwie Ngambu, A., Nzenti, J, P. and Kamgang Kabeyene, V. (2018) Contrasting Ba-Sr Granitoids from Bamenda Area, NW Cameroon: Sources Characteristics and Implications for the Evolution of the Pan African Fold Belt. Journal of Geosciences and Geomatics 6(2): 65-76. DOI: 10.12691/jgg-6-2-4
Kuster, D. and Harms, U. (1998) Post-collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45(1-4): 177– 195. DOI: 10.1016/S0024-4937 (98)00031-0
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. DOI:10.2475/02.2014.08
Mahamed, A., Moayyed, M. and Modjarrad. M. (2020) Garmichay S-type granites (northwestern Iran): Whole rock geochemistry, tectonic setting and generation mechanism. Iranian Journal of Petrology 11(41): 53- 72 (in Persian). DOi: 10.22108/ijp.2019.118558.1146
Mahmoodi, S., Masoudi, F., Corfu, F. and Mehrabi, B. (2009) Magmatic and metamorphic history of the Deh-Salm metamorphic complex, Eastern Lut Block, (Eastern Iran), from U-Pb geochronology. Journal of Earth Science (Geol Rundsch) 99(6): 1153-1165. DOI: 10.1007/s00531-009-0465-x
Miller, C. F., McDowell, S. M. and Mapes, R. W. (2003) Hot and cold granites? Implications of zircon saturation and preservation of inheritance. Geology 31(6): 529- 532. DOI: 10.1130/0091-7613(2003)0312.0.CO;2
Miri Beydokhti, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F. and Kotzli, 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(11): 192–205. DOI: 10.1016/j.jseaes.2015.07.028
Moayyed, M. and Shekari Esfahlan, S. (2013) Petrology and geochemistry of granitoids from Siyahmansur area, northeastern Miyaneh (NW Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(4): 715-728 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-276-fa.html
Mohamadi, F., Ebrahimi, M. and Mokhtari, A. A. (2016) Petrology and geochemistry of Homijan granitoid and associated felsic rocks (SW Behabad, Central Iran). Geosciences Scientific Quarterly Journal 25(98): 223-236 (in Persian). DOI:10.22071/gsj.2016.41219
Montel, J. M. and Vielzeuf, D. (1997) Partial melting of metagreywackes: part II. Composition of minerals and melt. Contributions to Mineralogy and Petrology 128(7): 176-196. DOi: 10.1007/s004100050302
Naderi Miqan, N. and Akrami, M. (2006) Chah Dashi Geological Map, 1/100000 scale. National Geological Survey, 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(5): 757-775. DOI: 10.1016/0016-7037(74)90149-5
Oner, F., Alpaslana, M., Boztug, D. and Kuscu,M. (2007) Geochemie und Petrogenese der Intrusivgesteine von Agoren in Ostanatolien/Turkei Geochemistry and Petrogenesis of the Agoren Intrusives in East Anatolia/Turkey. Chemie der Erde 67(3): 241–249. DOI:10.1016/j.chemer.2005.01.007
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(11): 234-251. DOI: 10.1016/j.lithos.2013.05.009
Patiño Douce, A. E. (1999a) What do experiments tell us about the relative contribution of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Understanding Granites: Integrating new and classical techniques (Eds. Castro, A., Fernandez, C., Vigneresse, J. L.) Special Publications 168(1): 55-75. Geological Society, London, UK. DOI: 10.1144/GSL.SP.1999.168.01.05
Patiño Douce, A. E. (1999b) Amphibolite to granulite transition in aluminous greywackes from the Sierra de Comechingones, Cordoba. Argentina. Journal of Metamorphic Geology 17(4): 415–434. DOI: org/10.1046/j.1525-1314.1999.00208.x
Patino Douce, A. E. and Harris, N. (1998) Experimental constraints on Himalayan anatexis. Journl of Petrology 39(4): 689-710. DOI: 10.1093/petroj/39.4.689
Patiño Douce, A. E. and Harris, N. (1998) Experimental constraints on Himalayan Anatexis. Journal of Petrology 39(4): 689-710.
Patiño Douce, A. E. and McCarthy, T. C. (1998) Melting of crustal rocks during continental collision and subduction. In: B. R., Hacker and Liou, J. G. (Eds.): When continents collide: Geodynamics and geochemistry of ultrahigh-pressure rocks. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht 10: 27-55. DOI: 10.1007/978-94-015-9050-1_2
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(4): 956-983. DOI: 10.1093/petrology/25.4.956
Pearce, J.A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes 19(4): 120–125. DOI: 10.18814/epiiugs/1996/v19i4/005
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(1): 63-81. DOI: 10.1007/BF00384745
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.
Reyer, D. and Mohaffez, A. (1972) A first contribution of the NIOC-ERAP agreements to the knowledge of Iranian geology. Edition Techniqs Paris 50-58.
Rezaei-Kahkhaei, M., Kananian, A., Esmaeily, D. and Asiabanha, A. (2010) Geochemistry of the Zargoli granite: Implication for development of the Sistan Suture Zone, southeastern Iran. Island Arc 19(2): 259- 276. DOI: 10.1111/j.1440-1738.2009.00704.x
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, presentation and interpretation. Longman Group UK Ltd., London, UK.
Rudnich, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33(3): 267-309. DOI: 10.1029/95RG01302
Sahandi, M. (1992) Geological map 1: 250,000 Deh Salm (Chah Vak). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Seyedqaraeini, A., Mokhtari, M. A. A. and Kouhestani, H. (2019) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Zajkan granitoid (Tarom- Hashtjin sub-zone, West of Qazvin). Iranian Journal of Petrology 10(39): 79- 100 (in Persian). DOI:10.22108/ijp.2020.118649.1147
Shahraki, O. (2014) Petrology and geochemistryof Bobak and Sikh Koh Qaternary basaltic cones, West of Nehbandan, Eastern of Lut Block. M. Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).
Shahzeidi, M., Moayyed, M., Arai, Sh, Pirnia, T. and Ahmadian, J. (2012) Geology and geochemistry of Mishu S-type granitoid NW Iran. Iranian Journal of Petrology 3(11): 111- 126 (in Persian).
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., Meisel, T. C., 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(1): 189-213. DOI: 10.2451/2020PM960
Singh, J. and Johannes, W. (1996) Dehydration melting of tonalites. Part I. Beginning of melting. Contributions to Mineralogy and Petrology 125(1): 16–25. DOI: 10.1007/s004100050203
Springer, W. S. and Seck, H. A. (1997) Partial fusion of basaltic granulites at 5-15 kbar: implications for the origin of TTG magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 127(3): 30-45. DOI: 10.1007/s004100050263
Stöcklin, J., Eftekhar-Nezhad, J. and Hushmand-zadeh, A. (1972) Central Lut reconnaissance, East Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran 22: 62-70.
Streckeisen, A. (1976) To each plutonic rock, its proper name. Earth-Science Reviews 12(1): 1–33. DOI: 10.1016/0012-8252(76)90052-0
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) Special Publication 42(1): 313-345. Geological Society, London, UK, DOI: org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Swain, G. Barovich, K., Hand, M., Ferris, G. and Schwarz, M. (2008) Petrogenesis of the St Peter Suite, southern Australia: arc magmatism and Proterozoic crustal growth of the South Australian Craton. Precambrian Research 166(1-4): 283-296. DOI: org/10.1016/j.precamres.2007.07.028
Tabatabaiemanesh, S. M., Mirlohi, A. S. and Movahedi, M. (2011) Petrology and mineral chemistry of Ochestan granitoids (south of Mahallat, Markazi province). Iranian Journal of Petrology 2(7): 51- 76 (in Persian).
Takahashi, M., Aramaki, S. and Ishihara, S. (1980) Magnetite-series/ilmenite-series vs. I-type/S-type granitoids. Mining Geology, Special Issue 8: 13-28.
Taylor S. R. and McLennan S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell. Blackwell Scientific, Oxford.
Thiéblemon, 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, 87e94. DOI : 200902164426124003
Thompson, R. N. (1982) Magmatism of the British Tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18(1): 49-107. DOI: org/10.1144/sjg18010049
Toulabi Nejad, E., Biabangard, H. and Ahmadi Khalaji, A. (2014) Petrology, mineral chemistry and thermometry of Sefidkuh granite and its microgranular felsic enclaves, West of Nehbandan, East of Iran. Iranian society of crystallography and mineralogy 22(4): 585-598 (in Persian). URL: http://ijcm.ir/article-1-201-en.html
Toulabi Nejad, E., Biabangard, H. and Ahmadi Khalaji, A. (2016) Petrology and petrogenesis of Ghale-rig granitoid, south west of Nehbandan, East of Iran. Journal of New Findings in Applied Geology 10(19): 80-91(in Persian).
Toulabi Nejad, E., Biabangard, H., Ahmadi Khalaji, A. 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 in Applied Geology 11(21): 1-16 (in Persian).
Tuttle, O. F. and Bowen, N. L., 1958. Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi3O8-KAlSi3O8- SiO2-H2O. The geolgical Society of America 74(1): 1- 153. DOI: org/10.1130/MEM74-p1
Valizadeh, M. V., Omrani, J. and Moritz, R. (2002) Petrogenesis of the Gold Bearing Zarrin granite. Iranian International Journal of Sciences 3(2): 171- 185.
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(2): 113- 119. DOI: org/10.1017/S0263593300007045
Watson, E. B. and Harrison, M. T. (1983) Zircon saturation revisited: Temperature and composition affection a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Sciences Letters 64(2): 295-304. DOI: 10.1016/0012-821X (83)90211-X
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185–187. DOI: 10.2138/am.2010.3371
Whitney, J. A. (1988) The origin of granites: The role and source of water in the evolution of granitic magmas. Geolgical Society of America, Bulletin 100(12): 1886- 1897. DOI: 10.1130/0016-7606 (1988)1002.3.CO;2
Whitney, J. A. (1989) origin and evolution of silicic magmas. In: Rewiews in Economic Geology (Eds. Whitney, J. A. and Nalder, A. J.) 4: 183- 201. DOI: 10.1016/j.jvolgeores.2016.08.014
Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis, A Global Tectonic Approach. Chapman and Hall, London, UK.
Wyllie, P. J. (1977) Crustal anatexis: An experimental review. Tectonophysics 43(1-2): 41-71. DOI: 10.1016/0040-1951(77)90005-1
Younesi, S., Hosseinzadeh, M. R., Moayyed, M. and Maghsoudi, A. (2016) Investigation of geology, petrology and petrogenesis of igneous rocks from the Mahour Mining exploration area, west Dehsalm: Implication for Lut tectonomagmatic setting. Geosciences Scientific Quarterly Journal 25(100): 179-198 (in Persian). DOI: 10.22071/gsj.2016.40733
Zakipour, Z. and Torabi, G. (2016) A study of the Eocene S-type granites of Chapedony metamorphic core complex (northeast of Yazd province, Central Iran). Iranian Journal of Petrology 7(25): 33- 50 (in Persian). DOI:10.22108/ijp.2016.20831
Zhang, A., Mo, M., Yuan, W., Khattak, N, U., Feng, Ch., Zhang, W., Liu, G., Jing, X. and Nana, H. (2017) Petrogensis and tectonic setting of the Yemaquan granitefrom the iron-polymetallic ore area of Qimantag, EasternKunlun Mountains, Qinghai–Tibet Plateau. Island Arc 26(4): 1-18. DOI: 10.1111/iar.12190
Zhang, Z. Y., Du, Y. S., Teng, C. Y., Zhang, J. and Pang, Z. S. (2014) Petrogenesis, geochronology, and tectonic significance of granitoids in the Tongshan intrusion, Anhui Province, Middle–Lower Yangtze River Valley, eastern China. Journal of Asian earth sciences 79(B): 792–809. DOI: 10.1016/j.jseaes.2013.04.007
Zorpi, M. J., Coulon, C., Orsini, J. B. and Cocirta, C. (1989) Magma mingling, zoning and emplacement in calc alkaline granitoid plutons. Tectonophysics 157(4): 315–329. DOI: 10.1016/0040-1951 (89)90147-9