Petrogenesis and dating of Doran and Shah Bolaghi intrusions: Implications for post-collisional sodic and high-silica granitic magmatism

Document Type : Original Article

Authors

1 Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran,

2 Associate Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran

Abstract

Introduction
The Precambrian-Early Cambrian magmatism in Iran includes magmatic rocks in the central, northwestern (e.g. Tekab-Zanjan zone), and northeastern parts of the Iranian plate. Although in the previous literature, the petrogenesis and tectonic setting of these rocks were attributed to the rifting and extensional tectonic regime but recent studies emphasized that they formed in a convergent subduction-related tectonic setting. In this study geology, geochemistry, petrogenesis, and dating of Doran and Shah Bolaghi (Moghanlu) intrusions as the best examples of the Precambrian-Early Cambrian magmatism in the NW Iran have been investigated.
Geology
In NW Iran, there are intrusive and related volcanic rocks that have been outcropped in a special stratigraphic position. The intrusive rocks cut the Precambrian Kahar Formation rocks and are overlaid by the Bayandor Formation rocks. Stratigraphically, the equivalent volcanic rocks (Gara Dash rhyolitic series rocks) lie between over Kahar and lower Soltanieh Formation rocks. In the area, Doran–type intrusions including Doran, Moghanlu, Incheh, Sarveh Jahan, Mahneshan, Aghkand, and Alam Kandi, have been intruded as batholith (e.g. Shah Bolaghi) and as stocks (e.g. Doran and Sarveh Jahan) and mainly they affected by dynamo thermal metamorphism. The studied Doran and Moghanlu intrusions included different felsic pulses of the oldest mica granite, hololeucocratic porphyritic granite, and the youngest potassium feldspar-bearing pink granite associated with basic rocks.
Petrography
The studied plutons including different pulses display various mineralogy. The Hololeucocratic mica granites show granular to porphyry textures including quartz, alkali feldspar, and plagioclase associated with biotite and rare muscovite. Some albite crystals are magmatic and chessboard albites formed during Na-metasomatism. Hololeucocratic porphyry granite show various porphyry and granular as well as cataclastic textures. Secondary chessboard and myrmekitic albite developed along with primary albite and antiperthite feldspars. Rare primary muscovite can be found. Pink granite includes quartz and alkali feldspar and plagioclase minerals with porphyry to granular textures and some hypersolvus potassium feldspar megacrysts developed. Rare muscovite and biotite crystals have been developed. In all granitic rocks, recrystallization and secondary minerals have been developed due to metamorphism, tectonic and metasomatism processes.
Geochemistry
All granitic rocks show high silica content (79-82 wt.%) and in the R1-R2 diagram located in alkali granite to syenogranite fields and metaluminous to weak peraluminous. Basic rocks have 49-50 wt% SiO2 content and are olivine gabbro. The TiO2, Fe2O3, MgO, CaO, and P2O5 contents of studied granitic rocks are very low and porphyry granite and mica granites show very low K2O and high Na2O contents but mica granites show K2O/Na2O~1. In the spider diagrams, the porphyry granite samples show enrichment in the Zr, Th, Nb, Ta, U, and HREE (heavy rare earth elements) and trough in the LREE (light rare earth elements), and large ion lithophile elements (LILE: Cs, Rb, Ba, K), P, Ti, E, however, the mica granites are characterized by LILE (Cs, Rb, Ba), Sr, K, P, Ti, Eu, HREE, LREE, Zr, Th, and U enrichment, and the pink granites show a diverse pattern with enrichment in LILE and LREE and depletion in Sr, P, Nb, Ta, and Ti. All granitic samples show very clear troughs in Eu and Eu/Eu*.
U-Pb Dating
Zircon crystals from Doran porphyry granite and the Shah Bolaghi pink granite have been dated by the U-Pb method. The porphyry granite apparent 206Pb/238U ages range from 515 to 1192 Ma. In the relative frequency histogram, the porphyry granite ages show two peaks in 550 and 1050 Ma, which older ages can be related to inherited crystals and or captured crystals during ascending of the magma. Pink granite apparent 206Pb/238U ages range from 478 to 657 Ma. The porphyry granite zircon crystals' younger ages yield a weight mean of 565 ± 28 Ma, 95% conf. n=14, MSWD=0.54 and the pink granite ages yield a weight mean 538 ± 12 Ma, 95% conf. n=23, MSWD=1.02. Dating results are compatible with field observation that the pink granite cut porphyry granite.
Discussion
The studied granitic intrusions are inhomogeneous and different mica granite, granite porphyry, and pink granite associated with basic rocks could be distinguished. The investigated granitic rocks are marked by A/CNK<1.1 and Zr+Nb+Ce+Y <300 as well as 104*Ga/Al<2.6 that are different from S- and A-type granites and very high silica content and lower La, Y, Nb, Zr, Ga, Zn, Ce contents which led us to be considered as fractionated I-type granites. Different petrogenetic models have been proposed for fractionated I-type granites generation, including:
(1) Partial melting of the crust which the melt composition may have been modified by fractional crystallization;
(2) fractional crystallization of hornblende and clinopyroxene from initial intermediate to mafic melts;
(3) involvement of a fluid residual or hydrothermal phase during late magmatic stages.
Moreover, the source rocks for these felsic granites are also debated, including aluminous sedimentary rocks, tonalitic rocks, underplated mantle-derived materials, or mixtures of crustal and mantle-derived materials in different crustal levels. The granitic rocks under study could not be originated from the fractional crystallization of mafic rocks because they do not show high volume in the area. They show different trends in the Harker diagrams and could not be fractionated from each other and geochemical features (e.g. TiO2/MgO ratio) show that they originated from different protoliths in the crust. Porphyry- and Mica –granites show high Na2O content and can be considered albite granite. According to textural relationship and zircon crystals morphology, high Na2O content in the studied albite-rich porphyry and mica granites belonged to the magmatic stage. Geochemical features imply that sodic granites originated from the partial melting of old crust and/or mixing of melts from the old crust and lower crust with some contributions of mantle-originated magmas. According to Patiño Douce (1999), mica granites can be derived from the partial melting of metamorphosed felsitic pelitic rocks. High Rb/Sr and K2O/Na2O ratios in the pink granite and low P2O5, Sr, and Eu contents are consistent with derivation via partial melting of lower crust with tonalitic to granodioritic composition. Basic rocks originated from the metasomatized mantle that has been affected by subduction agents. According to Pearce (1996), the granitic and the basic rocks belong to a syn- to post-orogenic tectonic setting and basic rocks belong to a post-collisional tectonic setting

Keywords

Main Subjects

Full Text

ماگماتیسم پرکامبرین پایانی-کامبرین آغازین در ایران شامل رخنمون‎هایی از سنگ‎های ماگمایی در بخش‌های ایران‌مرکزی، شمال، شمال‌باختری ایران و شمال‌خاوری ایران است که به‌صورت سنگ‎های دگرگونه تا کم‌دگرگونه در بخش‌های بالا‌آمده و هسته‏های دگرگونه[1] رخنمون یافته‌اند. به‌علت پیچیدگی‌های زمین‌شناسی و تأثیر فرایند دگرگونی، اطلاعات کمی از سرشت زمین‌شیمیایی، محیط زمین‌ساختی و زمان دقیق جایگزینی و پیدایش این سنگ‎های ماگمایی در دسترس است. به طور کلی، این سنگ‎‌ها پیامد فرایندهای کشش و کافت‌شدگی[2] در پوستة قاره‏ای ایران دانسته شده‏اند (مانند: Berberian and King (1981))؛ اما گمان می‌رود محیط پیدایش و ‌همچنین، سرشت زمین‌شیمیایی این سنگ‎‌ها با محیط‎های مرتبط با فرورانش قابل مقایسه است که مطالعات اخیر این مسئله را به اثبات می‏رساند (Athari et al., 2007; Hassanzadeh et al., 2008; Moghadam et al., 2017).

منطقة تکاب- زنجان از مناطقی در ایران است که سنگ‎های آتشفشانی و توده‌های آذرین درونی پرکامبرین پایانی-کامبرین با گسترش چشمگیری رخنمون دارند. توده‏های آذرین درونی گوناگون مربوط به ماگماتیسم پرکامبرین در این منطقه رخنمون دارند که می‏توان توده‎های دوران، شاه‎بلاغی (مغانلو)، سرو جهان، اینچه، پیچاقچی و ... را نام برد. در ادبیات زمین‌شناسی ایران از این توده‎‌ها به نام توده‌های نوع دوران یاد می‏شود. بررسی‌های پراکنده‏ای روی این توده‏‌ها انجام شده است که با نتایج متناقضی همراه هستند. از بررسی‌های انجام‌شده در این منطقه، می‌توان تهیة‌ نقشه‏های زمین‌شناسی 1:250000 تکاب و زنجان و نقشه‏های 1:100000 زنجان، ماه‌نشان و تخت‌سلیمان (Kholghi et al., 1995; Babakhani and Galamghash, 1998; Lotfi, 2002; Babakhani and Sadeghi, 2005) را نام برد. ‌همچنین، بررسی‌هایی روی سنگ‎های دگرگونی (Hajalioghli et al., 2007) و سنگ‎های ماگمایی (Valizadeh and Esmaiili, 1997; Hassanzadeh et al., 2008; Saki, 2010) انجام شده است که در این بررسی‌ها سرشت توده‏های پرکامبرین پایانی را قابل مقایسه با گرانیت‎های نوع A و محیط زمین‌ساختی آنها را از نوع کششی درون‌صفحه‌ای (Valizadeh and Esmaiili, 1997)، کششی‌ پس از برخوردی (Moghadam et al., 2017) و حاشیة قاره‎ای فعال (Fathiyan et al., 2019) دانسته‎اند.

در بررسی‌هایی که به‌تازگی انجام شده‌اند بر سرشت نوع I این توده‎‌ها و ‌همچنین، محیط زمین‌ساختی مرتبط با فروانش تأکید شده است (Fathiyan et al., 2019; Honarmand et al., 2020). برپایة ویژگی‏های ایزوتوپی Nd-Sr و زمین‌شیمیایی، توده آذرین درونی مغانلو از نوع گرانیت‌های I و ‌همچنین، سن تودة 13±576 میلیون سال پیش به‌دست آمده است (Fathiyan et al., 2019). ‌همچنین، هنرمند و همکاران (Honarmand et al., 2020) به ارزیابی زمین‌شیمیایی و سنی توده مغانلو پرداخته‏اند و سن جایگزینی پالس‏های مختلف را ادیاکارین به‌دست آورده‏اند که در اثر ذوب پوستة قاره‏ای رخ داده‏اند. این در حالی است که (Hassanzadeh et al., 2008) برپایة سن‌سنجی U-Pb روی بلورهای زیرکن سن تودة دوران را 1/0±8/2 میلیون سال پیش و تودة مغانلو را 27±548 میلیون سال پیش به‌دست آورده است.

در بررسی حاضر ویژگی‌های ماگماتیسم پرکامبرین پایانی و محیط تکتونوماگمایی حاکم در شمال‌باختری ایران بررسی شده است. برای این کار، زمین‌شناسی، سنگ‌شناسی، سنگ‌شیمی، سنگ‌زایی[3] و سن‌سنجی توده‌های دوران و شاه‌بلاغی (مغانلو) در باختر و جنوب‌باختری زنجان بررسی شده‌اند.

جایگاه زمین‎شناسی

توده‎های آذرین درونی دوران و شاه‏بلاغی در بین طول‏های جغرافیایی '47º50 تا '48º30 خاوری و عرض‏های جغرافیایی '36º30 تا '36º45 شمالی در باختر و جنوب‌باختری زنجان و در پهنة ساختاری ایران‏مرکزی رخنمون دارند (شکل 1). در بخش شمال‌باختری ایران چندین رخنمون‎ از توده‌های آذرین درونی و ‌همچنین، سنگ‎های آتشفشانی دیده می‌شوند (شکل 1). این توده‎‌ها و سنگ‎های آتشفشانی هم‌ارز آنها در جایگاه چینه‎شناسی خاصی دیده می‎شوند. بیشتر توده‌های آذرین درونی سازندهای کهر و سنگ‎های دگرگونی معادل را قطع می‎کنند؛ ازاین‌رو، جوان‌تر از سازند کهر هستند. ‌همچنین، سنگ‎های آتشفشانی معادل این توده‎‌ها که به نام ریولیت‎های سری قره‎داش یا مهاباد معروف هستند، روی سازند کهر و در زیر سازند سلطانیه جای گرفته‌اند. سنگ‎های آتشفشانی معادل توده‌های آذرین درونی دانسته شده‌اند (Stöcklin and Eftekhar-nezhad, 1969). ‌همچنین، سنگ‎های آتشفشانی مختلفی درون سازند کهر و نهشته‎های عموماً دگرگون‎شدة قدیمی‌تر گزارش شده‌اند (نقشه‌های زمین‌شناسی ماهنشان، تخت‌سلیمان و شاهین‌دژ و زنجان). ازاین‌رو، با ارزیابی جایگاه چینه‎شناسی سنگ‎های آتشفشانی گمان می‌رود رخداد ماگماتیسم در این منطقه در یک بازة زمانی خاصی نبوده است؛ بلکه در چندین دوره روی داده است.‌ گمان می‌رود آخرین فاز ماگماتیسم در منطقه نفوذ توده‌های نوع دوران در منطقه است که شامل توده‌های آذرین درونی متعددی مانند دوران، مغانلو، سروجهان، ماه‌نشان، اینچه، آقکند و علم‌کندی هستند.

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی منطقه برپایة تلفیق نقشه‏های زمین‌شناسی زنجان و ماهنشان با مقیاس 1:100000 (سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور) و موقعیت توده‌های بررسی‌شده.

Figure 1. Geological map of the studied area, based on the 1:100000 maps of Zanjan and Mahneshan (Geological Survey of Iran) and the location of the studied intrusions.

 

 

توده‌های یادشده ابعاد متغیری دارند و گاه به‌صورت باتولیت (مانند تودة شاه‌بلاغی (مغانلو)) و گاه به‌صورت استوک‌های کوچک همانند توده‌های دوران و سروجهان رخنمون دارند. این توده‌‌ها ویژگی‏های عمومی هولوکرات تا لوکوکرات را دارند. ‌همچنین، آنها ویژگی عمومی بافت پورفیری و گاهی گرانولار دارند که نشان‌دهندة جایگزینی آنها در ژرفای کم است. در پی حرکات زمین‌ساختی و دگرگونی، به‌ویژه در پهنة سنندج-سیرجان، توده‌های یادشده دگرگون شده‌اند و به ارتوگنیس تبدیل شد‌ه‌اند. ‌همچنین، این توده‌‌ها معمولاً دچار دگرسانی رسی شده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی توده‌‌ها بافت و کانی‌شناسی به شدت تحت‏تأثیر قرار گرفته است. توده‌های پرکامبرین پایانی در شمال‌باختری ایران از دیدگاه سن چینه نگاری و ‌همچنین، ویژگی‏های زمین‌شناسی و کانی‎شناسی با توده‌های آذرین درونی ایران‎مرکزی (مانند زریگان و ناریگان) قابل‌مقایسه هستند (Berberian and King, 1981).

 

بررسی‌های صحرایی

بررسی‌های صحرایی در منطقه نشان می‎دهند گرانیت دوران، استوک کشیده با راستای شمال‌باختری-جنوب‎خاوری است (شکل 1). این توده درون نهشته‎های دگرگون‎شده پرکامبرین با ترکیب فیلیت، کوارتزیت و میکاشیست نفوذ کرده است. این سنگ‏‌های دگرگونی در واقع معادل دگرگون‏شدة سنگ‎های سازند کهر هستند. تکه‌هایی از این نهشته‎‌ها درون تودة دوران به‌صورت زنولیت دیده می‎شوند. نهشته‎های سازند بایندر با ترکیب ماسه‎سنگ و شیل، تودة گرانیتی دوران را پوشانده‌اند (شکل 2- A).

بررسی‎های صحرایی نشان می‎دهند تودة شاه‎بلاغی (مغانلو) باتولیتی کشیده با روند شمال‏باختری- جنوب‌خاوری است که در فاصلة نزدیک به 20 کیلومتری شمال‌باختریِ تودة دوران رخنمون دارد. درازای این توده نزدیک به 20 کیلومتر و پهنای آن به 10 کیلومتر می‎رسد. این توده درون سازند کهر نفوذ کرده است و سبب دگرگونی همبری ضعیف در حاشیة خود شده است. در حواشی تودة شاه‌بلاغی، زنولیت‌هایی با ابعاد مختلف از سازند کهر دیده می‌شوند که البته به سمت مرکز توده از میزان این زنولیت‌‌ها کاسته می‎شود. این زنولیت‌‌ها عموماً دچار دگرگونی همبری شده‌اند.

ویژگی‌های صحرایی نشان می‎دهند توده‌های دوران و شاه‏بلاغی توده‌های همگنی نیستند و شامل بخش‏های مختلفی هستند (شکل‌های 2- B و 2- C).:

  • گرانیت هولولوکرات پورفیری با درشت بلورهای کوارتز (گرانیت‎پورفیری)؛
  • میکاگرانیت؛
  • گرانیت‎پورفیری پتاسیم‎فلدسپاردار (گرانیت صورتی)؛
  • انکلاو‌ها و دایک‎های دیابازی.

پلوتونیسم در توده‌های بررسی‌شده با تودة میکاگرانیت آغاز می‎شود و با پالس‎های آذرین درونی بعدی قطع می‎شود (شکل 2). این توده در بخش‎های مرکزی تودة شاه‎بلاغی دیده می‎شود و رخنمون آن درون تودة دوران به‌صورت رخنمون‎هایی منقطع درون تودة گرانیت پورفیری دیده می‎شود که تودة گرانیت پورفیری آن را قطع کرده است (شکل 2). تودة میکاگرانیت به واسطة حضور میکا و نبود درشت‌بلورهای کوارتز از تودة گرانیت‌پورفیری و ‌همچنین، به واسطة نبود بلورهای پتاسیم‌فلدسپار درشت از تودة گرانیت صورتی قابل شناسایی است. در تودة دوران، تودة میکاگرانیت به‌صورت انکلاوهای درشت درون تودة گرانیت پورفیری دیده می‌شوند. این توده ‌همچنین، به‌صورت فاز حاشیه‌ای همراه با تودة گرانیت پورفیری در توده مغانلو دیده می‎شود که با تودة گرانیت پورفیری قطع شده است.

تودة گرانیت‎پورفیری رخنمون‎های اصلی تودة دوران و ‌همچنین، بخش بزرگی از رخنمون‎های حاشیة تودة بیوتیت‌گرانیت را در تودة مغانلو تشکیل می‎دهد (شکل 2). در تودة دوران، گرانیت پورفیری را دایک‎های گرانیت صورتی قطع می‎کنند. این توده به‌صورت گرانیت هولولوکوکرات با بافت پورفیری و حضور درشت‎بلورهای کوارتز شناخته می‎شود (شکل 2- D). توده‌های گرانیت‌پورفیری و میکا‌گرانیت به‌ویژه در تودة دوران بهره‌برداری و استخراج شده‌اند و معادن گوناگون خاک صنعتی در محل رخنمون این توده‌‌ها راه‌اندازی شده است.

جوان‌ترین پالس آذرین درونی درون توده‌های دوران و شاه‌بلاغی، تودة گرانیت صورتی است که پتاسیم‌فلدسپار و میکا از کانی‌های سازندة آن به‌شمار می‌روند و بافت پورفیری نشان می‌دهد (شکل 2). این توده هسته مرکزی باتولیت شاه‌بلاغی را تشکیل می‎دهد و درون تودة دوران نیز به‌صورت دایک دیده می‎شود. تودة گرانیت صورتی بخش بزرگی از رخنمون‎های باتولیت شاه‌بلاغی را تشکیل می‎دهد.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2. تصویرهای صحرایی از توده‎های دوران و شاه‌بلاغی. A) دورنمایی از تودة دوران و روستای دوران و پالس‎های مختلف تفوذی در آن و جایگیری سازند بایندور روی توده (دید رو به شمال)؛ B) دورنمایی از تودة شاه‌بلاغی به‌همراه نهشته‎های دگرگون‌شدة سازند کهر (دید رو به شمال)؛ C) نمایی از تودة گرانیت‌پورفیری که تودة میکاگرانیت را دربرگرفته است و جوان‌تر از آن است؛ D) نمایی از تودة گرانیت صورتی که تودة گرانیت پورفیری را قطع می‌کند؛ E) نمایی از انکلاوهای مافیک درون تودة دوران؛ F) نمایی از نمونة دستی تودة گرانیت‌پورفیری و رگچه‎های سیلیسی درون آن در تودة شاه‎بلاغی.

Figure 2. Field photographs of the studied Doran and Shahbolaghi intrusions. A) The perspective of Doran intrusion and Doran village with different pulses of intrusives and Bayandor formation on the Doran massif (northward view); B) The perspective of Shahbolaghi massif with metamorphosed deposits of Kahar formation (northward view); C) A view of porphyritic granite which includes the mica granite and is younger than it; D) Pink granite cutting the porphyritic granite; E) Mafic enclaves in Doran massive; F) A hand specimen of porphyritic granite and silica veinlets inside the Shahbolaghi intrusion.

 

 

 

درون تودة شاه‌بلاغی و دوران بخش‎های بازیک به‌صورت انکلاو و دایک دیده می‎شوند (شکل 2- D). بخش‌های بازیک در تودة دوران بیشتر به‌صورت دایک دیده می‎شوند؛ اما بخش‏های بازیک در تودة گرانیت صورتی شاه‎بلاغی بیشتر به‌صورت انکلاو هستند. ‌گمان می‌رود در تودة گرانیت صورتی، فاز بازیک فاز آذرین درونی همزمان با بخش فلسیک باشد که این امر به واسطه حضور ساختار کنگره‌ای و هالهة واکنشی و حضور فلدسپارهای درشت درون انکلاوهای مافیک قابل اثبات است. در بخش‎های حاشیة تودة شاه‎بلاغی و درون تودة گرانیت پورفیری حاشیه‎ای، همانند تودة دوران، فاز آذرین درونی مافیک به‌صورت دایک رخنمون دارد.

روش انجام پژوهش

برای بررسی ویژگی‏های ‌سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی و سن‌سنجی توده‌های بررسی‌شده، 50 نمونه گرد‎آوری شد و سپس 30 مقطع نازک از بخش‎های سالم تهیه شد. پس از بررسی مقاطع نازک و ارزیابی نمونه‌ها، 3 نمونه از تودة گرانیت پورفیری، 9 نمونه از میکاگرانیت و دو نمونه از گرانیت صورتی و ‌همچنین، دو نمونه از بخش‌های بازیک و انکلاوهای توده‌های دوران و شاه‎بلاغی برداشت شدند و به آزمایشگاه انستیتو زمین‌شیمی گوانجو، اکادمی علوم‌زمین چین فرستاده شدند. عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای کمیاب به روش ICP-MS تجزیه شدند (جدول 1).

برای سن‌سنجی توده‌های آذرین درونی دوران و شاه‏بلاغی به روش U-Pb، یک نمونه از تودة گرانیت‌پورفیری دوران و یک نمونه از تودة گرانیت صورتی شاه‎بلاغی برداشت شد. نمونه‎های یادشده به کشور چین فرستاده شدند و بلورهای زیرکن برپایة روش‎های متداول مغناطیسی و با استفاده از مایع بروموفورم در انستیتو منابع کانی شهر پکن کشور چین جدا شدند. برای بالابردن دقت، نمونه‎های جداشده در زیر میکروسکوپ بیناکولار دوباره به دقت بررسی شدند. نمونه‎های جداشده به‌همراه نمونه‎های استاندارد در رزین اپوکسی جاسازی شده و پس از صیقل دادن، با میکروسکوپ‎های نوری و اسکنر الکترونی بررسی شدند. نمونه‎های بررسی‌شده سپس به روش U-Pb در انستیتو منابع کانی شهر پکن کشور چین و با دستگاه Thermo Finnigan Neptune MC–ICPMS ساخت شرکت Finnigan کشور آلمان تجزیه شدند. تجزیة نقطه‎ای زیرکن‎های بررسی‌شده با پرتویی به قطر نزدیک به 25 mm، و نرخ تکرار 10 Hz و چگالی انرژی Jcm-2 5/2 از بخش‌های مرکزی و حاشیه‌ای بلور‌ها انجام شده است. پس از تجزیة هر نقطه درستی داده‌ها با کمک تجزیة نمونه استاندارد بررسی شد.

‌سنگ‌نگاری

همان‌گونه‌که گفته شد توده‌های آذرین درونی شاه‎بلاغی و دوران پالس‎های آذرین درونی متعددی دارند که شامل توده‌های گرانیت‎پورفیری، میکاگرانیت و گرانیت صورتی و ‌همچنین، بخش‎های بازیک (انکلاو و دایک) هستند.

تودة میکاگرانیت

برپایة بررسی‌های ‌سنگ‌نگاری، تودة میکاگرانیت بیشتر شامل کانی‎های کوارتز و آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز است. بلورهای آلکالی‌فلدسپار (30 تا 40 درصدحجمی) بیشتر از نوع آلبیت هستند (شکل 3- A). این توده هولولوکوکرات است و بافت گرانولار و پورفیری دارد. بافت کاتاکلاستیک نیز در این سنگ‌ها گسترش یافته است. در این توده، برخی بلورهای آلبیت نشانه‌هایی از رخداد متاسوماتیسم نشان می‌دهند و به‌صورت ثانویه متبلور شده‌اند. این بلور‌ها به‌صورت آلبیت‎های با بافت شطرنجی و نیز رگچه‎ای هستند. بلورهای کوارتز فراوانی چشمگیر (40 تا 45 درصدحجمی) در این توده حضو دارند و در پی تنش دچار خردشدگی و نیز خاموشی موجی شده‎اند. بلورهای بیوتیت و مسکوویت با فراوانی کمتر از 3 درصدحجمی دیده می‌شوند که عموماً فراوانی بیوتیت از مسکوویت بیشتر است (شکل‌های 3- B و 3- C)‌. گمان می‌رود برخی بلورهای میکا (مسکوویت) در مرز کانی‎های درشت فلدسپار و کوارتز و هنگام فرایند تنش و بازتبلور پدید آمده‌اند. ‌همچنین، در این توده، گاه بلورهایی از ترمولیت و اسفن و اپیدوت در پی دگرگونی گسترش یافته‎اند. کانی‌های کدر و زیرکن نیز با فراوانی بسیار کم دیده می‎شوند. در پی دگرسانی، کانی‎های رسی جایگزین بلورهای فلدسپار شده‌اند. ‌همچنین، گاه کلریت جایگزین بلورهای بیوتیت شده است.

تودة گرانیت پورفیری

برپایة شواهد ‌سنگ‌نگاری، تودة گرانیت‎پورفیری بیشتر شامل کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و پلاژِیوکلاز است. این توده هولولوکوکرات است و بافت پورفیری و گرانولار دارد و بافت کاتاکلاستیک نیز در این سنگ‌‌ها گسترش یافته است (شکل 3- D). بلورهای آلکالی‌فلدسپار بیشتر از نوع آلبیت (60 تا 70 درصدحجمی) هستند. گمان می‌رود برخی بلورهای آلبیت در پی فرایندهای ثانویه و به‌صورت متاسوماتیک پدید آمده‌اند. این بلور‌ها به‌صورت بلورهای آلبیت با بافت شطرنجی و نیز رگچه‌ای و با بافت میرمکیتی دیده می‌شوند (شکل 3- E). برخی بلورهای فلدسپار نیز به‌صورت آنتی‌پرتیت دیده می‌شوند. بلورهای کوارتز به‌صورت درشت و متوسط بلور (25 تا 30 درصدحجمی) دیده می‌شوند. برخی از این بلور‌ها از حاشیه دچار بازتبلور (پیدایش دانه‌های موزاییکی) شده‌اند. گاه به‌ندرت مسکوویت اولیه نیز در این سنگ‌‌ها دیده می‎شود. بلورهایی از زیرکن و کانی‌های کدر، آپاتیت و اسفن به‌صورت ناچیز دیده می‎شوند. تأثیر تنش در نمونه‌‌ها به‌صورت خردشدگی و خاموشی موجی در بلورهای کوارتز و فلدسپار‌‌ها دیده می‎شود. کانی‎های رسی، سریسیت و اپیدوت در پی دگرسانی در این سنگ‎‌ها پدیدار شده‌اند. گاهی در این توده، رگچه‎های سیلیسی با فراوانی بسیار دیده می‎شوند. بزرگی این رگچه‎‌ها گاهی به چند سانتیمتر می‌رسد. با توجه به ویژگی‌های کانی‎شناسی، تودة گرانیت‎پورفیری و ‌همچنین، میکاگرانیت با توده‌های آلبیت‎گرانیت قابل مقایسه هستند (Barboni and Bussy 2013).

تودة گرانیت صورتی

برپایة بررسی‌های ‌سنگ‌نگاری، تودة گرانیت صورتی شامل کانی‎های اصلیِ کوارتز (35 تا 40 درصدحجمی) و آلکالی‌فلدسپار (30 تا 40 درصدحجمی)، همراه با بلورهای پلاژیوکلاز با فراوانی نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی است (شکل 3- F). این توده بافت پورفیری، گرانولار و گاه پورفیروییدی دارد. بلورهای پتاسیم‎فلدسپار صورتی رنگ، گاه به‌صورت مگاپورفیر دیده می‎شوند. بلورهای پتاسیم‌فلدسپار از نوع ارتوز پرتیتی و میکروکلین هستند (شکل 3- G). در نمونه‎های این توده، بلورهای آلبیت و به‌ندرت آنتی‎پرتیت نیز یافت می‌شوند. بلورهای فلدسپار با شدت متفاوت، آرژیلی و سریسیتی شده‎اند. بلورهای بیوتیت و مسکوویت در این سنگ‌ها فراوانی کمتر از 2 درصدحجمی نشان می‎دهند. در این سنگ‎ها، زیرکن، آپاتیت، اسفن و کانی‏های کدر به‌صورت کانی‎های کمیاب دیده می‎شوند. کانی‌های بیوتیت و کوارتز نشانه‌هایی از رخداد تنش را نشان می‌دهند که به‌صورت خاموشی موجی در کوارتز‌‌ها، خم‌شدگی و کشیدگی در بیوتیت‌‌ها و خرد‌شدگی در مسکوویت‌‌ها هستند (شکل‌های 3- G و 3- H).

انکلاوهای بازیک

برپایة شواهد ‌سنگ‌نگاری، انکلاوهای بازیک شامل آمفیبول (20 تا 30 درصدحجمی) و پلاژیوکلاز سریسیتی (60 تا 70 درصدحجمی) هستند (شکل 3- I). ‌گمان می‌رود بلورهای آمفیبول اکتینولیتی جایگزین بلورهای پیروکسن و احتمالاً الیوین اولیه شده‎اند. بلورهای پلاژیوکلاز به‌طور بخشی سریسیتی و آلبیتی شده‎اند. در این سنگ‎ها، اسفن و کانی‎های کدر نیز با فراوانی تا 3 درصدحجمی دیده می‌شوند.

 

 

 

 

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از توده‌‌های گرانیتی منطقة دوران و شاه‌بلاغی. A) بافت گرانولار و بلورهای کوارتز و آلبیت (نمونه میکاگرانیت)؛ B) بلورهای بیوتیت (میکاگرانیت)‎؛ C) بلور مسکوویت درون بلور کوارتز (میکاگرانیت)؛ D) بافت کاتاکلاستیک و بلور آلبیت (با بافت شطرنجی[4]) و کوارتز (گرانیت‌پورفیری)؛ E) پیدایش بافت میرمکیت (گرانیت پورفیری)؛ F) پتاسیم‌فلدسپار پرتیتی به‌همراه پلاژیوکلاز (گرانیت صورتی)؛ G) فلدسپار پرتیتی به‌همراه پلاژیوکلاز و کوارتز (گرانیت صورتی)؛ H) بلورهای بیوتیت و مسکوویت (گرانیت صورتی)؛ I) بلورهای پلاژیوکلاز و آمفیبول در سنگ‎های بازیک (تصویر B در PPL[5] و دیگر تصویرها در XPL[6]).

Figure 3. Photomicrographs of the Doran and Shahbolaghi granites. A) Granular texture and quartz and albite minerals (mica-granite sample); B) Biotite minerals (mica granite); C) Muscovite in quartz mineral (mica granite); D) Cataclastic texture and albite (chessboard) and quartz (porphyritic granite); E) Myrmekitic texture (Porphyritic granite); F) Perthitic potassium feldspar associated with plagioclase (Pink granite); G) Perthitic feldspar associated with plagioclase and quartz (Pink granite); H) Biotite and muscovite minerals (Pink granite); I) Plagioclase and amphibole minerals in basic rocks (Figure B is in PPL, others are in XPL).

 

 

زمین‌شیمی

برای ارزیابی ویژگی‏های زمین‌شیمیایی، شمار 16 نمونه از گروه‌‎های سنگی گوناگونِ منطقه تجزیه شیمیایی شدند (جدول 1). توده‌های بررسی‌شده میزان سیلیس بالایی دارند. میزان SiO2 در سنگ‎های گرانیت‏پورفیری از 81 تا 82 درصدوزنی در نوسان است؛ اما میزان SiO2 در میکاگرانیت‎‌ها برابربا 78-81 ‌درصدوزنی و در گرانیت‎های صورتی برابربا 78-79 ‌درصدوزنی است. انکلاو‌ها نیز میزان SiO2 49-50 ‌درصدوزنی را نشان می‎دهند.

 

 

 

جدول 1. داده‌های زمین‌شیمیایی توده‌های آذرین درونی دوران و شاه‎بلاغی منطقة زنجان (اکسیدها برپایه درصدوزنی؛ عنصرها برپایة ppm).

Table 1. Geochemical data of Doran and Shahbolaghi intrusive rocks in Zanjan area (oxides in wt.%; elements in ppm).

Element

Porphyry granite

  

Mica granite

SiO2

81.1

81.6

81.4

  

79.9

78.8

78.8

79.7

79.5

TiO2

0.08

0.08

0.07

  

0.10

0.10

0.06

0.08

0.07

Al2O3

11.7

11.7

11.3

  

12.5

12.6

12.2

12.4

12.1

Fe2O3

0.05

0.05

0.01

  

0.07

0.01

0.22

0.01

0.16

MnO

0.00

0.00

0.00

  

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

0.03

0.04

0.01

  

0.05

0.01

0.26

0.01

0.23

CaO

0.26

0.30

0.24

  

0.33

0.29

0.19

0.19

0.25

Na2O

6.67

6.71

6.59

  

7.07

7.69

8.03

7.56

7.13

K2O

0.07

0.08

0.05

  

0.09

0.07

0.07

0.06

0.29

P2O5

0.01

0.01

0.00

  

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

LOI

0.25

0.27

0.19

  

0.44

0.22

0.37

0.13

0.24

Total

100.3

100.8

99.7

  

100.5

99.6

100.2

100.0

99.9

Sc

11.15

4.92

    

14.08

14.13

  

6.65

5.03

V

1.86

1.18

    

1.92

3.99

  

3.86

3.49

Cr

2.42

2.21

    

2.29

2.60

  

1.96

3.68

Co

0.07

0.08

    

0.10

0.19

  

0.10

0.22

Ni

1.16

1.30

    

1.30

0.61

  

0.38

0.55

Cu

0.64

1.17

    

0.86

1.33

  

1.11

0.93

Zn

3.51

4.37

    

3.28

14.49

  

13.23

11.45

Ga

16.72

14.78

    

17.80

15.19

  

13.78

16.14

Rb

0.80

0.73

    

1.07

1.30

  

0.89

21.71

Sr

37.22

33.73

    

38.08

32.80

  

22.43

23.62

Y

34.60

14.07

    

83.22

30.25

  

33.19

55.86

Zr

93.0

102.0

    

114.4

123.3

  

103.4

72.5

Nb

17.78

24.56

    

21.58

21.90

  

23.59

10.95

Cs

0.06

0.07

    

0.08

0.10

  

0.06

0.84

Ba

4.9

6.2

    

7.7

8.0

  

5.8

13.3

La

0.66

1.65

    

10.81

13.22

  

20.65

25.10

Ce

1.17

3.31

    

23.18

29.05

  

43.91

58.16

Pr

0.14

0.41

    

2.73

3.62

  

5.43

7.42

Nd

0.58

1.63

    

10.40

13.21

  

18.43

28.09

Sm

0.49

0.68

    

3.02

2.85

  

3.21

6.84

Eu

0.08

0.08

    

0.27

0.22

  

0.25

0.20

Gd

1.53

1.07

    

4.83

2.83

  

3.10

7.05

Tb

0.53

0.33

    

1.33

0.62

  

0.69

1.49

Dy

4.65

2.67

    

11.18

4.48

  

4.98

9.36

Ho

1.12

0.63

    

2.73

1.10

  

1.21

2.06

Er

3.79

2.09

    

9.05

3.41

  

3.81

5.94

Tm

0.59

0.33

    

1.36

0.55

  

0.61

0.89

Yb

4.01

2.27

    

9.01

3.77

  

4.02

5.72

Lu

0.62

0.34

    

1.34

0.62

  

0.65

0.90

Ta

1.66

2.84

    

2.06

1.94

  

2.38

1.28

Th

8.15

20.00

    

20.14

21.72

  

21.62

17.87

U

1.84

3.82

    

3.32

2.86

  

3.62

3.70

Hf

5.05

5.88

    

5.68

6.39

  

5.97

3.49

Sum REE

20.0

17.5

    

91.2

79.5

  

110.9

159.2

Eu/Eu*

0.29

0.28

    

0.21

0.23

  

0.24

0.09

(La/Yb)N

0.11

0.49

    

0.80

2.35

  

3.44

2.94

A/CNK

1.01

1.00

1.00

  

1.01

0.95

0.90

0.96

0.97

Mg#

0.56

0.64

0.67

  

0.60

0.65

0.71

0.67

0.73

Na2O+K2O

6.7

6.8

6.6

 

7.2

7.8

8.1

7.6

7.4

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Element

Mica granite

  

Pink granite

  

Basic rocks

SiO2

81.3

79.9

79.9

  

78.4

78.1

78.3

  

49.1

49.9

TiO2

0.09

0.09

0.11

  

0.14

0.08

0.12

  

1.33

1.37

Al2O3

11.2

12.1

12.1

  

13.3

12.3

12.4

  

15.7

15.7

Fe2O3

0.35

0.47

0.12

  

0.41

0.85

0.52

  

10.56

10.71

MnO

0.00

0.00

0.00

  

0.01

0.00

0.00

  

0.17

0.16

MgO

0.36

0.41

1.06

  

0.21

0.15

0.16

  

7.17

6.84

CaO

0.30

0.33

0.25

  

0.43

0.30

0.34

  

8.91

8.40

Na2O

6.18

6.68

6.27

  

6.50

3.93

4.16

  

3.09

3.52

K2O

0.16

0.11

0.26

  

0.90

4.49

4.15

  

1.29

1.07

P2O5

0.01

0.01

0.02

  

0.03

0.01

0.02

  

0.20

0.22

LOI

0.42

0.50

0.90

  

0.71

0.65

0.58

  

2.74

2.35

Total

100.3

100.6

101.0

  

101.0

100.8

100.8

  

100.2

100.2

Sc

11.33

9.85

2.66

  

10.34

12.53

7.84

  

37.86

39.52

V

1.87

2.73

3.56

  

5.73

2.02

4.64

  

249.17

252.62

Cr

1.12

5.82

4.08

  

4.94

1.91

2.40

  

226.18

251.84

Co

0.32

2.15

0.19

  

0.24

0.18

0.58

  

41.70

37.37

Ni

1.12

3.66

1.64

  

3.15

1.16

1.40

  

79.23

64.47

Cu

0.73

0.98

1.05

  

1.68

0.58

0.60

  

42.20

31.30

Zn

10.60

8.44

5.07

  

5.62

12.99

10.99

  

91.54

87.08

Ga

19.42

21.19

10.51

  

22.52

21.64

18.89

  

19.33

19.79

Rb

5.21

2.92

6.76

  

33.41

173.65

77.72

  

54.61

41.84

Sr

33.71

37.54

17.21

  

42.26

35.03

53.98

  

213.70

215.47

Y

24.09

60.81

37.55

  

59.04

75.72

42.40

  

26.23

27.95

Zr

34.8

112.1

118.0

  

140.3

92.4

139.1

  

127.0

134.7

Nb

16.16

16.18

7.50

  

13.99

19.43

10.54

  

4.12

4.42

Cs

0.26

0.16

0.15

  

0.28

1.01

0.43

  

0.84

0.69

Ba

11.5

9.0

10.7

  

131.9

283.4

619.7

  

254.8

128.1

La

26.78

24.39

28.35

  

47.00

32.93

36.86

  

8.43

9.39

Ce

63.45

56.77

64.49

  

95.44

77.45

77.23

  

20.60

22.71

Pr

7.92

7.08

7.60

  

11.39

9.62

8.98

  

2.85

3.14

Nd

31.92

28.94

29.32

  

43.69

38.21

34.85

  

13.75

14.84

Sm

8.55

8.34

6.67

  

10.07

10.61

7.64

  

3.84

4.13

Eu

0.53

0.55

0.27

  

0.70

0.35

0.75

  

1.64

1.59

Gd

6.97

8.44

6.18

  

9.80

10.84

7.48

  

4.14

4.40

Tb

1.10

1.63

1.02

  

1.72

2.08

1.26

  

0.76

0.80

Dy

5.80

10.59

6.32

  

10.50

13.32

7.63

  

4.76

5.10

Ho

1.01

2.16

1.28

  

2.05

2.66

1.51

  

0.97

1.04

Er

2.88

6.66

3.95

  

6.01

8.01

4.49

  

2.94

3.10

Tm

0.40

0.94

0.57

  

0.83

1.14

0.61

  

0.41

0.43

Yb

2.57

6.17

3.80

  

5.52

7.67

3.97

  

2.71

2.83

Lu

0.37

0.92

0.56

  

0.79

1.11

0.58

  

0.40

0.43

Ta

1.45

1.46

0.70

  

1.24

1.91

0.75

  

0.27

0.29

Th

16.36

16.03

24.29

  

18.85

17.53

17.23

  

1.11

1.35

U

3.31

4.08

2.20

  

1.57

4.02

1.90

  

0.33

0.43

Hf

1.79

5.51

4.41

  

5.54

4.74

5.03

  

3.31

3.49

Sum REE

160.3

163.6

160.4

  

245.5

216.0

193.8

  

68.2

73.9

Eu/Eu*

0.21

0.20

0.13

  

0.22

0.10

0.30

  

1.27

1.15

(La/Yb)N

6.96

2.64

4.99

  

5.70

2.87

6.20

  

2.08

2.22

A/CNK

1.03

1.03

1.10

  

1.07

1.03

1.04

  

0.69

0.71

Mg#

0.67

0.64

0.95

  

0.50

0.26

0.38

  

0.58

0.56

Na2O+K2O

6.3

6.8

6.5

 

7.4

8.4

8.3

 

4.4

4.6

 

 

برپایة نمودار R1-R2، نمونه‎های سنگ‎های گوناگونِ گرانیتی در منطقة دوران و شاه‌بلاغی در محدودة گرانیت‎های آلکالن و سینوگرانیت‌‌ها و انکلاو‌ها در محدودة الیوین‎گابرو جای گرفته‌اند (شکل 4- A). میزان TiO2، Fe2O3، MgO، CaO و P2O5 در توده‌های گرانیتی بررسی‌شده بسیار کم است (جدول 1). میزان K2O در سنگ‎های گرانیت‌پورفیری و میکاگرانیت‌‌ها کم (عموماً کمتر از 1/0 ‌درصدوزنی) و میزان Na2O این توده‌‌ها بالا (عموماً از 6 تا 8 ‌درصدوزنی) است؛ اما میزان K2O و Na2O در توده‌های گرانیت صورتی تقریباً برابر (K2O/Na2O~1) است (جدول 1). انکلاو‌ها میزان TiO2، MgO و Fe2O3 بالایی دارند. در نمودار ACNK دربرابر ANK، توده‌های گرانیتی بررسی‌شده در محدودة متاآلومین تا پرآلومین ضعیف جای دارند و عموماً میزان ACNK در توده‌های بررسی‌شده از 1/1 کمتر است. سنگ‎های بازیک در محدودة متاآلومین جای دارند (شکل 4- B).

 

 

 

شکل 4. A) نمودار R1-R2 (De La Roche et al., 1980) برای نامگذاری سنگ‏های بررسی‌شده توده‎های آذرین درونی دوران و شاه‌بلاغی؛ B) نمودار Al2O3/Na2O+K2O (A/NK) دربرابر Al2O3/CaO+Na2O+K2O (A/CNK) (Maniar and Piccoli, 1989) برای تعیین میزان اشباع‎شدگی توده‏های آذرین درونی دوران و شاه‎بلاغی از آلومینیم.

Figure 4. A) R1-R2 diagram (De la Roche et al., 1980) for the classification of rock samples from Doran and Shahbolaghi; B) Al2O3/Na2O+K2O (A/NK) versus Al2O3/CaO+Na2O+K2O (A/CNK) diagram (Maniar and Piccoli, 1989) for determination of alumina saturation in Doran and Shahbolaghi intrusive rocks.

 

 

 

در نمودار‎های هارکر، میزان عنصرها در نمونه‎های توده‌های گرانیت‏پورفیری و میکاگرانیت روندهای کاهشی و افزایشی متمایزی را نشان می‌دهند و روند عادی تفریق از یکدیگر را نشان نمی‌دهند. این ویژگی در نمودار‌های TiO2، MgO، CaO و P2O5 دربرابر سیلیس نیز به‌خوبی دیده می‎شود (شکل 5).

 

 

 

شکل 5. نمودار‌های تغییرات هارکر برای عنصرهای اصلی (برپایة ‌درصدوزنی) و کمیاب (برپایة گرم در تن) در برابر میزان سیلیس (برپایة ‌درصدوزنی) (سنگ‎های بازیک نشان داده نشده‌اند. نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است).

Figure 5. Harker variation diagrams of major (in wt.%) and trace (in ppm) elements versus SiO2 (in wt.%) (Basic rocks are not shown. Symbols are as in Fig. 4).

 

 

نمونه‏های بررسی‌شده در نمودار‏های عنکبوتی بهنجار‎شده به ترکیب گوشتة اولیه بررسی شدند. در این نمودارها، نمونه‎های تودة گرانیت‏پورفیری از عنصرهای Zr، Th، Nb، Ta، U و HREE غنی‏شدگی و از عنصرهای LREE، LILE (Cs، Rb، Ba)، K، P، Ti و Eu تهی‏شدگی مشخصی نشان می‌دهند؛ اما میکاگرانیت‌‌ها الگوی کمی متمایز دارند که در آن عنصرهای LILE (Cs، Rb، Ba) و Sr، K، P، Ti و Eu تهی‏شدگی و عنصرهای HREE، LREE، Zr، Th و U غنی‏شدگی نسبی نشان می‌دهند. نمونه‎های گرانیت صورتی از عنصرهای LILE و LREE غنی‏شدگی و از عنصرهای Sr، P، Nb، Ta و Ti تهی‏شدگی نشان می‌دهند. این الگو با الگوی نمونه‎های گرانیت‎های پورفیری و میکا گرانیت‌‌ها تفاوت دارد. الگوی سنگ‎های بازیک بررسی‌شده همانند سنگ‎های گوشتة متاسوماتیسم‌شده با عوامل فرورانشی است و از عنصرهای LILE غنی‏شدگی و از عنصرهای HFSE[7] (Nb-Ta) تهی‏شدگی نشان می‌دهند (شکل 6).

در نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت، نمونه‎های گرانیت پورفیری میزان LREE بسیار کمی دارند و نسبت (La/Yb)N در آنها کمتر از 5/0 است؛ اما در سنگ‎های میکاگرانیت و گرانیت صورتی، عنصرهای LREE در مقایسه با HREE غنی‏شدگی دارند و نسبت (La/Yb)N در این سنگ‌‌ها از 2 تا 7 در تغییر است. بیشتر سنگ‎های گرانیتی آنومالی منفی در Eu نشان می‎دهند و میزان نسبت Eu/Eu* عموماً از 3/0 کمتر است.

سنگ‎های بازیک میزان غنی‏شدگی تقریباً یکسانی از عنصرهای REE دارند. عنصرهای LREE تا 30 برابر غنی‏شدگی و عنصرهای HREE تا 10 برابر غنی‏شدگی نشان می‌دهند. در این سنگ‌‌ها آنومالی Eu مثبت و میزان Eu/Eu* بیشتر از 1 است (شکل 6؛ جدول 1).

 

 

 

شکل 6. ترکیب توده‌های بررسی‌شده در منطقة دوران و شاه‎بلاغی در: A، B) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (ترکیب کندریت از Nakamura (1974))؛ C، D) نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (ترکیب گوشتة اولیه از Sun and McDonough (1989)).

Figure 6. Composition of the investigated intrusive rocks in Doran and Shahbolaghi areas. A, B) Chondrite-normalized REE diagrams (Chondrite values are from Nakamura (1974)); C, D) Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (primitive mantle values are from Sun and McDonough (1989)).

 

 

سن‌سنجی

یک نمونه از تودة گرانیت‎پورفیری دوران و یک نمونه از تودة گرانیت صورتی باتولیت شاه‎بلاغی به روش U-Pb زیرکن سن‌سنجی شدند. برپایة داده‌های سن‎سنجی، تودة گرانیت پورفیری سن‌های متغیری دارد. دامنة سن‎های 206Pb/238U به‌دست‌آمده در این توده از 515 تا 1192 میلیون سال پیش متغیر است (شکل 7). برپایة هیستوگرام فراوانی نسبی، دو پیک فراوانی در 1050 میلیون سال پیش و 550 میلیون سال پیش دیده می‎شود (شکل 7). سن‌های قدیمی به‌دست‌آمده در نمونة گرانیت پورفیری چه‌بسا به بلورهای زیرکن به‌ارث‌رسیده[8] از سنگ مادر[9] مربوط هستند. بلورهای زیرکن با سن‌های قدیمی می‎توانند بلورهای زیرکن دیرذوب منشأ و یا زیرکن‌های به‌دام‌افتاده از سنگ‎های همبر باشند که در طی چرخة ذوب‌بخشی و یا هنگام صعود وارد مذاب شده‌اند. این ویژگی نشان می‌دهد در سنگ مادر تودة گرانیت‌پورفیری بلورهای زیرکن با میانگین سنی نزدیک به یک میلیارد سال پیش هستند که در واقع می‌تواند سن سنگ مادر آنها باشد. بلورهای زیرکن با سن جوان در واقع ماگمایی هستند و هنگام تبلور ماگمای گرانیتی پورفیری پدید آمده‌اند و ازاین‌رو، سن جایگزینی تودة گرانیت پورفیری را نشان می‌دهند. میانگین سن‌های جوان در این توده به‌صورت 28±565 میلیون سال پیش، %95 conf.، 14=n و 54/0=MSWD است که در واقع سن نفوذ و تبلور تودة گرانیت پورفیری به‌شمار می‌رود.

 

 

 

شکل 7. نمودارهای کنکوردیا و هیستوگرام‌های فراوانی نسبیِ داده‌های سنی اورانیم-سرب برای تودة گرانیت‌پورفیری و گرانیت‌صورتی منطقة دوران و شاه‎بلاغی.

Figure 12. Concordia diagrams and relative frequency histograms of U–Pb ages for the porphyritic and pink granite from the Doran and Shahbolaghi areas.

 

 

داده‌های سن‌سنجی به روش U-Pb بلورهای زیرکن برای گرانیت صورتی باتولیت شاه‌بولاغی نشان‎دهندة سن‎های همگنی است؛ به‌گونه‌ای‌که دامنة سن‎های 206Pb/238U به‌دست‌آمده در این توده از 478 میلیون سال تا 657 میلیون سال پیش متغیر هستند (شکل 7). بیشتر سن‌های به‌دست‌آمده در بازة 478 تا 578 میلیون سال پیش هستند و تنها یک نمونه سن 657 میلیون سال پیش را نشان داده است که بلور زیرکن آن با سن قدیمی می‌تواند از سنگ‎های میزبان دربرگرفته شده باشد. برپایة هیستوگرام فراوانی نسبی، تنها یک پیک فراوانی در نزدیک به 540 میلیون سال پیش دیده می‎شود. میانگین سن‌های به‌دست‌آمده در این توده به‌صورت12±538 میلیون سال پیش، %95 conf.، 23=n و 02/1=MSWD است که در واقع سن نفوذ تودة گرانیت صورتی شاه‌بلاغی است. بر این‎ پایه، تودة گرانیت‌صورتی از تودة گرانیت‌پورفیری جوان‌تر است. برپایة بررسی‌های صحرایی، تودة گرانیت صورتی به‌صورت دایک و ‌همچنین، آپوفیز تودة گرانیت‌پورفیری را قطع می‌کند که گویای این است که بررسی‌های سن‌سنجی با نتایج بررسی‌های صحرایی همخوانی دارند.

توده‏های پرکامبرین پایانی-کامبرین منطقة تکاب –زنجان پالس‌های آذرین درونی متعددی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که بررسی‌های انجام‌شده نشان‏دهندة رخداد چندین فاز آذرین درونی هستند که در بازة سنی درون نهشته‏های سازند کهر جایگزین شده‏اند (جدول 2). پلوتونیسم یادشده با تودة بیوتیت‏گرانیت آغاز شده و سپس با تودة گرانیت‏پورفیری دنبال شده است و در پایان، با تودة گرانیت صورتی به‌پایان رسیده است. گمان می‌رود در بخش‎هایی، فرایندهای دگرگونی توده‎های یادشده را میلونیتی و نیز گنیسی کرده‌اند.

 

 

جدول 2. داده‌های سن‏سنجی روی توده‏های آذرین درونی پرکامبرین پایانی-کامبرین منطقة تکاب-زنجان.

Table 2. Age data of late Precambrian-Cambrian intrusive rocks of Takab-Zanjan area.

Reference

Intrusion (situation)

Age(Ma)

Dating method

lithology

Hassanzadeh et al. (2008)

deformed granite

544±24 Ma

Zircon, U-Pb

Sarv-e Jahan

Hassanzadeh et al. (2008)

leucrogranite

599±42 Ma

Zircon, U-Pb

Sarv-e Jahan

Crawford (1977)

-

645 Ma

Rb-Sr

Sarv-e Jahan

Crawford (1977)

-

175±5 Ma

Biotite, Rb-Sr

Doran

Hassanzadeh et al. (2008)

leucrogranite

2.8±0.1 Ma

Zircon, U-Pb

Doran

Hassanzadeh et al. (2008)

deformed granite

567±19 Ma

Zircon, U-Pb

Doran(Chevarzagh)

Hassanzadeh et al. (2008)

 orthogneiss granite

567±19 Ma

Zircon, U-Pb

Moghanlu

Hassanzadeh et al. (2008)

 orthogneiss granite

557.2±3 Ma

Zircon, U-Pb

Mahneshan(Sheikhchupan)

Honarmand et al. (2020)

biotite granite

576±13 Ma

Zircon, U-Pb

Moghanlu

Honarmand et al. (2020)

 gneiss

563±6.5 Ma

Zircon, U-Pb

Moghanlu

Honarmand et al. (2020)

leucogranite

559±6 Ma

Zircon, U-Pb

Moghanlu

This Study

porphyritic granite

565±28 Ma

Zircon, U-Pb

Doran

This Study

 pink granite

538±12 Ma

Zircon, U-Pb

Moghanlu

 

 

بحث

همان‌گونه‌که گفته شد توده‌های بررسی‌شده همگن نیستند و شامل فازهای مختلف میکاگرانیت، گرانیت‎پورفیری و گرانیت‎صورتی و ‌همچنین، بخش‎های بازیک هستند. سنگ‎های گرانیتوییدی برپایة سرشت سنگ مادر‎شان به گروه‌های I، S، M و A دسته‎بندی شده‌اند (Chappell and White 1992; Whalen et al., 1987). شناخت گرانیت‎‌های گوناگون آسان نیست و این معمولاً برای گرانیت‎های نوع A و گرانیت‎های نوع I بسیار جدایش‎یافته[10] صادق است (همانند Chappell and White, 2001). ویژگی‏های شاخص کانی‎شناسی و زمین‌شیمیایی بسیاری برای شناسایی توده‌های گرانیتی گوناگون از یکدیگر پیشنهاد شده‌اند (مانند Bonin et al., 2020). توده‌های گرانیتی بررسی‌شده میزان 1/1ACNK<، میزان کرندوم نرماتیو کمتر از 5/0 درصد و 1%A/NK> و میزان P2O5 کمی دارند (جدول 1). توده‌های بررسی‌شده اگر چه پرآلومین ضعیف هستند؛ اما متفاوت از گرانیت‎های نوع S بسیار پرآلومین و فلسیک هستند که میزان A/CNK بسیار بیشتر از مقدار 1/1 دارند. این ویژگی‌‌ها نشان می‌دهند این توده‎‌ها از نوع گرانیت‎های نوع S نیستند و می‎توانند از نوع I و یا A باشند؛ اگرچه ویژگی‏های زمین‌شیمیایی (مانند میزان سیلیس بسیار بالا (بیشتر از 78 ‌درصدوزنی)، میزان CaO، MgO، FeO و MnO بسیار کم (جدول 1)، آنومالی منفی از Eu، نسبت Eu/Eu* کمتر از 3/0 و آنومالی منفی شاخص از Ba، Sr، P، Eu و Ti در نمودارهای عنکبوتی (شکل 6)) آنها را با توده‌های گرانیتی نوع A قابل‌قیاس می‎کند (Collins et al., 2019). گرانیت‎های بررسی‌شده میزان کوارتز و فلدسپار همسانی دارند و میزان بیوتیت آنها کمتری است و یا بیوتیت ندارند. ویژگی‏های ترکیب شیمیایی و مجموعة کانی‌شناسی توده‌های بررسی‌شده همانند گرانیت‎های کم‌دما[11] هستند (Chappell and White, 1992). در توده‌های بررسی‌شده مؤلفه‌های Zr+Nb+Ce+Y (کمتر از 300) و 104*Ga/Al (عموماً کمتر از 6/2) کم هستند و نشان می‌دهند این سنگ‌ها از توده‌های نوع A متمایز هستند (Collins et al., 2019). ‌همچنین، نبود کانی‌های مافیک آلکالن (مانند آرفدسونیت، ریبکیت و ...) و مقدار کمِ عنصرهای کمیابِ La، Y، Nb، Zr، Ga، Zn و Ce در توده‌های بررسی‌شده نشان می‌دهند این سنگ‌ها از گرانیت‌های گروه I هستند (Bonin et al., 2020).

والن و همکاران (Whalen et al. 1987) نمودار‏های توصیفی بسیاری را برای تمایز توده‌های گرانیتی نوع A از توده‌های گرانیتی گوناگون پیشنهاد کرده‌اند. در این نمودار‎‌ها، نمونه‎های بررسی‌شده در محدودة گرانیت‌های نوع I بسیار جدایش‌یافته جای می‌گیرند (شکل 8). در نمودار پیشنهادیِ سیلوستر (Sylvester, 1989) که در شناسایی گرانیت‎های آلکالن از کالک‌آلکالن و بسیار پرآلومین بسیار کارآمد است، نمونه‌های توده‌های بررسی‌شده در محدودة گرانیت‎های I جدایش‌یافته جای می‎گیرند (شکل 8).

خاستگاه توده‌های گرانیتی و سنگ‎های آتشفشانی بسیار فلسیک (wt%70SiO2>)، به‌ویژه هنگامی‌که در حجم‌های بزرگ رخ می‌دهند، با ابهام همراه است (Champion and Chappell 1992). الگو‌های سنگ‌زایی پیشنهادی برای این توده‌‌ها دربارة خاستگاه و ‌همچنین، فرایندهای دخیل در سرشت سیلیسی آنها بسیار متغیر هستند و بیشترشان با جدایش‌بلوری[12] گسترده همراه هستند. الگو‎های پیشنهادی برای پیدایش سنگ‎ خاستگاه این توده‎‌ها شامل ذوب‎بخشی پوستة گرانولیتی، پوستة تونالیتی، مواد گوشته‌ای جایگزین‌شده در پوستة زیرین یا آمیخته با مواد پوسته‌ای و آمیختگی مذاب‌های گوشته‌ای و پوسته‎ای، حتی گوشتة سنگ‌کره‌ای بسیار متاسوماتیسم‌شده هستند (Champion and Chappell (1992) و منابعِ آن). توده‎های آذرین درونی گرانیتی بسیار فلسیک معمولاً شواهد بافتی و زمین‌شیمیایی از تأثیر سیال‌ها را نشان می‎دهند. بسیاری از نویسندگان این ویژگی‎های دیده‌شده را پیامد تأثیر سیال‌ها می‎دانند؛ سیال‌هایی مانند سیال‌های بجا‎ماندة مراحل پایانی، سیال‌های گرمابی، سیال‌های سرشار از هالوژن (که تهی‎شدگی و غنی‎شدگی از عنصرها در توده‎های فلسیک بسیار جدایش‌یافته را در پی دارند) (Champion and Chappell (1992) و منابعِ آن).

 

 

 

 

 

شکل 8. ترکیب توده‌های آذرین درونی منطقة دوران و شاه‌بلاغی در: A) نمودار SiO2 در برابر Rb/Zr (Harris et al., 1986)؛ B) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر (Na2O+K2O)/CaO (Pearce et al. 1984)؛ C) نمودار 10000*Ga/Al دربرابر Zr (Whalen et al., 1987) (محدودة گرانیت‎های نوع A و نوع I جدایش‌یافته از وو و همکاران (Wu et al., 2017) است)؛ D) نمودار 100*(MgO+FeO+TiO2) در برابر (Al2O3+CaO)/(FeO+Na2O+K2O) برای رده‌بندی توده‌های گرانیتی (Sylvester, 1987) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است).

Figure 12. Composition of Doran and Shahbolaghi intrusive rocks in: A) SiO2 versus Rb/Zr (after Harris et al., 1986); B) (Zr+Nb+Ce+Y) versus (Na2O+K2O)/CaO diagram (after Pearce et al., 1984); C) Ga/Al*10000 versus Zr (after Whalen et al., 1987) (domains of I and A granite after Wu et al., 2017); D) 100*(MgO+FeO+TiO2)/SiO2 versus (Al2O3+CaO)/(FeO+Na2O+K2O) for classification of granites (after Sylvester, 1987) (Symbols are as in Fig.4).

 

 

گرانیت‎های بسیار جدایش‎یافته (wt%73SiO2>) معمولاً ویژگی‏های زمین‌شیمیایی و ‌سنگ‌نگاری همانند هاپلوگرانیت‌‌ها (دمای نزدیک به کمینة مذاب) هستند. توصیف خاستگاه ماگمایی آنها با ابهام‌هایی همراه است (Chappell et al., 2012)؛ ازاین‌رو، الگو‌های سنگ‌زایی گوناگونی برای آنها پیشنهاد شده است:

1- ذوب‌بخشی پوسته که سپس جدایش‌بلوری ترکیب مذاب پدیدآمده را تغییر می‌دهد (Miller, 1985; Chappell et al., 2012)؛

2- جدایش‌بلوری هورنبلند و پیروکسن از مذاب‌های مافیک تا حد واسط اولیه (Wyborn et al., 2001)؛

3- تأثیر فاز سیال بجامانده فاز گرمابی در مراحل پایانی ماگمایی (Pérez-Soba and Villaseca, 2010).

‌همچنین، خاستگاه‌های گوناگونی نیز برای این سنگ‌ها پیشنهاد شده است که شامل سنگ‎های رسوبی سرشار از آلومین (Barbarin, 1996)، سنگ‎های تونالیتی (Creaser et al., 1991)، مواد گوشته‌ای جایگزین‌شده در پوستة زیرین (Wyborn et al., 1987) و آمیختگی مواد پوسته‌ای و گوشته‌ای در سطوح مختلف پوسته (Wu et al., 2003) هستند.

پیدایش گرانیت‎های منطقه در پی فرایند جدایش‌بلوری ماگمای مافیک پرسش برانگیز است؛ زیرا توده‌های گرانیتی منطقه برتری حجمی بسیار بالایی دارند و سنگ‎های گرانیتی رخنمون‎یافته در منطقه با میزان سیلیس بیش از 77درصدوزنی (که حجم چشمگیری دارند) نمی‎توانند از فرایند جدایش‌بلوری سنگ‎های مافیک در منطقه (که حجم کمی دارند) پدید آمده باشند (Zen, 1986; Chappell et al., 2012). افزون‌بر این، محدودیت تولید ماگمای پرآلومین در پی جدایش بلورهای پیروکسن و آمفیبول از یک ماگمای مافیک اولیه (Chappell et al., 2012)، تولید توده‌های گرانیتی منطقه از این روش را نفی می‎کند. ‌گمان می‌رود ذوب‌بخشی مواد پوسته‌ای زیرین فرایند اصلی در پیدایش توده‌های بررسی‌شده باشد و به دنبال رخداد این فرایند، توده‌های آذرین درونی گرانیتی بررسی‌شده پدید آمده‎اند.

همان‌گونه‌که در نمودارهای هارکر (شکل 5) نشان داده شد، هر یک از توده‌های بررسی‌شده روندهای متمایزی دارند. ‌همچنین، برپایة بررسی‌های صحرایی، روابط تغییر و تحول تدریجی میان آنها دیده نمی‎شود و این توده‌‌ها عموماً یکدیگر را قطع می‎کنند. سن‌سنجی مطلق انجام‌شده نیز این مطلب را تأیید می‌کند. برای بررسی تأثیر فرایندهای ذوب‌بخشی یا جدایش‌بلوری در پیدایش و تحول توده‌های بررسی‌شده، از نمودار‎های La/Sm دربرابر Sm و Rb/Ba دربرابر Rb بهره گرفته شد. همچنان‌که در این نمودار‎‌ها دیده می‎شود، توده‌های بررسی‌شده افزون‌بر این که روندهای متفاوت دارند، از روند فرایندهای ذوب‌بخشی و اختلاط ماگمایی بیشترین پیروی را دارند؛ هر چند که فرایند جدایش‌بلوری نیز بر تحول این توده‎‌ها تأثیر داشته است (شکل‌های 9- A و 9- B). همان‌گونه‌که در نمودار‎های شکل‌های 9- D و 9- C دیده می‎شود، در تحول توده‌های میکاگرانیت، کانی‎های بیوتیت و پلاژیوکلاز و در تحول توده‌های گرانیت‎پورفیری و گرانیت‎صورتی، کانی‎های پلاژیوکلاز و پتاسیم‎فلدسپار نقش مهم‌تری داشته‎اند. پیک‎های منفی در فراوانی عنصرهای Sr، Ba، Rb، K و Cs در نمودار‌های عنکبوتیِ توده‌های بررسی‌شده نیز این نکته را تأیید می‎کنند.

همچنان‌که گفته شد، توده‌های بررسی‌شده روندهای مختلفی دارند که می‎توانند پیامد ذوب‌بخشی سنگ‌مادر‎های متفاوت باشند. بررسی‌های تجربی نشان داده‌اند ذوب‌بخشی یک خاستگاه آذرین دگرگون‌شدة گرانولیتی بازیافتی بجا‎مانده ماگمای گرانیتی پدید می‌آورد که از عنصرهای آلکالی نسبت به آلومینیم و TiO2 نسبت به MgO تهی‌ شده است (Creaser et al., 1991; Patiño Douce, 1997). در توده‌های گرانیتی بررسی‌شده نسبت TiO2/MgO در گرانیت‎های پورفیری از 2 تا 7، در میکاگرانیت عموماً از 3/0 کمتر و در گرانیت صورتی از 5/0 تا 8/0 در تغییر است. بر این اساس، در پیدایش مذاب توده‌های گرانیتی بررسی‌شده منابع گوناگونی مشارکت داشته‌اند. هرچند میزان بالای نسبت Rb/Sr در نمونه‎های تودة گرانیتی صورتی (8/0تا 5) نشان‌دهندة تشکیل‌نشدن آنها از خاستگاه گرانولیتی بجا‎مانده دیرذوب است، اما نسبت K2O/Na2O بالا و P2O5 کم و تهی‏شدگی از Eu و Sr گویای این هستند که این سنگ‎‌ها چه‌بسا از ذوب‌بخشی پوستة زیرین با ترکیب تونالیت و گرانودیوریت پدید آمده‌اند.

 

 

 

شکل 9. A) نمودار La دربرابر La/Sm برای بررسی میزان دخالت فرایندهای جدایش‌بلوری و ذوب‌بخشی در پیدایش توده‌های گرانیتی دوران و شاه‌بلاغی؛ B) نمودار Rb دربرابر Rb/Ba برای بررسی دخالت فرایندهای جدایش‌بلوری (FC)، اختلاط ساده[13] و آلایش[14] و هضم و جدایش بلوری[15] (AFC) در پیدایش و تحول توده‌های منطقه؛ D، C) نمودار‌های Sr دربرابر Ba/Sr و Ba برای بررسی تأثیر فازهای گوناگون در فرایند جدایش بلوری (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است).

Figure 9. A) La versus La/Sm diagram to determine the involvement of fractionation and partial melting processes in the formation of Doran and Shahbolaghi granites; B) Rb versus Rb/Ba diagram to determine the involvement of fractional crystallization (FC), simple mixing, contamination and assimilation and fractional crystallization (AFC) in the formation and transformation of intrusives; C, D) Sr versus Ba/Sr and Ba to determine the various phases effect on the fractional crystallization process (symbols are like as Fig. 4).

 

 

توده‌های گرانیت‏پورفیری و میکاگرانیت میزان کانی آلبیت فراوانی دارند و در ترکیب شیمیایی آنها میزان Na2O در مقایسه با K2O بسیار بالاست. بیشتر پژوهشگران (مانند Kaur et al. (2006)) ویژگی غنی از سدیم برخی سنگ‎‌ها را به فرایندهای متاسوماتیسم پس از مرحلة ماگمایی روی توده‌های نوع A، که با نفوذ فراگیر سیال‌های سرشار از سدیم (Černy, 1992) یا با سیال‌های جداشدة مرحلة تأخیری ماگمایی (Chaudhri et al., 2003) توجیه کرده‌اند. در هنگام رخداد فرایند متاسوماتیسم، سدیمِ آلبیت جایگزین پتاسیم در پتاسیم‌فلدسپار می‎شود (Černy, 1992).

با وجود این، برخی توده‎های آلبیت‎گرانیتی جهان خاستگاه ماگمایی دارند (Costi et al., 2009; Barboni and Bussy, 2013). شواهد بسیاری نشان می‌دهند توده‌های آلبیت‎گرانیت بررسی‌شده در پی فرایند ماگمایی است. این شواهد در زیر تشریح شده‌اند؛ هرچند حضور برخی آلبیت‌های ثانویه و نیز بافت میرمکیتی در توده‌های بررسی‌شده چه‌بسا نشاندهندة متاسوماتیسم سدیک است. درون تودة دوران، انکلاو‌ها و دایک‌های بازیک بسیاری دیده می‌شوند که برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی (جدول 1)، شواهد متاسوماتیسم گستردة سدیم را نشان نمی‎دهند. ‌همچنین، حضور ساخت‌های کنگره‎ای و پایپ‌گونه میان انکلاوهای بازیک با تودة گرانیت میزبان نشان‌دهندة همزمانی نفوذ و گویای سرشت ماگمایی توده‌های بررسی‌شده است. ‌همچنین، بافت‌های دیده‌شده در توده‌های گرانیتی با سرشت ماگمایی این توده همخوانی دارد. در توده‌های گرانیتی بررسی‌شده، آلبیت بیشتر به‌صورت بلورهای شکل‌دار دیده می‎شود؛ حال آنکه در هنگام رخداد متاسوماتیسم، بیشتر بلور‌ها به‌صورت بی‌شکل و یا بلورهای بین‌دانه‌ای رشد می‌کنند. در این توده‎‌ها بافت‎های جانشینی، شامل پرتیت لکه‎ای و حضور گسترده آلبیت در حاشیة فلدسپار‌ها و ‌همچنین، به‌صورت رگچه‎ای کمیاب است. بلورهای زیرکن به شدت تحت‌تأثیر سیال‌های متاسوماتیسم‎کنندة سرشار از سدیم قرار می‎گیرند و در صورت متاسوماتیسم بافت‌های اسفنجی و منطقه‌بندی موزاییکی و بازتبلور گسترده در بلورهای زیرکن پدید میآید که بافت‌های یادشده و ‌همچنین، سن‎های جوان در توده‌های آلبیت‎گرانیت دیده نشده‌اند. متاسوماتیسم سدیک کانی‎های سرشار از عنصرهای F-Li-Cl (مانند توپاز و لپیدولیت) را پدید می‎آورد. این کانی‌‌ها در توده‌های آلبیت‎گرانیت بررسی‌شده دیده نشدند. به باور پرز-سوبا و ویلاسکا (Pérez-Soba and Carlos, 2019)، در هنگام رخداد متاسوماتیسم سدیک، Nb بسیار دچار غنی‏شدگی می‌شود؛ در حالی‌که میزان این عنصر در توده‌های آلبیت‎گرانیت (گرانیت‎پورفیری و میکاگرانیت) همانند گرانیت‎صورتی است (جدول 1). متاسوماتیسم در مراحل پایانی ماگماتیسم میزان Rb، Ga، Li و U را بسیار افزایش می‌دهد (MacKenzie et al., 1988)؛ حال آنکه چنین غنی‏شدگی از عنصرهای یادشده در توده‌های آلبیت‌گرانیت بررسی‌شده دیده نمی‎شود. برای سنگ‌زایی توده‌های گرانیتی بسیار جدایش‌یافته و نیز گرانیت‎های سدیک الگو‌های گوناگونی پیشنهاد شده است؛ مانند: جدایش ماگمای مافیک جدا‌شده از گوشته (Han et al., 1997)، ذوب‌بخشی سنگ‎های خاستگاه اختلاط‌یافته شامل ماگمای مافیک جایگزین‌شده در سنگ‎های پوستة زیرین (Li et al., 2007) و آمیختگی ماگمای جدا‎شده از گوشته با مذاب‎های پوسته‌ای که سپس ماگمای حاصل از آن دچار جدایش‌بلوری می‎شود (Tao et al., 2013). سنگ‎های گرانیت‎پورفیری میزان LREE بسیار کم و ‌همچنین، SiO2 بالا و میزان MgO بسیار کمی دارند. ‌همچنین، تودة گرانیت پورفیری زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده دارد که نشان می‌دهد این توده نمی‌تواند تنها از جدایش بلوری ماگمای بازالتی پدید آید؛ بلکه ماگمای مربوط به این توده از پوسته‌ای قدیمی و یا آمیختگی و آلایش ماگمایِ برخاسته از ذوب پوستة زیرین با پوستة قدیمی و دخالت ماگماهای گوشته‌ای خاستگاه گرفته است.

در نمودارهای Al2O3+TiO2+FeO+MgO دربرابر Al2O3/TiO2+FeO+MgO و ‌همچنین، CaO+FeO+MgO+TiO2 در برابر CaO/FeO+MgO+TiO2 نمونه‎های مربوط به میکاگرانیت‌ها در محدودة مذاب‎های پدیدآمده از ذوب‎بخشی رسوب‌های با ترکیب پلیت‎های فلسیک جای گرفته‌اند. ازاین‌رو، گمان می‌رود این سنگ‎‌ها از ذوب‌بخشی سنگ‌های پلیتی فلسیک دگرگون‌شده پدید آمده‌اند (شکل 10).

ویژگی‌های صحرایی نشان می‌دهند سنگ‌های بازیک به‌صورت انکلاو در توده‌های گرانیتی دیده می‌شوند و گمان می‌رود این سنگ‌‌ها همزمان با تودة گرانیت صورتی جایگزین شده‌اند. از دیدگاه زمین‌شیمیایی، سنگ‎های بازیک میزان SiO2 کمتر از 50 درصدوزنی و میزان MgO، Cr و Ni بالایی دارند. ‌همچنین، این سنگ‎‌ها در نمودارهای عنکبوتی آنومالی منفیِ Nb-Ta-Ti نشان می‌دهند. در نمودار Th/Yb دربرابر Nb/Yb، نمونه‎های سنگ‎های بازالتی در بیرون از آرایة گوشته‌ای و در محدوده‎های متأثر از فرایند‌ها و عوامل فرورانشی جای دارند (شکل 11). ازاین‌رو، گمان می‌رود این سنگ‎‌ها از گوشته‌ای متاسوماتیسم‎شده با عوامل فرورانش خاستگاه گرفته‌اند که هنگام صعود، کمی دچار فرایند تحول و جدایش بلوری شده است.

 

 

 

شکل10. خاستگاه توده‎های گرانیتی دوران و شاه‌بلاغی در نمودارهای پیشنهادیِ وانگ و همکاران (Wang et al., 2015) (CAGS: گرانیت‌های کالک‌آلکالن؛ MAGS» گرانیت‌های متاآلومینوس غنی از آلکالی‌؛ FBRS: ریولیت‌های همراه با ایالت‌های بازالت‌های طغیانی قاره‌ای (Patiño Douce, 1999; Dall’Agnol and de Oliveira, 2007)؛ خط‎چین: منحنی آمیختگی ماگمای بازالتی توله‌ایتی غنی از آلومینیم و گرانیت‎های کالک‎آلکالن؛ خطوط پیوسته: آمیختگی ماگمای الیوین‎توله‌ایتی با متاگری‌وک در فشار کم (LP، kbar 5≤) و فشار بالا (HP، kbar12-15). نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است).

Figure 10. The origin of Doran and Shahbalaghi granites in the diagrams proposed by Wang et al. (2015) (CAGS: Calc-alkaline granites; MAGS: metaluminous alkali-rich granites; FBRS: rhyolites associated with continental flood basalts provinces (Patiño Douce, 1999; Dall'Agnol and de Oliveira, 2007); Dashed lines: reaction curves for the low-pressure hybridization of calc-alkaline granites with high-Al olivine tholeiites; Solid lines: hybridization of high-Al olivine tholeiite with metagraywacke at low pressure (LP, ≤5 kbar) or at high pressure (HP, 12–15 kbar). All symbols are as in Fig. 4).

 

 

 

شکل 11. نمودار Th/Yb دربرابر Nb/Yb (Pearce, 2008) برای بررسی نمونه‏های انکلاوِ توده‎های دوران و شاه‌بلاغی.

Figure 11. Th/Yb versus Nb/Yb diagram (Pearce, 2008) to investigate the enclave samples of Doran and Shahbalaghi granites.

محیط زمین‌ساختی

همان‌گونه‌که گفته شد، توده‌های آذرین درونی دوران و شاه‏بلاغی شامل سنگ‎های میکاگرانیت، گرانیت‏پورفیری و گرانیت صورتی و سنگ‎های بازیک به‌صورت دایک و انکلاو هستند. در نمودارهای متمایزکننده (شکل 12- A)، نمونه‏های انکلاو‌ در مرز میان کمان آتشفشانی و درون‌صفحه‌ای جای دارند. بیشتر سنگ‎های بازیک مربوط به محیطهای پس از برخورد، ویژگی‏های دوسویه مربوط به محیط‌های درون‌صفحه‌ای و کمانی را نشان می‎دهند (Pearce, 1996).

برپایة بررسی‌های انجام‌شده، توده‌های بررسی‌شده همگن نیستند و در چرخه‌ای ماگمایی پدید آمده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که تودة گرانیت‌پورفیری در نزدیک به 565 میلیون سال پیش و تودة گرانیت‎صورتی در نزدیک به 538 میلیون سال پیش جایگزین شده‌اند. توده‌های بررسی‌شده در ادامة ماگماتیسم گستردة پرکامبرین هستند. نمود ماگماتیسم پرکامبرین پایانی در منطقه به‌صورت سنگ‎های افیولیتی دگرگون‌شده و ‌همچنین، سنگ‎های آتشفشانی و آذرین درونی دگرگون‎شده در نقشه‎های زمین‌شناسی با مقیاس 1:100000 زنجان، ماه‌نشان، تکاب و شاهین‌دژ در شمال‌باختری ایران گزارش شده است. ماگماتیسم پرکامبرین پایانی در بخش‎های مختلف ایران مانند ایران‎مرکزی (Ramezani and Tucker, 2003; Nadimi, 2007)، پهنة تکنار (Bagherzadeh et al., 2015; Moghadam et al., 2017) و ‌همچنین، پهنة تکاب-زنجان (Hassanzadeh et al., 2008; Saki, 2010; Fathiyan et al., 2019; Honarmand et al., 2020) گزارش شده است. ماگماتیسم یادشده از نوع ماگماتیسم کمانی دانسته شده است و به فرورانش اقیانوس پروتوتتیس به زیر صفحة ایران نسبت داده شده است (Ramezani and Tucker, 2003).

نتایج این بررسی نشان می‎دهند توده‎های بررسی‌شده دوران و شاه‎بلاغی در ادامه ماگماتیسم یادشده در زمان کامبرین آغازین در یک محیط کمان آتشفشانی تا محیط پس از برخورد پدید آمده‌اند (شکل 12- B). گمان می‌رود برخورد صفحه‌های قاره‌ای پیدایش محیط برخوردی را در پی داشته است که به‌دنبال آن، محیط کشش پس از برخوردی موجب ذوب گوشته متاسوماتیسم شده است و ماگمای بازیک را پدید آورده است. نفوذ سنگ‎های بازیک به پوستة زیرین و میانی، بالارفتن دما و ذوب سنگ‎های پوستة زیرین و میانی با ترکیب آذرین و رسوبی را در پی داشته است و ماگماهای گرانیتی غنی از سیلیس را در منطقه پدید آورده است. ذوب سنگ‎ خاستگاه‌هایی با سرشت گوناگون، ماگماهای فلسیک با ترکیب گوناگون را پدید آورده است.

 

 

 

شکل 12. A) نمودارهای تعیین محیط زمین‌ساختی مربوط به انکلاوهای بازیک (Pearce and Norry, 1979)؛ B) نمودار تعیین محیط زمین‌ساختی توده‌های گرانیتی دوران و شاه‏بلاغی (Pearce, 1996) (MORB: بازالت پشتة میان‌اقیانوسی؛ WPB: بازالت درون‌صفحه‌ای؛ ‌VAB: بازالت کمان آتشفشانی؛ ‌WPG: گرانیت‌های درون‌صفحه‌ای؛ ‌VAG: گرانیت‌های کمان آتشفشانی؛ ‌ORG: گرانیت‌های پشتة اقیانوسی؛ ‌syn-COLG: گرانیت‌های همزمان با برخورد).

Figure 12. A) discrimination tectonic setting diagram related to basic enclaves (Pearce and Norry, 1979); B) discrimination tectonic setting diagram of Doran and Shahbalaghi granites (Pearce, 1996) (MORB: mid-ocean ridge basalt; WPB: within plate basalt; VAB: volcanic arc basalt; WPG: within plate granites; VAG: volcanic arc granites; ORG: oceanic ridge granites; syn-COLG: syn-collisional granites).

 

 

 

برداشت

توده‌های آذرین درونی دوران و شاه‎بلاغی پالس‎های آذرین درونی بسیاری دارند که با توجه به روابط صحرایی و بررسی‌های ‌سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، به گروه‌های میکا‌گرانیت، گرانیت‌پورفیری و گرانیت‌صورتی و ‌همچنین، سنگ‎های بازیک دسته‌بندی می‌شوند. توده‌های گرانیت‌پورفیری و میکا‌گرانیت با توجه به مؤلفه آلبیت بالا، از نوع آلبیت‌گرانیت هستند. برپایة یافته‌های این بررسی، پلوتونیسم در توده‎های دوران و شاه‎بلاغی با فاز میکا‌گرانیت آغاز شده است و سپس با فازهای گرانیت‌پورفیری و گرانیت‌صورتی به‌همراه فاز بازیک دنبال شده است. فازهای آذرین درونی مختلف در توده‌های دوران و شاه‌بلاغی ویژگی‏های زمین‌شیمیایی متمایزی دارند. این توده‌‌ها در نمودارهای هارکر روندهای مختلفی را نشان می‌دهند. توده‌های گرانیتی بررسی‌شده میزان اکسیدهای MgO، CaO، Al2O3 و P2O5 و نسبت TiO2/MgO کمی دارند و در عنصرهای Eu، Ba، Sr، P و Ti آنومالی منفی نشان می‌دهند. در مقایسه با توده‌های دیگر، تودة گرانیت‌صورتی میزان K2O بالایی دارد. تودة گرانیتی پورفیری تهی‏شدگی شاخصی از عنصرهای LREE دارد؛‌ اما توده‌های گرانیت‌صورتی و میکاگرانیت و سنگ‎های بازیک از LREE در مقایسه با HREE غنی‏شدگی نشان می‌دهند. سنگ‎های بازیک از عنصرهای سازگار (MgO، Ni و Cr) غنی هستند و در نمودارهای عنکبوتی و خاکی کمیاب، آنومالی مثبتِ Eu و نیز LILE و تهی‏شدگی از HFSE نشان می‌دهند. این ویژگی‌ها همانند ماگماهای مافیک جداشده از گوشتة متاسوماتیسم‌شده است. برپایة ویژگی‏های ‌سنگ‌نگاری، زمین‌شیمیایی و داده‌های سنی، توده‌های آلبیت‌گرانیت سرشت ماگمایی دارند و فرایند متاسوماتیسم تأثیر اندکی در سرشت سدیک آنها داشته است. با توجه به ویژگی‏های زمین‌شیمیایی، توده‌های گرانیت‎پورفیری و میکاگرانیت در پی ذوب‌بخشی خاستگاه پوسته‌ای آذرین شامل سنگ‌های گرانودیوریتی-تونالیتی پدید آمده‎اند و گرانیت‎های صورتی پیامد ذوب‌بخشی سنگ‎های پلیتی فلسیک دگرگون‎شده هستند. برپایة سن‌سنجی به روش U-Pb بلورهای زیرکن، توده‌های گرانیت‌پورفیری و گرانیت‌صورتی به‌ترتیب در 28±565 و 12±538 میلیون سال پیش (در پرکامبرین پایانی-کامبرین زیرین) جایگزین شده‌اند. توده‌های ‌بررسی‌شده از نوع گرانیت‎های I جدایش‌یافته هستند که در پهنة کمان آتشفشانی تا پس از برخوردی پدید آمده‎اند. نفوذ ماگمای بازیک از گوشته‌ای متاسوماتیسم‎شده به پوستة زیرین و میانی و افزایش گرادیان دمایی در یک پهنة کششی، ذوب‌بخشی منابع مختلف پوسته‎ای و پیدایش ماگماهای فلسیک با ترکیب مختلف را به‌دنبال داشته است.

 

 

 

[1] Metamorphic Core Complex

[2] rifting

[3] Petrogenesis

[4] Chessboard

[5] Plane Polarized Light

[6] Cross Polarized Light

 

[7] High field strenghth elements

[8] Inherited

[9] protolith

[10] fractionated

[11] Low-temperature granites

[12] Fractional Crystallization

[13] simple mixing

[14] contamination

[15] assimilation and fracional crystallization

 

References

Athari, S. F., Sepahi, A. A. and Moazzen, M. (2007) Petrology of leucocratic granitoids in the northwest of Iran with emphasis on leucocratic I-type granites from SW Saqqez. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen, 184, 169-179
Babakhani, A. and Galamghash, J. (1998) Geological map of Takht-e-Soleyman (scale 1:100.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Babakhani, A. and Sadeghi, A. (2005) Geological map of Zanjan (scale 1:100.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Bagherzadeh, R. M., Karimpour, M. H., Farmer, G. L., Stern, C. R., Santos, J. F., Rahimi, B., and Heidarian Shahri, M. R. (2015) U–Pb zircon geochronology, petrochemical and Sr–Nd isotopic characteristic of Late Neoproterozoic granitoid of the Bornaward Complex (Bardaskan, NE Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 111, 54-71.
Barbarin, B. (1996) Genesis of the two main types of peraluminous granitoids. Geology, 24(4), 295–298.
Barboni, M. and Bussy, F. (2013) Petrogenesis of magmatic albite granites associated to cogenetic A-type granites: Na-rich residual melt extraction from a partially crystallized A-type granite mush. Lithos, 177, 328–351.
Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265.
Bonin, B., Janoušek, V. and Moyen, J. -F. (2020) Chemical variation, modal composition and classification of granitoids. Geological Society of London, Special Publication, 491, 9–51.
Černy, P. (1992) Geochemical and petrogenetic features of mineralization in rare-element granitic pegmatites in the light of current research. Applied Geochemistry, 7, 393-416.
Champion, D. C. and Chappell, B. W. (1992) Petrogenesis of felsic I-type granites: an example from northern Queensland. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth sciences, 83, 115–26.
Chappell, B. W., Bryant, C. J. and Wyborn, D. (2012) Peraluminous I-type granites. Lithos, 153, 142-153.
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, 1–26.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two Contrasting Granite Types. 25 Years Later. Australian Journal of Earth Sciences, 48, 489-499.
Chaudhri, N., Kaur, P., Okrusch, M. and Schimrosczyk, A. (2003) Characterisation of the Dabla granitoids, North Khetri Copper Belt, Rajasthan, India: evidence of bimodal anorogenic felsic magmatism. Gondwana Research 6, 879-895.
Collins W. J., Huang H., Bowden P. and Kemp A. I. S. (2019) Repeated S–I–A-type granite trilogy in the Lachlan Orogen and geochemical contrasts with A-type granites in Nigeria: implications for petrogenesis and tectonic discrimination. Geological Society London, Special Publications, 491, 53-76.
Costi, H. T., Dall'Agnol, R., Pichavant, M., Rämö, O. T. (2009) The peralkaline tin-mineralized Madeira cryolite albite-rich granite of Pitinga, Amazonian craton, Brazil: petrography, mineralogy and crystallization processes. Canadian Mineralogist, 47, 1301–1327.
Crawford, A. R. (1977) A summary of isotopic age data for Iran, Pakistan and India. Memoire hors serie no. 8. Societe Geologique de France, 251–260.
Creaser, R. A., Price, R. C. and Wormald, R. J. (1991) A-type granites revisited: assessment of a residual-source model. Geology, 19, 163–166.
Dall’Agnol, R. and de Oliveira, D. C. (2007) Oxidized, magnetite-series, rapakivi-type granites of Carajás, Brazil: implications for classification and petrogenesis of A-type granites. Lithos, 93, 215–233.
De La Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1R2-diagram and major element analyses – its relationships with current nomenclature. Chemical Geology, 29, 183–210.
Fathiyan, L., Aliani, F, Baharifar, 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, 28, 289-302 (in Persian).
Hajalioghli, R., Moazzen, M., Jahangiri, A., Oberhansli, R., Mocek, H. and Altenberger, U. (2007) Petrogenesis and tectonic evolution of metaluminous sub-alkaline granitoids from the Takab Complex, NW Iran. Geological Magazine, 48, 250–268.
Han, B. F., Wang, S. G., Jahn, B. M., Hong, D. W., Kagami, H. and Sun, Y. L. (1997) Depletedmantle magma source for the Ulungur River A-type granites from north Xinjiang, China: geochemistry and Nd–Sr isotopic evidence, and implication for Phanerozoic crustal growth. Chemical Geology, 138, 135–159.
Harris, N., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publications, 19, 67-81.
Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U–Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic–Early Cambrian granitoids in Iran: implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics, 451, 71–96.
Honarmand, M., Nabatian, G. H., Aflaki, M. and Ebrahimi, M. (2020) Zircon U-Pb dating and geochemistry of the Moghanlou mylonite gneiss and granite intrusions, west of Zanjan. Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 29(116), 239-310.
Kaur, P., Chaudhri, N., Okrusch, M. and Koepke, J. (2006) Palaeoproterozoic A-type felsic magmatism in the Khetri Copper Belt, Rajasthan, northwestern India: petrologic and tectonic implications. Mineralogy and Petrology, 87, 81-122.
Kholghi Khasraghi, M.H., Eghlimi, B. and Amini Azar, R. (1995) Geological map of Shahindezh (scale 1:100.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Li, X. H., Li, Z. X., Li, W. X., Liu, Y., Yuan, C., Wei, G. and Qi, C. (2007) U–Pb zircon, geochemical and Sr–Nd–Hf isotopic constraints on age and origin of Jurassic I- and A-type granites from central Guangdong, SE China: a major igneous event in response to foundering of a subducted flat-slab. Lithos, 96, 186-204.
Lotfi, M. (2002) Geological map of Mahneshan (scale 1:100.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Mackenzie, D. E., Black, P. and Sun, S. -S. (1988) Origin of alkali feldspar granites: an example from the Poimena Granite, northeastern Tasmania, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta 52, 2507–2524.
Maniar P. D. and Piccoli P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. GSA Bulletin, 101(5), 635-643.
Miller, C. F. (1985) Are strongly peraluminous magmas derived from pelitic sedimentary sources? Journal of Geology, 93, 673–689.
Moghadam, S. H., Griffin, W. L., Li, X. -H., Karsli, O., Santos, J. F., Pearson, N. and O’Reilly, S. Y. (2017) Crustal Evolution of NW Iran: Cadomian arcs, Archean fragments and the Cenozoic magmatic flare-up. Earth and Planetary Science Letters, 474, 83–96.
Nadimi, A. (2007) Evolution of the Central Iranian basement. Gondwana Research, 12, 324–333.
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38, 757–775.
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. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? Geological Society Special Publications, 168, 55–75.
Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19, 120-125.
Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust: Lithos, 100, 14-48.
Pearce, J. A. and Norry, M. J., 1979- Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 33–47.
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.
Pérez-Soba, C. and Carlos, V. (2019) Li-Na-metasomatism related to I-type granite magmatism: A case study of the highly fractionated La Pedriza pluton (Iberian Variscan belt. Lithos, 344–345, 159-174.
Pérez-Soba, C. and Villaseca, C. (2010) Petrogenesis of highly fractionated I-type peraluminous granites: La Pedriza pluton (Spanish Central System): Geologica Acta, 8(2), 131–149.
Ramezani, J. and Tucker, D. (2003) The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science, 303, 622–665.
Saki, A. (2010) Mineralogy, geochemistry and geodynamic setting of the granitoids from NW Iran. Geological Journal, 45(4), 451-466.
Stöcklin, J. and Eftekhar-nezhad, J. (1969) Explanatory text of the Zanjan quadrangle map on scale 1:250,000. Geological survey of Iran, D4, 61.
Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: A review. American Association of Petrology Geologists, 52, 1229-1258.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, 42, 313–345. Geological Society, London.
Sylvester, P. J. (1989) Post-collisional alkaline granites. Journal of Geology, 97, 261–280.
Tao, J., Li, W., Li, X., Cen, T. (2013) Petrogenesis of early Yanshanian highly evolved granites in the Longyuanba area, southern Jiangxi Province: evidence from zircon U–Pb dating, Hf–O isotope and whole-rock geochemistry. Science China Earth Sciences 56(6), 922–939.
Valizadeh, M. V. and Esmaiili, D. (1997) Petrography and petrogenesis of Doran granite. Journal of Science, University of Tehran, 22, 12-22.
Wang, C., Chen L., Bagas, L., Lu Y., He X. and Lai, X. (2015) Characterization and origin of the Taishanmiao aluminous A-type granites: implications for Early Cretaceous lithospheric thinning at the southern margin of the North China Craton. International Journal of Earth Sciences, 105, 1563–1589.
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.
Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C. H., Yui, T. Z., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE China (II): isotopic geochemistry and implications for crustal growth in the Phanerozoic. Lithos, 67, 191- 204.
Wu, F., Liu, X., Ji, W., Wang, J. and Yang, L., 2017- Highly fractionated granites: recognition and research. China Earth Sciences, 60, 1201–1219.
Wyborn, D., Turner, B. S. and Chappell, B. W. (1987) The Boggy Plain Supersuite: a distinctive belt of I-type igneous rocks of potential economic significance in the Lachlan Fold Belt. Australian Journal of Earth Sciences, 34, 21–43.
Wyborn, D., Chappell, B. W. and James, M. (2001) Examples of convective fractionation in high-temperature granites from the Lachlan Fold Belt. Australian Journal of Earth Sciences, 48(4), 531–541.
Zen, E. (1986) Aluminum enrichment in silicate melts by fractional crystallization: some mineralogic and petrologic constraints. Journal of Petrology, 27, 1095 –1117.
Petrological Journal
Volume 13, Issue 3 - Serial Number 51
Petrological Journal , vol. 13, Issue 2, No. 51, Autumn 2022
December 2022
Pages 131-160

Files

History

  • Receive Date: 02 February 2022
  • Revise Date: 06 August 2022
  • Accept Date: 13 August 2022

Share

How to cite

Statistics