Petrogenetic and mineralogical constraints in metamorphic-plutonic complex of N-Bijar, Kordestan, Iran

Document Type : Original Article

Authors

1 M.Sc. student of petrology, Department of Geology, Faculty of Sciences, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran

Abstract

Introduction
The Sanandaj-Sirjan metamorphic-magmatic zone (SSZ) (with 1500 km in length and 150-200 km in width) along with the Urumieh-Dokhtar magmatic arc as well as the folded-thrust belt of Zagros comprise the Zagros orogeny in south west of Iran. The SSZ. based on the grade and age of metamorphism, has been divided into northern and southern subzones (Ghasemi and Talbot, 2006). The southern subzone are dominated by metamorphosed and deformed lithologies belonging to middle - upper Triassic, whereas, the Jurassic and the upper Cretaceous metamorphic rocks as well as the felsic intrusions are more widespread in the northern subzone (Moazzen et al. 2004; Ghasemi and Talbot, 2006; Sepahi et al., 2014). The intrusions of SSZ range in composition from gabbro to granite and are Neoproterozoic to Miocene in age. But the granitic bodies of Jurassic (140-170 Ma) are more abundant (Hassanzadeh and Wernicke, 2016).
The metamorphic-plutonic complex of northern Bijar, situated on the northern part of the Sanandaj-Sirjan zone of Iran, is important for co-existence of regional metamorphic rocks (dominated by slate and phyllite as well as inliers of green-schist) and a white garnet-bearing leucogranite. Fonoudi and Sayareh (2000) suggested that this lithology was metamorphosed during Cretaceous and were intruded by a leucogranitic intrusion in N-Bijar. Although it is not seen any contact metamorphic halo at the boundary zones of the pluton (likely because of its low heat potential) but the presence of the aplitic apophyses in the country schistose rocks and especially the occurrence of abundant xenoliths at the marginal zone of the pluton (Figures 2C and 2D) are good indications of the age of the pluton which is younger than that of the country metamorphic rocks.
Mineralogically, the country rocks are the metabasites metamorphosed under amphibolite facies. and as the textural evidences show they were affected by at least two episodes of regional metamorphism followed by retrograde and dynamic metamorphism. The high temperature ductile deformation is given by the following indications: the seriate boundaries in quartz grains, the ribbon quartz, the fish-shaped amphiboles, the granoblastic and the recrystallized textures. On the other hand, the granitic pluton, as a homogenous body, is composed of more than 95 vol% of felsic minerals (i.e. quartz, plagioclase and alkali feldspars) and about less than 5 vol% other minerals (i.e. garnet, muscovite, biotite). The shallow depth emplacement of the intrusion is implied by the granophyric and perthitic textures. Also, the high temperature deformation of the rocks is shown by the seriate boundaries and dynamic recrystallizations in quartz grains as well as the abundant myrmekitic textures.
Geochemistry and Mineral Chemistry
The studied pluton is poor in Fe-Mg conrent but peraluminous (A/CNK=1.05-1.11) in nature and classified as high-K calc-alkaline magmatic series. The convex downward of in REE pattern in studied samples can be due to MREEs depletion possibly produced by differentiation of ferromagnesian minerals (i.e., pyroxene, hornblende and even titanite) (Rollinson and Pease, 2021). Whereas, the metabasites have a uniform pattern of LREEs/HREEs mildly enrichment ratio (LaN/LuN » 3.01).
To determine the role of minerals in the petrological evolutions, the rock-forming minerals were analyzed by EPMA (Tables 2-6). As the results show the metabasites mainly contain: Ca-amphiboles magnesio-hornblende and lesser amounts of pargasite, epidote containing of pistacite component of about 0.24-0.27, oligoclase-plagioclase. The same analyses reveal that the granite samples are composed of albite-oligoclase, orthoclase, microcline, as the major and the zoned Mn-garnet (spessartine), phengitic muscovite, as the minor minerals.
Discussion and Conclusion
The metamorphic-plutonic complex of northern Bijar comprises of two distinct lithologies, namely the Cretaceous metabasites as the country rocks and the garnet-bearing leucogranite pluton. The mineral assemblages of the pluton point to the peraluminous nature of granite confirmed by the A/CNK>1. The mentioned pluton was intruded the country rocks in a shallow depth of the crust with lack of any indication of contact metamorphism. However, the observation of abundant xenoliths of metabasites at the margin zone of the pluton is a strong reason for its younger age than the metabasites.
The metamorphic rocks of the studied area are the low-medium grade regional metamorphic rocks (i. e. slate, phyllite, hornblende schist and epidote schist) affected by at least two regionally followed by dynamic and retrograde metamorphisms. As the mineral paragenesis show, the protolith of these rocks are enriched in Ca, Fe and Mg (namely calc-alkaline basalts). Also, they have been originated from MORB sources with proxies of continental arcs. Moreover, the studied granitic pluton belongs to a volcanic arc and/or continental collision granite type.
The thermo-barometric calculations based on different procedures yielded: T= 600±20 and P=13-15 kbar for amphiboles by the method reported by Ernst and Liu (1998), T=593-718 °C in 2 kbar and T=640-708 °C in 8 kbar by Holland and Blundy's method (1994) and finally T = 730 °C and P. 2-6.9 kbar by the method suggested by Bhadra and Bhattacharya (2007).
On the other hand, by plotting the plagioclase data of leucogranite pluton on Nekvasil et al. (2000) a P = 4.5 kbar and T= 500 °C. were obtained. Thus, the lower temperatures of the granitic pluton can be explained by the lack of contact metamorphic halo in the country rocks.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

پهنة دگرگونی-ماگمایی سنندج-سیرجان به درازای 1500 کیلومتر و پهنای 200-150 کیلومتر با روند شمال‏‌باختری-جنوب‌خاوری به‌همراه کمان ماگمایی ارومیه-دختر و نوار چین‌خورده-رانده زاگرس، کوهزاد زاگرس را در جنوب‏‌باختری ایران تشکیل می‏‌دهند (Alavi, 1994; Berberian and King, 1981). به باور اشتامفلی و بورل (Stampfli and Borel, 2002)، پهنة سنندج-سیرجان تا میانة پرمین به‌صورت یک خردقاره در حاشیة شمالی غیرفعال گنداوانا جای داشته است تا اینکه در این زمان به‌همراه دیگر سرزمین‏‌های کیمرین از این ابرقاره جدا می‏‌شود و به‌سوی ابرقارة شمالی مهاجرت می‏‌کند و به این ترتیب اقیانوس نئوتتیس پدیداز می‏‌شود. به باور نامبردگان با آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس در تریاس-ژوراسیک (نزدیک به 200 میلیون سال پیش)، این پهنه دچار رویدادهای فرورانش و سپس برخورد قاره‏‌ای در کرتاسه-پالئوسن می‏‌شود. البته داودیان و همکاران (Davoudian et al., 2016) بر پایة سن اکلوژیت‏‌های شمال شهرکرد، ژوراسیک زیرین را زمان آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر پهنة سنندج-سیرجان می‌دانند. از این‌رو، سنگ‏‌های پهنة سنندج-سیرجان از یک سو دچار چند مرحله دگرگونی و دگرریختی می‏‌شوند و از سوی دیگر، توده‏‌های آذرین درونی گابرویی-گرانیتی در زمان‏‌های گوناگون در آن تزریق می‏‌شوند (Mohajjel and Fergusson, 2000; Mohajjel et al. 2003; Agard et al., 2005).

پهنة سنندج-سیرجان بر پایة درجه و سن دگرگونی به دو زیرپهنة شمالی و جنوبی دسته‌بندی می‏‌شود (Ghasemi and Talbot, 2006). زیر پهنة جنوبی بیشتر سنگ‏‌های دگرگونی و دگرریختی تریاس میانی تا پایانی است. در حالی‌که سنگ‏‌های دگرگون‌شدة ژوراسیک و کرتاسة پایانی همراه با سنگ‏‌های آذرین درونی فلسیک در زیر پهنة شمالی فراوان‌تر هستند (Moazzen et al. 2004; Ghasemi and Talbot, 2006; Sepahi et al., 2014). با اینکه رخنمون‏‌های پراکنده‏‌ای از سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای درجه بالا در حد رخسارة اکلوژیت در شهرکرد (Davoudian et al., 2006) و در حد رخسارة شیست آبی در منطقة حاجی‏‌آباد (Ahmadvand et al., 2021) گزارش شده‌اند؛ اما درجة دگرگونی در کل پهنة سنندج-سیرجان، در حد رخسارة شیست سبز و آمفیبولیت است.

توده‏‌های آذرین درونی پهنة سنندج-سیرجان ترکیبی از گابرو تا گرانیت و سنی از پروتروزوئیک پسین تا میوسن دارند، هرچند گرانیت‌های به سن ژوراسیک (170-140 میلیون سال) از همه فراوان‌تر هستند (Hassanzadeh and Wernicke, 2016). همچنین، به باور مؤذن و همکاران (Moazzen et al., 2004)، روند کلی توده‏‌های گرانیتی در زیر پهنة شمالی همانند روند کوهزاد زاگرس (NW-SE) است.

مجموعة دگرگونی-آذرین درونی شمال بیجار (کردستان)، در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان جای دارد (شکل 1) و مزیت بررسی آن در همزیستی سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای (هورنبلند شیست) و تودة لویکوگرانیتی گارنت‏‌دار به‌عنوان نمایندة شاخص این پهنه است. ازاین‌رو، با ارائه داده‏‌های صحرایی، سنگ‏‌شناسی توصیفی، شیمی سنگ کل و شیمی کانی در هر دو لیتولوژی سنگ آذرین درونی و سنگ‏‌های دگرگونی میزبان و مقایسه نسبی با دیگر مجموعه‏‌های مشابه، به تبیین ویژگی‏‌های این پهنه در این منطقه پرداخته می‌شود.

روش انجام پژوهش

انجام این بررسی به‌ترتیب با برداشت‏‌های صحرایی و نمونه‌برداری، تهیة برش‌های نازک، بررسی سنگ‏‌شناسی توصیفی (سنگ‏‌نگاری)، تجزیة شیمیایی سنگ کل و تجزیة شیمیایی کانی‏‌ها در نمونه‏‌های برگزیده با کمترین میزان دگرسانی انجام شده است. برای این کار، 10 نمونه (5 نمونه از سنگ‏‌های دگرگونی و 5 نمونه از سنگ‏‌های گرانیتی) به روش XRF (برای اکسیدهای عنصرهای اصلی) و ICP-MS (برای عنصرهای فرعی و کمیاب) در آزمایشگاه شیمی شرکت زرآزما تجزیه شدند (جدول 1). همچنین، برای تعیین شیمی کانی‏‌ها، دو نمونه از سنگ‏‌های دگرگونی و گرانیتی، با دستگاه ریزکاو الکترونی Cameca SX100 در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران آنالیز نقطه‏‌ای به روش EPMA شدند (جدول‌های 2 تا 6). به هنگام آنالیز ریزکاو الکترونی، ولتاژ شتاب دهنده 15KV، شدت جریان 15nA و زمان شمارش 30 ثانیه بوده است. برای رسم نمودارها نرم‏‌افزارهای Excel، IgPet و GCDkit به‌کار برده شدند. نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021) است.

شکل 1. A) نقشة زمین‏‌شناسی منطقة شمال بیجار با تغییراتی پس از فنودی و سیاره (Fonoudi and Sayareh, 2000)؛ B) جایگاه آن در پهنه‌های زمین‌شناسی ایران.

Figure 1. Geological map of A) the north of Bijar (modified after Fonoudi and Sayareh, 2000); B) structural zones of Iran.

جدول 1. داده‌های اکسیدهای عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و عنصرهای فرعی (بر پایة ppm) به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه های دگرگونی و گرانیتی منطقة شمال بیجار.

Table 1. Major element oxides (in wt.%) and trace element (in ppm) data for metamorphic and granitic rocks in the north of Bijar.

Rock Type

Epidote Hornblende Schist

Hornblende Schist

Granite

Aplite

Sample No.

SH-6

SH-7

SH-29

SH-28

SH-32

SH-15

SH-21

SH-22

SH-26

SH-27

SiO2

44.21

44.23

48.15

51.22

39.25

74.62

74.08

75.38

78.58

74.56

TiO2

1.25

1.4

1.43

0.99

1.35

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

0.05

b.d.l.

Al2O3

15.86

16.26

17.02

16.5

17.88

14.1

13.9

13.7

13.53

14.13

Fe2O3

11.92

10.83

10.14

9.22

11.89

0.94

0.71

0.75

0.78

0.84

MnO

0.27

0.19

0.18

0.16

0.16

0.21

0.32

b.d.l.

b.d.l.

0.08

MgO

8.37

7.78

3.64

5.33

2.98

0.11

0.06

0.1

0.15

0.11

CaO

12.26

9.57

12.43

9.38

18.85

0.86

0.57

1.23

1.13

1.16

Na2O

2.15

2.39

4.16

3.89

0.9

3.55

2.94

3.33

3.34

3.47

K2O

0.21

0.3

0.28

0.25

0.2

4.87

6.35

4.89

4.63

4.97

P2O5

0.18

0.18

0.34

0.14

0.16

b.d.l.

0.06

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

LOI

3.37

3.77

2.16

2.91

6.3

0.74

1

0.58

0.63

0.57

Total

99.99

100.00

100.00

99.99

100.00

100.00

99.99

100.01

100.00

100.00

Cs

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

0.6

2.9

3

1.8

1.9

2.1

Rb

14

15

12

13

13

236

358

166

151

161

Ba

33

58

58

53

20

24

26

337

1119

1144

Sr

237

218

325

267

720

24.8

18.3

104

165

177

Th

0.62

0.49

1.41

1.08

0.78

8.83

3.91

5.35

2.84

4.35

U

0.2

0.2

0.5

0.2

0.2

2

3.8

1.3

0.7

0.9

Zr

23

38

32

21

21

8

12

b.d.l.

b.d.l.

5

Ta

0.74

0.51

0.28

0.49

0.23

0.77

3.57

0.49

0.74

0.66

Y

16.5

15.2

27.5

18.5

20.6

30.6

10.9

15.4

5.7

11.6

Nb

12.5

9.9

8

10.2

6.7

15.4

33.9

9

11

9.2

La

7

7

11

7

9

7

4

6

3

4

Ce

18

17

30

17

21

14

8

10

3

8

Nd

13

10.4

18

10.4

13.8

7.9

4.3

5.2

2.9

4.2

Sm

3.42

2.67

4.33

2.67

3.6

2.41

1.65

1.37

0.98

1.3

Eu

1.14

1.05

2.03

1.05

1.42

0.21

b.d.l.

0.41

0.52

0.51

Gd

3.8

3.2

4.92

3.27

3.92

3.22

1.63

1.48

0.66

1.16

Tb

0.63

0.56

0.79

0.58

0.65

0.7

0.4

0.36

0.22

0.29

Dy

3.73

3.34

4.9

3.5

3.81

5.04

1.87

2.25

1.03

1.62

Tm

0.32

0.28

0.46

0.34

0.36

0.66

0.14

0.29

0.13

0.24

Yb

1.8

1.5

2.7

2

2.1

4.3

0.9

1.8

0.8

1.7

Lu

0.25

0.21

0.41

0.3

0.31

0.73

b.d.l.

0.26

0.1

0.24

Sc

38.4

21.6

24.8

28.4

28.9

2.9

0.8

1.6

1.8

1.6

Cr

11

13

12

12

21

169

323

95

88

29

Co

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

37

38.8

29

23.8

21.2

Ni

10

10

6

8

8

57

126

29

23

11

V

295

175

290

216

381

12

10

11

12

12

Zn

109

89

65

69

48

12

26

23

13

14

Na2O+K2O

2.36

2.69

4.44

4.14

1.1

8.42

9.29

8.22

7.97

8.44

A/CNK

0.61

0.75

0.57

0.70

0.50

1.11

1.09

1.05

1.08

1.07

b.d.l.: values below detection limits

جدول 2. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای کانی آمفیبول (بر پایة a.p.f.u. و 22 اتم اکسیژن) در متابازیت‏‌های منطقة بیجار.

Table 2. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of amphiboles (in a.p.f.u. and based on 22 oxygen atoms) in the metabasites of Bijar area.

Epidote Hornblende Schist

Rock Type

37/1

36/1

35/1

31/1

30/1

29/1

24/1

22/1

Point No.

45.62

44.75

45.03

45.6

44.58

45.32

43.3

42.88

SiO2

0.51

0.47

0.45

0.46

0.44

0.48

0.52

0.55

TiO2

9.34

10.22

10.12

10.35

10.9

10.26

11.78

11.69

Al2O3

16.92

17.6

17.23

17.62

17.81

17.34

18.77

19.13

FeO

11.49

11.44

11.81

11.57

11.88

11.59

11.58

11.53

CaO

1.58

1.47

1.57

1.47

1.42

1.36

1.66

1.62

Na2O

0.33

0.42

0.42

0.43

0.47

0.46

0.42

0.64

K2O

0.36

0.34

0.35

0.34

0.35

0.37

0.34

0.37

MnO

10.79

10.38

10.47

9.92

9.83

10.4

9.53

8.63

MgO

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

0.1

b.d.l.

b.d.l.

0.07

b.d.l.

NiO

0.04

0.08

0.06

0.1

0.31

0.29

0.05

0.06

Cr2O3

0.09

0.09

0.09

0.11

0.1

0.1

0.12

0.12

V2O3

97.07

97.26

97.6

98.07

98.09

97.97

98.14

97.22

Total

6.824

6.675

6.706

6.767

6.623

6.709

6.446

6.539

Si

1.176

1.325

1/294

1.233

1.377

1.291

1.554

1.461

Al

8

8

8

8

8

8

8

8

T Subtotal

0.057

0.053

0.05

0.051

0.049

0.053

0.058

0.063

Ti

0.471

0.472

0.482

0.578

0.531

0.5

0.513

0.639

Al

0.005

0.009

0.007

0.012

0.036

0.034

0.006

0.007

Cr

0.179

0.417

0.295

0.227

0.329

0.345

0.523

 

Fe3+

1.882

1.742

1.842

1.937

1.877

1.773

1.785

2.329

Fe2+

2.406

2.308

2.324

2/195

2/177

2/295

2.115

1.962

Mg

5

5

5

5

5

5

5

5

C Subtotal

0.046

0.043

0.044

0.043

0.044

0.046

0.043

0.048

Mn2+

0.056

0.037

0.01

0.022

0.007

0.029

0.029

0.111

Fe2+

1.842

1.828

1.844

1.84

1.891

1.838

1.847

0.841

Ca

0.057

0.091

0.062

0.095

0.058

0.086

0.082

 

Na

2

2

2

2

2

2

2

2

B Subtotal

 

 

 

 

 

 

 

0.043

Ca

0.401

0.334

0.392

0.328

0.351

0.304

0.398

0.479

Na

0.063

0.08

0.08

0.081

0.089

0.087

0.08

0.124

K

0.464

0.414

0.472

0.409

0.44

0.391

0.487

0.546

A Subtotal

22

22

22

22

22

22

22

22

O (non-w)

b.d.l.: values below detection limits

 جدول 3. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 13 اتم اکسیژن) برای کانی اپیدوت در متابازیت‏‌های منطقة بیجار.

Table 3. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae (in a.p.f.u. and based on 13 oxygen atoms) of epidote in the metabasites of Bijar area.

28/1

27/1

26/1

25/1

23/1

21/1

Point No.

38.78

38.88

38.69

37.89

38.35

38.53

SiO2

0.06

0.11

0.13

0.08

0.1

0.06

TiO2

23.71

23.5

23.97

23.51

24.31

23.14

Al2O3

10.79

10.93

10.51

11.64

10.57

11.83

FeO

23.18

23.48

23.75

23.67

23.4

23.9

CaO

b.d.l.

0.03

0.04

0.02

0.02

0.01

Na2O

 جدول 3. ادامه.

Table 3. continued.

28/1

27/1

26/1

25/1

23/1

21/1

Point No.

b.d.l.

0.01

0.01

0.01

b.d.l.

0.03

K2O

0.11

0.19

0.19

0.14

0.23

0.2

MnO

0.22

0.04

0.02

0.09

0.04

0.02

MgO

0.21

b.d.l.

0.03

b.d.l.

0.11

b.d.l.

NiO

0.03

0.02

0.02

0.03

0.09

0.14

Cr2O3

0.05

0.04

0.1

b.d.l.

0.12

0.09

V2O3

97.14

97.23

97.46

97.08

97.34

97.95

Total

3.061

3.064

3.045

3.003

3.043

3.043

Si

0.004

0.007

0.008

0.005

0.006

0.004

Ti

2.206

2.183

2.223

2.196

2.261

2.148

Al

0.712

0.730

0.692

0.772

0.697

0.779

Fe3+

0.007

0.013

0.013

0.009

0.015

0.013

Mn

0.026

0.005

0.002

0.011

0.005

0.002

Mg

1.960

1.983

2.003

2.010

1.987

2.017

Ca

 

0.005

0.006

0.003

0.003

0.002

Na

 

0.001

0.001

0.001

 

0.003

K

9

9

9

9

9

9

Sum

0.24

0.25

0.24

0.26

0.24

0.27

Xps

b.d.l.: values below detection limits

 جدول 4. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 32 اتم اکسیژن) برای فلدسپار در نمونه‏‌های گرانیتی و متابازیتی منطقة بیجار.

Table 4. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of feldspars (in a.p.f.u. and based on 32 oxygen atoms) in the granites and metabasites of Bijar area.

Rock Type

Granite

Point No.

4/1

5/1

6/1

7/1

11/1

12/1

13/1

8/1

SiO2

65.75

65.33

65.83

63.56

61.10

64.83

65.37

63.63

TiO2

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

0.01

b.d.l.

Al2O3

19.53

19.63

19.88

21.2

20.91

20.9

21.19

17.16

FeO

0.11

0.07

0.07

0.09

0.08

0.06

0.07

0.02

CaO

1.36

1.5

1.61

3.51

2.86

2.76

2.75

b.d.l.

Na2O

11.83

11.76

11.86

9.88

10.28

10.47

10.89

1.25

K2O

0.17

0.13

0.15

0.19

0.24

0.19

0.13

16.15

MgO

0.01

b.d.l.

0.01

0.01

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

NiO

b.d.l.

b.d.l.

0.07

0.03

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

Cr2O3

b.d.l.

b.d.l.

0.02

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

V2O3

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

0.01

Total

98.76

98.42

99.5

98.47

95.47

99.29

100.41

98.22

Si

11.743

11.711

11.686

11.416

11.526

11.529

11.503

12.039

Ti

 

 

 

 

 

 

0.001

 

Al

4.111

4.147

4.159

4.487

4.391

4.380

4.394

3.892

Fe2+

0.016

0.010

0.010

0.014

0.012

0.009

0.010

0.003

Mg

 

 

0.003

0.003

 

 

 

 

Ca

0.260

0.288

0.306

0.675

0.526

0.526

0.518

 

Na

4.096

4.087

4.082

3.440

3.610

3.610

3.715

0.459

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Rock Type

Granite

Point No.

4/1

5/1

6/1

7/1

11/1

12/1

13/1

8/1

K

0.039

0.030

0.034

0.044

0.055

0.043

0.029

3.898

Sum

20.269

20.274

20.291

20.083

20.081

20.108

20.175

20.225

An%

5.92

6.54

6.92

16.24

13.15

12.58

12.16

  

Ab%

93.20

92.79

92.31

82.71

85.54

86.38

87.15

10.53

Or%

0.88

0.67

0.77

1.05

1.31

1.03

0.68

89.47

b.d.l.: values below detection limits

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Rock Type

Granite

Epidote Hornblende Schist

Point No.

9/1

10/1

34/1

33/1

32/1

SiO2

63.71

63.60

61.82

60.86

61.1

TiO2

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

Al2O3

17.54

17.57

22.68

22.63

22.71

FeO

0.03

0.08

0.12

0.06

0.03

CaO

b.d.l.

b.d.l.

4.94

5.52

5.29

Na2O

0.95

1.07

9.56

9.46

8.89

K2O

16.92

16.85

0.07

0.08

0.07

MgO

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

NiO

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

0.11

Cr2O3

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

V2O3

0.02

0.01

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

Total

99.17

99.18

99.2

98.61

98.21

Si

11.981

11.964

11.086

11.09

11.06

Ti

    

 

 

 

Al

3.887

3.895

4.793

4.824

4.844

Fe2+

0.005

0.013

0.018

0.009

0.005

Mg

 

 

 

 

 

Ca

    

0.949

1.070

1.026

Na

0.346

0.390

3.324

3.317

3.120

K

4.059

4.043

0.016

0.018

0.016

Sum

20.278

20.305

20.187

20.247

20.086

An%

    

22.13

24.28

24.65

Ab%

7.86

8.80

77.50

75.30

74.96

Or%

92.14

91.20

0.37

0.42

0.39

b.d.l.: values below detection limits

جدول 5. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 12 اتم اکسیژن) برای گارنت در گرانیت منطقة بیجار.

Table 5. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of garnet (in a.p.f.u. and based on 12 oxygen atoms) in granites of Bijar area.

Point No.

14/1-c

15/1-m

16/1-r

17/1

18/1-c

19/1-m

20/1-r

SiO2

35.95

35.05

35.72

35.74

34.61

34.94

35.62

TiO2

0.13

0.11

0.19

0.12

0.17

0.11

0.14

Al2O3

19.27

19.59

19.59

19.72

19.59

19.5

19.27

FeO

11.58

11.93

13.08

13.94

9.84

10.74

12.9

جدول 5. ادامه.

Table 5. Continued.

Point No.

14/1-c

15/1-m

16/1-r

17/1

18/1-c

19/1-m

20/1-r

CaO

0.96

0.92

1.04

0.89

0.56

0.53

0.86

Na2O

0.03

b.d.l.

0.06

0.02

b.d.l.

b.d.l.

0.05

MnO

30.54

30.71

28.33

29.11

33.41

32.14

29.1

MgO

0.3

0.27

0.51

0.56

0.19

0.15

0.45

NiO

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

0.23

b.d.l.

0.02

b.d.l.

V2O3

0.03

0.02

0.01

0.01

b.d.l.

b.d.l.

b.d.l.

Total

98.79

98.6

98.53

100.34

98.37

98.13

98.39

Si

0.003

2.933

2.984

2.942

2.907

2.949

2.985

Ti

0.008

0.007

0.012

0.007

0.011

0.007

0.009

Al

1.879

1.932

1.929

1.913

1.939

1.935

1.903

Fe2+

0.727

0.647

0.835

0.773

0.467

0.590

0.759

Fe3+

0.082

0.188

0.079

0.187

0.225

0.166

0.109

Mn

2.160

2.177

2.005

2.030

2.377

2.292

2.066

Mg

0.037

0.034

0.064

0.069

0.024

0.019

0.056

Ca

0.086

0.082

0.093

0.079

0.050

0.48

0.077

Sum

8

8

8

8

8

8

8

Mg#

4.84

4.99

7.12

8.19

4.89

3.12

6.87

Almandine

24.1

22

27.9

26.2

16

20

26.6

Spessartine

71.8

74

66.9

68.8

81.5

77.7

69

Pyrope

1.2

1.1

2.1

2.3

0.8

0.6

1.9

Grossular

2.7

2.6

3

2.4

1.5

1.5

2.4

Andradite

0.1

0.2

0.1

0.2

0.2

0.1

0.1

b.d.l.: values below detection limits; c: core; m: middle; r: rim

 جدول 6. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 22 اتم اکسیژن) برای مسکوویت در گرانیت منطقة بیجار.

Table 6. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of muscovite (in a.p.f.u. and based on 22 oxygen atoms) in granites of Bijar area.

Point No.

1/1

2/1

3/1

SiO2

47.6

46.84

47.03

TiO2

0.22

0.26

0.21

Al2O3

31.18

30.99

31.86

FeO

4.69

4.71

4.28

Na2O

0.55

0.44

0.46

K2O

10.6

11.45

10.79

MnO

0.07

0.03

0.04

MgO

0.84

0.79

0.82

V2O3

b.d.l.

0.03

0.02

Total

95.75

95.54

95.51

Si

6.418

6.372

6.353

Ti

0.022

0.027

0.021

AlIV

1.582

1.628

1.647

AlVI

3.372

3.340

3.425

Fe2+

0.529

0.536

0.483

Mn

0.008

0.003

0.005

Mg

0.169

0.160

0.165

Na

0.144

0.116

0.120

K

1.823

1.987

0.859

Sum

14

14

14

XMg

0.24

0.22

0.25

b.d.l.: values below detection limits

زمین‌شناسی

منطقة شمال بیجار، در شمال شهرستان بیجار (کردستان) و در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان جای دارد. گرچه در این چهارگوش، سنگ‏‌های آذرین (گرانیت، دیوریت و گرانودیوریت) و دگرگونی گوناگونی (مانند اسلیت، فیلیت، متاپلیت و متابازیت‏‌های درجه متوسط و ضعیف) به سن پرکامبرین، مزوزوییک و سنوزوییک یافت می‌شوند، اما هدف این بررسی محدود به بررسی تودة لویکوگرانیتی یاسوکند (شمال بیجار) و سنگ‏‌های دگرگونی میزبان این توده است.

سنگ‏‌های دگرگونی شمال بیجار بیشتر از نوع اسلیت و فیلیت به رنگ خاکستری تا سبز تیره با میان‌لایه‏‌هایی از هورنبلند شیست هستند (شکل 2-A). فنودی و سیاره (Fonoudi and Sayareh 2000) سن دگرگونی این سنگ‏‌ها را کرتاسه می‏‌دانند که در شمال بیجار مورد هجوم یک تودة لویکوگرانیتی با روند WNW-ESE قرار گرفته‏‌اند. گرچه در محل همبری تودة آذرین درونی با سنگ‏‌های میزبان، هالة حرارتی مشخصی پدید نیامده است (شاید به‌علت توان کم حرارتی تودة آذرین درونی)، اما زبانه‏‌های تزریقی در میان شیستوزیتة سنگ‏‌های دربرگیرنده و نیز زنولیت‏‌های پرشمار در بخش‏‌های حاشیه‏‌‌ای توده (شکل 2-B)، نشانة سن جوان‏‌تر تودة گرانیت است. ازاین‌رو، سن گرانیت یادشده، پس از کرتاسه دانسته شده است (Fonoudi and Sayareh 2000) تودة گرانیتی به رنگ یکنواخت سفید تا شیری، بافت گرانولر دانه متوسط دارد و کمابیش کانی‏‌های تیره ندارد. همچنین، همان‌گونه‌که گفته شد، در حاشیة این توده با سنگ میزبان، زنولیت‏‌هایی با اندازه‏‌های گوناگون از 60-50 سانتیمتر و گاه بزرگ‌تر و حاشیة گردشده از جنس سنگ میزبان به‌آسانی دیده می‌شوند (شکل‌های 2-C و 2-D) همچنین، در فواصل دورتر از حاشیه، زبانه‏‌های آپلیتی درون سنگ میزبان دگرگونی به‌چشم می‏‌خورند.

شکل 2. تصویرهای صحرایی از رخنمون‏‌های شاخص منطقة شمال بیجار A) واحد اسلیت- فیلیت (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B) تودة آذرین درونی گرانیتی تزریق‌شده درون سنگ‏‌های شیستی دربرگیرنده (دید رو به جنوب‌باختری)؛ C، D) انکلاو زنولیتی در گرانیت‏‌ها (دید رو به شمال).

Figure 2. Field photographs from the main outcrops of the north of Bijar A) the slate-phyllite unit (view to the southwest); B) the granite intruded the schistose country rock (view to the southwest); C, D) the xenolitic enclaves in the granite (view to the north).

 سنگ‏‌نگاری

سنگ‏‌های دربرگیرندة تودة گرانیتی شمال بیجار، بر پایة ترکیب کانی‏‌شناسی و شیمیایی، از نوع متابازیت‏‌های رخساره آمفیبولیت (بیشتر هورنبلند شیست و اپیدوت شیست و گاه آمفیبولیت) با بافت نماتوبلاستیک و گرانوبلاستیک هستند. مجموعه کانی‏‌های همایند در این سنگ‏‌ها شامل هورنبلند، پلاژیوکلاز آلبیتی، اپیدوت، مسکوویت و کوارتز به‌همراه کانی‏‌های فرعی و ثانویه مانند بیوتیت، کلریت، اسفن، ایلمنیت و کلسیت هستند. شواهد بافتی در این سنگ‏‌ها به‌صورت دو سری جهت‌یافتگی در هورنبلندها (شکل 3-A)، اورالیتی‌شدن پیروکسن‏‌ها (شکل 3-B)، آمفیبول‌های ماهی‏‌‏‌گون (شکل 3-C) و کوارتزهای با خاموشی موجی، مضرس و روبانی‌شکل (شکل 3-D)، نشان می‌دهند این منطقه پس از دست کم دو مرحلةدگرگونی ناحیه‏‌ای، دچار دگرگونی پسرونده و دینامیکی شده است. افزون‌بر اورالیتی‌شدن پیروکسن‏‌ها، شواهد دیگری مانند بیوتیتی و کلریتی‌شدن آمفیبول‏‌ها، جایگزینی ایلمنیت با تیتانیت، سودومورف‏‌های اپیدوت و کلریت در قالب گارنت و سوسوریتی‌شدن فلدسپارها آشکارا نشان‌دهندة دگرگونی پسروندة این متابازیت‏‌ها پس از دگرگونی ناحیه‏‌ای پیشرونده هستند.

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی کانی‏‌های سازندة لویکوگرانیت و متابازیت‏‌های منطقة بیجار A) دو نسل خطوارگی در هورنبلندهای شیست سبز؛ B) اورالیتی‌شدن پیروکسن ها در هورنبلند شیست‏‌ها؛ C) آمفیبول ماهی‌گون در هورنبلند شیست‏‌ها؛ D) لویکوگرانیت گارنت‌دار؛ E) روبان چندبلوری کوارتز با مرزهای مضرس و خاموشی موجی در باندهای سیلیسی متابازیت‏‌ها؛ F) میرمکیت کرمی‌مانند در لویکوگرانیت؛ G) بافت آنتی‌راپاکیوی در لویکوگرانیت؛ H) بازتبلور و تشکیل ریزبلورهای کوارتز در لویکوگرانیت.

Figure 3. Photomicrographs of minerals in leucogranite and metabasites of the Bijar area A) two generation of lineation in amphiboles of green schist; B) uralitization in pyroxenes of hornblende schists; C) fish-shaped amphibole in hornblende schists; D) garnet-bearing leucogranite; E) polycrystalline ribbon of quartz with serrated boundaries and undulatory extinction in silicic bands of metabasites; F) wormy-like myrmekite in leucogranites; G) anti-rapakivi texture in leucogranites; H) recrystallization of fine-grained quartzes in leucogranites.

 

 شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

از نظر سنگ‏‌نگاری، تودة گرانیتی شمال بیجار یک تودة همگن (از دیدگاه سنگ‏‌شناسی) است و با بیش از 95 درصدحجمی کانی‏‌های فلسیک (کوارتز: 35-30 درصدحجمی؛ پلاژیوکلاز: 20-10 درصدحجمی؛ آلکالی‌فلدسپار: 40-35 درصدحجمی) یک لویکومونزوگرانیت گارنت‏‌دار به‌شمار می‌رود (شکل 3-F). کانی‏‌های گارنت، مسکوویت، بیوتیت، هورنبلند، کلریت، اپیدوت و کانی‏‌های تیره از کانی‏‌های فرعی و ثانویه هستند که کمتر از 5 درصدحجمی سنگ را در بر می‌گیرند. بافت‏‌های سازندة نمونه‏‌های بررسی‌شده به دو نوع بافت نخستین یا ماگمایی و بافت‏‌های پس از تبلور دسته‌بندی می‌شوند. در گروه بافت‏‌های ماگمایی، می‏‌توان بافت گرانولر (به‌عنوان بافت اصلی)، منطقه‌بندی، میکروگرافیکی، میرمکیتی (شکل 3-G) و آنتی‌راپاکیوی (شکل 3-G) را نام برد که نشانة جایگزینی ماگما در ژرفای کم (یا نیمه‌ژرف) هستند. از سوی دیگر، کوارتزهایی با شکل ماهی‏‌گون، خاموشی موجی، مرزهای مضرس و با بازتبلور (شکل 3-H)، گویای بازتبلور دینامیکی در یک رژیم دگرریختی هستند. مسکوویت‏‌ها و بیوتیت‏‌های پیچ و تاب‌خورده چه‌بسا تأثیر شرایط دگرریختی بر تودة یادشده را به شدت تقویت می‏‌کنند.

شیمی سنگ کل

از دیدگاه ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی، نمونه‏‌های گرانیتی و متابازیتی از یکدیگر بسیار متمایز هستند (جدول 1)؛ به‌گونه‌ای‌که میزان SiO2 در گرانیت‏‌ها و متابازیت‏‌ها به‌ترتیب بیش از 74 و کمتر از 51 درصدوزنی، مقدار MgO و Fe2O3 در گرانیت‏‌ها به‌ترتیب نزدیک به 1/0 و 8/0 و در متابازیت‏‌ها به‌ترتیب از 37/8-98/2و 92/11-22/9 درصدوزنی و بالاخره مقدار CaO در گرانیت‏‌ها 23/1-86/0 و در متابازیت‏‌ها 85/18-57/9 درصدوزنی است. از این‌رو، تودة گرانیتی یادشده یک گرانیت فقیر از آهن و منیزیم است. افزون‌بر این، با توجه به بالابودن شاخص آلومینا (A/CNK: 11/1-05/1)، تودة گرانیتی یادشده از گروه گرانیت‏‌های پرآلومین است (Al2O3: 1/14-5/13 درصدوزنی).

ترسیم نقاط داده‏‌های این دو گروه سنگی در نمودار TAS (شکل 4-A) نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های گرانیتی با مقدار آلکالی‏ (Na2O+K2O) برابر با 29/9-97/7 درصدوزنی و نسبت Na2O/K2O کمتر از یک (73/0-46/0) از نوع گرانیت است. این در حالیست که مقدار کل آلکالی‏‌ها در متابازیت‏‌ها برابر با 44/4-10/1 درصدوزنی (بازالت) است. افزون‌بر این، در نمودار شکل 4-A، نمونه‏‌های متابازیتی در محدودة‌ خط مرزی آلکالن/ساب‌آلکالن (انتقالی یا کالک‏‌آلکالن) و نمونه‏‌های گرانیتی در محدودة ساب‏‌آلکالن جای گرفته‏‌اند. ترسیم نقاط داده‏‌های متابازیتی در نمودار Co در برابر Th (شکل 4-B) نیز ترکیب بازالتی-آندزیت‌بازالتی با ویژگی کالک‏‌آلکالن را نشان می‏‌دهد. از سوی دیگر، همان‌گونه‌که در شکل 4-C دیده می‌شود، گرانیت‏‌ها در محدودة‏‌ سری پرپتاسیم و متابازیت‏‌ها در محدودة سری کم پتاسیم جای گرفته‏‌اند. در نمودار شکل 4-D نیز نمونه‏‌های گرانیتی ویژگی کالک‌آلکالی تا آلکالی‌کلسیک نشان می‏‌دهند و آشکارا در محدودة لویکوگرانیت‏‌های پرآلومین جای می‏‌گیرند.

شکل 4. A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Le Maitre et al., 2002)؛ B) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)؛ C) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O-CaO (Frost and Frost, 2011).

Figure 4. A) The SiO2 versus total alkalis (Na2O+K2O) diagram (Le Maitre et al., 2002); B) the Th versus Co diagram (Hastie et al., 2007); C) The SiO2 versus K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); D) The SiO2 versus Na2O+K2O+CaO diagram (Frost and Frost, 2011).

شکل 5 نمودارهای عنکبوتیREE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای هر دو گروه سنگی بررسی‌شده را نشان می‏‌دهد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، گرانیت‏‌ها الگوی مقعر قاشقی‌شکل نشان می‏‌دهند که پیامد تهی‏‌شدگی در MREE است (شکل 5-A). این ویژگی را می‏‌توان به جدایش (تفریق یا جاماندن در تفالة ذوب) کانی‏‌های فرومنیزین مانند کلینوپیروکسن، هورنبلند و یا تیتانیت نسبت داد که غنی از MREE هستند (Rollinson and Pease, 2021). در این نمودار، متابازیت‏‌ها، الگوی غنی‏‌شدگی LREE/HREE با شیب ملایم (LaN/LuN » 01/3) نشان می‏‌دهند (شکل 5-B).

شکل 5. نمودارهای عنکبوتی عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989). A) گرانیت‌ها؛ B) متابازیت‏‌ها.

Figure 5. Chondrite-normalized REE spider diagrams (Sun and McDonough, 1989) A) granites; B) metabasites.

شیمی کانی‏‌ها

برای تعیین دقیق‏‌تر تحولات پترولوژیک و سرشت شیمیایی کانی‏‌ها در دو گروه سنگی، کانی‏‌های سازندة شاخص آنها تجزیة شیمیایی به روش ریزکاو الکترونی الکترونی شد (جدول‌های 2 تا 6). گفتنی است از گروه متابازیت‏‌ها، کانی‏‌های آمفیبول، اپیدوت و پلاژیوکلاز و از گروه گرانیت‏‌ها، کانی‏‌های فلدسپار (پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار)، گارنت و مسکوویت تجزیه شدند.

آمفیبول

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی، آمفیبول‌های درون متابازیت‏‌ها و محاسبة فرمول ساختاری آنها بر پایة 22 اکسیژن (جدول 2) نشان می‏‌دهد گسترة ترکیبی آنها از نوع آمفیبول‌های کلسیک (75/0CaB/(Ca+Na)B>) است. بر پایة نامگذاری هاوسورن و همکاران (Hawthorne et al., 2012)، این آمفیبول‏‌ها از نوع مگنزیوهورنبلند و برخی از نوع پارگازیت هستند (شکل 6-A).

اپیدوت

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزپردازش الکترونی روی کانی اپیدوت در متابازیت‏‌های شمال بیجار (جدول 3) نشان می‏‌دهند میزان سازندة پیستاشیت (XPs= 100Fe+3/(Fe+3+Al))) در اپیدوت‏‌های بررسی‌شده برابر با 24/0 تا 27/0 و مقدار TiO2 آنها برابر با 06/0 تا 13/0 درصدوزنی است. به باور آرمبرستر و همکاران (Armbruster et al., 2006)، کانی اپیدوت می‏‌تواند 15 تا 33 درصدمولی سازندة پیستاشیت (XPs) داشته باشد. پس فرمول کلی کانی بررسی‌شده در متابازیت‏‌ها Ca2Al2Fe+3Si3O12(OH) است.

شکل 6. نمودارهای ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها A) نمودار نامگذاری آمفیبول های کلسیم‌دار (Hawthorne et al., 2012)؛ B) نمودار سه‌تایی Ab-An-Or فلدسپارها (Deer et al., 1996)؛ C) نمودار ترکیب شیمی کانی گارنت (Grew et al., 2013)؛ D) نمودار متمایزکنندة گارنت‌های ماگمایی از دگرگونی (Miller et al., 1981)؛ E) نمودار ترکیب شیمی کانی مسکوویت (Tischendorf, 2004)؛ F) نمودار رده‌بندی ترکیب شیمی کانی مسکوویت (Lambert, 1959).

Figure 6. The mineral chemistry plots A) The classification plot of Ca-amphiboles (Hawthorne et al., 2012); B) The triangular plot of feldspars Ab-An-Or (Deer et al., 1996); C) The mineral chemistry plot of garnets (Grew et al., 2013); D) The discriminating diagram of magmatic/metamorphic garnets (Miller et al., 1981); E) The mineral chemistry plot of muscovites (Tischendorf, 2004); F) The classification plot of muscovites (Lambert, 1959).

فلدسپار

داده‌های تجزیة شیمیایی و محاسبة فرمول ساختاری (جدول 4) نشان می‏‌دهد فلدسپارها ترکیبی همگن (از مرکز تا حاشیه) دارند و ترکیب آلکالی‌فلدسپارهای گرانیت‏‌ها در بازة 20/91-47-89 درصد ارتوکلاز و 80/8-53/10 درصد آلبیت است (شکل 6-B). همچنین، گسترة ترکیبی این کانی در متابازیت‏‌ها و گرانیت‏‌ها به‌ترتیب در بازة ترکیبی الیگوکلاز و آلبیت-الیگوکلاز است.

گارنت

چنان‌که در توصیف سنگ‏‌نگاری تودة گرانیتی (شکل 3) گفته شد، این توده مقادیر کمی (<1 %vol) کانی گارنت با منطقه‌بندی واضح دارد. در جدول 5 و شکل 6-C تجزیة شیمیایی 7 نقطه از بخش‏‌های گوناگون این کانی آورده شده است. همان‌گونه‌که محاسبات شیمیایی فرمول این کانی (جدول 2) نشان می‏‌دهد، میانگین سازندگان اسپسارتین (Al-Mn) و آلماندین (Al-Fe) به‌ترتیب 64/72 درصد و 32/23 درصد هستند. افزون‌بر این، بر پایة نمودار پیشنهادیِ میلر و همکاران (Miller et al., 1981) همة گارنت‏‌های بررسی‌شده از شمار گارنت‏‌های ماگمایی هستند (شکل6-D). از دیگر سو، تصویرهای BSE از منطقه‌بندی گارنت‏‌ها (شکل 7) نشان می‌دهند از مرکز به حاشیه، سازندة اسپسارتین کم می‌شود؛ اما سازندگان آلماندین و تا اندازه‌ای گروسولار و پیروپ افزایش می‌یابند. به باور کلارک (Clarke , 1992) این منطقه‌بندی از نوع عادی است و معمولاً به محیط‏‌های دگرگونی پیشرونده نسبت داده می‏‌شود. به باور وی پیدایش گارنت در سنگ‏‌های گرانیتی پرآلومین می‏‌تواند به دلایل زیر روی دهد:

فاز رستیتی دیرگداز، زینوکریست دیرگداز از سنگ دربرگیرنده، محصول واکنش میان ماگما و زنولیت‏‌های پلیتی سرشار از Al و Mn، نطفه‌بندی مستقیم از مذاب سیلیکاته.

مسکوویت

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‏‌ای مسکوویت‏‌ها به‌همراه فرمول ساختاری آنها بر پایة 22 اکسیژن (جدول 6) نشان می‏‌دهد در ترکیب این کانی‌ها مقدار AlVI (43/3-37/3) چشمگیر و مقدار Fe+2 (53/0-48/0) و Mg (16/0) بسیار کم است و مسکوویت فنژیتی به‌شمار می‌روند؛ یعنی سرشار از عضو خالص مسکوویت همراه با نزدیک به 27% سازندة فنژیتی (شکل-6-E) هستند. این ترکیب گویای خاستگاه ماگمایی (اولیه) این کانی است (شکل 6-F). اندازة به نسبت درشت این کانی در تصویرهای میکروسکوپی نیز این موضوع را تأیید می‏‌کند. با وجود این، به باور کلارک (Clarke, 1992)، مسکوویت در گرانیت‏‌های پرآلکالن می‏‌تواند از یکی از دو روش زیر پدید آمده باشد:

الف) تبلور ماگمایی در فشار کمابیش بالا؛

ب) و روش محتمل‏‌تر، شکستگی ساب‏‌سالیدوس آلومینوسیلیکات‏‌ها در حضور بخار آب.

بحث

مجموعة آذرین-دگرگونی شمال بیجار شامل دو سنگ‌شناسی کاملاً متمایز متابازیت‏‌ها (کرتاسه؟) و تودة لویکوگرانیتی (پس از کرتاسه؟) در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان است. تودة لویکوگرانیتی با مجموعه کانی‏‌های کوارتز+آلبیت (An6)+آلکالی فلدسپارها (ارتوز و میکروکیلین)+مسکوویت+Mnگارنت (اسپسارتین)± بیوتیت و نیز نسبت A/CNK>1، یک گرانیت پرآلومین به‌شمار می‌رود که با توجه به بافت‌هایی مانند منطقه‌بندی، میرمکیتی و آنتی‏‌راپاکیوی در ژرفای کم و بدون هیچگونه نشانه‌ای از دگرگونی همبری درون سنگ میزبان متابازیتی تزریق و متبلور شده است. با وجود این، جدای از شواهد بافتی یادشده، شاید بتوان این‌گونه تصور کرد که نبود هالة دگرگونی پیامد جایگزینی اولیة تودة آذرین درونی در ژرفای بسیار باشد. ازاین‌رو، تفاوت دمایی میان تودة گرانیتی و سنگ‏‌های میزبان چندان نیست و هالة دگرگونی همبری پدید نمی‌آید. در این صورت، انتظار می‌رود ساخت‏‌های شکل‏‌پذیر در سنگ‏‌های محل همبری دیده شوند. به هر روی، زنولیت‏‌های متابازیت‏‌ها و نیز اثرات تزریقی تودة آذرین درونی در میان شیستوزیتة سنگ میزبان، جوان‌تر‌بودن تودة گرانیتی کاملاً روشن است.

سنگ‏‌های میزبان تودة لویکوگرانیتی شمال بیجار از گروه سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‌ای درجه پایین تا متوسط (اسلیت، فیلیت، هورنبلند شیست و اپیدوت شیست) هستند و شیست‏‌ها مجموعه کانی‌های همایندِ رخسارة آمفیبولیت را نشان می‏‌دهند: مگنزیوهورنبلند (پارگازیت) + اپیدوت (پیستاشیتی) + الیگوکلاز (An22-25) +کوارتز ± گارنت. بررسی‌های بافتی گویای رخداد دست‌کم دو مرحله دگرگونی ناحیه‏‌ای و سپس دگرگونی‏‌های دینامیکی و برگشتی هستند.

شکل 7. تصویرهای BSE و نمودارهای تغییرات ترکیب دو نمونه گارنت از مرکز به حاشیه A) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ آلماندین؛ B) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ گروسولار؛ C) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ پیروپ؛ D) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ اسپسارتین.

Figure 7. The BSE images and variations of end-members in two samples garnet from core to rim. A) the end-member variations of almandine; B) the end-member variations of grossular; C) the end-member variations of spessartine; D) the end-member variations of pyrope.

سنگ‌مادر متابازیت‌ها

توجه به کانی‏‌های سازندة فراوان‏‌تر متابازیت‏‌ها شامل مگنزیوهورنبلند (از گروه آمفیبول‌های کلسیم-منیزیم‏‌دار) و اپیدوت پیستاشیتی نشان می‏‌دهد ترکیب سنگ‌مادر (پروتولیت) این سنگ‏‌ها سرشار از کلسیم، آهن و منیزیم بوده است. ترسیم ترکیب شیمیایی این سنگ‏‌ها در نمودار شکل 8-A و نیز نمودار شکل 8-B این موضوع را نشان می‌دهد. همچنین، ترسیم داده‏‌های این گروه سنگی در نمودار Co در برابر Th (شکل 4-B) و TAS (شکل 4-A) ثابت می‏‌کند سنگ مادر این سنگ‏‌های دگرگونی از گروه بازالت‏‌ها و آندزیت‏‌های بازالتی کالک‏‌آلکالن (یا معادل درونی آنها) بوده است.

محیط زمین‏‌ساختی و سنگ‌زایی

از آنجایی‌که متابازیت‏‌ها دچار دگرگونی ناحیه‏‌ای در رخسارة آمفیبولیت شده‏‌اند، برای تعیین محیط زمین‏‌ساختی سنگ‌مادر آنها از دو نمودار پیشنهادیِ پیرس (Pearce, 1982) و هولوچر و همکاران (Holocher et al., 2012) (شکل‏‌های 9-A و 9-B) برای عنصرهای کمیاب بهره گرفته شد. همان‌گونه‌که در این نمودارها دیده می‏‌شود، نمونه‏‌های این سنگ‏‌ها در محدودة MORB جای گرفته‏‌اند. با وجود این در نمودار شکل 9-B، نشانه‌هایی از گرایش آنها به کمان‏‌های قاره‏‌ای نیز دیده می‏‌شود. افزون‌بر نسبت Nb/Ta در این سنگ‏‌ها برابر با 22 و همانند سنگ‏‌های گوشته‏‌ای (بیشتر از 5/15) است (Wada and Wood, 2001).

همچنین، الگوی نمودارهای عنکبوتی چندعنصری متابازیت‏‌ها که به ترکیب MORB بهنجار شده است (شکل 9-C) همخوانی نسبی آنها با الگوی MORB را نشان می‏‌دهد؛ هرچند عنصرها غنی‏‌شدگی نزدیک به 10 برابری نشان می‌دهند که احتمالاً ناشی از فرایند ذوب‌بخشی از خاستگاه MORB است. با وجود این، آنومالی مثبت Pb را می‏‌توان به دخالت سازندة فرورانش نسبت داد که با چگونگی جای‌گرفتن نمونه‏‌ها در شکل 9-B نیز هماهنگی دارد.

با توجه به نمودار پیشنهادیِ چاپل و وایت (Chapell and White, 1974) (شکل 9-D)، تودة لویکوگرانیتی منطقه از نوع گرانیت‏‌های مایل به گرانیت‌های گروه S است که با مجموعه کانی‏‌های پرآلومین و نسبت A/CNK بالاتر از یک (11/1-05/1) نیز تأیید می‏‌شود. افزون‌بر این، مقایسة نمودار عنکبوتی چندعنصری این توده با تودة نوع S ازنا در پهنة سنندج-سیرجان (Moazzen et al., 2004)، همخوانی بسیار خوب این دو توده را نیز نشان می‏‌دهد (شکل 9-E). از سوی دیگر، رسم داده‏‌های این توده در نمودار Nb در برابر Y (شکل 9-F) نشان می‏‌دهد گرانیت یادشده از نوع گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی و برخورد قاره‏‌ای است که در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پهنة سنندج-سیرجان پدید آمده است.

زمین‌دمافشارسنجی

دمافشارسنجی ترکیب آمفیبول در نمودار ایزوپلت‏‌های TiO2 و Al2O3 در فضای P-T (شکل10-A) نشان می‏‌دهد آمفیبول‌های متابازیت‏‌ها در دمای 20±600 درجة سانتیگراد و فشار 15-13 کیلوبار پدید آمده‏‌اند. از دیگر سو، دماسنجی بر پایة جفت کانی آمفیبول-پلاژیوکلاز به روش هولاند و بلاندی (Holland and Blundy, 1994) در رابطة آلبیت+ترمولیت=کوارتز+ادنیت، دمای 593-718 درجة سانتیگراد در فشار 2 کیلوبار و دمای 640-708 درجة سانتیگراد در فشار 8 کیلوبار را به‌دست می‌دهد. دمافشارسنجی به روش پیشنهادیِ بهادرا و باتاچاریا (Bhadra and Bhattacharya, 2007) بر پایة واکنش 8 کوارتز + 2 پارگازیت = 2 آلبیت + چرماکیت + ترمولیت، شرایط پیدایش متابازیت‏‌های منطقة بیجار را در دمای 730 درجة سانتیگراد و فشار 9-2/6 کیلوبار نشان می‌دهد. همچنین، پیدایش مرزهای مضرّس و آمیبی‌شکل به‌همراه خاموشی موجی در بلورهای کوارتز این سنگ‏‌ها گویای دمای 700-500 درجة سانتیگراد (Boullier and Bouchez 1978; Stipp et al., 2002) و پیدایش بافت گرانوبلاستیک در بلورهای کوارتز و فلدسپار و نیز گسترش روبان‏‌های چندبلوری کوارتز نشانة دمای 700-600 درجة سانتیگراد است (Bose and Sengopta, 2003).

 

شکل 8. تعیین سرشت سنگ‌مادر سنگ‏‌های دگرگونی در A) نمودار C در برابر al-alk (Evans and Leake, 1960)؛ B) نمودار Ni در برابر Zr/Ti (Winchester et al., 1980).

Figure 8. Characterizing the protoliths of metabasites on A) c versus al-alk plot (Evans and Leake, 1960); B) Ni versus Zr/Ti plot (Winchester et al., 1980).

ترسیم داده‏‌های پلاژیوکلازهای تودة لویکوگرانیتی در نمودار دماسنجی پیشنهادیِ نکواسیل (Nekvasil et al., 2000) در فشار 5/4 کیلوبار نشان‌دهندة دمای پیدایش آنها در 500 درجة سانتیگراد برای این کانی است (شکل 10-B). افزون‌بر این، به باور پاشیر و ترو (Passchier and Trow, 2010) پیدایش مرزهای برآمده (BLG) و مهاجرتی (GMB) در بلورهای کوارتز در شرایط دمایی نزدیک به 600 درجة سانتیگراد روی می‌دهد که البته می‏‌تواند دمای دگرریختی سنگ پس از تبلور نهایی نیز به‌شمار آید. همچنین، به گفتة ورنون (Vernoon, 2004)، بافت‏‌های میرمکیتی در گرانیت‏‌های دگرریخت گویای دگرریختی در حالت جامد و گواهی بر بازیابی و بازتبلور در دمای 670-500 درجة سانتیگراد هستند. از سوی دیگر، منطقه‌بندی در گارنت‏‌های تودة گرانیتی می‏‌تواند گویای نبود تحمل حرارت‏‌های بالا بر این کانی ناهمگن باشد.

برداشت

در منطقة شمال بیجار در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان، تودة لویکوگرانیتی با بیش از 95درصد کانی‏‌های روشن و بدون برجاگذاشتن هیچ‌گونه نشانه‌هایی از دگرگونی همبری در میان سنگ میزبان متابازیتی تزریق شده است. با وجود این، در منطقة مرزی بلافصل تودة آذرین درونی با سنگ میزبان، زنولیت‏‌های متابازیتی به فراوانی دیده می‏‌شوند که گویای جوان‏‌تر‌بودن تودة گرانیتی هستند.

سنگ‏‌های میزبان تودة گرانیتی شمال بیجار از اسلیت، فیلیت، هورنبلند شیست و اپیدوت شیست تشکیل شده‌اند و شیست‏‌ها مجموعه کانی‌های همایندِ رخسارة آمفیبولیت را نشان می‏‌دهند. همچنین، ترکیب سنگ‌مادر آنها سرشار از کلسیم، آهن و منیزیم (سنگ‏‌های آذرین بازیک کالک‏‌آلکالن) بوده است.

از دیدگاه محیط زمین‏‌ساختی، نهاد متابازیت‏‌‏‌ها، بازالت‏‌های کالک‏‌آلکالن با اثراتی از کمان‏‌های فرورانشی قاره‏‌ای است.

تودة لویکوگرانیتی منطقه از نوع گرانیت‏‌های پرآلومین مایل به نوع S است که همانند دیگر توده‏‌های پهنة سنندج-سیرجان از نوع گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی و برخورد قاره‏‌ای بوده است و به‌دنبال فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پهنة سنندج-سیرجان پدید آمده است.

نتایج دماسنجی سنگ‏‌های دگرگونی و گرانیتی منطقه نشان‌دهندة دمای تبلور کمترِ تودة آذرین گرانیتی (600-500 درجة سانتیگراد) نسبت به دمای پیدایش متابازیت‏‌ها (نزدیک به 700-600 درجة سانتیگراد) هستند و همین توجیه خوبی برای نبود گسترش هالة دگرگونی همبری در محل همبری با متابازیت‏‌هاست.

شکل 9. نمودارهای محیط زمین‏‌ساختی و سنگ‌زایی A) نمودار دوتایی Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1982)؛ B) نمودار نسبت La/Yb در برابر Th/Nb (Holocher et al., 2012)؛ C) نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشدة متابازیت‏‌ها به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ D) نمودار SiO2 در برابر A/CNK (Chapell and White, 1974)؛E ) نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشدة گرانیت‏‌ها (خطوط سرخ‌رنگ) با گرانیت‏‌های پشتة اقیانوسی در مقایسه با گرانیت‏‌های نوع S تودة ازنا (خطوط خاکستری (Moazzen et al., 2004)؛ F) نمودار Y در برابر Nb (Pearce et al., 1984).

Figure 9. The tectonic setting and petrogenetic diagrams. A) The Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1982); B) The La/Yb versus Th/Nb diagram (Holocher et al., 2012); C) Primitive mantle-normalized multi-elements spider diagrams (Primitive mantle composition from Sun and McDonough (1989)); D) The A/CNK versus SiO2 diagram (Chapell and White, 1974); E) Trace element spider diagram for granites (red lines) normalized with ocean ridge granites compared with S-type granite of Azna body (grey lines; Moazzen et al., 2004); F) Y versus Nb diagram (Pearce et al., 1984)

شکل 10. A) نمودار دما- فشار ایزوپلت‏‌های اکسیدهای اصلی TiO2 و Al2O3 در آمفیبول‌های کلسیک (Ernst and Liu, 1998)؛ B) نمودار سه‌تایی Ab-An-Or برای برآورد دمای تعادلی کانی پلاژیوکلاز در فشار 5/4 کیلوبار (Nekvasil and et al., 2000).

Figure 10. A) P-T diagram by isopletes of TiO2 and Al2O3 in calcic amphiboles (Ernst and Liu, 1998); B) Ab-An-Or ternary plot for determining equilibrium temperature of plagioclase mineral in P= 4.5 kbar (Nekvasil and et al., 2000).

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences, 94: 401–419. http://doi.org/10.1007/s00531-005-0481-4
Ahmadvand, A., Nasrabady, M., Asiabanha, A., and Gholizadeh, K. (2021) Metamorphic evolution of high- pressure low-temperature units from ophiolitic mélange of North Soghan (NE Hajiabad, Hormozgan. Petrological Journal, 11(44), 29-56 (in Persian). http://doi.org/10.22108/ijp.2021.125210.1205
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Reaserch Institute for Earth sciences. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Armbruster, T., Bonazzi, P., Akasaka, M., Beremanec, V., Chopin, C., Giere, R., Heuss-Assbichler, S., Liebscher, A., Menchetti, S., Pan, Y., and Pasero, M. (2006) Recommended nomenclature of epidote-group minerals’ Europe Journal of Mineralogy, 18, 551-567. http://doi.org/10.1127/0935-1221/2006/0018-0551
Berberian, F., and Berberian, M. (1981) Tectonic-Plutonic Episodes in Iran: Zagros Hindu Kush Himalaya geodynamic evolution. In Gupta, H.K., and Delany, F.M. (Eds), American Geophysical Union, 3, 33-36. http://doi.org/10.1029/GD003
Bhadra, S., and Bhattacharya, A. (2007) The barometer termolite+ tchermakite+ 2 albite= 2 pargasite+ 8 quartz: Constraints from exprimental data at unit silica activity, with application to garnet-free natural assemblages. American Mineralogist, 92, 491-502. http://doi.org/10.2138/am.2007.2067
Bose, S., and Sengupta, S. (2003) High temperature mylonitization of quartzfeldespatic gneiss: example from the Scrimacer Hills, East Antractica. Gondwana Research, 4, 805-816. http://doi.org/10.1016/S1342-937X(05)71026-1
Boullier, A.M., and Bouchez Le, J.L. (1978) Quartz en rubant dans les mylonites. Bulletin de la Société Géologique de France, 20, 235-262. http://doi.org/10.2113/gssgfbull.S7-XX.3.253 
Chappell, B.W., and White, A.J.R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology, 8, 173-174.
Clarke, D.B. (1992) Granitoid rocks. Chapman and Hall Publisher, London.
Davoudian, A.R., Khalili, M., Noorbehesht, I., Dachs, E., Genser, J., and Shabanian, N. (2006) Geochemistry of metabasites in the north of Shahrekord, Sanandaj- Sirjan Zone, Iran'. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen, 182, 291–298. http://doi.org/10.1127/0077-7757/2006/0052
Davoudian, A.R., Genser, J., Neubauer, F., and Shabanian, N. (2016) 40Ar/39Ar mineral ages of eclogites from North Shahrekord in the Sanandaj–Sirjan Zone, Iran: Implications for the tectonic evolution of Zagros orogeny. Gondwana Research, 37, 216–240. http://doi.org/10.1016/j.gr.2016.05.013
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1996) An introduction to the rock forming minerals. 528p. Longman, London.
Ernst, W.G., and Liu, J. (1998) Experimental phase-equilibrium study of Al-and-Ti content of calcic amphibole in MORB-A semiquantitative thermobarometer. American Mineralogist, 83, 952-969.
Evans, B.W., and Leake, B.E. (1960) The composition and origin of striped amphibolites of Connemara, Ireland. Journal of Petrology, l, 337-363. http://doi.org/10.1093/petrology/1.3.337
Fonoudi, M., and Sayareh, A.R. (2000) Geological map of Iran, 1:100000 series sheet 5562, Yasoukand (Ghodjour). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Frost, C.D., and Frost, B.R. (2011) On Ferroan (A-type) Granitoids: their Compositional Variability and Modes of Origin. Journal of Petrology 52, 39-53. http://doi.org/10.1093/petrology/egq070
Ghasemi, A., and Talbot, C.J. (2006) A new tectonic scenario for Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26, 683-693. http://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003   
Grew E, Locock A., Mikks S. J., Galuskina I. O., Galuskin E. V., Halenius U. (2013) Nomenclature of the garnet supergroup. American Mineralogist 98, 785–811. http://doi.org/10.2138/am.2013.4201
Hawthorne, F.C., Oberti, R., Harlow, G.E., Maresch, W.V., Martin, R.F., Schumacher, J.C., and Welch, M.D. (2012) Nomenclature of the amphibole supergroup. American Mineralogist, 97, 2031-2048. http://doi.org/10.2138/am.2012.4276
Hassanzade, J., and Wernicke, B.P. (2016) The Neotethyan Sanandaj-Sirjan Zone of Iran as an archetype for passive for margin-arc transitions. Tectonics, 35, 586-621. http://doi.org/10.1002/2015TC003926
Hastie, R., Kerr. A.C., Pearce, J.A., and Michell, S.F. (2007) Classification of altered island arc rocks using immobile trace elements: development of Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48 234-234. http://doi.org/10.1093/petrology/egm062
Holland, T., and Blundy, J. (1994) Non-ideal interaction in calcic amphibole and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116, 433-447. http://doi.org/10.1007/BF00310910
Hollocher, K., Robinson, P., Walsh, E., and Roberts, D. (2012) Geochemistry of amphibolite-facies volcanics and gabbros of the Stren Nappe in extensions west and southwest of Trondheim, Western Gneiss Region, Norway: a key to correlations and paleotectonic settings. American Journal of Science, 312, 357-416. http://doi.org/10.2475/04.2012.01
Lambert, R.St.J. (1959) The mineralogy and metamorphism of the Moine schists of the Morar and Kroydart districts of inverness-shire. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 63, 553.
Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., Zanettin, B., Le Bas, M.J., Bonin, B., Bateman, P., Bellieni, G., Dudek, A., Efremova, S., Keller, J., Lameyre, J., Sabine, P.A., Schmid, R., Sørensen, H., and Wooley, A.R. (2002). Igneous rocks, a classification and glossary of terms. Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. 2nd ed. Cambridge University Press, Cambridge.
Miller, C.F., Stoddard, E.F., Bradfsh, L.J., and Dollase, W.A. (1981) Composition of plutonic muscovite: genetic implications. The Canadian Mineralogist, 19, 25-34.
Moazzen, M., Moayyed, M., Modjarrad, M., and Darvishi, E. (2004) Azna granitoid as an example of syn-collision S-type granitisation in Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, Iran. Neues Jahrabuch fur Mineralogie-Monatshefte, 11, 489-507. http://doi.org/10.1127/0028-3649/2004/2004-0489
Mohajjel, M., and Fergusson, C.L. (2000) Dextral transpression in Late Cretaceous Continental Collision, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Structural Geology, 1125-1139. http://doi.org/10.1016/S0191-8141(00)00023-7
Mohajjel, M., Fergusson, C.L., and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, Western, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21, 397-412. http://doi.org/10.1016/S1367-9120(02)00035-4
Nekvasil, H., Simon, A., and Lindsley, H. (2000) Crystal fractionation and the evolution of intra-plate hynormative igneous suites: insights from their feldspar. Journal of Petrology, 41, 1743-1757. http://doi.org/10.1093/petrology/41.12.1743
Passchier, C.W., and Trouw, A.J. (2010) Atlas of mylonites and related microstructures. 313 p. Springer-Verlag, Berlin, Heiedelberg.
Pearce, J.A. (1982) Trace element characteristic of lavas from destructive boundaries. In Thorpe, R.S. (Ed) Andesites: orogenic andesites and related rocks. 525-548. Wiley, New York.
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. http://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Peccerillo, A., and Talor, S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamone area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. http://doi.org/10.1007/BF00384745
Rollinson, H., and Pease, V. (2021) Using geochemical data to understand geological processes. Camberidge University press, Camberidge.
Sepahi, A.A., Shahbazi, H., Siebel, W., and Ranin, A. (2014) Geocronology of plutonic rocks from the Sanandaj-Sirjan Zone, Iran and new zircon and titanite U-Th-Pb ages for granitoids from Marivan pluton. Geochronometrya, 41(3), 207-215. http://doi.org/10.2478/s13386-013-0156-z
Stampfli, G.M., and Borel, G.D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters, 196, 17-33. http://doi.org/10.1016/S0012-821X(01)00588-X
Stipp M., Stünitz H., Heilbronner R., and Schmid S.M. (2002) The eastern Tonale fault Zone: a natural laboratory. Journal of Structural Geology, 24, 1861-1884. http://doi.org/10.1016/S0191-8141(02)00035-4
Sun, S. S., McDonough, W. f. (1989) Chemical and isotopic systematice of oceanic basalts: implication for mantle composition and processe. In Saunder A., and Norry, D. (Eds) Magmatism in the ocean basin. 42, 313- 345. Geological Society London Special Publications, http://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Tischendorf, G., Rieder, M., Forster, H.-J., Gottesmann, B., and Guidotti, V. (2004) A new graphical presentation and subdivision of potassium micas. Mineralogical magazine, 64(4), 649-667. http://doi.org/10.1180/0026461046840210
Vernon, R.H. (2004) A practical guide to rock microstructures. 575 p. Cambridge University Press, Cambridge.
Wada J., and Wood, B.J. (2001) The Earth’s ‘missing’ niobium may be in the core. Nature, 409, 75-78. http://doi.org/10.1038/35051064
Warr, L.N. (2021) IMA–CNMNC approved mineral symbols. Mineralogical Magazine, 85(3), 291–320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43
Winchester, J.A., Park, R.G., and Holland, J.G. (1980) The geocemistry of Lewisian semipelitic schists from the Gairloch District, Wester Ross. Scottish Journal of Geology, 16, 165-179. http://doi.org/10.1144/sjg16020165
Petrological Journal
Volume 16, Issue 1 - Serial Number 61
Petrological Journal, 16th Year, No. 61, 2025
March 2025
Pages 71-94

Files

History

  • Receive Date: 12 February 2025
  • Revise Date: 12 April 2025
  • Accept Date: 21 April 2025

Share

How to cite

Statistics