سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی برخی سنگ‏‌های گرانیتوییدی و حد واسط جنوب‏‌باختری منطقه قروه (کردستان)

آلیانی, فرهاد; معانی جو, محمد; صبوری, زهرا; میری, میرمحمد

doi:10.22108/ijp.2018.100707.1000

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,650
تعداد مقالات	13,402
تعداد مشاهده مقاله	30,204,992
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,074,794

سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی برخی سنگ‏‌های گرانیتوییدی و حد واسط جنوب‏‌باختری منطقه قروه (کردستان)

پترولوژی

مقاله 3، دوره 9، شماره 1 - شماره پیاپی 33، خرداد 1397، صفحه 21-44 اصل مقاله (4.11 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2018.100707.1000

نویسندگان

فرهاد آلیانی^* ¹؛ محمد معانی جو²؛ زهرا صبوری²؛ میرمحمد میری³

¹خیابان شهید فهمیده- دانشگاه بوعلی سینا

²گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی سینا، همدان

³گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی سینا

چکیده

در جنوب‏‌باختری قروه، در شمال پهنه سنندج- سیرجان، توده‏‌های اسیدی و حد واسط با ترکیب مونزوگرانیت، گرانودیوربت و تونالیت و دیوریت برونزد دارند. بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری نشان می‏‌دهند پلاژیوکلاز، آلکالی‏‌فلدسپار، کوارتز، آمفیبول، کلینوپیروکسن و بیوتیت از کانی‏‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های گرانیتوییدی هستند. بررسی‏‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های گرانیتوییدی و حد واسط نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها متاآلومین تا کمی پرآلومین بوده و از سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن هستند. همچنین، سنگ‏‌های گرانیتوییدی ویژگی‏‌های گرانیت‏‌های نوع I را دارند. در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده اثر تتراد لانتانید بیشتر در الگوهای REE به‏‌هنجارشده به ترکیب کندریت به‌صورت اثر تتراد تیپ M و ناهنجاری نسبی منفی Eu دیده می‌شود. برپایه بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، جدایش بلورهای سرشار از REE (مانند: فلدسپار، آمفیبول، آپاتیت و تیتانیت) در هنگام جدایش بلوری مذاب و سپس واکنش مذاب با سیال‌ها در مراحل پایانی تبلور، عوامل مهم کنترل‏‌کننده اثر تتراد در این نمونه‏‌ها هستند. اثر تتراد لانتانید در برابر نسبت‏‌های K/Rb، Y/Ho، Zr/Hf، Sr/Eu و Eu/Eu^* در راستای تحول گرانیتویید تغییر می‌کند. این سنگ‏‌ها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (مانند: U، Rb، K و Th) و LREE غنی‏‌شدگی و به‏‌طور نسبی از عنصرهای Nb، Hf، Ti، Ta، Ba، Zr و P تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE و LREE و تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE در این نمونه‏‌ها پیامد پیدایش آنها در پهنه‌ای فرورانشی است

کلیدواژه‌ها

پترولوژی؛ ژئوشیمی؛ منطقه قروه؛ سنندج-سیرجان

اصل مقاله

منطقه بررسی‏‌شده در جنوب‏‌باختری منطقه قروه جای گرفته است که بخشی از بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان به‌شمار می‏رود (شکل 1). پهنه سنندج- سیرجان یک پهنه ماگمایی-دگرگونی با روند شمال‏باختری- جنوب‏‌خاوری است که با درازای بیشتر از 1500 کیلومتر و پهنای 200-150 کیلومتر، میان پهنه چین‏‌خورده- رورانده زاگرس و پهنه ماگمایی اورمیه- دختر جای گرفته است (Darvishzadeh, 2005). این پهنه فعال‏‌ترین پهنه ساختاری ایران به‌شمار می‏‌رود و تا سنوزوییک فازهای دگرگونی و ماگماتیسم مهمی را پشت سر گذاشته است (Darvishzadeh, 2005). کهن‏‌ترین سنگ‏‌های این ناحیه، سنگ‏‌های دگرگونی با رخساره آمفیبولیت (مانند: گنیس، آمفیبولیت شیست و مرمر) به سن پرکامبرین هستند. در پرمین، سنگ‏‌های شیلی بیشتر بوده‌اند و همراه آنها سنگ‏‌های آتشفشانی نیز پدید آمده‏‌اند. فرایند‏‌های ماگمایی این پهنه در مزوزوییک و بیشتر در بخش شمالی آن متمرکز است (Darvishzadeh, 2005).

شکل 1- نقشه زمین‏‌شناسی مناطق امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره در جنوب‌باختری قروه (کردستان) (با تغییر پس از: Hoseini، 1997)

در این پژوهش ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی (به‏‌ویژه عنصرهای فعالیت) توده‏‌های آذرین درونی امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره و شیمی کانی‏‌های امیرآباد قلعه‏‌لان و همچنین، دما و فشار جایگیری آن‏‌ بررسی شد‌ه‌اند. سنگ‏‌های دگرگونی قروه سنگ میزبان این توده‏‌ها بوده و دربردارندة شیست، فیلیت، مرمر و متاولکانیک‏‌های گوناگون هستند. توده‏‌های آذرین درونی مافیک تا فلسیک مزوزوییک- سنوزوییک در آنها نفوذ کرده‏‌اند (Hoseini, 1997).

برپایه داده‏‌های U-Pb، سن بخش گرانیتی توده امیرآباد قلعه‏‌لان 157 میلیون سال پیش و برپایه داده‏‌های U-Pb زیرکن، سن توده‏‌های مافیک کنگره نیز 158 میلیون سال پیش برآورد شده است (Azizi et al., 2015a, 2015b; Yajam et al., 2015).

بررسی‌های Hoseini (1997)، Torkian و همکاران (2008)، Mahmoudiو همکاران (2011)، Sepahi و همکاران (2012)، Maanijou و همکاران (2013)، Torkian (2014) از پژوهش‏‌های مهم انجام‌شده روی توده‏‌های آذرین منطقه قروه هستند. در این بررسی‌ها، این توده‏‌ها از دیدگاه ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناسی و ایزوتوپی بررسی شده‏‌اند؛ اما به ویژگی‏‌های عنصرهای خاکی نادر و شیمی کانی‏‌ها کمتر پرداخته شده است.

برپایه بررسی‏‌های پژوهشگران یادشده، گرانیتوییدهای قروه متاآلومین و کالک‏‌آلکالن هستند و ویژگی‏‌های گرانیت‏‌های نوع I را نشان می‏‌دهند؛ ازاین‌رو، در گروه گرانیتوییدهای کوردیلریایی و منیزین هستند. همه این توده‏‌ها در پی فرایند‏‌های ماگمایی وابسته به پهنه فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پهنه سنندج- سیرجان پدید آمده‏‌اند. هدف این پژوهش به‌کارگیری روابط صحرایی، سنگ‏‌شناسی و داده‏‌های تجزیه شیمیایی سنگ‌کل و کانی برای بررسی سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های گرانیتوییدی و حد واسط منطقه‌های نام‏‌برده است تا وابستگی آنها با یکدیگر روشن‏‌تر شود.

زمین‏‌شناسی منطقه

از دیدگاه رده‌بندی ساختاری ایران، منطقه قروه در پهنه سنندج- سیرجان جای دارد و ازاین‌رو، ویژگی‏‌های پهنه یاد شده را نشان می‌دهد. گفتنی است بخش شمالی و جنوبی قروه کاملاً با هم متفاوت هستند. ازآنجایی‌که مناطق بررسی‏‌شده در این پژوهش در نیمه جنوبی قروه هستند، در ادامه، به زمین‏‌شناسی این نیمه پرداخته می‌شود.

سنگ‏‌های نیمة جنوبی بیشتر دگرگونی بوده و فرایند‏‌های ماگمایی نیز در سرنوشت زمین‏‌شناسی این منطقه تأثیر بسزایی داشته است. در حقیقت، برون‏‌زدهایِ این منطقه، ادامه توالی‏‌های منطقه سنقر هستند. از بخش زیرین به بالا، سنگ‌های دگرگونی تریاس، سنگ‌های تریاس-ژوراسیک، ژوراسیک و سنگ‏‌های نادگرگونی ائوسن توالی چینه‏‌ای این منطقه را می‌سازند. افزون‌بر این، توده‏‌هایی با ترکیب گابرو دیوریت، دیوریت، گرانیتویید نیز دیده می‌شوند که از دیدگاه سنی جوان‏‌تر از دگرگونه‏‌ها هستند (Hoseini, 1997).

مناطق امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره در ورقه قروه بوده و ازاین‌رو، ویژگی‏‌های این ورقه را نشان می‌دهند. توده آذرین درونی امیرآباد قلعه‏‌لان، در روستای امیرآباد قلعه‏‌لان و در جنوب‏‌باختری شهرستان قروه و در میان عرض‌های جغرافیایی شمالی ''51'02°35 تا ''33'05°35و طول‌های جغرافیایی خاوری ''46'35°47 تا ''57'40°47 جای دارد. این توده کشیده و بیضی‌شکل بوده و روند آن شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری است. این توده به درون سنگ‏‌های دگرگونی با سن تریاس- ژوراسیک نفوذ کرده است (شکل 2- A).

توده‏‌ آذرین درونی کنگره، در جنوب روستای کنگره، در جنوب‏باختری قروه و در عرض جغرافیایی شمالی ''55'07°35 تا ''37/11'08°35 و طول جغرافیایی خاوری ''56'31°47 تا ''37/10'32°47 جای گرفته است. این توده به شکل یک بیضی نامنظم با روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری درون سنگ‏‌های دگرگونی پنجه‏‌علی نفود کرده است. در توده‏‌ کنگره سنگ‏‌های فلسیک گهگاه دیده می‏‌شوند که بیشتر به‏‌صورت دایک‏‌هایی این توده‏‌های گابرویی- دیوریتی را قطع کرده‏‌اند (شکل 2- B).

شکل 2- تصویرهای صحرایی از جنوب‌باختری قروه (کردستان). A) تصویر بخشی از گرانیتویید امیرآباد قلعه‏‌لان (دید رو به جنوب‏باختری)؛ B) دایک‏‌های فلسیک که از توده کنگره می‌گذرند (دید رو به شمال)

روش انجام پژوهش

برای بررسی ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناسی گرانیتوییدها و سنگ‏‌های حد واسط امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره، شمار 40 نمونه از سنگ‏‌های گرانیتوییدی و حد واسط برای تهیه مقطع نازک برگزیده و با میکروسکوپ قطبشی بررسی شدند. گفتنی است نمونه‏‌های گرانیتوییدی و حد واسط کنگره به‏‌صورت دایک هستند.

برای بررسی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی این نمونه‏‌ها، شمار 11 نمونه از سنگ‏‌های سالم که کمترین هوازدگی و دگرسانی را نشان می‏‌دادند، برگزیده شده و پس از پودر‏‌کردن در آزمایشگاه دانشگاه بوعلی‏‌سینا، برای تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و اندازه‏‌گیری مقدار عنصرهای خاکی نادر به آزمایشگاه Acme در ونکوور کانادا فرستاده شدند. 44 عنصر اصلی، فرعی و خاکی نادر تجزیه شدند. برای به‌دست‌آوردن فراوانی عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی (Ba، Sr، Nb، Y، Zn و Zr) از روش‏‌های ذوب لیتیم‌متابورات و ICP-OES و برای به‌دست‌آوردن فراوانی عنصرهای فرعی دیگر و عنصرهای خاکی نادر از روش‏‌های ذوب لیتیم‌متابورات و ICP-MS بهره گرفته شد (جدول 1).

همچنین، 2 نمونه از توده امیرآباد قلعه‏‌لان که کمترین هوازدگی و دگرسانی را نشان می‏‌دادند برای بررسی‏‌های ریزکاو الکترونی (الکترون مایکروپروب) به دانشگاه New Brumswick درکانادا فرستاده شدند. در این نمونه‏‌ها، 10 نقطه از پلاژیوکلاز و 12 نقطه از آمفیبول با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL JXA-733 (ولتاژ شتاب‌دهنده kV15 و جریان nA30) تجزیه شدند. داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده در جدول‏‌های 2 و 3 آورده شده‌اند. این داده‏‌های با نرم‏‌افزارهای GCDkit، Excel و Thermocalc تجزیه و تحلیل شده‌اند.

جدول 1- داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های گوناگون جنوب‌باختری قروه (کردستان) (اکسیدهای عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و عنصرهای کمیاب برپایه ppm هستند) (Gd: گرانودیوریت؛‌ Mg: مونزوگرانیت؛ To: تونالیت؛ Qm: کوارتزمونزونیت؛ Qd: کوارتزدیوریت؛ Di: دیوریت) (آهن کل به‏‌صورت Fe₂O₃ به‌دست‌ آمده است) (LOI: مقدار آب از دست رفته از نمونه پس از رسیدن به دمای ^oC 1100)

K.S.52	T.S.3	A.Gh.28	A.Gh.12	K.S.45	K.S.29	K.S.18	B.S.8	A.Gh.31	A.Gh.15	A.Gh.9	Sample No.
Di	Qd	Qd	Qm	To	Mg	Mg	Mg	Gd	Gd	Gd	Rock type
35˚8´05″	35˚8´30″	35˚5´21″	35˚5´40″	35˚ 7´ 31″	35˚7´32″	35˚8´15″	35˚8´15.5″	35˚5´15″	35˚5´30″	35˚5´53″	Latitude (N)
47˚31´31″	47˚33´25″	47˚39´10″	47˚38´28″	47˚ 32´ 2.5″	47˚32´2″	47˚32´50″	47˚34´15″	47˚39´14.5″	47˚38´25″	47˚38´21″	Longitude (E)
51.68	58.75	52.83	65.10	78.32	76.45	77.09	72.87	66.14	67.95	66.90	SiO₂
19.20	16.64	17.73	17.46	12.84	12.81	12.95	13.27	15.63	16.50	17.05	Al₂O₃
0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.10	0.02	Cr₂O₃
2.45	1.72	1.80	0.43	0.17	0.06	0.02	0.29	0.09	0.70	0.33	TiO₂
5.47	9.51	11.58	3.36	0.62	1.21	0.81	2.49	3.30	3.21	2.89	Fe₂O₃
3.89	1.94	2.16	0.57	0.07	0.12	0.02	0.38	1.37	0.19	0.51	MgO
0.14	0.15	0.18	0.11	<0.01	<0.01	<0.01	0.02	0.18	0.20	0.07	MnO
11.99	3.75	5.82	3.18	1.29	0.72	0.40	1.33	4.01	4.08	3.16	CaO
4.09	5.97	6.06	5.46	6.32	3.23	3.86	2.56	2.64	2.41	4.93	Na₂O
0.26	0.23	0.26	3.52	0.08	5.11	4.52	5.86	1.24	1.60	3.06	K₂O
0.21	0.65	0.68	0.11	0.03	0.03	0.02	0.18	0.28	0.23	0.11	P₂O₅
99.82	99.81	99.76	99.75	99.88	99.91	99.91	99.87	99.78	99.77	99.77	Sum
0.4	0.5	0.6	0.3	0.1	0.1	0.2	0.5	0.49	0.26	0.6	LOI
<4	2	1	4	2	1	4	<1	<1	<1	3	Be
26	2	15	3	2	2	2	2	29	29	2	Sc
184	34	11	32	15	8	<8	43	272	247	26	V
17.2	4.1	14.4	3.4	0.6	0.6	1.8	2.8	31	34.7	2.1	Co
33	<20	<20	<20	<20	<20	<20	<20	21	<20	<20	Ni
17.6	12.6	23.6	22.7	13.3	14.7	16.3	13	14.3	17	20.8	Ga
3.4	4.3	5.7	100.4	0.5	134	248.6	106.7	47.9	74.3	66	Rb
667.3	213.7	571.7	993.1	232.8	133.2	14.5	227.9	592.2	801.3	901.2	Sr
18.8	7	41.3	19.6	17.2	11.1	44.2	13.2	22.2	24.2	17.5	Y
403.6	298.9	473.7	288	184	34.1	89.6	167.4	78.3	108.2	240.3	Zr
12.5	16.7	58.1	42.8	18.1	6.9	38.4	6.4	3	7.5	36.9	Nb
<1	<1	4	1	<1	3	1	2	1	6	5	Sn
0.4	<0.1	0.5	2.5	<0.1	6.7	2.1	1.5	2.4	4.2	0.7	Cs
152	38	130	1117	30	305	34	896	232	363	1129	Ba
13.5	9.5	56.9	48.3	20.1	14.2	10.7	9.9	15.4	10.1	44.6	La
26.3	16.9	114.3	84.3	38.8	26.6	21	21	33.9	22.6	79.7	Ce
3.1	1.8	13.67	9.08	3.89	2.71	2.25	2.47	4.37	3.01	8.14	Pr
14.1	6.6	55.1	30.3	12.9	9.4	9	11.3	19	14.7	28.3	Nd
3.05	1.51	5.01	4.84	2.62	1.77	3	2.42	4.45	3.58	4.38	Sm
1.13	0.49	1.43	1.52	0.35	0.62	0.02	0.84	1.37	1.38	1.33	Eu
3.38	1.45	4.46	4.24	2.36	1.72	4.65	2.70	4.46	4.27	3.94	Gd
0.57	0.21	1.58	0.64	0.4	0.3	1.06	0.43	0.69	0.7	0.54	Tb
3.33	3.9	8.57	4.39	2.84	1.71	7.43	1.78	2.12	3.49	3.24	Dy
0.68	0.77	1.65	0.9	0.52	0.36	1.61	0.48	0.41	0.63	0.57	Ho
1.91	2.4	4.28	2.65	1.84	1.14	4.88	0.89	1.2	2.17	1.74	Er
0.26	0.32	0.6	0.34	0.28	0.17	0.79	0.14	0.15	0.31	0.27	Tm
1.79	2.16	3.78	2.16	2.14	1.15	5.25	0.9	0.92	2.2	1.91	Yb
0.27	0.31	0.54	0.35	0.29	0.18	0.79	0.12	0.14	0.34	0.32	Lu
1.1	6.5	10.4	7.2	6	1.5	4.5	4	2.2	2.5	6.3	Hf
0.8	2.5	3.9	3	3.5	1.4	4.7	0.7	0.3	0.4	2.1	Ta
0.6	<0.5	0.7	<0.5	<0.5	<0.5	0.8	<0.5	<0.5	0.7	<0.5	W
0.6	6.9	5.8	9.5	30.1	12.7	29.8	3.6	2.9	0.8	8.8	Th
0.2	1.7	1.7	1.9	6.9	1.4	6.7	1.5	0.7	0.5	2.2	U
90.17	53.32	311.17	211.61	104.5	71.13	114.63	66.44	108.78	91.68	194.48	∑REE
2.4	2.7	4.7	6.8	3.4	3.7	0.73	2.8	2.9	1.65	7.3	LREE/HREE
0.005	0.020	0.009	0.101	0.002	1.007	17.14	0.47	0.08	0.09	0.07	Rb/Sr
3	4.06	3.41	5	4.36	9.07	4.44	2.4	4.14	1.6	4	Th/U
15.6	6.7	14.9	14.3	5.2	4.9	8.2	9.14	10	18.75	17.6	Nb/Ta
1.5	0.42	0.71	0.46	0.95	1.61	1.15	2.06	7.4	3.23	0.5	Y/Nb
0.35	0.33	0.30	0.33	0.14	0.35	0.005	0.33	0.31	0.35	0.32	Eu/Eu*
0.21	0.23	0.09	0.16	0.20	0.18	0.33	0.21	0.23	0.24	0.15	Sm/Nd
0.92	1.75	1.02	0.8	0.9	0.5	3.6	0.65	0.2	0.74	0.83	Nb/La
37.9	35.9	23.7	9.3	5.8	11	1.4	10.8	7.2	40.4	8.6	Ti/Zr

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایه 8 اکسیژن برای پلاژیوکلازهای درون گرانیتویید امیرآباد قلعه‏‌لان در جنوب‌باختری قروه (کردستان)

Gh-21-2-2	Gh-21-2-1	Gh-23-2-8	Gh-23-2-7	Gh-23-2-6	Gh-23-2-5	Gh-23-2-4	Gh-23-2-3	Gh-23-2-2	Gh-23-2-1	Sample No.
70.42	68.93	69.78	84.15	69.34	77.54	75.90	80.80	79.79	71.58	SiO₂
18.70	19.15	19.13	9.92	9.80	16.30	16.13	11.75	14.23	6.62	Al₂O₃
0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.13	0.23	0.10	0.63	TiO₂
0.03	0.40	0.23	0.02	1.21	0.03	0.20	0.13	0.15	1.26	FeO
0.00	0.00	0.07	0.00	1.47	0.01	1.35	0.51	1.01	1.33	MgO
3.29	4.06	2.36	1.01	13.97	1.05	2.40	1.94	1.80	13.45	CaO
7.50	7.26	7.17	4.81	3.28	4.80	1.90	3.45	2.50	3.03	Na₂O
0.08	0.13	1.20	0.08	0.91	0.27	0.74	0.41	0.34	0.78	K₂O
99.99	99.95	99.96	99.99	99.96	99.98	98.71	99.23	99.90	98.67	Sum
12.20	12.02	12.15	14.05	13.01	13.07	13.10	13.70	13.50	13.11	Si
3.81	9.93	3.92	1.95	1.28	3.23	3.28	2.35	2.83	1.43	Al
0.0005	0.0006	0.0005	0.0002	0.0003	0.0001	0.02	0.03	0.013	0.09	Ti
0.004	0.06	0.034	0.003	0.19	0.003	0.029	0.018	0.02	0.19	Fe
0.61	0.76	0.44	0.18	2.81	0.19	0.44	0.35	0.32	2.64	Ca
2.42	1.56	1.92	1.57	1.92	1.60	0.63	1.13	0.81	1.08	Na
0.017	0.03	0.27	0.02	0.22	0.06	0.16	0.09	0.07	0.18	K
0.80	0.75	0.77	0.88	0.39	0.86	0.51	0.72	0.67	0.28	X_ab
0.19	0.24	0.15	0.11	0.57	0.10	0.35	0.22	0.27	0.67	X_an
0.01	0.01	0.08	0.01	0.04	0.04	0.14	0.06	0.06	0.05	X_or

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایه 23 اکسیژن و 13 کاتیون برای آمفیبول‏‌های درون گرانیتویید امیرآباد قلعه‏‌لان (جنوب‌باختری قروه، کردستان) به‌همراه داده‌های دمافشارسنجی به روش‌های گوناگون

Gh-21-1-4	Gh-21-1-3	Gh-21-1-2	Gh-21-1-1	Gh-23-1-8	Gh-23-1-7	Gh-23-1-6	Gh-23-1-5	Gh-23-1-4	Gh-23-1-3	Gh-23-1-2	Gh-23-1-1	Sample No.
48.20	47.90	47.60	48.70	52.60	48.50	51.50	48.70	47.10	48.40	46.80	47.55	SiO₂
6.95	6.74	6.78	6.71	5.94	7.05	6.67	6.83	7.47	6.64	6.87	6.82	Al₂O₃
0.69	0.94	0.98	0.72	0.06	0.01	0.09	0.08	0.23	0.88	0.90	0.70	TiO₂
11.90	11.50	11.90	11.40	11.50	12.30	12.50	12.57	12.90	12.40	12.90	12.80	FeO
13.52	13.91	13.77	13.43	12.11	13.34	12.45	13.66	13.15	13.37	13.23	13.23	MgO
1.63	1.55	1.70	1.62	1.23	0.51	0.10	0.23	1.21	1.19	1.29	1.25	MnO
13.21	12.95	13.10	13.40	12.40	14.60	13.65	13.40	13.40	13.43	13.47	13.33	CaO
0.92	1.25	1.10	0.90	1.26	1.05	0.60	1.07	1.05	0.94	1.22	1.05	Na₂O
0.86	0.76	0.94	0.79	0.80	0.76	0.10	1.16	0.92	0.81	0.92	0.93	K₂O
97.90	97.60	97.90	97.70	97.87	98.11	97.67	97.77	97.50	98.10	97.60	97.71	Sum
7.09	7.05	7.02	6.48	7.53	7.12	7.44	7.16	6.98	7.13	6.95	7.04	Si
0.91	0.94	0.98	1.05	0.47	0.88	0.56	0.84	1.02	0.87	1.05	0.96	Al^IV
0.00	0.22	0.20	0.00	0.70	0.34	0.58	0.34	0.30	0.30	0.15	0.23	Al^VI
0.04	0.09	0.09	0.14	0.006	0.005	0.009	0.008	0.026	0.032	0.101	0.065	Ti
1.46	1.41	1.46	1.26	1.49	1.50	1.51	1.54	1.60	1.53	1.60	1.58	Fe
2.96	3.05	3.03	2.66	2.60	2.91	2.70	2.99	2.90	2.94	2.93	2.92	Mg
0.20	0.19	0.21	0.18	0.12	0.01	0.01	0.02	0.15	0.15	0.16	0.16	Mn
2.08	2.04	2.07	1.90	1.74	2.30	2.11	2.10	2.13	2.12	2.14	2.11	Ca
0.26	0.36	0.32	0.23	0.35	0.30	0.17	0.30	0.30	0.27	0.35	0.30	Na
0.14	0.14	0.14	0.12	0.13	0.10	0.02	0.20	0.18	0.15	0.16	0.16	K
Thermobarometry: Pressure (Kbar), Temperature (˚C)
1	2	2.01	1.4	2	2.21	1.8	2.01	2.64	1.9	2.13	2.06	*P (Hollister et al,1987)*
1.3	2.5	2.6	2	2.6	2.80	2.4	2.6	3.2	2.5	2.72	2.65	P (Schmidt, 1992)
688	720	721	705	720	726	716	721	736	718	724	722	*T (Vyhenal et al.,1991)*
632	695	674	643	667	652	571	600	805	662	722	666	T (Holland and Blundy,1994)

سنگ‏‌نگاری

برپایه بررسی‏‌های میکروسکوپی نمونه‏‌ها به گروه‌هایِ مونزوگرانیت، گرانودیوریت، تونالیت، کوارتزمونزودیوریت، کوارتزدیوریت و دیوریت رده‏‌بندی می‌شوند:

مونزوگرانیت: این سنگ‏‌ دانه‏‌ریز تا دانه‏‌درشت بوده و بافت آنها گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار، دانه شکری و گاه پورفیری است (شکل 3- A). کوارتز (30-25 درصد حجمی)، اورتوکلاز و میکروکلین (25-20 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (40-35 درصد حجمی)، هورنبلند(10 درصد حجمی>) و بیوتیت سبز و قهوه‏‌ای (5 درصد حجمی>) از کانی‏‌های اصلی آن هستند. زیرکن، آپاتیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی به‌شمار می‌روند. اپیدوتی‏‌شدن مراکز بلورهای پلاژیوکلاز و سرسیتی‏‌شدن مرز‏‌های آنها نشان‏ می‌دهد بلورها در این بخش‏‌ها، به‌ترتیب، از کلسیم و سدیم سرشارتر هستند و منطقه‏‌بندی شیمیایی آنها نرمال است. این ویژگی نشانة تغییر دما و فشار در هنگام تبلور و یا تغییر ترکیب ماگماست (Vernon, 2004).

گرانودیوریت: این سنگ‏‌ متوسط تا درشت دانه بوده و بافت آنها گرانولارِ بی‌شکل‌ تا گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار است (شکل 3- B). بافت میرمکیت در پلاژیوکلاز و بافت پرتیت در اورتوکلاز متداول است. پلاژیوکلاز (40-35 درصد حجمی)، اورتوکلاز (20-15 درصد حجمی)، کوارتز (30-25 درصد حجمی)، هورنبلند (15-10 درصد حجمی) و بیوتیت ( ~10 درصد حجمی). بلورهای پلاژیوکلاز شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار از کانی‏‌های اصلی آن هستند. دوقلویی آلبیتی، پریکلین و منطقه‏‌بندی و میان‏‌بارهایی از آپاتیت و تیتانیت نیز در این سنگ‌ها یافت می‌شوند. برخی از این بلورها به اپیدوت، سرسیت و کلریت دگرسان شده‏‌اند. در مرز برخی پلاژیوکلاز بافت میرمکیت دیده می‌شود. برخی بلورهای اورتوکلاز بافت پرتیتی نشان می‏‌دهند. بلورهای هورنبلند شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و برخی از آنها دوقلویی کارلسباد نشان می‏‌دهند. تیتانیت، زیرکن و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی این نمونه‏‌ها هستند. اپیدوت، کلریت، سرسیت و زوییزیت کانی‏‌های ثانویه را می‌سازند و از دگرسانی پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت پدید آمده‏‌اند.

تونالیت: این سنگ‏‌ها بافت گرانولار دارند؛ متوسط تا ریزدانه هستند و بافت آنها بیشتر گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار است (شکل 3- C). پلاژیوکلاز (45-40 درصد حجمی)، هورنبلند (25-20 درصد حجمی)، بیوتیت (~ 10 درصد حجمی) و کوارتز (25-15 درصد حجمی) از کانی‏‌های اصلی، اورتوکلاز، تیتانیت، زیرکن از کانی‏‌های فرعی و سرسیت و کلریت از کانی‏‌های ثانویه هستند. بلورهای پلاژیوکلاز شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار است. ازآنجایی‌که بلورهای کوارتز در مرحله‌های پایانی تبلور رشد کرده‏‌اند، بی‏‌شکل هستند، فضاهای میان کانی‏‌های دیگر را پر کرده‌اند و خاموشی موجی نشان می‏‌دهند. بلورهای هورنبلند شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند. بیوتیت‏‌های سبز و قهوه‏‌ای با درازای 2 تا 3 میلیمتر و نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و در برخی بخش‌‏‌ها، کلریت جایگزین آنها شده است.

کوارتزمونزونیت: این سنگ‏‌ها بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار نشان می‏‌دهند. پلاژیوکلاز (~50 درصد حجمی)، کوارتز (~10 درصد حجمی)، آلکالی‏‌فلدسپار (15-10 درصد حجمی)، آمفیبول (25 درصد حجمی)، بیوتیت (کمتر از 5 درصد حجمی)کانی‏‌های اصلی آنها و تیتانیت، زیرکن، آپاتیت و کانی‏‌های کدر از کانی‌های فرعی این نمونه به‌شمار می‏روند (شکل 3- D). سرسیت، کلریت و اپیدوت هم کانی‏‌های ثانویه را می‌سازند. آمفیبول‏‌ها شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و از نوع هورنبلند هستند. مقدار بیوتیت بسیار کم (~ 5 درصد حجمی) هستند و به‌رنگ سبز و قهوه‏‌ای و به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار در سنگ دیده می‌شوند. بلورهای پلاژیوکلاز با درازای 2 تا 5 میلیمتر و شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند؛ برخی از آنها منطقه‏‌بندی نیز نشان می‏‌دهند.

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‏‌های جنوب‌باختری قروه (کردستان) در: A) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و دانه شکری در مونزوگرانیت (نمونه K.S.18)؛ B) بافت‏‌‌ گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار، شبه‌پورفیری و منطقه‏‌بندی شیمیایی پلاژیوکلاز در گرانودیوریت (نمونه A.Gh.9)؛ C) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و بلورهای درشت پلاژیوکلاز در تونالیت (نمونه K.S.45)؛ D) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار در کوارتزمونزونیت (نمونه A.Gh.12)؛ E) بافت ساب‏‌افیتیک در کوارتزدیوریت (نمونه A.Gh.15)؛ F) بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و کلریتی‏‌شدن هورنبلند در دیوریت (نمونه B.S.1) (Qz: quartz؛ Bt: biotite؛ Pl: plagioclase؛ Or: orthoclase؛Mic: microcline؛ Ttn: titanite؛ Ap: apatite؛ Epi: epidote؛ Cl: chlorite؛Hb: hornblende (نام‌های اختصاری برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند)

111

کوارتزدیوریت: این سنگ‏‌ها ساخت دانه‌متوسط، بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار، ساب‏‌افتیک و اینترگرانولار دارند (شکل 3- E). کوارتز (~ 15 درصد حجمی)، اورتوکلاز (~ 30 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (40-35 درصد حجمی)، بیوتیت (5 درصد حجمی >) و آمفیبول (~ 10 درصد حجمی) از کانی‏‌های اصلی هستند. زیرکن و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی به‌شمار می‌روند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز به سرسیت و اپیدوت تبدیل شده‏‌اند. کوارتزها بی‏‌شکل و ریزدانه هستند و فضاهای میان کانی‏‌های دیگر را پر کرده‏‌اند.

دیوریت: این سنگ‏‌ها دانه‏‌ریز تا دانه‌متوسط هستند و بیشتر بافت گرانولارِ نیمه‌شکل‌دار و گاه اینترگرانولار دارند (شکل 3- F). پلاژیوکلاز (60-45 درصد حجمی)، آمفیبول (30-18 درصد حجمی) و بیوتیت (10-2 درصد حجمی) از کانی‏‌های اصلی هستند. بلورهای پلاژیوکلاز ‏‌شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و منطقه‏‌بندی دارند. آمفیبول‌ها از نوع هورنبلند و اکتینولیت (ثانویه) هستند. اندازه بلورهای آنها ریز تا درشت است و گاه با اپیدوت و کلریت جایگزین شده‏‌اند. بلورهای بیوتیت ریز و با رنگ سبز و قهوه‏‌ای در مقطع نازک دیده می‏‌شوند و گاه کلریتی شده‏‌اند. اورتوکلاز، کوارتز، تیتانیت، زیرکن و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی هستند. سرسیت، اپیدوت، زوییزیت و کلریت از کانی‏‌های ثانویه هستند که به‌ترتیب از دگرسانی پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت پدید آمده‏‌اند.

ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ کل

مقدار SiO₂ برای نمونه‏‌های گرانیتی بررسی‏‌شده 67 تا 78 درصد وزنی و برای نمونه‏‌های حد واسط 52 تا 69 درصد وزنی است. برپایه رده‏‌بندی Streckeisen (1979)، نمونه‏‌های گرانیتوییدی بررسی‏‌شده در گستره‏‌های مونزوگرانیت، گرانودیوریت، تونالیت و نمونه‏‌های حد واسط در گستره‏‌های کوارتز مونزودیوریت، کوارتز دیوریت و دیوریت هستند. برپایه نمودار درجه اشباع‌شدگی از آلومینیمِ Shand (1943)، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده متاآلومین تا کمی پرآلومین جای می‏‌گیرند (شکل 4- A). همچنین، در نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976)، نمونه‏‌های حد واسط در گستره‏‌ توله‌ایتی (یک نمونه نیز به‌علت دگرسانی، در گستره کالک‏‌آلکالن پر پتاسیم) و نمونه‏‌های گرانیتوییدی در گستره کالک‏‌آلکالن پر پتاسیم جای می‌گیرند (شکل 4- B).

شکل 4- نمونه‏‌های امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره (جنوب‌باختری قروه، کردستان) در: A) نمودار ارزیابی درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم (Shand, 1943)؛ B) نمودار شناسایی سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)

برپایه پیشنهاد Harker (1909)، نمودارهای عنصرهای اصلی و فرعی (شکل‌های 5 و 6) برای نمونه‌ها رسم شدند. در این نمودارها، با افزایش مقدار SiO₂ مقدار Al₂O₃، CaO، MgO و Fe₂O_3Tکاهش و مقدار K₂O و Na₂O افزایش نشان می‏‌دهند. کاهش Fe₂O_3T و MgO به تبلور کانی‏‌های فرومنیزین و آمفیبول در مرحله‌های نخستین جدایش ماگما وابستگی دارد. کاهش CaO همراه با افزایش سیلیس، پیامد افزوده‌شدن این عنصر به ساختار کانی‏‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز هنگام جدایش ماگماست. افزایش مقدار K₂O همراه با افزایش سیلیس پیامد تبلور فلدسپار در ترم‏‌های اسیدیِ منطقه است. در پی فرایندهای بعدی (مانند: دگرسانی)، مقدار Na₂O در این مجموعه با افزایش سیلیس روند روشنی را نشان نمی‏‌دهد.

برپایه نمودارهای هارکر برای عنصرهای کمیاب، با افزایش مقدار سیلیس، مقدار عنصرهای Rb، U و Th افزایش یافته و مقدار عنصرهای Sr، Co و V کاهش می‏‌یابد. با افزایش درجه تحول ماگما، Rb ترجیحاً به مذاب بجامانده افزوده شده و نسبت‏‌های K/Rb در سیستم‏‌های ماگمایی بسیار تحول‌یافته کاهش می‏‌یابد (Irber, 1999).

شکل 5- نمودارهای هارکر تغییرات اکسیدهای اصلی در برابر سیلیس نمونه‏‌های امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره (جنوب‌باختری قروه، کردستان) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

شکل 6- نمودارهای هارکر تغییرات اکسیدهای عنصرهای کمیاب در برابر سیلیس نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، همراه با افزایش سیلیس از سنگ‏‌های مافیک به‌سوی سنگ‏‌های فلسیک، مقدار این عنصر نیز افزایش می‌یابد و این روند افزایشی با جدایش بلوری در ماگما همخوانی دارد. مقدار عنصرهای U و Th با افزایش مقدار سیلیس رو به فزونی می‏‌گذارد. با افزایش مقدار SiO₂، مقدار عنصر Sr روند نامنظم و کاهشی نشان می‏‌دهد؛ این پراکندگی به دگرسانی کانی‏‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت وابسته است. با افزایش مقدار سیلیس، عنصرهای Co و V نیز کاهش می‏‌یابند. این عنصرها به کانی هورنبلند و اکسیدهای Fe و Ti وابستگی بسیاری دارند.

برپایه آنچه گفته شد، میان فازهای گوناگون سنگ‏‌های بررسی‏‌شده نبود پیوستگی زمین‏‌شیمیایی دیده می‌شود و این نشان می‌دهد این سنگ‌ها از یک خاستگاه پدید نیامده‏‌اند. در ادامه به بررسی این نکته پرداخته خواهد شد. فراوانی عنصرهای خاکی نادر (∑REE) در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده 53 تا 331 ppm است (میانگین: 192 ppm). مقدار ∑REE در نمونه‏‌های گوناگون بستگی به تبلور فازهای فرعی (مانند: زیرکن، آپاتیت و تیتانیت) در آن سنگ‏‌ها دارد. در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، کاربرد نسبت‏‌های Rb/Sr، Th/U، Nb/Ta، Y/Nb، Eu/Eu^* و Sm/Nd شاخصی برای بررسی تحول ماگمایی است (Wu and Ishihara, 1994). همخوانی (سازگاری) مثبت کمی میان ∑REE در برابر نسبت‏‌های Th/U، Y/Nb، Nb/Ta، Eu/Eu^* و همخوانی منفی کمی میان ∑REE در برابر نسبت‏‌های Rb/Sr و Sm/Nd دیده می‌شود. برپایه ترسیم فراوانی REE در برابر نسبت‏‌های یاد‌شده، در ماگماهای گرانیتی با افزایش درجه تحول، ماگما از عنصرهای خاکی نادر تهی شده‏‌ است (Wu and Ishihara, 1994). همچنین، رسم نسبت‏‌های یادشده در برابر SiO₂ نشان‌دهندة آن است که روند عنصرهای خاکی نادر به‌صورت کاهش مقدار ∑REE، کاهش نسبت‏‌های La/Yb، LREE/HREE، Eu/Eu^* و افزایش نسبت‏‌های Sm/Nd و Y/REE است (Wu and Ishihara, 1994). در نمودار عنکبوتی به‏‌هنجار شده بر پایه ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای کندریت، (شکل 7- A) گرانیتوییدها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: U، La، Rb، K، Th) و تا اندازه‌ای از عنصرهای Nb، Hf، Ti، Ta، Ba، Zr و P تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. در نمودار عنکبوتی بهنجار شده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت، غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE)، ناهنجاری منفی Eu و الگوهای کمابیش هموار عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) دیده می‏‌شود (شکل 7- B).

شکل 7- ‏‌نمونه‌های امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره (جنوب‌باختری قروه، کردستان) در: A) الگوی پراکندگی عنصرهای فرعی در نمودار عنکبوتی به‏‌هنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی نادر به‏‌هنجار شده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (اثر تتراد توزیع REE در این شکل نشان داده شده است. الگوهای REE با خط‌های پیوسته به 4 بخش رده‌بندی شده‏‌اند: 1) بخش میان La و Nd؛ 2) بخش میان Pm و Gd؛ 3) بخش میان Gd و Ho؛ 4) بخش میان Er و Lu. نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

اثر تتراد لانتانید

در سال‏‌های اخیر، بررسی‏‌های بسیاری روی نوع خاصی از جدایش عنصرهای کمیاب خاکی به‌ نام «اثر تتراد» انجام شده است. نخستین‌بار Fidelis و Siekierski (1966) و Peppard و همکاران (1969)، با دیدن الگوهای ضرایب توزیع REE مایع- مایع در فازهای آب‏‌دار و آلی، اثر تتراد عنصرهای کمیاب را پیشنهاد کردند. اثر تتراد، رده‏‌بندی 15 عنصر لانتانیدی به چهار گروه در الگوی توزیع بهنجارشده‌ای در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) است (شکل 7- B)؛‌ هر گروه یک تتراد نامیده می‏‌شود: تتراد نخست= La-Nd؛ تتراد دوم= Pm-Gd؛ تتراد سوم=Gd-Ho و تتراد چهارم= Er-Lu. هر گروه از عنصرهای یک الگوی هموار کوژ یا کاو، الگوهای توزیع لانتانید M- شکل (در گرانیت‏‌های جدایش‌یافته مرحله‌های پایانی) و W- شکل (در رسوب‏‌های پدیدآمده از واکنش‏‌های سیال‌ها) را می‌سازند (Masuda et al., 1987). در گرانیت‏‌های تحول‌یافته، فقط نوع M دیده می‌شود. برای به‌دست‌‌آوردن اثر تتراد، الگوهای REE گوناگونی برگزیده می‏‌شوند که آنومالی Ce یا الگوی زیگزاگ (به‌علت دقت کم تجزیه) نداشته باشند. از 4 تتراد یادشده، تنها تتراد نخست و سوم برای کمّی‏‌سازی اثر تتراد به‌کار برده می‏‌شود؛ اما تتراد دوم یا Pm-Gd (به‌علت حذف طبیعی Pm و رفتار متمایز Eu²⁺ در فوگاسیته اکسیژن کم و در سیستم‏‌های ماگمایی دما بالا) و تتراد چهارم یا Eu-Lu (به‌علت گسترش کم آن) به‌دست آورده نمی‏‌شوند (جدول 4).

جدول 4- نسبت‏‌های t₁، t₃ و TE_1,3 برای نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان)

K.S.52	T.S.3	A.Gh.28	A.Gh.12	K.S.45	K.S.29	K.S.18	B.S.8	A.Gh.31	A.Gh.15	A.Gh.9	Sample No.
0.918	0.960	0.970	0.975	1.07	1.027	0.994	0.970	0.981	0.994	0.994	Ce/Ce_t
0.880	0.953	0.97	1.012	1.03	0.991	0.931	0.901	0.973	0.916	0.975	Pr/Pr_t
0.898	0.96	0.97	0.993	1.05	1.009	0.962	0.935	0.977	0.93	0.984	t₁
1.02	0.637	1.76	0.901	0.99	1.04	1.16	1.12	1.22	1.10	0.93	Tb/Tb_t
0.981	1.403	1.275	0.995	1.13	0.964	1.11	0.880	0.798	1.001	1.02	Dy/Dy_t
1.003	0.94	1.5	0.947	1.062	1.004	1.132	0.993	0.987	1.052	0.974	t₃
0.949	0.951	1.20	0.97	1.05	1.007	1.043	0.963	0.982	0.988	0.98	TE_1,3

Ce/Ce^t=Ce_N/( × ) Pr/Pr^t=Pr_N/( × ) Tb/Tb^t=Tb_N/( × )

Dy/Dy^t=Dy_N/( × ) t₁ = (Ce/Ce^t × Pr/Pr^t)^0.5, t₃= (Tb/Tb^t × Dy/Dy^t)^0.5Degree of the tetrad effect: TE_1,3=( t₁ × t₃)^0,5

در روش اثر تتراد (TE_1,3)، اثر تتراد را در برابر پارامترهای زمین‏‌شیمیایی (که پارامترهای حساس به جدایش مذاب گرانیتی و محیط‏‌های انتقالی ماگمایی- گرمابی شناخته‏‌ شده‏‌اند) رسم می‌شود. وابستگی اثر تتراد با نسبت‏‌های K/Rb، Y/Ho، Zr/Hf، Sr/Eu وEu/Eu^* نشان‌دهندة پیشرفت آرام‌آرام اثر تتراد هنگام جدایش گرانیت است. اثر تتراد شاخص (بیشتر از 1) در نمونه‏‌های گرانیتی جدایش‌یافته‏‌تر دیده می‏‌شود (شکل 8). در الگوهای REE گرانیتویید‏‌های بررسی‏‌شده، اثر تتراد از نوع M است (شکل7- B). آنومالی منفی Eu در سنگ‏‌های بسیار جدایش‌یافته نشان‏‌ می‌دهد جدایش Eu میان مذاب بجامانده و سیال آب‏‌دار دما بالای هم‏‌یافت با آن، کاهش شدید انباشتگی Eu در سنگ‏‌های بسیار جدایش‌یافته را در پی دارد (Irber, 1999).

شکل 8- نمودار اثر تتراد (TE_1,3) در برابر نسبت‏‌های K/Rb, Y/Ho, Zr/Hf, Sr/Eu و Eu/Eu^* برای نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان) (نماد پیکان نشان‏‌دهنده روند تحول ماگمایی است. نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

شیمی کانی

فلدسپار‏‌ها:ترکیب شیمیایی فلدسپار‏‌های گرانیتویید امیرآباد قلعه‏‌لان در جدول 3 آورده شده است. محاسبه‌های انجام‌شده نشان می‏‌دهند ترکیب پلاژیوکلازها در گسترة الیگوکلاز-آندزین تا لابرادوریت است (شکل 9- A). پلاژیوکلازها به‏‌صورتبلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و با منطقه‏‌بندی نرمال و نوسانی هستند (Torkian, 2014). درکل، منطقه‏‌بندی نوسانی که در پی تغییرات ناگهانی در میزان آنورتیت در برخی بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود با شرایط ترمودینامیکی بلور تفسیر می‌شود. این شرایط بیشتر پیامد نوسان‌های فشار، افت دما، مواد فرار (Nelson and Montana, 1989; Hattory and Sato, 1996) و نیز آمیختگی ماگمایی هستند (Dungan and Rhoders, 1979; Shelley, 1993; Bateman, 1995). برپایه داده‌های به‌دست‌آمده در بخش‏‌های پیش‌رو، گویا نوسان‌های فشار مهم‏‌ترین عامل در پیدایش این تغییرات هستند.

آمفیبول:این کانی در سنگ‏‌های گوناگونی با شرایط دما و فشار گوناگون پدید می‏‌آید. مقدار Al، Ti، Ca و Na در ترکیب آمفیبول، به فشار، دما و فوگاسیته اکسیژن بستگی است (Leake et al., 1997)؛ به‌گونه‌ای‌که افزایش دما، افزایش میزان Ti و Al^IV را در پی دارد؛ اما مقدار Al^VI متناسب با افزایش فشار، افزایش می‏‌یابد و دما بر آن بی‏‌تأثیر است (Leake et al., 1997). ترکیب شیمیایی آمفیبول‏‌های گرانیتویید امیرآباد قلعه‏‌لان در جدول 4 آورده شده است. برای به‌دست‌‌آوردن فرمول ساختمانی آمفیبول‏‌ها، روش بهنجارسازی برپایه 13 کاتیون (Cosca et al., 1991) به‌کار برده شد. برپایه رده‏‌بندی آمفیبول‏‌ها (Leake et al., 1997)، نمونه‏‌های تجزیه‌شده در گستره آمفیبول‏‌های کلسیک جای می‏‌گیرند. برپایه نمودار Al^IV در برابر Ti (برپایه a.p.f.u.)، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در گستره مگنزیوهورنبلند جای می‌گیرند (شکل 9- B).

شکل 9- ترکیب کانی‌شناسی نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان): A) ترکیب پلاژیوکلازها در نمودار آلبیت- اورتوز- آنورتیت (Deer et al., 1992)؛ B) رده‏‌بندی شیمیایی آمفیبول‏‌ها (Leake et al., 1997)

بحث

سنگ‏‌های گرانیتوییدی از دیدگاه سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی طیف گسترده‌‌ای دارند. با وجود این گوناگونی، برپایه رخدادهای توصیفی، گرانیتوییدها به‏‌صورت چند خانواده با ویژگی‏‌های قرابتی دسته‏‌بندی می‌شوند. تنوع سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی در گرانیتوییدها با ترکیب یا ترکیب‌های منطقه خاستگاه، در حقیقت، بازتابی از پهنه زمین‏‌شناختی هستند. Rogers و همکاران (1995) و Woodhead و همکاران (1993)، مقدار نسبت‏‌های Nb/La و Ti/Zr گوشته‏‌ را به‌ترتیب نزدیک به 4 و 100 گزارش کرده‏‌اند. مقدار این نسبت‏‌ها در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده به ترتیب 9/1 و 9/20 است (جدول 1) و این نشان می‏‌دهد پیدایش ماگمای سازنده نمونه‏‌های بررسی‏‌شده پیامد جدایش ماگمای مادری مافیک جداشده از گوشته نبوده است. ‏از سوی دیگر، در نمودار TiO₂ در برابر Al₂O₃، این نمونه‏‌ها در راستای روند ذوب‏‌بخشی جای می‏‌گیرند که نشان‏‌می‏‌دهد ذوب‏‌بخشی فرایند اصلی در پیدایش سنگ_‏‌‏‌های بررسی‏‌شده بوده است (شکل 10- A). همچنین، برپایه نمودار La در برابر نسبت La/Sm نیز نمونه‏‌های بررسی‏‌شده روند ذوب‏‌بخشی را نشان می‏‌دهند (شکل 10- B). گفتنی است در مذاب پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی، جدایش درون‌گروهی در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده گوناگون (گرانیتویید: گرانودیوریت، مونزوگرانیت، تونالیت؛ حد واسط: دیوریت، کوارتزدیوریت و کوارتزمونیت) رخ داده است. این پدیده در نمودارهای هارکر (شکل‏‌های 5 و 6) نیز دیده می‌شود.

شکل 10- نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان) در: A) نمودار TiO₂ در برابر Al₂O₃ برای شناسایی نقش ذوب‏‌بخشی یا جدایش بلوری در پیدایش سنگ‌ها (Lopez-Plaza et al., 2007)؛B) نمودار La در برابر نسبت La/Sm (Blein et al., 2001)

نمونه‏‌های بررسی‏‌شده ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی گرانیت‏‌های نوع I را دارند (شکل‌های 11- A و 11- B). از دیدگاه جایگاه زمین‏‌ساختی نیز این نمونه‏‌ها در گروه گرانیت‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی (VAG) جای می‌گیرند و به گرانیت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای (WPG) نیز گرایش دارند (شکل‏‌های 11- C و 11- D). تهی‏‌شدگی این نمونه‏‌ها از LILE (مانند: U، Rb، K، Th) و عنصرهای Nb، Hf، Ti، Ta، Ba، Zr و P در نمودارهای عنکبوتی (شکل 4) نیز با پهنه ژئودینامیکی مرتبط با ماگماتیسم پهنه فرورانش سازگار است (Foley et al., 1990; Wilson, 1989). همچنین، LREE این نمونه‏‌ها در برابر عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) غنی‏‌شدگی متوسطی نشان می‏‌دهند. بالا‏‌بودن مقدار عنصرهای Rb، Th و K و کم‏‌بودن مقدار عنصرهای Sr، P و Ti نشانة مذاب‏‌های پوسته‏‌ای است (Chappell and White, 1992; Harris et al., 1986). این نکته نشان‏ می‌دهد اندکی آلایش پوسته‏‌ای در هنگام تحول ماگمایی رخ داده است. آنومالی منفی Eu نشان‌دهندة جدایش بلوری فلدسپار هنگام تبلور ماگماست و نشان‌ می‌دهد مجموعه بجامانده فلدسپار دارد (Henderson, 1984). ترکیب شیمیایی و رنگ نمونه‏‌های بیوتیت در سنگ‏‌های گرانیتی نشان‏‌دهنده خاستگاه زمین‏‌ساختی میزبان آنهاست (Lalonde and Bernard, 1993). رنگ قرمز روشن بیوتیت در گرانیت‏‌های برخوردی بازتابی از مقدار Fe^Total بالا با Fe³⁺/(Fe²⁺+Fe³⁺) کم و چه‌بسا Ti³⁺ است. بیوتیت‏‌های سبز و قهوه‏‌ای مربوط به کمان‏‌های قاره‏‌ای سرشار از Mg و Fe³⁺ هستند. برپایه Lalonde و Bernard (1993)، بیوتیت‏‌های سبز و قهوه‏‌ای در نمونه‏‌های گرانیتی بررسی‏‌شده مرتبط با گرانیت‏‌های کمان‏‌های قاره‏‌ای هستند.

شکل 11- نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان) در: A) نمودار Eu/Eu^* در برابر Th برای شناسایی سری ماگمایی (Eby, 1992)؛ B) نمودار K₂O در برابر SiO₂ (Chappell and White, 1992)؛ C، D) شناسایی خاستگاه زمین‏‌ساختی با به‌کارگیری نمودارهای Pearce و همکاران (1984) (نمادها همانند شکل 4 هستند)

خاستگاه ماگما

برپایه نمودار تجربی Patiño Douce و McCarthy (1998)، خاستگاه سنگ‏‌های گرانیتوییدی با حد واسط منطقه‌های بررسی‏‌شده یکسان نیست (شکل 12). سنگ‏‌های حد واسط از ذوب‏‌بخشی آمفیبولیت و گرانیتوییدها پیامد ذوب‏‌بخشی متا‏‌گری‏‌وک‏‌ها هستند. ماگماهای بازالتی پدیدآمده از گوشته که در پوسته زیرین جایگرین شده‏‌اند، محتمل‏‌ترین خاستگاه گرمایی برای ذوب‏‌بخشی بوده‏‌اند. برای شناسایی خاستگاه و پهنه‌زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های آذرین از ترکیب آمفیبول‏‌ها بهره گرفته می‌شود. به باور بسیاری از پژوهشگران، پیدایش آمفیبول‏‌های کلسیک از ویژگی‌های گرانیتوییدهای نوع I‏‌ است (Chappell and White, 1974; Wyborn et al., 1981; White and Chappell, 1983; Clemens and Wall, 1984; Stein and Dietl, 2001). میزان CaO در گرانیتوییدهای نوع I بالاست و به تبلور هورنبلند می‏انجامد (CaO: 4/12 تا 6/14؛‌ میانگین: 5/13 درصد وزنی). همچنین، آمفیبول‏‌های درون سری‏‌های ساب‏‌آلکالن در برابر گونه‌های درون سری‏‌های آلکالن، مقدار TiO₂ کمتری دارند (کمتر از 2/1 درصد وزنی). از سوی دیگر، آمفیبول‏‌های ماگماهای ساب‏‌آلکالن، میزان Na₂O، K₂O و Al₂O₃ کمتری در برابر آمفیبول‏‌های ماگماهای آلکالن دارند (Molina et al., 2009). ازاین‌رو، آمفیبول‏‌های منطقه در گستره گونه‌های ماگماییِ ساب‏‌آلکالن هستند (TiO₂: 001/0 تا 9/0؛‌ Na₂O: 6/0 تا 2/1؛‌ K₂O: 1/0 تا 9/0؛ ‌Al₂O₃: 9/5 تا 5/7 درصد وزنی). مقدار عدد منیزیم (Mg^#) در هورنبلند نیز فاکتور مهمی برای شناسایی خاستگاه ماگماست. اگر میزان Mg^#>0.7 باشد خاستگاه ماگما گوشته‏‌ای و اگر 5/0> باشد، پوسته‏‌ای بوده است و اگر میان این دو اندازه باشد، خاستگاهی با آمیختگی پوسته‌ و گوشته است (Xie and Zhang, 1990; Huaimin et al., 2006). در آمفیبول‏‌های گرانیتویید امیرآباد قلعه‏‌لان، مقدار Mg^# از 63/0 تا 68/0 (میانگین= 65/0) به‏‌دست آمده است. پس نمونه‏‌های بررسی‏‌شده خاستگاه پوسته‏‌ای- گوشته‏‌ای دارند که این نکته با سرشت کالک‌آلکالن آنها نیز همخوانی خوبی دارد.

شکل 12- نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان) در نمودار گستره ترکیبی مذاب‏‌های تجربی پدیدآمده از ذوب بخشی پلیت‏‌ها، متاگری‏‌وک‏‌ها و آمفیبولیت‏‌ها (Patiño Douce and McCarthy, 1998)

زمین‌فشارسنجی

فشارسنجی آلومینیوم در هورنبلند: شرط کاربرد این فشارسنج دارابودن مجموعه‏‌ای از کانی‏‌های هم‏‌یافت (مانند: هورنبلند، کوارتز، اورتوکلاز، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مگنتیت و تیتانیت اولیه) در شرایط تعادلی است (Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Blundy and Holland, 1990; Schmidt, 1992). برپایه بررسی‏‌های پژوهشگران نام‏‌برده، مقدار Al هورنبلند در گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن به‏‌صورت خطی با فشار تبلور تغییر می‏‌کند؛ ازاین‌رو، با این روش، ژرفای تبلور ارزیابی می‌شود. برپایه زمین‌فشارسنجی Schmidt (1992)، بیشتر نمونه‏‌های امیرآباد قلعه‏‌لان، فشار از 5/2 تا 2/3 کیلوبار (هم‌ارز با ژرفای نزدیک به 10-5/7 کیلومتری) را نشان می‏‌دهند. داده‌های فشارسنجی توده گرانیتوییدی امیرآباد قلعه‏‌لان با به‌کارگیری الگو‏‌های پیشنهادیِ پژوهشگران گوناگون به‌دست‌‌ آورده شده و در جدول 3 آورده شد‌ه‌اند.

زمین‌دماسنجی

دمای اشباع‌شدگیِ زیرکنیم (TZr): این روش برای ارزیابی دمای ماگما به‌کار برده می‏‌شود. در الگوی Watson و Harrison (1983)، زیرکن سنگ کل برای نشان‏‌دادن ترکیب مذاب به‌کار برده می‏‌شود. گفتنی است مقدار اشباع‌شدگی از زیرکنیم برای پیدایش کانی زیرکن، نزدیک به ppm100، در دست‌کم دمای اشباعی نزدیک به C˚750 بوده و بیشینة آن ppm1330 در دمای نزدیک به C˚1020 است. ازاین‌رو، برای برخی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده این روش کاربرد ندارد. برپایه جدول 5، دمای اشباع‌شدگیِ زیرکنیم در نمونه‏‌های امیرآباد قلعه‏‌لان و کنگره، 770 تا 810 درجه سانتیگراد (میانگین~ C˚790) است.

دماسنجی به روش هورنبلند-پلاژیوکلاز: هورنبلند و پلاژیوکلازِ هم‏‌یافت در سنگ‏‌های آذرین کالک‏‌آلکالن معمولاً برای دماسنجی به‌کار برده می‏‌شوند (Blundy and Holland, 1990; Holland and Blundy, 1994; Stein and Dietl, 2001). برپایه روش Holland و Blundy (1994) دمای گرانیتویید امیرآباد قلعه‏‌لان 600 تا 805 درجه سانتیگراد ارزیابی شده است که با دماسنجی درجه اشباع از زیرکنیم همخوانی خوبی دارد. همچنین، برای زمین‏‌‌دماسنجی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، الگویِ پیشنهادیِ Vyhnal و همکاران (1991) به‌کار برده شد. در این روش، مقدار فشار لازم از الگوی پیشنهادیِ Schmidt (1992) به‌دست‌‌ آورده شد. برپایه الگویِ پیشنهادیِ Vyhnal و همکاران (1991)، دمای تعادل پلاژیوکلاز- هورنبلند در نمونه‏‌های امیرآباد قلعه‏‌لان 688 تا 735 درجه سانتیگراد برآورد می‏‌شود که با داده‌های دیگر سازگار است (جدول 3).

جدول 5- دماهای اشباع‌شدگی از زیرکنیم سنگ کل برای نمونه‌های جنوب‏‌باختری قروه (کردستان)

K.S.52	T.S.3	A.Gh.28	A.Gh.12	K.S.45	K.S.29	K.S.18	B.S.8	A.Gh.31	A.Gh.15	A.Gh.9	Sample No.
3.12	1.83	2.35	1.8	1.4	1.31	1.3	1.41	1.26	1.20	1.61	M value
43.6	298.9	473.4	288	183.7	34.1	89.6	167.4	78.3	108.2	240.3	Zr (ppm)
-	151.4	236.2	142.6	102.5	-	-	105.5	-	87.7	125.3	Zr. sat
-	808.3	809.7	810.4	799.7	-	-	788.8	-	767.3	805.7	TZr (˚C)

M value= (Na+K+2Ca)/(Al × Si)

سنگ‌زایی (پتروژنز)

داده‌های به‌دست‌‌آمده در بخش‌های پیشین نشان می‏‌دهند پیدایش توده‏‌های بررسی‏‌شده را نباید به سادگی، جدایش از یک ماگمای بازالتی در پهنه فرورانش دانست. نمونه‏‌های گرانیتوییدی کنگره از دایک‌ها برداشت شده‌اند و داده‏‌های فشارسنجی نیز ژرفای کمابیش اندکی در محدوده ماگماهای پوسته‏‌ای را برای نمونه‏‌های امیرآباد قلعه‏‌لان پیشنهاد می‏‌کنند؛ اما پیدایش هورنبلند در این نمونه‏‌ها و مقدار Mg# نشانة ژرفای بیشتر ماگماست. ازاین‌رو، آلایش ماگمایی گوشته‏‌ای با مواد پوسته‏‌ای، خاستگاه پذیرفتنی‏‌تری برای این نمونه‏‌ها به‌شمار می‌رود. بالا‏‌بودن فراوانی عنصرهای Rb، Th، K و کم‏‌بودن مقدار عنصرهای Sr، P و Ti در این نمونه‏‌ها نیز با این نکته همخوانی دارد (Chappell and White, 1992; Harris et al., 1986). گرایش زمین‏‌شیمیایی این نمونه‏‌ها به گرانیت‏‌های درون‌صفحه‏‌ای (شکل‌های 11- C و 11- D) نیز به احتمال فراوان پیامد همین رویداد است (Maanijou et al., 2013). به باور Miller و همکاران (2003)، نمونه‏‌های با دمای بیش از C˚800 گرانیتوییدهای داغ نامیده می‏‌شوند. ازاین‌رو، پیدایش گرانیتوییدهای داغ به گرمای بالایی نیاز دارد، و این گرما در پی بالاآمدن ماگمای مافیک از راه شکستگی‏‌ها فراهم می‏‌شود. میانگین دماهای به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده نیز نزدیک به 700 درجه سانتیگراد است و ازاین‌رو، این نمونه‌ها نیز گرانیت‌هایی با دمای کمابیش بالا به شمار می‌روند. نکته‏‌ای که در اینباره باید به یاد داشت اینست که به باور برخی پژوهشگران، پس از فرورانش سازوکار زمین‏‌ساختی کششی در پشت کمان آتشفشانی منطقه قروه رخ داده است (Yajam et al., 2015) و این پدیده احتمال بالاآمدن ماگماهای گوشته‏‌ای به لایه‌های بالاتر را فراهم آورده است. این ماگماها چه‌بسا برای باز‏‌کردن راه خود مواد پوسته را هضم کرده و آلایش یافته‌اند. انباشت این ماگماها در زیر پوسته نیز دمای لازم برای ذوب مواد پوسته‏‌ای و آلایش هرچه بیشتر مذاب را فراهم کرده است. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده و نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی نشان‌دهندة پهنه کمان آتشفشانی برای پیدایش این گرانیتوییدهاست که برپایه پیشینه زمین‏‌شناسی منطقه، به فرورانش پوسته‏‌ اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی وابسته است.

نتیجه‏‌گیری

توده‏‌های آذرین درونی امیرآباد قلعه‏‌لان، کنگره، تقی‏‌آباد و بالوانه در جنوب‏‌باختری قروه و در بخش شمالی پهنه آذرین درونی- دگرگونی سنندج- سیرجان رخنمون دارند. این توده‏‌ها در میان عرض جغرافیایی شمالی ^o35 تا '08^o35 و طول جغرافیایی خاوری '32^o47 تا ^o48 جای گرفته‏‌اند. بررسی‏‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها از نوع I و کالک‏‌آلکالن بوده و از سری‏‌های ماگمایی توله‌ایتی و کالک‏‌آلکالن پر پتاسیم هستند. در این سنگ‏‌ها، ناهنجاری منفیNb ، P و Ti و غنی‏‌شدگی نسبی از LILE نشان‌دهندة خاستگاه زمین‏‌ساختی مرز فعال قاره‏‌ای و پهنه فرورانش است. برپایه مقدار Mg# این نمونه‏‌ها، ماگمای سازنده این سنگ‏‌ها خاستگاه گوشته‏‌ای داشته و پیش از جایگیری دچار آغشتگی فراوانی با مواد پوسته شده است. داده‌های دما‌فشارسنجی نیز ژرفای 7 تا 10 کیلومتر را نشان می‏‌دهند و این نکته نشان می‌دهد این آلایش در مرحله‌های گوناگونِ جدایش ماگما و در مقدارهای گوناگونی روی داده است. این پدیده می‌تواند هنگام نازک‏‌شدگی پوسته منطقه قروه در پی پیدایش سازوکار زمین‌ساختی کششی در بخش‏‌های پشت کمان آتشفشانی و بالاآمدن ماگماهای گوشته‏‌ای رخ داده باشد.

مراجع

Azizi, H., Najari, M., Asahara, Y., Catlos, E. J., Shimizu, M. and Yamamoto, K. (2015a) U-Pb zircon ages and geochemistry of Kangareh and Taghiabad mafic bodies in northern Sanandaj-Sirjan Zone: Evidence for intra-oceanic arc and back-arc tectonic regime in Late Jurassic. Tectonophysics 660: 47-64.

Azizi, H., Zanjefili-Beiranvand, M. and Asahara, Y. (2015b) Zircon U-Pb ages and petrogenesis of a tonalite-trondjhemite-granodiorite (TTG) complex in the northern Sanandaj-Sirjan zone, northwest Iran: Evidence for Late Jurassic arc-continent collision. Lithos 216-217: 178-195.

Bateman, R. (1995) The interplay between crystallization, replenishment and hybridization in large felsic magma chambers. Earth Science Reviews 39: 91-106.

Blein, O., Lapierre, H. and Schweickert, R. A. (2001) A Permian island-arc with a continental basement: the Black Dyke Formation Nevada, North American Cordillera. Chemical Geology 175: 543–566.

Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104: 208-224.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson P.) 63–114. Elsevier Sciences. Amsterdam, Netherlands.

Chappell, B. W. and White A. J .R. (1992) I and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Earth Sciences 83: 1–26.

Chappell, B. W. and White A. J. R. (1974) Two contrasting types. Pasific Geology 8: 173-174.

Clemens, J. D. and Wall, V. J. (1984) Origin and evolution of a peraluminous silicic ignimbrite suite: the Violet Town Volcanics. Contributions to Mineralogy and Petrology 88: 354-371.

Cosca, M. A., Essene, E. J. and Bowman, J. R. (1991) Complete chemical analyses of metamorphic hornblendes: Implications for normalizations, calculated H₂O activities, and thermobarometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 108: 472-484.

Darvishzadeh, A. (2005) Geological of Iran. Amir-Kabir Publication, Tehran, Iran (in Persian).

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. Longman, London, UK.

Dungan, M. D. and Rhoders, J. M. (1979) Residual glasses and melt inclusions in basalts from DSDP legs 45 and 46: evidence for magma mixing. Contributions to Mineralogy and Petrology 67: 417-431.

Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20: 641-644.

Fidelis, I. and Siekierski, S. (1966) The regularities in stability constants of some rare earth complexes. Journal of Inorganic and Nuclear Chemistry 28: 185–188.

Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signatures of island arc volcanic and continental potassic igneous rocks: the role of residual titanites. Chemical Geology 85: 1–18.

Hammarstrom, J. M. and Zen, E. (1986) Aluminum in hornblende: An empirical igneous geobarometer. American Mineralogist 71: 1297-1313.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.

Harris N. B. W., Pearce J. A. and Tindle A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Collision Tectonics (Coward, M. P. and Ries, A. C.) Special Publication 19: 67–81. Geological Society London, UK.

Hattory, K. and Sato, H. (1996) Magma evolution recorded in plagioclase zoning in 1991 Pinatubo eruption products. American Mineralogist 81: 982-994.

Henderson, P. (1984) Rare Earth Element Geochemistry. Elsevier, Oxford, New York, US.

Holland, T. J. B. and Blundy, J. D. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116: 433-447.

Hollister, L. S., Grisson, G. C., Peters, E. K., Stowell, H. M. and Sisson, V. B. (1987) Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist 72: 213-239.

Hoseini, M. (1997) Geological map of Qorveh 1:100000, No.5560, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Huaimin, X., Shuwen, D. and Ping, J. (2006) Mineral chemistry, geochemistry and U-Pb SHRIMP zircon data of the Yangxin monzonitic intrusive in the foreland of the Dabie orogen Science in China. Series D., Earth Sciences 49: 684-695.

Irber, W. (1999) The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu^*,Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving peraluminous granite suites. Geochimica et Cosmochimica Acta 63: 489–508.

Johnson, M. C. and Rutherford, M. J. (1989) Experimental calibration of the aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley Caldera (California) volcanic rocks. Geology 17: 837-841.

Lalonde, A. E. and Bernard, P. (1993) Composition and color of biotite from granites: two useful properties in the characterization of plutonic suites from the Hep-burn internal zone of Wopmay orogen, northwest Territories. Contributions to Mineralogy and Petrology 31: 203–217.

Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J. A., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schmacher, J. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Mineral Names. Canadian Mineralogist 35: 219-246.

Lopez-Plaza, M., Peinado, M., Lopez-Moro, F. J., Rodrigues-Alonso, M. D., Carnicero, S. A., Franco, M. P., Gonzalo, J. C. and Navidad, M. (2007) Contrasting mantle sources and processes involved in a peri-Gondwanan terrane. A case study of pre-Variscan mafic intrusive from the autochthon of the Central Iberian Zone. Geological Society of American Special Papers 423: 297-313.

Maanijou, M., Aliani, F., Miri, M. M. and Lentz, D. R. (2013) Geochemistry and petrology of igneous assemblage in the south of Qorveh area, west Iran. Chemie der Erde 73: 181– 196.

Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajel M. (2011) U-Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 41(4): 238-249.

Masuda, A., Kawakami, O., Dohmoto, Y. and Takenaka, T. (1987) Lanthanide tetrad effects in nature: Two mutually opposite types, Wand M. Geochemical Journal 21: 119–124.

Miller, C. F., McDowell, S. M. and Mapes, R. W. (2003) Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance. Geology 31: 529-532.

Molina, J., Scarrow, J., Montero, P. G. and Bea, F. (2009) High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkali-hybrid melts during evolution of Variscan basic-ultrabasic magmatism of Central Iberia. Contributions to Mineralogy and Petrology 158: 69-98.

Nelson, S. T. and Montana, A. (1989) Sieve-textural plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.

Patiño Douce, A. E. and McCarthy, T. C. (1998) Melting of crustal rocks during continental collision and subduction. In: When Continents Collide: Geodynamics and Geochemistry of Ultrahigh-pressure Rocks (Eds. Harcker, B. R. and Liou, J. G.) 27-55. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht.

Pearce, J. A., Harris, N. B., Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of petrology 25: 956–983.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58(1): 63–81.

Peppard, D. F., Maso, G. W. and Lewey, S. (1969) A tetrad effect in liquid-liquid extraction ordering of lanthanides (III). Journal of Inorganic and Nuclear Chemistry 31: 2271–2272.

Rogers, N. W., Hawkesworth, C. J. and Ormerod D. S. (1995) Late Cenozoic basaltic magmatism in the Western Great Basin California and Nevada. Journal of Geophysical Research Atmospheres 100(B6): 10287-10301.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: An experimental calibration of Al-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 304-310.

Sepahi, A. A., Maanijou, M., Salami, S., Gardideh, S., and Khaksar, T. (2012) Mineral chemistry and geothermobarometry of Moshirabad pluton, Qorveh, Kurdistan, western Iran. Island Arc 21: 170-187.

Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks, their genesis, composition, classification and their relation to ore deposits. D. Van Nostrand Company, New York, US.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, University Press, Cambridge, UK.

Stein, E. and Dietl, E. (2001) Hornblende thermobarometry of granitoids from the central Odenwald (Germany) and their implication for the geotectonic development of the Odenwald. Mineralogy and Petrology 72: 185-207.

Streckeisen, A. (1979) Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamporphyres, carbonatites, and melilitic rocks: recommendation and suggestion of the IUGS. Subcommission on the systematic of Igneous Rocks. Geology 7: 331-335.

Sun, S. S., McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes. In: (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication, 42: 313–345. Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society of London, UK.

Torkian, A. (2014) Mineral chemistry of the granitoid Ghalilan body (SW-Qorveh, Kurdistan) and its estimates of physicochemical parameters. Iranian Journal of Petrology 5(20): 35-52 (in Persian).

Torkian, A., Khalili, M. and Sepahi, A. A. (2008) Petrology and geochemistry of the I-type calc-alkaline Qorveh granitoid complex, Sanandaj-Sirjan zone, western Iran. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen 185(2): 131-142.

Vernon, R. H. (2004) A Practical Guide to Rock Microstructure. Macquarie University, Sydney, Australia.

Vyhnal, C. R., McSween, H. Y. and Speer, J. A. (1991) Hornblende chemistry in southern Appalachian granitoids: implications for aluminum hornblende thermobarometry and magmatic epidote stability. American Mineralogist 76: 167-188.

Watson, E. B. and Harrison, T. M. (1983) Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters 64: 295-304.

White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1983) Granitoid types and their distribution in the Lachlan Fold Belt, southeastern Australia. Geology Society American Memory 159:21-34.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for name of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman, London, UK.

Woodhead, J. D. and Johnson, R. W. (1993) Isotope and trace element profile across the New Britain island arc Papua new Guinea. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 479-491.

Wu, C. and Ishihara, S. (1994) REE geochemistry of the Southern Thailand granites. Journal of Southeast Asian Sciences 10: 81-94.

Wyborn, D., Chappell, B. W. and Johnston, R. M. (1981) Three S type volcanic suites from the Lachlan Fold Belt, Southeast Australia. Journal Geophysics Research 86: 10335-10348.

Xie, Y. W. and Zhang, Y. Q. (1990) Peculiarities and genetic significance of hornblende from granite in the Hengduansan region. Acta Metallurgica Sinica 10: 35-45 (in Chinese).

Yajam, S., Montero, P., Scarrow, J. H., Razavi, S. M. H. and Bea, F. (2015) The spatial and compositional evolution of the Late Jurassic Ghorveh-Dehgolan plutons of the Zagros Orogen, Iran: SHRIMP zircon U-Pb and Sr and Nd isotope evidence. Geologica Acta 13(1): 25-43.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,036

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 712

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی برخی سنگ‏‌های گرانیتوییدی و حد واسط جنوب‏‌باختری منطقه قروه (کردستان)