Petrology and the effects of dynamic processes on the felsic rocks in the Darvazeh plutonic body (South Qorveh- Kurdistan)

Torkian, Ashraf; Molaei Yeganeh, Tahereh; Sepahi Gerow, Ali Asghar

doi:10.22108/ijp.2017.103624.1027

Number of Journals	44
Number of Issues	1,877
Number of Articles	15,278
Article View	43,731,779
PDF Download	17,564,045

Petrology and the effects of dynamic processes on the felsic rocks in the Darvazeh plutonic body (South Qorveh- Kurdistan)

پترولوژی

Article 7, Volume 8, Issue 32, March 2018, Pages 105-126 PDF (4.34 M)

DOI: 10.22108/ijp.2017.103624.1027

Authors

Ashraf Torkian^* ; Tahereh Molaei Yeganeh; Ali Asghar Sepahi Gerow

Department of Geology, Faculty of Sciences, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

Abstract

The Darvazeh pluton is located in the south of Qorveh. Olivine gabbro, diorite, quartz monzonite and granite rocks are rock forming of this body, but this paper is focused on the leucocratic to mesocratic rocks (quartz monzonitic and granitic rocks). These rocks were effected by dynamic tectonic activity during the intrusion and according to the distance of shear zone; deformation can be classified to cataclastic, protomylonite and mylonite. Microstructure evidences including the presence of porphyroclasts, bending of crystals and their twining, myrmekitic and pertite textures which caused by stress. Based on the microstructure features, deformations occurred at temperature of about 500-600 ° C. The geochemical data suggested that the felsic rocks belong to calc-alkaline, ferroan, I-type and metaluminous to slightly peraluminous series. Enrichment in LREE/HREE; negative anomalies of Ba, Ti, P, Sr, Nb and U, Th, Pb positive anomalies and Th/Ta ratios indicate continental arc setting. The presence of mafic enclaves, high volume of granite and negative trend of Zr versus SiO₂, all suggest that the felsic rocks were generated via partial melting process. According to geochemical characteristics, the studied granitoid was originated by partial melting of meta basaltic rocks in the lower crust.

Keywords

felsic rocks; deformation; I-type granite; lower crust; continental arc margin; Qorveh; Sanandaj-Sirjan

Full Text

مقدمه

فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس و نزدیک‏‌شدن صفحه آفرو- عربی به خردقاره ایران مرکزی از زمان ژوراسیک، با ماگماتسیم کالک‏‌آلکالن در زمان ژوراسیک بالایی تا ائوسن همراه بوده (Berberian and King, 1981; Mohajjel et al., 2003; Agard et al., 2005; Ghasemi and Talbot, 2006; Mohajjel and Fergusson, 2014) و همراه آن سنگ‌های مافیک تا فلسیک فراوانی پدید آمده‏‌اند. از میان آنها، بخش بزرگی از سنگ‌های آذرین درونی از گرانیت و گرانودیوریت‌هایی (گرانیتوییدهای نوع I، S و A) به سن 140 تا 170 میلیون سال پیش هستند (Valizade and Sadeghian, 1996; Ahmadi Khalaji, 2006; Masoudi et al., 2002; Sepahi and Athari 2006; Tahmasebi et al., 2010; Torkian et al., 2008; Yajam et al., 2015).

توده دروازه در شمال پهنه سنندج- سیرجان بوده و بخش بزرگی از آن از دیوریت و الیوین‌گابرو است. افزون‌بر آن، مذاب‏‌های فلسیک نیز به‏‌صورت دایک، استوک و شکل‌های نامنظم درون سنگ‌های مافیک- حدواسط تزریق شده‏‌اند. میزبان سنگ‌های پلوتونیک منطقه سنگ‌های دگرگونی‏‌ ژوراسیک (مانند: آمفیبولیت‌ها، اکتینولیت شیست‌ها و مرمرها) هستند. ترکیب پوسته و گوشته در پیدایش دیوریت توده دروازه نقش دارد (Molaei Yeganeh et al., 2017). این پدیده چه‌بسا پیامد تزریق ترکیب‌های مافیک- حدواسط و ذوب سنگ‌های پوسته زیرین است. افزون‌بر آن، انکلاوهای مافیک گردی (ریزدانه) در سنگ‌های فلسیک به‌چشم می‏‌خورند که نشان‌دهندة آمیختگی و هم‌زمانی نفوذ دو فاز ماگمایی است. در جنوب توده دروازه حجم بزرگی از گرانیتوییدها با ترکیب آلکالی‌گرانیت، گرانودیوریت، گرانیت و کوارتز مونزونیت با سرشت کالک‏‌آلکالن و I هستند که خاستگاه آنها متاتونالیت‌های پوسته زیرین گفته شده‏ است (Torkian, 2008; Torkian et al., 2008). افزون‌بر این، در بخش‏‌هایی از این باتولیت، آلکالی‌گرانیت‌های پتاسیم بالا، آهن‏‌دار و با سرشت A گزارش و خاستگاه آنها ذوب‏‌بخشی پوستة از پیش بارورشده پیشنهاد شده‏ است (Yajam, 2017). Mahmoudi و همکاران (2011) سن مونزونیت‌های توده دروازه را 2/0±151 میلیون سال پیش و Yajam و همکاران (2015) سن نفوذی‏‌های گرانیتی در جنوب دروازه را 3±147 میلیون سال پیش به‌دست آورده‏‌اند. گویا سنگ‌های گرانیتوییدی جنوب قروه که ویژگی‏‌های شیمیایی و زمانی مشابه نشان می‏‌دهند با یکدیگر ارتباط دارند. کوارتز مونزونیت و گرانیت از سنگ‌های فلسیک دروازه هستند. ترکیب گرانیتی بیشتر پیامد جدایش ماگما از مذاب‏‌های مافیک حدواسط و یا پیامد ذوب‏‌بخشی بخش‏‌های گوناگون پوسته هستند (Bacon and Druitt, 1988; Guffani et al., 1996; Johnson et al., 1997). از آنجایی‌که سنگ‌زایی (پتروژنز) سنگ‌های فلسیک توده دروازه تا کنون به‏‌صورت منسجم بررسی نشده، برپایه گرانیتوییدهای گوناگون شناخته‌شده در پهنه سنندج- سیرجان و حضور سنگ‌های مافیک- حدواسط، در این پژوهش تلاش شده افزون‌بر ارزیابی جایگاه زمین‏‌ساختی، سرشت و نوع سنگ‌های فلسیک توده دروازه، خاستگاه و همچنین، وابستگی آنها با نفوذی‏‌های مافیک- حدواسط منطقه بررسی شود. گفتنی است که توده یادشده پس از نفوذ، در پهنه‌ای برشی جای گرفته و در پی فرایندهای زمین‏‌ساختی دچار دگرریختی و دگرگونی دینامیکی شده‏ است. پویایی مداوم گسل‏‌ها در این منطقه‌ها، ساختارهای ناهمگن گوناگونی (مانند: برگوارگی و گاه خطوار‏‌گی) را گسترش داده‏‌اند. پس با بررسی ریزساختارهای دیده شده در سنگ‌ها، دمایی که هنگام آن دگرریختی‏‌ها روی داده‌اند نیز بررسی خواهد شد.

زمین‏‌شناسی عمومی منطقه

رشته کوه زاگرس پیامد نزدیک‏‌شدن صفحه عربستان به صفحه ایران‌مرکزی و بسته‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس است. این رشته کوه دو بخش شمالی و جنوبی دارد و بخش شمالی آن سه پهنه دارد (شکل 1- A؛ Mohajjel and Fergusson, 2014):

1- زاگرس چین‌خورده و تراستی، که دربردارندة زاگرس چین‌خورده (بخش بیرونی) و زاگرس مرتفع است (بخش درونی)؛

2- زاگرس جوش‌خورده که دربردارندة رادیولاریت، افیولیت و آهک بیستون است؛

3- پهنه سنندج- سیرجان که با فراوانی سنگ‌های دگرگونی (مانند: شیست، فیلیت و آمفیبولیت) و پشت‌سرگذاشتن مراحل فراوان دگرریختی از بخش‏‌های دیگر شناخته می‏‌شود.

شکل 1: A) جایگاه شهر قروه در پهنه سنندج- سیرجان؛ B) نقشه زمین‏‌شناسی ساده‌شده توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در شمال پهنه سنندج- سیرجان (با تغییر پس از Hosseini، 1999)

همچنین، در این پهنه سنگ‌های فلسیک بیشترین رخنمون را دارند. برخی از این سنگ‌ها در پهنه‏‌های برشی جای گرفته و فابریک‏‌های همزمان با حرکات زمین‏‌ساختی را به نمایش می‏‌گذارند (Mohajjel and Fergusson, 2014). توده دروازه با مختصات عرض جغرافیایی شمالی ″3′2◦35 تا ″44′10◦35 و طول جغرافیایی خاوری ″17′46◦47 تا ″5′54◦47، در شمال پهنه سنندج- سیرجان و جنوب شهرستان قروه ‏جای دارد (شکل 1- B). به‌دنبال فاز کوهزایی پیرنین، بخش چشمگیری از سنگ‌های جنوب قروه پدیدآمده از دگرگونی دینامیکی، دچار تحول و دگرریختی شده‏‌اند (Hosseini, 1999).

روش انجام پژوهش

برای بررسی ترکیب اسیدی توده دروازه، پس از نمونه‌برداری و بررسی روابط و ساختارهای دیده‌شده در صحرا، 40 مقطع نازک برای بررسی‌های کانی‏‌شناسی، سنگ‏‌شناسی و پتروفابریک ساخته شد. در پایان از میان سنگ‌ها 9 نمونه برگزیده و برای ارزیابی فراوانی عنصرهای اصلی به روش XRF (طیف‌سنج فلوئورسانس اشعه ایکس) به دانشگاه بریگهام (کشور آمریکا) و برای بررسی‌ فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر به روش ICP-MS (طیف‌سنجی جرمی گسیل پلاسمای جفتیده القایی) به آزمایشگاه ALS در کانادا فرستاده شدند.

خردایش نمونه‏‌ها با دستگاه خردکن از جنس کاربید- تنگستن انجام شد. نمونه‏‌ها در دمای 105 درجه سانتی‏‌گراد خشک و سپس برای اندازه‏‌گیری LOI، 4 ساعت در کوره تا 1000 درجه سانتی‏‌گراد، گرما داده شدند. خطای تجزیه XRF نزدیک به 1/0 تا 1 درصد وزنی است. برای ارزیابی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر، نمونه‏‌ها نخست پودر و سپس با به‏‌کارگیری لیتیم متابورات ذوب شدند تا کانی‏‌های مقاومی مانند زیرکن نیز انحلال‌پذیری پیدا کرده و در اسید حل شوند. سپس محلول‏‌های به‌دست‌آمده به روش ICP-MS تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‏‌ 1 آورده شده‏‌اند.

بررسی صحرایی و سنگ‌نگاری

گرانیت و کوارتز مونزونیت از سنگ‌های اسیدی توده دروازه هستند که با مرز روشن و به ابعاد گوناگون در پیرامون و درون توده مافیک- حدواسط تزریق شده‏‌اند (شکل 2). در نمونه دستی، این سنگ‌ها ریز تا متوسط بلور و لوکوکرات هستند و کانی‌هایِ کوارتز، ارتوکلاز، میکروکلین، پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت ترکیب کانی‏‌شناسی اصلی آنها را می‌سازند. اسفن، آپاتیت، زیرکن و آلانیت از کانی‏‌های فرعی و کلریت و اپیدوت از کانی‏‌های ثانویه هستند. برخی دانه‏‌های پلاژیوکلاز با ارتوکلاز جایگزین شده‌اند. گمان می‏‌رود این پدیده پیامد فرایند متاسوماتیسم و جابه‏‌جایی عنصرها باشد (Putnis et al., 2007). بافت پوششیِ پتاسیم‏‌فلدسپار‌ در گرداگرد برخی بلورهای ارتوکلاز نیز نشان‏‌دهنده تحرک و حضور عنصرهای قلیایی (مانند: K) در محیط است. ویژگی‌های تأثیر فرایندهای زمین‏‌ساختی در سنگ‌های فلسیک به‌خوبی دیده می‌شوند (مانند: ساختارهای جهت‏‌یافته، خطواره و برگواره‏‌، به‌هم‏‌ریختگی ساخت سنگ و پیدایش پورفیروکلاست‌های چشمی در نمونه دستی). در بررسی‏‌های میکروسکوپی نیز ریزساختارهای پدیدآمده در پی فرایندهای زمین‏‌ساختی به‌خوبی دیده می‌شوند.

دگرریختی در پهنه برشی منطقه یکنواخت نیست و با دورتر‌شدن از پهنه‏‌های برشی، برخی سنگ‌ها تغییرات دینامیکی بیشتر و برخی کمتری را نشان می‌دهند. در بخش‌های کمتر دگرریخت‌شده، بافت گرانولار تا پروتوکاتاکلازیت است و در بخش‌های با دگرریختی بیشتر، سنگ‌ها ویژگی ساخت و بافت میلونیتی نشان می‏‌دهند. ویژگی‌هایی مانند خمش و خردشدگی مرز دانه‏‌ها، پیدایش پورفیروکلاست و خم‌شدگی ماکل بلورهای پلاژیوکلاز به‏‌خوبی در این سنگ‌ها دیده می‌شود.

جدول 1- داده‌های تجزیه به روش XRF و ICP-MS برای سنگ‌های فلسیک توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) (فراوانی اکسید عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و عنصرهای فرعی برپایه ppm است)

Lithology	Qtz-Monzonite	Qtz-Monzonite	Qtz-Monzonite	Qtz-Monzonite	Qtz-Monzonite	Granite	Granite	Granite	Granite
E-Longtitude	47º 48′ 12″	47º 47 ′10″	47º47 ′52″	47º 47′ 13″	47º50′ 54″	47º 47′ 49″	47º 47 ′18″	47º 49′ 13″	47 º51 ′33″
N-Latitude	35º 04′ 06″	35º 06′ 30″	35º 04′ 23″	35º 06′ 30″	35º 04′ 22″	35º 04′ 59″	35º 05′ 13″	35º 04′ 10″	35º 04′ 11″
Sample No.	P.3.14	S.1	P.1.34	S.4	M.1.22	P.2.23	P.2.6	M.4.16	M.1.2
SiO₂	65.23	66.26	66.78	67.22	67.92	69.65	70.96	73.69	76.93
TiO₂	0.51	0.41	0.54	0.39	0.45	0.46	0.24	0.21	0.09
Al₂O₃	15.5	15.02	14.79	14.68	15.12	14.85	14.44	13.18	12.18
Fe₂O₃	4.01	5.23	5.04	4.71	4.06	3.28	2.6	1.71	0.88
MnO	0.07	0.1	0.08	0.1	0.06	0.04	0.02	0.02	0.01
MgO	0.64	0.25	0.62	0.32	0.54	0.62	0.31	0.24	0.05
CaO	2.7	2.06	2.21	2.19	2.18	1.77	1.36	1.23	0.6
Na₂O	4.02	3.93	3.98	4.32	4.44	4.55	3.24	3.36	3.12
K₂O	4.8	5.05	4.32	4.36	3.52	3.17	5.47	4.56	5.04
P₂O₅	0.1	0.09	0.12	0.08	0.1	0.09	0.05	0.05	0.01
LOI	0.46	0.71	0.31	0.44	0.55	0.37	0.2	0.53	0.37
Total	98.05	99.11	99.73	98.8	98.95	98.85	98.88	98.76	99.26
F	474	394	346	403	431	418	323	401	365
Cl	133	274	186	282	155	158	166	45	61
Sc	12.6	11.2	9.6	9.6	8.7	3.7	4.5	1.7	1.8
V	39	13	27	15	24	29	15	11	5
Cr	3.7	1.7	3.4	3	3.9	5	4.5	1.5	0
Ni	8.8	2	2.7	3.1	3.2	4.5	3.3	2.2	2.3
Cu	2.1	1.1	2.8	2.1	2.6	3.6	2.4	4	1.2
Zn	17.6	78	57.4	66.2	39.8	39.6	28.2	13.3	9.5
Ga	25.1	27.8	23.7	27.5	23.9	24	20.2	17.2	18.5
Cs	0.35	1.61	2.57	3.88	0.56	2.51	3.54	0.81	1.02
Rb	102	117	123	136	85	103	138	104	116
Sr	130	124	132	106	163	161	80	102	21
Y	64.1	73.5	52.7	72.7	41.1	23.2	33.8	30.4	19.4
Zr	586	674	591	628	514	380	302	240	168
Hf	13.7	14.4	13.2	13.9	11.6	9.2	8.2	6.3	6.2
Nb	41.2	40.2	37.3	39.7	28.7	24.8	20.6	29.3	49.1
Ta	2.4	1.6	2.2	1.8	1.7	1.5	1.9	2.7	1.6
Ba	675	799	566	604	548	594	480	373	48
La	62	85	37	71	39	37	67	54	42
Ce	122	172	79	149	79	67	125	97	96
Pr	13.2	19.15	9.39	17.2	8.85	6.74	12.45	9.2	11.15
Nd	48.9	75.3	39.4	67.4	34.3	23.9	43	31.3	43.6
Sm	9.95	15.15	8.72	14.6	6.98	4.26	7.18	5.22	6.89
Eu	2.09	2.53	1.41	2.08	1.31	1.3	0.84	0.66	0.27
Gd	10.2	14.45	8.99	13.9	6.97	3.82	6.23	5.02	5.27
Tb	1.8	2.4	1.5	2.26	1.16	0.63	0.96	0.85	0.81
Dy	11.8	14.9	9.43	13.65	7.43	4.03	6.03	4.95	4.83
Ho	2.19	2.65	1.84	2.47	1.41	0.78	1.13	0.98	0.82
Er	6.94	8.23	5.45	7.84	4.53	2.55	3.7	3.48	2.6
Tm	1.01	1.06	0.88	1.11	0.63	0.34	0.55	0.5	0.37
Yb	6.24	6.78	5.6	7.03	4.09	2.29	3.42	3.67	2.1
Lu	0.93	1.02	0.78	1.01	0.67	0.36	0.55	0.56	0.32
Sn	3	4	4	4	3	2	2	2	1
Pb	7.4	18.2	15	17.3	12.4	11.5	18.9	6.9	24.1
Th	25.5	12.1	14.8	12.6	17.4	9.5	25.5	32.5	32.1
U	3.12	1.78	3.11	2.62	3.48	1.92	5.24	7.05	5.51
Total REE	299.15	420.42	208.59	369.55	196.93	155.6	278.44	217.29	217.13
Mg#	24.0	8.7	19.5	11.9	20.8	27.35	19.5	22.0	9.9

شکل 2- A، B) تصویرهای صحرایی از نفوذ ترکیب‌های فلسیک درون دیوریت‌ها در توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان)

از دیدگاه دینامیکی، سنگ‌های فلسیک توده دروازه به پروتوکاتاکلازیتی، پروتومیلونیت و میلونیت رده‏‌بندی می‌شوند:

1- پروتوکاتاکلازیت‌ها

بافت اصلی پروتوکاتاکلازیت‌ها (یا سنگ‌های کمتر دگرریخت‌شده و بی‌جهت‌یافتگی) گرانولار و بافت فرعی آنها میرمکیت است (شکل 3- A). در پی فرایندهای زمین‏‌ساختی، در کوارتزها خاموشی موجی و تبلور دوباره دیده می‌شود. برخی بیوتیت‌ها و آمفیبول‏‌ها خمیده شده‌اند. حاشیه بلورهای کوارتز و فلدسپار نیز مضرسی شده است (شکل 3- B). همچنین، ماکل فلدسپار‌ها به حالت تیغه‏‌ای، جابه‏‌جا‌شده و خمیده درآمده است. برآمدگی BLG (Bulging recrystallization) در حاشیه برخی بلورها دیده می‏‌شود (شکل 4). این برآمدگی پیامد بازتبلور دینامیکیِ کم‌دماست و در دیواره دو بلور مجاور با شدت جابه‏‌جایی متفاوت روی می‌دهد (Stipp et al., 2002).

پلاژیوکلازها اندکی بازتبلور یافته‌اند‏‌ و لبة آنها در پی مهاجرت مرز دانه در مقیاس خیلی کوچک، دندانه‏‌ای و کنگره‏‌ای شده است. کنگره‏‌ای‏‌شدن لبة پلاژیوکلازها پیامد تفاوت انرژی آزاد درونی دانه‏‌های پلاژیوکلاز در برابر دانه‏‌های کناری، به‌ویژه کوارتز، و اختلاف میان میزان دگرریختی این کانی‏‌ها در برابر فرایندهای دگرریختی است. این فرایند، بازتبلور کانی‏‌ها و جابه‏‌جایی مرز بلورهای پلاژیوکلاز به‌‌سوی دانه‏‌‏‌های کوارتز را به‌دنبال دارد (Passchier and Trouw, 1996).

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) پروتوکاتاکلازیت‌های توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان). A) بافت گرانولار و پیدایش بافت میرمکیت؛‌ B) خرد‌شدگی مرز بلورها (Pl: پلاژیوکلاز؛ Or: ارتوکلاز؛ Qtz: کوارتز) (نام اختصاری کانی‏‌ها در همه مقاله برپایه Kretz (1983) است)

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) پروتوکاتاکلازیت‌های توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان). A) بازتبلور دینامیکی بلورها در مرز دانه‏‌ها؛ B) نوک پیکان جابه‏‌جایی مرز بلور پلاژیوکلاز را نشان می‏‌دهد (Or: ارتوکلاز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Mc: میکروکلین)

2- پروتومیلونیت‏‌ها

شدت خرد‌شدگی در پروتومیلونیت‌های توده دروازه افزایش یافته است و بلورهای خردشده و بازتبلوریافتة کوارتز در میان دانه‏‌ها دیده می‏‌شوند. مرز مضرسی دانه‏‌ها به‏‌خوبی دیده می‌شود و بلورهای کوارتز، آمفیبول و بیوتیت تا‌اندازه‌ای جهت‏‌یافتگی ترجیحی دارند (شکل 5- A). در مقطع‌های میکروسکوپی این سنگ‌ها، بافت‏‌هایی مانند میرمکیت (هم‏‌رشدی کوارتز و پلاژیوکلاز)، پرتیت‌های شعله‏‌ای (هم‏‌رشدی آلبیت و پتاسیم‏‌فلدسپار‌)، گرانوفیری و میکروگرافیک (هم‏‌رشدی کوارتز و ارتوکلاز) دیده می‏‌شوند. هم‏‌رشدی کوارتز و ارتوکلاز (شکل 5- B) در لبه و درون بلورهای دگرریخت‌شده نشان‏‌دهنده بالا‏‌بودن دما هنگام دگرریختی است (Passchier and Trouw, 1996). کوارتزها به‏‌صورت دانه‏‌های بی‏‌شکل و نیمه‏‌شکل‏‌دار ریز تا درشت‏‌دانه و با خاموشی موجی هستند. کوارتزها در برخی بخش‌ها مرز مضرسی و گاه بازتبلور نشان می‌دهند و در بخش‏‌های دیگر، حالت نواری و جهت‏‌دار پیدا کرده‏‌اند. میان پورفیروکلاست‌های کوارتز، کوارتزهای ریزدانه رشد کرده‏‌ و یا بلور کوارتز قدیمی با کوارتزهای ریزدانه جدید جایگزین شده‌اند. این پدیده نشان‏‌دهندة بازتبلور آنها هنگام فرایندهای دینامیکی است (Passchier and Trouw, 1996).

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) پروتومیلونیت‌های توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان). A) جهت‌یافتگی بلورهای هورنبلند؛ B) رشد کوارتز در حاشیه و درون بلور میکروکلین (Hbl: هورنبلند؛ Qtz: کوارتز؛ Mc: میکروکلین)

3- میلونیت‏‌ها

در میلونیت‌های توده دروازه، درصد خردشگی دانه‏‌ها 30 تا 60 درصد است. در این سنگ‌ها پلاژیوکلاز و ارتوکلاز بخش اصلی فنوکریست‌ها هستند. در پی فرایندهای زمین‏‌ساختی، بافت سنگ جهت‌یافتگی خوبی نشان می‏‌دهد (شکل 6- A). در برخی سنگ‌ها، به‌علت بالا‏‌بودن دگرریختی بلورهای کوارتز و فلدسپار گرد شده‏‌اند. ارتوکلازِ سنگ‌هایی با دگرریختیِ بیشتر در برابر ارتوکلازِ سنگ‌هایی کمتر دگرریخت شده است و بافت پرتیتی بیشتری نشان می‏‌دهد و رگه‏‌های پرتیت در آنها معمولاً جهت‏‌یافته هستند (شکل 6- B). در این میلونیت‌ها میکاماهی گهگاه دیده می‌شود و ترکیب بیشترِ سنگ را کانی‏‌های تکتوسیلیکات (مانند: فلدسپار‌ها و کوارتز) می‌سازند.

ازآنجایی‏‌که بافت پرتیت در میلونیت‌ها در برابر پروتوکاتاکلازیت‌ها افزایش یافته است، پس این بافت بیشتر پیامد تنش در این سنگ‌هاست. به گفته دیگر، فراوانی پرتیت در سنگ‌های میلونیتی‌شده و جهت‏‌یابی ترجیحی آنها (که به‏‌صورت کمابیش موازی و یا با زاویه کم در برابر صفحه‌های برشی S و یا C هستند) نشان‏‌دهندة تأثیر پارامترهای جنبشی به‌جای پارامترهای بلورشناسی بر پیدایش پرتیت‌هاست (Vernon, 1977; Hippertt, 1988). ازاین‌رو،‌ گمان می‏‌رود فرایند پیدایش پرتیت در این میلونیت‌ها بیشتر پیامد تبادل‌های کاتیونی (کاتیون‏‌های جانشینی) هنگام دگرریختی بوده و فرایند اکسلوشن ماگمایی در آن دخالت نداشته است (Pryer and Robin, 1995).

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) میلونیت‌های توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان). A) خرد‌شدگی و جهت‏‌یابی بلورهای کوارتز و فلدسپار؛ B) گسترش بافت پرتیت درون بلور ارتوکلاز (Hb: هورنبلند؛ Or: ارتوکلاز)

ارتباط میان پیدایش پرتیت‌ها و تنش در پهنه پیدایش آنها و نیز علت جانشینی در راستای صفحه‌های برشی، پیامد کاهش حجم نسبی (7 درصد حجمی) سلول واحد بلور ارتوکلاز است (شکل 7- A). از آنجایی‌که این جانشینی، واکنش بلور در برابر تنش است رشته‏‌های پرتیتی در راستای عمود بر بیشترین تنش محیط جای می‏‌گیرند (Vernon, 1977؛ شکل 7- B).

در میلونیت‌ها، بلورهای ارتوکلاز با میکروکلین جایگزین شده‌اند. این پدیده نشان‏‌دهندة دگرریختی این سنگ‌ها در حالت جامد است (Eggleton and buseck, 1980; Bouchez et al., 1992)؛ زیرا بلورهای این کانی در سیستم مونوکلینیک متبلور می‏‌شوند؛ اما اگر دچار تنش شوند، سیستم تبلور آنها تغییر می‏کند. این تغییر سیستم، ماکل‏‌های آلبیتی و پریکلین را در ارتوکلاز پدید می‌آورد. حضور هم‌زمان دو ماکل آلبیت و پریکلین درون ارتوکلاز در بیشتر موارد به‏‌صورت عمود برهم و همراه با پیدایش منظره شطرنجی، در پی تنش واردشده بر سنگ است (Fitzgerald and McLaren, 1982; Bouchez et al., 1992).

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) میلونیت‌های در توده آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان). A) جایگزینی بلور ارتوکلاز با میکروکلین؛ B) پیدایش صفحه‌های برشی S-C و پرتیت‌های پدیدآمده عمود بر راستای بیشترین تنش واردشده در ارتوکلاز (Or: ارتوکلاز؛ Mc: میکروکلین)

برآورددما و فشار میلونیتی‏‌شدن برپایه دگرریختی‏‌ها

جای‌گرفتن در پهنه برشی، دگرریختی‏‌های کاملا آشکاری را در سنگ‌های فلسیک توده دروازه پدید آورده است. بررسی‌ها نشان داده‏‌اند شرایط حاکم بر دگرریخت‏‌هایی با بررسی تغییرات فیزیکی و ویژگی‏‌های ساختاری برآورد می‌شود (Passchier and Trouw, 1996; Fitzgerald and Stunitz, 1993; Srivastava and Mitra, 1996; Frisicale et al., 2005). با افزایش دما در شرایط متوسط به بالا (700-400 درجه سانتیگراد)، کوارتز به‏‌صورت بلورهای جدید، زیردانه و زیردانة چرخشی بازتبلور می‌یابد و با پیشرفت دگرریختی، مهاجرت مرز دانه روی می‌دهد و بلورها تغییر می‏‌کنند. در این شرایط، دانه‏‌های کوارتز کشیده و به‏‌صورت نوارهای چندبلوری دیده می‏‌شوند (Passchier and Trouw, 1996). این نوارهای کوارتز در میلونیت‌ها در شرایطی همانند رخساره متوسط تا بالای شیست سبز پدید می‌آیند (Simpson, 1985). بررسی ریزساختارها در سنگ‌های بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهد رفتار دینامیکی، بازتبلور و پیدایش نوارهای کوارتزی (که نشان‏‌دهنده مهاجرت مرز دانه و فرایند چرخش زیر دانه هستند) را در پی داشته است. در سنگ‌های میلونیتی، بیشتر پتاسیم‌فلدسپار‌ها پرتیتی شده‌ و با افزایش دگرریختی هم‌راستا با دگرریختی جای‌گرفته و گاه دچار بازتبلور شده‏‌اند. این پدیده دمای نزدیک به 600-500 درجه سانتیگراد هنگام رخداد دگرریختی‏‌ها را پیشنهاد می‏‌کند (Srivastava and Mitra, 1996 Fitzgerald and Stunitz, 1993;). برخی دانه‏‌های پلاژیوکلاز با ماکل پلی‏‌سنتتیک و کارلسباد دچار خمش شده‌اند. به باور Pryer (1993)، این پدیده در دمایی نزدیک به 500 درجه سانتیگراد روی می‌دهد و دگرریختی همانندِ رخساره شیست سبز را پیشنهاد می‌کند.

پر‏‌شدن شکستگی بلورهای فلدسپار نخستین با مجموعه‏‌های دانه ریز پتاسیم‏‌فلدسپار‌ و کوارتز، پیدایش بافت گرانوفیری دگرریخت نشده در پیرامون و درونِ بلورهای دگرریخت‌شده ارتوکلاز و میکروکلین، پیدایش بافت میرمکیتی در پیرامون پورفیروکلاست‌های پتاسیم‌فلدسپار و پلاژیوکلاز از ویژگی‏‌هایی دگرریختی این سنگ‌ها در حضور مقدار کمی سیال است (Philpotts, 1990). گمان می‏‌رود تنش در جانشینی میرمکیت به‌جای پتاسیم‌فلدسپار نقش مهمی داشته است. ویژگی‏‌های ریزساختاری گفته‌شده، به‌همراه پیدایش میرمکیت در سنگ‌ها، در دمای بیش از 550 درجه سانتیگراد روی می‌دهند (Simpson and Wintsch, 1989; Bodorkos et al., 2000). رفتار خمیری و شکل‏‌پذیر بلورها که فابریک چشمی و یا عدسی‌شکل را در این سنگ‌ها پدید آورده است، نشان‏‌دهندة بالا‏‌بودن دما در پهنه برشی است (Passchier and Trouw, 1996). این نکته دمای دست‌کم 400 درجه سانتیگراد را برای دگرریختی حاکم بر منطقه پیشنهاد می‏‌کند. از سوی دیگر، لبة کنگره‏‌ای و دندانه‏‌دارشدة پلاژیوکلازها به‌ درون بلورهای کناری (مانند: کوارتز) نیز رفتار دگرریختی در دمای نزدیک به 500 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهند (Passchier and Trouw, 1996; Tullis et al., 2000). پس ویژگی‏‌های ساختاری، دمای نزدیک به 500 تا 600 درجه سانتیگراد را برای دگرریختی سنگ‌های بررسی‏‌شده پیشنهاد می‏کنند. Torkian (2013) نیز با به‏‌کارگیری بررسی ریزساختارها و ترکیب کانی بیوتیت، دمای نزدیک به 550 تا 750 درجه سانتیگراد را برای دگرریختی گرانیتوییدهای نزدیک به توده دروازه (پلوسرکان، گزگز و سنگین‏‌آباد) پشنهاد کرده است.

زمین‏‌شیمی

داده‌های تجزیه سنگ‌ها در جدول 1 آورده شده‏‌اند. درصد سیلیس (65 تا 77 درصد وزنی) و مقدار K₂O+Na₂O برای سنگ‌های فلسیک توده دروازه، همانند ترکیب گرانیت و کوارتزمونزونیت است (شکل 8). این نام‌ها با نامگذاری برپایه سنگ‏‌نگاری نیز همخوانی دارند. در نمودارهای شناسایی برپایه K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)، این سنگ‌ها در بخش کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا کمی شوشونیتی جای می‌گیرند (شکل 8).

شکل 8- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در: A) نمودار TAS (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار SiO₂ در برابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)

چه‌بسا ورود ترکیبات قلیایی و پتاسیم بالا (متاسوماتیسم)، بر مقدار K₂O این سنگ‌ها کمی تأثیر گذاشته‏‌اند. برای بررسی تحولات ماگماییِ ترکیب‌های فلسیک منطقه، اکسید عنصرهای اصلی و کمیاب در برابر سیلیس رسم شدند (شکل 9).

شکل 9- نمودارهای هارکرِ عنصرهای اصلی و کمیاب برای گرانیت و موارتزمونزونیت‌های دروازه (جنوب قروه، کردستان) (نمادها همانند شکل 8 هستند)

ازآنجایی‏‌که P₂O₅، Al₂O₃، Fe₂O₃، CaO، TiO₂، Sr و Ba در نمودارهای هارکر روند کاهشی دارند، گمان می‏‌رود آپاتیت، فلدسپار و کانی‏‌های فرومنیزین از ماگمای مادر سنگ‌های فلسیک توده دروازه جدایش پیدا کرده‏‌اند. پراکندگی عنصرهای اصلی و کمیاب (مانند: Na₂O، K₂O، Rb و Pb) چه‌بسا پیامد فرایند متاسوماتیسم و جابه‏‌جایی عنصرها باشند. همچنین، پیوستگی روند عنصرها میان گرانیت‌ها و کوارتزمونزونیت‌ها در نمودارها چه‌بسا نشان‏‌دهنده خویشاوندی و چه‌بسا خاستگاه یکسان برای ترکیب‌های اسیدی توده دروازه است (شکل 9). در رده‏‌بندی ماگماها برپایه درجه اشباعی از آلومینیم (Shand, 1947)، سنگ‌های فلسیک توده دروازه در گسترة متآلومین تا کمی پرآلومین (شکل 10) جای می‌گیرند.

شکل 10- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در نمودار Shand (1947) (نمادها مانند شکل 8 هستند)

از آنجایی‏‌که محتوای سیلیس بیشتر از 65 درصد وزنی و FeO/(FeO+MgO) بیشتر از 8/0 است، در رده‏‌بندی Frost و همکاران (2001)، نمونه‌ها در گسترة آهن جای می‌گیرند. در نمودارهای بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته (Sun and McDonough, 1989) و کندریت (Sun and McDonough, 1989)، همه نمونه‏‌ها، الگوی بیشتر عنصرها یکسان است و در کل، LREE در برابر HREE غنی‏‌شده دارند؛‌ اما عنصرهای Ti، P, Sr, Nb و Ba، ناهنجاری منفی و عنصرهای Pb، Th و U، آنومالی مثبت نشان می‌دهند (شکل 11).

شکل 11- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در نمودارهای بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه و کندریت (Sun and McDonough, 1989)

بررسی تیپولوژی گرانیت و کوارتزمونزونیت‌های توده پلوتونیک دروازه

تا کنون رده‏‌بندی‏‌های گوناگونی برای شناسایی گرانیتوییدها برپایه خاستگاه و پهنه زمین‏‌ساختی پیشنهاد شده‌اند. برپایه آنها سنگ‌های فلسیک عموماً به چهار دسته I، S، M و A رده‏‌بندی می‏‌شوند (Ishihara, 1977; Collins et al., 1982; Pitcher, 1983; White and Chappell 1983; Harris et al., 1986; Castro et al., 1991). سنگ‌های فلسیک دروازه با گروه‌های گوناگون گرانیت‌ها که پژوهشگران (Ishihara, 1977; Pitcher, 1983; White and Chappell 1983; Harris et al., 1986; Castro et al., 1991) از دیدگاه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، کانی‏‌شناسی و پهنه زمین‏‌ساختی مقایسه شدند. برپایه این ویژگی‌ها (نبود کانی‏‌های آلومینوسلیکاته (مانند: مسکوویت، آندالوزیت، کردیریت و گارنت)، دارابودن هورنبلند، نبود انکلاوهای متامورفیک و سرشار از میکا، دارابودن اسفن‏‌های اولیه، مقدار سیلیس برابر با 65-77 درصد وزنی، A/CNK کمتر از 1/1 و پرآلکالن‌نبودن)، این سنگ‌ها در دسته گرانیت‌های نوع I جای می‏‌گیرند. نمودارهای گوناگونی برای شناسایی گرانیت‌های گوناگون پیشنهاد شده‏‌اند (مانند: Collins et al., 1982; Chappell and White, 1992; Eby, 1992). برای نمونه، Eby (1992) با به‏‌کارگیری محتوای Th و Eu/Eu*، گرانیت‌های نوع A را از گروه‌های I و S شناسایی کرده است. در این نمودار سنگ‌های فلسیک توده دروازه در محدودة گرانیت‌های نوع I و S جای می‏‌گیرند (شکل 12- A).

شکل 12- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در: A) نمودار شناسایی گرانیت‌های نوع A از I و S (Eby, 1992)؛ B) روند کاهشی P₂O₅ در برابر SiO₂ (Chappell and White, 1992)؛ C) نمودار SiO₂ در برابر Zn (Collins et al., 1982)

برای شناسایی گرانیت‌های سری I و S، نمودار P₂O₅ در برابر سیلیس به‌کار برده می‌شود (Chappell and White, 1992). بر پایه این نمودار، روند کاهشی مقدار اکسید فسفر در برابر SiO₂ (شکل 12- B) و نیز محتوای A/CNK در شکل 10، همخوانی سنگ‌های فلسیک دروازه با گرانیت‌های نوع I را نشان می‌دهد. همچنین، در نمودارهای Collins و همکاران (1982) (مانند: نمودار Zn-SiO₂ که برای شناسایی گرانیت‌های با سرشت آذرین (I-Type) و غیرکوهزایی (A-Type) پیشنهاد شده‏ است)، سرشت نمونه‏‌های فلسیک توده دروازه با سنگ‌های با I-Type همخوانی دارد (شکل 12- C).

پهنه زمین‏‌ساختی سنگ‌های فلسیک‏‌

برای بررسی پهنه زمین‏‌ساختی گرانیتوییدها، ویژگی‏‌های شیمیایی و نمودارهای فراوانی به‌کار برده شدند که برپایه عنصرهای اصلی و کمیاب رسم شده‏‌اند. در سنگ‌های منطقه، غنی‌شدگی LREE در برابر HREE، آنومالی منفی Nb، Ta، P و Ti و نیز آنومالی مثبت Pb همانند الگوی گرانیت‌های پدیدآمده در پهنه‌های فرورانشی حاشیه قاره هستند (شکل 11). با رسم داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی سنگ کل، در نمودار Pearce و همکاران (1984)، سنگ‌های فلسیک منطقه در گستره همپوشانی WPG، POG و VAG جای می‏‌گیرند (شکل 13- A).

شکل 13- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختیِ پیدایش گرانیت‌ها: A) نمودار Rb-Y+Nb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار DF1-DF2 (Verma et al., 2012)

DF1=0.0645Ln(TiO₂/SiO₂))+(-1.7943Ln(Al₂O₃/SiO₂))+(0.5264Ln(Fe₂O₃/SiO₂))+(0.6385Ln(FeO/SiO₂))+(0.3407Ln (MnO/SiO₂))+(-0.072Ln(MgO/SiO₂))+(-0.3265Ln(CaO/SiO₂)+(0.1063Ln(Na₂O/SiO₂))+(1.8098Ln(K₂O/SiO₂)+ (-0.0338Ln(P₂O₅/SiO₂)+8.2616

DF2=(0.8760Ln(TiO₂/SiO₂))+(0.8018Ln(Al₂O₃/SiO₂))+(0.2472Ln(Fe₂O₃/SiO₂))+(-0.8796Ln(FeO/SiO₂))+ (0.7540Ln(MnO/SiO₂))+(-0.0006Ln(MgO/SiO₂))+(-0.0624Ln(CaO/SiO₂))+(-0.2052Ln(Na₂O/SiO₂))+(-3.3091 Ln(K₂O/SiO₂)+(0.3526 Ln (P₂O₅/SiO₂))-3.8959

گفتنی است که نمودارهای Pearce و همکاران (1984) باید با احتیاط به‌کار برده شوند؛ زیرا چه‌بسا برخی عوامل (مانند: ترکیب شیمیایی سنگ خاستگاه و تحولات ماگمایی) بر جایگاه نمونه‏‌ها در نمودارها تأثیر داشته باشند. از سوی دیگر، متاسوماتیسم حاصل از فازهای تأخیری در تغییرات شیمیایی سنگ‌ها بی‌تأثیر نیست و فراوانی کانی‏‌های فرومنیزین نیز محل گرانیتوییدهای وابسته به پهنه کمان آتشفشانی را به‌سوی گرانیتوییدهای درون صفحه‌ای تغییر می‌دهد (Pearce et al., 1984). همچنین، جای‌گرفتن نمونه‏‌ها در نزدیکیِ مرز Syn-CLOG، همراه با مقادیر بالای Rb، نشان‏‌دهنده نقش پوسته در فرایند پیدایش ماگمای اولیه است (Forster et al., 1997). به باور Forster و همکاران (1997)، در مرحله‌های پایانی ماگماتیسم مرتبط با کمان، رژیم زمین‏‌ساختی کمی به‌سوی پهنه درون‌صفحه‏‌ای کشیده می‏‌شود. ازاین‌رو، در ادامه، برای بررسی بهتر و شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی سنگ‌های فلسیک توده دروازه از رده‏‌بندی‏‌های جدیدتر بهره گرفته می‌شود.

Verma و همکاران (2012) با به‏‌کارگیری مقدار اکسید عنصرهای اصلی، نمودارهای فراوانی برای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی سنگ‌های اسیدی پیشنهاد کرده‏‌اند. از میان آنها، نموداری برگزیده شد که سه پهنة ریفت قاره‌ای (CR)، کمان قاره‌ای (CA) و برخوردی (COL) را از یکدیگر شناسایی می‏‌کند. برپایه این نمودار، نمونه‏‌های توده دروازه در گسترة پهنه کمان قاره‏‌ای جای می‌گیرند (شکل 13- B). افزون‌بر این، نمودارهای SiO₂- Rb/Zr (Harris et al., 1986) و Th/Ta در برابر Yb (Gorton and Schandl, 2000) نیز پهنه‌های پس از کوهزایی و کمان را به‏‌خوبی از هم شناسایی می‏‌کنند (شکل 14). همان‌گونه‌که در شکل 14 دیده می‌شود، گرانیت‌ها و کوارتزمونزونیت‌های توده دروازه در پهنه‌ وابسته به حاشیه فعال قاره (VAG) جای می‏‌گیرند.

برپایه مقایسه ویژگی‏‌های شیمیایی و کانیایی سنگ‌های فلسیک با پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی پیشنهادیِ پژوهشگران گوناگون، این سنگ‌ها I-Type بوده و متاآلومین تا پرآلومین‏ هستند. همچنین، برپایه فراوانی بیشتر کانی هورنبلند در برابر بیوتیت و نیز نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی، این سنگ‌ها گرانیت‌های کمان قاره دانسته می‌شوند.

شکل 14- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در: A) نمودار شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی گرانیت‌ها (Harris et al., 1986)؛‌ B) نمودار SiO2 در برابر Rb/Zr (Gorton and Schandl, 2000)

خاستگاه

ویژگی سنگ‌های آذرین درونی در پهنه کوهزایی معمولا با سنگ‌مادرهای گوناگون و فرایندهای ماگمایی مرتبط با فرورانش کنترل می‏‌شوند (Brown et al., 1984). گرانیت‌های نوع I پیامد جدایش بلوری ماگماهای مافیک جداشده از گوشته (Bacon and Druitt, 1988) و یا ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین هستند (Guffani et al., 1996; Johnson et al., 1997).

مذاب‏‌های فلسیکی که پیامد تبلوربخشی ماگماهای الیوین گابرویی هستند، در بسیاری از عنصرهای HFS غنی‏‌شدگی بالایی نشان می‏‌دهند (Turner et al., 1992). در نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه، این پدیده برای سنگ‌های فلسیک منطقه (توده دروازه) دیده نمی‏‌شود (شکل 11). برپایه تمرکز کم عنصرهای واسطه (مانند: نیکل، کروم و وانادیم) (Wilson, 1989)، عدد منیزیمی کم (9 تا 27)، میزان سیلیس بالا (65 تا 76 درصد وزنی) و انکلاوهای مافیک در سنگ‌های فلسیک، پیدایش این سنگ‌ها در پی فرایند جدایش بلوری پدید نیامده‌اند. نسبت عنصرهای ناسازگار (مانند: La/Sm و La/Yb) هنگام جدایش بلوری تغییرات کمی نشان می‏‌دهد؛ با اینکه حتی هنگام درجه‌های کم ذوب‏‌بخشی، تغییرات چشمگیری خواهند داشت (Allegre and Minster, 1978; Schiano et al., 2010). این نکته روش خوبی برای شناسایی فرایندهای ذوب‌بخشی از جدایش بلوری است. برپایه این نکته؛ مقدار La/Yb در برابر La در سنگ‌های فلسیک توده دروازه با روند ذوب‏‌بخشی همخوانی دارد (شکل 15).

شکل 15- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در نمودار La در برابر La/Yb

هرچند سنگ‌های فلسیک بخش کوچکی از توده دروازه را در بر گرفته‌اند، اما برپایه حضور گسترده مجموعه گرانیتوییدی، به‌ویژه در جنوب توده دروازه (Torkian et al., 2008) و مقایسه آنها با ترکیب‌های اسیدی یادشده در این پژوهش (برپایه ویژگی‏‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی)، چه‌بسا سنگ‌های فلسیک توده دروازه و نفوذی‏‌های فلسیک در جنوب این توده با یکدیگر وابستگی داشته باشند. سن‌سنجی‏‌ها نیز درستی این نکته را نشان می‌دهند. Mahmoudi و همکاران (2011) سن نمونه‌ای مونزونیتی از توده دروازه را 2/0±151 میلیون سال پیش به‌دست آورده‏‌اند. Yajam و همکاران (2015) سن گرانیتوییدهای جنوب دروازه را که Torkian (2008) بررسی کرده است، 147±3 میلیون سال پیش برآورد کرده‏‌اند. ازاین‌رو، فرضیه ارتباط این سنگ‌ها با یکدیگر قوت می‏‌گیرد. همچنین، حجم بزرگِ نفوذی‏‌های فلسیک در برابر مافیک در جنوب قروه نیز عامل دیگری برای نپذیرفتن پیدایش ترکیب‌های فلسیک در پی جدایش بلوری مذاب‏‌های مافیک است.

بسیاری از پژوهشگران بر این باورند که حجم بزرگی از گرانیتوییدها در پهنه‏‌های وابسته به فرورانش، پیامد نفوذ و تبلور ماگماهای مافیک در زیر پوسته هستند (Beard and Lofgern, 1991; Tepper et al., 1993)؛‌اما برپایه مجموعه فاکتورهای گفته‌شده، گمان می‏‌رود سنگ‌های فلسیک توده دروازه پیامد جدایش بلوریِ ماگماهای مافیک و یا حدواسط نبوده و چه‌بسا از ذوب پوسته زیرین پدید آمده‏‌اند.

توده‏‌های بازیک (الیوین گابروها و دیوریت‌های گابرویی؛ Molaei Yeganeh و همکاران، 2017) و انکلاوهای مافیک در جنوب قروه گواهی بر ماگماتیسم مافیک گوشته‌ای و فرایند آمیختگی ماگمایی ناقص (Mingling) هستند و هم‌زمانی مذاب‏‌های اسیدی و بازیک را نشان می‌دهند (Torkian, 2012). گمان می‏‌رود که مذاب‏‌های مافیک هنگام بالاآمدن، ترکیب‌های پوسته را ذوب کرده و ماگماهای فلسیک را پدید آورده‏‌اند. داده‏‌های سن‌سنجی (Mahmoudi et al., 2011) نیز نشان‌دهندة سن مشابهی برای سنگ‌های مافیک و فلسیک توده دروازه هستند. پس چه‌بسا، مذاب‌های سازندة سنگ‌های مافیک- حدواسط در توده دروازه و یا دیگر نفوذی‏‌های مافیک در منطقه (مانند: گابروهای شیروانه؛ Torkian و همکاران، 2015) عامل ذوب پوسته زیرین برای پیدایش سنگ‌های فلسیک توده یادشده باشند.

مقدارهای بالای Ba، Sr، Rb، K و Th در گرانیت‌ها و کوارتز مونزونیت‌های بررسی‏‌شده همانند گرانیتوییدهای پدیدآمده در مرحله بسته‏‌شدن اقیانوس هستند (Rollinson, 1993; Wilson, 1989). در این مرحله هنوز مواد گوشته‌ای حضور دارند و نزدیک‏‌شدن صفحه‌ها ستبر‏‌شدن پوسته را در پی دارد (Stern, 1994). بیشتر ترکیب پوسته در این مرحله از آتشفشانی‌‏‌های کالک‏‌آلکالن و پلوتونیک‏‌های با ترکیب میانگین آمفیبولیتی است (Stern, 1994).

بررسی‌های تجربی نشان داده‏‌اند که ماگماهای گرانیتوییدی کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و نوع I از ذوب‏‌بخشی سنگ‌های مافیک- حدواسط پوسته زیرین پدید می‌آیند (Roberts and Clemens, 1993). مذاب‏‌های جداشده از سنگ‌های مافیک مقدارهای Al₂O₃ و محتوای آلکالی کمتری در برابر مذاب‏‌های پدیدآمده از ذوب متاپلیت‌ها دارند. برپایه این بررسی‌ها با به‏‌کارگیری محتوای عنصرهای اصلی، نمودارهایی برای شناسایی خاستگاه گرانیتوییدها پیشنهاد شده‏‌اند (Patiño Douce and Beard, 1995; Patiño Douce, 1996; Patiño Douce and McCarthy, 1998: Alther et al., 2000).

ویژگی‌های شیمیایی سنگ‌های اسیدی توده دروازه (مانند: غنی‌شدگی از K، Rb، Th و U و تهی‌شدگی از Ba، Eu، Nb، Sr و Ti) همانند مذاب‏‌های پدیدآمده از ذوب پوسته زیرین (Harris et al., 1986; Chappell and White, 1992) هستند. برپایه نمودارهای Alther و همکاران (2000) و Patiño Douce (1999)، کواتز مونزونیت‌ها و گرانیت‌های توده دروازه در گسترة متاتونالیتی تا متاگریوکی جای می‏‌گیرند (شکل 16).

شکل 16- نمونه‌های آذرین درونی دروازه (جنوب قروه، کردستان) در: A) نمودار شناسایی خاستگاه سنگ‌های فلسیک (Patiño Douce, 1999)؛ B) نمودار شناسایی ذوب‏‌بخشی خاستگاه‌های گوناگونِ پدیدآورندة گرانیت‌ها (Alther et al., 2000)

گمان می‏‌رود از آنجایی‏‌که این گرانیت‌ها از نوع I هستند، برخی نمونه‏‌ها به‌سوی متاگری‏‌وک‏‌ها تمایل داشته باشند. Rezaei (2012) نیز چنین نکته‌ای را برای نمونه‌های منطقه قروه، در بخش شمال‏خاوری، گزارش کرده است. وی با استناد به Jahn و همکاران (2001)، فرایندهایی مانند متاسوماتیسم و جدایش بلوری کانی‏‌ها (مانند: هورنبلند و پلاژیوکلاز) را در تغییر و جابجایی قلمرو تصویر نمونه‏‌ها در متاگری‏‌وک‏‌ و متاپلیت‏‌ موثر دانسته است. از سوی دیگر، آنومالی مثبت Pb و غنی‌شدگی از LREE، از ویژگی‏‌های آلایش پوسته‌ای به‌شمار می‏‌روند (Pearce et al., 1984; Kameber et al., 2002). نسبت عنصرهای Nb/U، Ta/U و Ce/Pb نیز پارامترهای خوب و حساسی برای سنجش آلودگی پوسته‌ای هستند (Hofmann, 1988). مقایسه این نسبت‌ها در گرانیت‌ها (5/7Nb/U=، 4/0= Ta/U و 7=Ce/Pb) و کوارتز مونزونیت‌های توده دروازه (14Nb/U=، 7/0= Ta/U و 9=Ce/Pb) در برابر ترکیب پوسته (1/12Nb/U=، 1/1= Ta/U و 1/4 = Ce/Pb؛ ‌Taylor و McLennan، 1985) و ترکیب گوشته (34Nb/U=، 2 =Ta/U و 3/0=Ce/Pb؛ Sun و McDonough؛ 1989) نشان‏‌دهنده نقش آلایش پوسته‌ای در ترکیبات گرانیتی توده دروازه است. افزون‌بر این، میانگین محتوای Zr/Nb در ترکیب‌های پوسته‌ای برابر با 10 (Rudnick and Fountain, 1995)، در گوشته برابر با 6/0 (Sun and McDonough, 1989) و برای گرانیت‌ها و کوارتز مونزونیت‌های توده دروازه به‌ترتیب برابر با 10 و 16 است. ازاین‌رو، گمان می‏‌رود آلایش پوسته‌ای نیز در جایگیری نمونه‏‌ها به‌سوی خاستگاه گری‏‌وکی نقش داشته است.

پس برپایه ویژگی‏‌های شیمیایی، کانیایی و نوع I‏‌- بودن سنگ‌های اسیدی توده دروازه، خاستگاه متابازیتی برای آنها پیشنهاد می‏‌شود. گمان می‏‌رود جایگزین‏‌شدن ماگماهای مافیک در پوسته زیرین، ذوب‏‌بخشی سنگ‌مادرهای متابازیتی و در پایان، پیدایش ترکیب‌های فلسیک در منطقه را در پی داشته است.

نتیجه‌گیری

گرانیت و کوارتز مونزونیت بخش اصلی سنگ‌های اسیدی توده دروازه را در بر گرفته‏‌اند. افزون‌بر آن نفوذی‏‌های مافیک- حدواسط نیز در منطقه رخنمون دارند. پلاژیوکلاز، کوارتز، پتاسیم‏‌فلدسپار‌، هورنبلند، بیوتیت، اسفن، آلانیت، آپاتیت، زیرکن و اپیدوت از مجموعه کانی‏‌های سنگ‌های فلسیک هستند. جای‌گرفتن در پهنه برشی، دگرریختی و دگرگونی دینامیکی سنگ‌های توده دروازه را در پی داشته‏ است و فرایندهای دینامیکی ساختارهای کاتاکلازیتی تا میلونیتی را در این سنگ‌ها گسترش داده‏‌اند. خردشدگی مرز دانه‏‌ها، پیدایش نوارهایی از کوارتز، گرد‌شدگی و جهت‌یابی بلورها (مانند: فلدسپار‏‌)، پیدایش بافت‌های میرمکیتی و گرانوفیری، گسترش و جهت‏‌دار‏‌شدن پرتیت در پتاسیم‏‌فلدسپار‌ها، همگی نشان‏‌دهندة دگرریختی دینامیکی در دمای نزدیک به 500 تا 600 درجه سانتیگراد هستند. ترکیب کانیایی و زمین‏‌شیمیایی گرانیت‌ها و کوارتز مونزونیت‌ها، سرشت I، کالک‏‌آلکالن و متآلومین تا کمی پرآلومین‌بودن آنها را نشان می‌دهند. داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی (مانند: غنی‌شدگی LREE‏‌ در برابر HREE، ناهنجاری مثبت U، Th، Pb و منفی Sr، Ti و P) نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‌ها در پهنه فرورانشی حاشیه قاره هستند. حضور انکلاوهای مافیک، عدد منیزیمی کم در گرانیت‌ها و رفتار عنصر زیرکنیم در برابر SiO₂ نشان‏‌ می‌دهد کوارتزمونزونیت‌ها و گرانیت‌ها از جدایش بلوری مذاب‏‌های مافیک و یا حدواسط پدید نیامده‌اند. داده‏‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند سنگ‌های فلسیک توده دروازه پیامد ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین (متابازیت‏‌ها) هستند.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از هیئت تحریریه و داوران گرامی مجله پترولوژی دانشگاه اصفهان بسیار سپاس‌گزارند.

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal Earth Science 94: 401-419.

Ahmadi Khalaji, A. (2006) Petrology of the Broujerd granitoid plutons. Ph.D. thesis, University of Tehran, Iran (in Persian).

Allegre, C. J. and Minster, J. F. (1978) Quantitative models of trace element behaviour in magmatic processes. Earth and Planetary Science Letters 38: 1-25.

Altherr, R., Holl, A., Hegner, E., Langer, C. and Kreuzer, H. (2000) High-potassium, calc-alkaline I-Type plutonism in the European Variscides: northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos 50: 51-73.

Bacon, C. R. and Druitt, T. H. (1988) Compositional evolution of the zoned calcalkaline magma chamber of Mt. Mazama, Crater Lake, Oregon. Contributions to Mineralogy and Petrology 98: 224-256.

Beard, J. S. and Lofgren, G. E. (1991) Dehydration melting and water saturated melting of basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1.3 and 6.9 Kbar. Journal of Petrology 32: 365-402.

Berberian, M. and King, G .C. P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 18: 210-265.

Bodorkos, S., Cawood, P. A. and Oliver, N. H. S. (2000) Timing and duration of syn-magmatic deformation in the Mabel Downs Tonalite, northern Australia. Journal of Structural Geology 22: 1181-1198.

Bouchez, J. L., Delas, C., Gleizes, G., Ne'de'lec, A. and Cuney, M. (1992) Submagmatic microfractures in granites. Geology 20(1): 35-38.

Brown, G. C., Thorp, R. S. and Webb, P. C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of the Geological Society of London 141: 413-426.

Castro, A., Moreno-Ventas, I. and De La Rosa, J. D. (1991) H-type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granite-type classification and nomenclature. Earth Science Reviews 31(3-4): 237-253.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I-and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Geological Society of America Special Papers 272: 1-26.

Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1982) Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 80(2): 189-200.

Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology 20(7): 641-644.

Eggleton, R. A. and Buseck, P. R. (1980) The orthoclase-microcline inversion: a high-resolution TEM study and strain analysis. Contributions to Mineralogy and Petrology 74: 123-133.

Fitzgerald, J. D. and Stunitz, H. (1993) Deformation of granitoids at low metamorphic grade I: reactions and grain size reduction. Tectonophysics 221: 299-324.

Fitzgerald, J. G. and McLaren, A. C. (1982) The microstructures of microcline from some granitic rocks and pegmatites. Contributions to Mineralogy and Petrology 80: 219-229.

Forster, H. J., Tischendorf, G. and Trumbull, R. B. (1997) An evaluation of the Rb vs. (Y+Nb) discrimination diagram to infer tectonic setting of silicic igneous rocks. Lithos 40: 261-293.

Frisicale, M. C., Martinez, F. J., Dimieri, L. V. and Dristas, J. A. (2005) Microstructural analysis and P–T conditions of the Azul megashear zone, Tandilia, Buenos Aires province, Argentina. Journal of South American Earth Sciences 19(4): 433-444.

Frost, B. R., Barnaes, G. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geological classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42: 2033-2048.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Science 26: 683-693.

Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) From continental to island arc: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and with plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Guffani, M., Clynne, M. A. and Muffler, L. J. P. (1996) Thermal and mass implications of magmatic evolution in the Lassen volcanic region, California and constraints on basal influx to the lower crust. Journal of Geophysical Research 101: 3001-3013.

Harris, N. B., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publications 19(1): 67-81.

Hippertt, J. F. (1988) Breakdown of feldspar, volume grain and lateral mass transfer during mylonitization of granitoid in a low metamorphic grade shear zone. Journal of Structural Geology 20: 175- 193.

Hofmann, A. W. (1988) Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297-314.

Hosseini, M. (1999) Geological map of Qorveh (scale 1:100.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Ishihara, S. (1977) The magnetite-series and ilmenite-series granitic rocks. Mining Geology 27: 293-305.

Jahn, B. M., Wu, F., Capdevila, R., Martineau, F., Zhao, Z. and Wang, Y. (2001) Highly evolved juvenile granites with tetrad REE patterns: the Woduhe and Baerzhe granites from the Great Xing'an Mountains in NE China. Lithos 59(4):171-198.

Johnson, K., Barnes, C. G. and Miller, C. A. (1997) Petrology, geochemistry and genesis of high-Al tonalite and trondhjemites of the Cornucopia Stock, Blue Maountains, Northeastern Oregon. Journal of Petrology 38: 1585 -1611.

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contribution to Mineralogy and Petrology 144: 38-56.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American mineralogist 68: 277-279.

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

Masoudi, F., Yardley, B. W. D. and Cliff, R. A. (2002) Rb- Sr geochronology of pegmatites, plutonic rocks and a hornfels in the region southwest of Arak, Iran. Journal of Sciences Islamic Republic of Iran 13(3): 249-254.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews 37: 215-224.

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 Science 21: 397-4120.

Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros Orogen in northwestern Iran. International Geology Review 56(3): 263-287.

Molaei Yeganeh, T., Torkian, A. and Sepahi, A. A. (2017) Source and geothermobarometry of the gabbrodioritic intrusive body, (S-Qorveh-Kurdistan); with emphasis on minerals chemistry. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 25(1): 153-166 (in Persian).

Passchier, C. W. and Trouw, R. A. J. (1996) Micro tectonics. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg.

Patiño Douce, A. E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? Geological Society London Special Publications 168(1): 55-75.

Patiño Douce, A. E. and Beard, J. S. (1995) Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar. Journal of Petrology 36(3): 707-738.

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. Hacker, B. R. and Liou, J. G.) 27-55. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht

Patiño Douce, A. E. P. (1996) Effects of pressure and H₂O content on the compositions of primary crustal melts. Geological Society of America Journal 315: 11-21.

Pearce, J. A., Harris, N. B. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25(4): 956-983.

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

Philpotts, A. R. (1990) Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, N. J. Cambridge University press. New Jersey, US.

Pitcher, W. S. (1983) Granite: typology, geolo- gical environment and melting relationships. Migmatites, Melting and Metamorphism (Eds. Atherton, M. P. and Gribble, C. D.). Shiva Publishers 277-285. Ltd, Cheshire.

Pryer, L. L. (1993) Microstructures in feldspars from a major crustal thrust zone, the Grenville Front, Ontario, Canada. Journal of Structural Geology 15: 21-36.

Pryer, L. L. and Robin P. Y. F. (1995) Retrograde metamorphic reactions in deforming granites and the origin of flame perthite. Journal of Metamorphic Geology 14: 645-658.

Putnis, A., Hinrichs, R., Putnis, C.V., Golla-Schindler, U. and Collins, L. G. (2007) Hematite in porous red-clouded feldspars: evidence of large-scale crustal fluide rock interaction. Lithos 95: 10-18.

Rezaei, M. (2012) The study of mylonitic and foliated rocks, southeast of Qorveh area (Kurdistan). M.Sc. thesis, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran (in perisan).

Roberts, M. P. and Clemens, J. D. (1993) Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology 21(9): 825-828.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, New York, US.

Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33(3): 267-309.

Schiano, P., Monzier, M., Eissen, J. P., Martin, H. and Koga, K. T. (2010) Simple mixing as the major control of the evolution of volcanic suites in the Ecuadorian Andes. Contributions to Mineralogy and Petrology 160: 297-312.

Sepahi, A. A. and Athari, S. F. (2006) Petrology of major granitic plutons of the northwestern part of Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, Zagros Orogen, Iran: with emphasis on A-type granitoids from SE Saqqes area. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen 183: 93-106.

Shand, S. J. (1947) Eruptive Rocks. T. Murby, London, UK.

Simpson, C. (1985) Deformation of granitic rocks across the brittle -ductile transition. Journal of Structural Geology 7: 502-511.

Simpson, C. and Wintsch, R. P. (1989) Evidence for deformation-indused K-feidspar replacement by myrmekite. Journal of Metamorphic Geology 70: 261-275.

Srivastava, P. and Mitra, G. (1996) Deformation mechanisms and textures in mylonites along the North Almora thrust (Kumaon Himalayas, India): Evidence for heterogeneous deformation and conductive cooling during thrusting. Journal of Structural Geology 18: 27-39.

Stern, R. J. (1994) Arc assembly and continental collision in the Neoproterozoic East African Orogen: Implications for the consol-idation of Gondwana land. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 22: 319-351.

Stipp, M., StuÈnitz, H., Heilbronner, R. and Schmid, S. M. (2002) The eastern Tonale fault zone: a ‘natural laboratory’for crystal plastic deformation of quartz over a temperature range from 250 to 700 C. Journal of Structural Geology 24(12): 1861-1884.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalt: implications for mantle compositions and processes. Geological Society, London, Special Publications 42: 313-345.

Tahmasbi, Z., Khalili, M., Ahmadi Khalaji, A. and Makkizade, M. (2010) Petrogenesis of the Astaneh granitoid (western Iran). Petorogy 1: 87-102 (in Persian).

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust: Its Compositions and Evolution. Blackwell Scientific Publication, Carlton.

Tepper, J. H., Nelson, B. K., Bergontz, G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, North Cascaades, Washington: generation of calc-alkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 333-351.

Torkian, A. (2008) Magmatic investigation the South-Qorvehgranitoid intrusive body (Kurdistan). Ph.D. thesis, University of Isfahan, Iran (in Persian).

Torkian, A. (2012) Chemical and textural properties of mineral in Qorveh plutonic complex (Kurdisatn): evidences of mingling/mixing process. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 20(2): 331-342 (in Persian).

Torkian, A. (2013) Study of the whole rock geochemical behavior and minerals chemistry of feldspar and biotite in the E-Qorveh shear zone (Kurdistan). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(3): 581-594 (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: 131-142.

Torkian, A., Mohebbi, Kh. and Sepahi, A. (2015) Petrology of the gabbro-dioriticintrusives in Parishanmountain, S-Qorveh, Kurdistan. Petrology 6(23): 27-44 (in Persian).

Tullis, J., Stünitz, H., Teyssier, C. and Heilbronner, R. (2000) Deformation microstructures in quartzo-feldspathic rocks. In: Stress, strain and structure - a tribute to Win Means (Eds. Urai, J. and Jessel, M.) Journal of the Virtual Explorer, Volume 2.

Turner, S. P., Foden, J. D. and Morrison, R. S. (1992) Derivation of some A-type magmas by fractionation of basaltic magma: An examplefrom the Padthaway Ridge, South Australia. Lithos 28: 151-179.

Valizadeh, M. M. and Sadeghian, M. (1996) Petrogenesis of the Alvand granitoid pluton. Iranian Journal of Geoscience 5(19): 14-31 (in Persian).

Verma, S. K., Pandarinath, K. and Verma, S. P. (2012) Statistical evaluation of tectonomagmatic discrimination diagrams for granitic rocks and proposal of new discriminant-function-based multi-dimensional diagrams for acid rocks. International Geology Review 54(3): 325-347.

Vernon, R. H. (1977) Micro fabric of mica aggregates in partly recrystallized biotite. Contributions to Mineralogy and Petrology 61: 175-185.

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

Wilson M., 1989. Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. Harper Collins Academic.

Yajam, S. (2017) The problem of presence Zircon restite crystals in the Qalaylan pluton; evidences of Gondwana crust in rocks which have mantle isotopic nature. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 25(1): 67-78 (in Persian).

Yajam, S., Montero, P., Scarrow, J. H., Ghalamghash, J., 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. Geochimica et Cosmochimica Acta 13(1): 25-43.

Statistics

Article View: 1,834

PDF Download: 1,087

Journal management system. designed by sinaweb

Related Links

News

Statistics

Petrology and the effects of dynamic processes on the felsic rocks in the Darvazeh plutonic body (South Qorveh- Kurdistan)