محیط زمین‏‌ساختیِ ماگمای گرانیتوییدهای نوع A و نفوذی‏‌های مافیک سیاه‏‌باز (شمال‏‌باختری خوی

فضل نیا, عبدالناصر

doi:10.22108/ijp.2017.81971

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,673
تعداد مقالات	13,654
تعداد مشاهده مقاله	31,570,779
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,472,600

محیط زمین‏‌ساختیِ ماگمای گرانیتوییدهای نوع A و نفوذی‏‌های مافیک سیاه‏‌باز (شمال‏‌باختری خوی

پترولوژی

مقاله 4، دوره 8، شماره 30، شهریور 1396، صفحه 31-54 اصل مقاله (3.67 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.81971

نویسنده

عبدالناصر فضل نیا^*

گروه زمین‏‌شناسی، دانشگاه ارومیه، 165- 57153 ارومیه، ایران

چکیده

رخنمون‏‏‌های گرانیتی-گابرویی-آپینیتی سیاه‏‏‌باز (شمال‏‏‌باختری خوی) از مجموعه‏‏‌های آذرین مربوط به پایان اردوویسین-آغاز پرمین هستند. این مجموعه‌ بخشی از شمال پهنه سنندج-سیرجان است. هم‌زمانی فعالیت مذاب‏‏‌های مافیک (گابرویی-آپینیتی) و فلسیک (گرانیتی) نشان می‏‏‌دهد که مذاب‏‏‌های مافیک آب‌دار، در هنگام یا پس از تزریق به پوسته، توانسته‏‏‌اند با مذاب‏‏‌های فلسیک برخاسته از قاعده پوسته‏‏‌ای، آمیخته شوند. در پی جدایش بلوری در آشیانه‏‏‌های ماگمایی مذاب‏‏‌های مافیک آب‌دار، سنگ‏‏‌های گابرویی و مافیک آپینیتی با نزدیک به 25 تا 60 درصد مودال آمفیبول پدید آمده‌اند. مذاب‏‏‌های فلسیکی هم توانسته‏‏‌اند سنگ‏‏‌های گرانیتی نوع A را پدید آورند. بررسی‏‏‌های کانی‏‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی و همچنین، پهنه زمین‌ساختی نشان می‏‏‌دهند که در زمانی میان پایان اردوویسین-آغاز پرمین، در پی فرورانش پالئوتتیس به زیر یک جزیره کمانی (سیاه‏‏‌باز) در شمال‏‏‌باختریِ ایران مرکزی، همه طیف‏‏‌های سنگی پدید آمده‏‏‌اند. حضور سیال‌های فرورانشی، مذاب‏‏‌های مافیک آب‌دار را در گوة گوشته‏‏‌ای ساخته‌اند و پس از انتقال به قاعده جزیره کمانی، مذاب‏‏‌های فلسیک نوع A در پی ذوب‌بخشی این بخش پدید آمده‏‏‌اند. جریان همرفتی در گوة گوشته‏‏‌ایِ بالای پهنة فرورانش، یک محیط کششی را در این پهنه (پهنه کششی در حاشیه فعال) پدید آورده است؛ ازاین‌رو، شرایط برای پیدایش مذاب‏‏‌های فلسیک A فراهم شده است.

کلیدواژه‌ها

آپینیت؛ گابرو؛ گرانیت نوع-A؛ مناطق کششی حاشیه‌های فعال؛ محیط تکتونوماگمایی

اصل مقاله

در بیشتر کمربندهای پلوتونیک مربوط به پهنه‌های فرورانشی جهان، مجموعه‏‏‌های گرانیتی ( نوع A)- سینیتی- مونزونیتی- گابرویی- آپینیتی رخ می‏‏‌دهند (Murphy, 2013). در ایران، یکی از پهنه‌‏‏‌های ویژه‏‏‌ای که در آن این‌گونه مجموعه‏‏‌ها یافت می‏‏‌شوند، پهنه سنندج-سیرجان و به‌ویژه، بخش شمالی این پهنه است. در مجموعه‏‏‌های گرانیتی- سینیتی- مونزونیتی- گابرویی- آپینیتی، شواهد مربوط به سری‏‏‌های آپینیتی و فرایند آپینیتی‌شدن دیده می‌شوند.

آپینیت‏‏‌ها مجموعه سنگ‏‏‌های اولترامافیک تا مافیک- حدواسطی هستند که امکان بررسی حضور آب و مواد فرار در مرحله‌های گوناگون تبلور ماگماهای بازیک و اولترابازیک را فراهم می‌کنند. از نشانه‏‏‌های آشکار و شناخته‌شدة آپینیتی‌شدن، دارابودن بلورهای هورنبلند بزرگ و دراز (نزدیک به 2 سانتیمتر یا بزرگ‏‏‌تر) در سنگ‏‏‌های این مجموعه‏‌ها، است (Roach, 1964). در محدوده بررسی‌شدة این پژوهش نیز این پدیده به‌خوبی نشان‌دهنده مرحله‌های گوناگون تاثیر مواد فرار بر تبلور ماگماهای مافیک است (در بخش سنگ‌نگاری). آب موجود در چنین مذاب‏‏‌هایی با پیدایش بلورهای آمفیبول در گابروها و مونزوگابروهای آپینیتیِ مرتبط با سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و متاسوماتیسم گوشته‏‏‌ای، واکنش‏‏‌های آب‌زا و آب‌گیری، جدایش بلوریِ ماگماهای سیلیسی سرشار از آب و انتقال آب آنها به ماگمای مافیک (Sha, 1995) همخوانی دارد. در چنین محیط‏‏‌هایی با افزایش فشار آب در مذاب، میدان پایداری هورنبلند بزرگ‌تر شده و از پایداری الیوین و پیروکسن کاسته می‏‏‌شود (Rock, 1991; Martin, 2006; Pe-Piper et al., 2010). در پی تبدیل این دو کانی به بلورهای هورنبلند، آنها مصرف می‏‏‌شوند و ازاین‌رو، هورنبلند در این شرایط درصد مودال بالاتری نشان خواهد داد (Zhang et al., 2012; Murphy, 2013; Xiong et al., 2015).

گابروها سنگ‏‏‌های آذرین درونی دانه‌ متوسط تا دانه‌ درشت، با ترکیب بازالتی، هستند. این سنگ‏‏‌ها بیشتر مزوکرات هستند، اما گاه به‌صورت لوکوکرات نیز دیده می‏‏‌شوند. بافت شاخص در این سنگ‏‏‌ها هیپیدیومورفیک گرانولار است. بافت کومولا نیز رایج است. بافت‏‏‌های افتیک، ساب‏‏‌افتیک و نواری از بافت‏‏‌های دیگری هستند که در این سنگ‏‏‌ها دیده می‌شوند. سرشت گابروها از آلکالن تا توله‏‏‌ایتی متغیر است و در برخی مناطق، آنها سرشار از MgO می‏‏‌شوند (Rock, 1991; Luhr, 1997; Best, 2003; Pollock and Hibbard, 2010; Gill, 2010; Zhang et al., 2015; Xie et al., 2015; Eyuboglu et al., 2016).

گرانیت‏‏‌های نوع A دارای A/CNK>1 و ویژگی‏‏‌های آلکالن، پرآلکالن و توله‏‏‌ایتی- کالک‏‏‌آلکالن هستند (Eby, 1990; Clarke, 1992). این گرانیت‏‌ها با SiO₂ (نزدیک به 77 درصد وزنی)، Na₂O+K₂O، Fe/Mg، F، Zr، Nb، Ta، Sn، Y و REE (عنصرهای خاکی نادر،‌ مگر Eu) بالا و CaO، Ba و Sr کم (Loiselle and Wones., 1979; Collins et al., 1982; White and Chappell., 1983; Clemens et al., 1986) و مقدار کم Al، Mg، Ca و V شناخته می‏‌شوند (Whalen et al., 1987). به گفته دیگر، گرانیت‏‌های نوع A از عنصرهای کمیاب ناسازگار، مانند LILE و HFSE، سرشار بوده؛ اما از عنصرهای کمیاب Co، Sc، Cr، (در سیلیکات‏‌های مافیک) و Ni، Ba، Sr، Eu (در فلدسپارها) تهی‏‌ هستند (Loiselle and Wones, 1979; Bonin, 2007; Hergt et al., 2007; Alirezaei and Hassanzadeh, 2012; Isseini et al., 2012; Li et al., 2015). همچنین، این سنگ‏‌ها در اصل، سنگ‏‌هایی کمابیش خشک (بی‏‏‌آب) با محتوای آلکالن و سرشار از عنصرهای HFSE (عنصرهای با قدرت یونی بالا) شناخته می‏‌شوند (Dall’Agnol et al., 2012). گرانیت‏‌های نوع A در پهنه‏‌های کافتی و بخش‏‌های درونی صفحه‌‏‌های قاره‏‌ای فراوان هستند (Blatt et al., 2006)؛ اما در کل، در جایگاه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی (مانند: پس از برخورد سپرها، کافت‏‌ها، حاشیه‏‌های غیر‏‌فعال، پهنه‌های کششی حاشیه‏‌های فعال، حاشیه‏‌های واگرای اقیانوسی (پشته‏‌ها)، جزیره‌های اقیانوسی و سرانجام در دیگر سیاره‏‌های منظومه خورشیدی، مانند: ماه، بهرام و ناهید) یافت می‌شوند (Clemens et al., 1986; Bonin, 2007). برپایه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و جایگاه پیدایش، گرانیتوییدهای نوع A می‏‌توانند از منابع گوناگون (مانند: پوسته آذرین زیرین، گوشته‏‌ای، پوسته رسوبی بالایی و یا از خاستگاه ماگماهای آمیخته) پدید آیند (Clemens et al., 1986; Castro et al., 1991; Barbarin, 1996; Landenberger and Collins, 1996; Bonin, 2007؛ Isseini et al., 2012; Aliani et al., 2012; Ahankoub et al., 2012). ازاین‌رو، این گرانیت‏‌ها در جایگاه‏‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگون در پی فرایندهای چندگانه و در نسبت‏‌های گوناگون پوسته/گوشته روی می‏‌دهند (Pearce, 1996) و این پدیده گویای چندگانگی و پیچیدگی فرایندها و الگو‏‌های پیدایش آنهاست.

در بخش شمالی پهنه سنندج-سیرجان، بررسی‌هایی (Sepahi and Athari, 2006; Azizi and Asahara, 2013; Sarjoughian et al., 2016) بر روی گرانیت‏‏‌های نوع- Aانجام شده است. این پژوهشگران گرانیت‏‏‌های یادشده را یا وابسته به پهنه فرورانشی دانسته و یک کمان درون‌اقیانوسی را پدیدآورنده این گرانیت‏‏‌ها می‌دانند و یا آنها را مربوط با پس از کوهزایی و پس از برخورد دانسته‌اند. به ‌هر روی، گرانیت‏‏‌های نوع- A در این پهنه در زمان ژوراسیک و کرتاسه به‏‌صورت دو پهنه زمین‏‌ساختی جداگانه تفسیر شده‏‏‌اند.

بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی توده‌های آذرین درونیِ گرانیتیِ نوع A و گابروها- آپینیت‏‏‌های همراه می‏‏‌توانند در شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی پیدایش آنها، کمک شایانی کند. ازاین‌رو، این پژوهش می‌کوشد با به‌کارگیری داده‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی موجود، به تکامل سنگ‏‏‌شناسی و پهنه زمین‏‌ساختی احتمالی سنگ‏‏‌های فلسیک و مافیک شمال‏‏‌باختری خوی بپردازد (شکل 1). هدف از این پژوهش، به‏‌دست آوردن ویژگی‌های زمین‏‌شیمی و شناسایی جایگاه تکامل زمین‌ساختی ماگمای این سنگ‏‏‌هاست.

محیط زمین‏‏‌شناسی

نفوذی‏‏‌های گرانیتی-گابرویی-آپینیتی سیاه‏‏‌باز خوی در داخل پهنه ساختاری سنندج-سیرجان و در 35 کیلومتری شمال‏‏‌باختری شهرستان خوی جای دارند (شکل 1) ( Stöcklin, 1968; Hajialilu and Oskuie, 1995). بسیاری از پژوهشگران پهنه ساختاری سنندج-سیرجان را بررسی کرده‌اند (مانند:Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003). این پهنه بخشی از کوهزایی برخوردی زاگرس است که میان کمربند چین‌خورده زاگرس در باختر و کمان ماگمایی ارومیه- دختر در خاور (شکل 1) جای دارد (Alavi, 1994; Mouthereau et al., 2012) و بخش میانی کمربند کوهزایی برخوردی آلپ- هیمالیاست. این پهنه در هنگام بسته‏‌شدن نئوتتیس در سنوزوییک تکامل یافته است (Mouthereau et al., 2012).

به ‌هر روی، بیشتر سنگ‏‏‌های این پهنه از سنگ‌های دگرگونی دوران مزوزوییک و سنگ‌های رسوبی دوران سنوزوییک هستند (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994). در هنگام باز‏‌شدن نئوتتیس (کربونیفر پایانی- پرمین آغازین)، پهنه سنندج- سیرجان از ابرقارة گندوانا جدا شده است (Golonka, 2004)؛ اما در دوره پرمین- تریاس، این پهنه به‌سوی اوراسیا جابجا شده و در پی آن دو رویداد دگرگونی ناحیه‏‏‌ای در بخشی از این پهنه رخ داده است (Fazlnia et al., 2009). در پایان و در هنگام سنوزوییک، این پهنه پس از برخورد قاره‏‏‌ای میان صفحه‏‌های عربی و اوراسیا، بخشی از پهنه برخوردیِ زاگرس شد (مانند: Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003; Golonka, 2004; Mohajjel and Fergusson, 2014).

شکل 1- نقشه زمین‏‏‌شناسی ساده شده گسترة شمال‏‏‌باختری خوی (با تغییراتی پس از Hajialilu و Oskuie، 1995)

بررسی‌های پیشین (Hajialilu and Oskuie, 1995; Advay et al., 2009) نشان دادند که سنگ‏‏‌های آذرین درونیِ بررسی‌شده (با نام شاه‏‏‌آشان داغی)، گابرو و گرانیت‏‏‌های آلکالی‌فلدسپاردار نوع A هستند و سازندهای پرمین را قطع کرده و با سازند قم (الیگومیوسن) پوشانده شده‏‏‌اند. بررسی‌های Advay و همکاران (2009) نشان داده‌اند که در بهنجارسازی سنگ‏‏‌های مافیک بررسی‏‌شده در برابر ترکیب کندریت و گوشته اولیه، نمونه‌ها از LREE در برابر HREE غنی‏‌شدگی نسبی دارند. افزون‌براین، بهنجارسازی سنگ‏‏‌های بررسی‏‌شده نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی نسبی از LILE و تهی‏‏‌شدگی از HFSE (مگر Hf، Ta و Nb) است. برپایه این بررسی‌ها روشن شد که سنگ‏‏‌های مافیک گابرویی گوناگون، در پی نابهنجاری مثبت و شباهت با بازالت‏‏‌های میان‌اقیانوسیِ نوع پلوم و توله‏‏‌ایتی بودن، از یک خاستگاه گوشته‏‏‌ای غنی‌شده و وابسته به پلوم گوشته‏‏‌ای پدید آمده‏‏‌اند؛ اما بررسی‌های Hajialilu و Oskuie (1995) نشان داد که این سنگ‏‏‌ها چه‏‌بسا پیامد گسترش یک ریفت قاره‏‏‌ای هستند.

همچنین، بررسی‏‏‌های Hajialilu و Oskuie (1995) نشان داده‌اند که سنگ‏‏‌های گرانیتی در محدودة بررسی‏‌شده دارای بافت دانه درشت و پرتیتی هستند و بیشتر ترکیب لوکوگرانیتی دارند. برپایه این بررسی‌ها، سنگ‏‏‌های گرانیتی منطقه هم‏‏‌ارز با گرانیت‏‏‌های قوشچی و هم‏‏‌سن با آنها هستند. بررسی‌های Advay و همکاران (2009) نشان داده‌اند که سنگ‏‏‌های گرانیتی سیاه‏‏‌باز (شاه‏‏‌آشان‏‏‌داغی) سرشت نیمه‌قلیایی با پتاسیم بالا، متاآلومینوس تا پرآلومینوس و پرآلکالن ضعیف دارند و به‏‌طور نسبی از LIL (به‌ویژه Rb و Th) غنی هستند. این پژوهشگران نشان داده‌اند که گرانیت‏‏‌های یادشده از عنصرهای Nb، Sr، Eu، Ba و Th تهی هستند. ایشان بر پایه این نکته، به خاستگاه پوسته‏‏‌ای این گرانیت‏‏‌ها پی بردند. در پایان، این گرانیت‏‏‌ها را به کشش‏‏‌های مربوط به فعالیت‏‏‌های آغازین کافت‏‏‌زایی اقیانوس خوی و یا کشش‏‏‌های پس از برخورد قاره‏‏‌ای و پیدایش افیولیت‏‏‌های مربوطه (افیولیت خوی) نسبت دادند. این بررسی‌ها هیچ ارتباطی میان دو ماگمای مافیک و فلسیک قایل نشده و آنها را پیامد فعالیت دو ماگمای جداگانه می‌دانند. در پایان، پیشنهاد کردند که هم ماگماهای فلسیک و هم مافیک منطقه، بخشی از فعالیت‏‏‌های درون‌صفحه‏‏‌ای هستند.

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‏‏‌برداری منظم از حاشیه‌ها به‌سوی مرکز، 30 نمونه گرانیتی، 15 نمونه گابرویی و 12 نمونه آپینیتی برای بررسی‌های سنگ‌نگاری برگزیده شدند. برپایه بررسی‏‏‌های صحرایی و سنگ‌نگاری، متنوع‏‏‌ترین و تازه‏‏‌ترین نمونه‏‏‌ها برای تجزیه شیمیایی با دستگاه ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry) به شرکت GeoLab (کانادا) فرستاده شدند. 8 نمونه گرانیتی، 3 نمونه گابرویی و 3 نمونه آپینیتی برای تجزیه شیمیایی سنگ کل برگزیده شدند.

مقدار LOI (Loss On Ignition) نمونه‏‏‌ها با افزایش دمای پودر سنگ‌ها در 1000 درجه سانتیگراد به مدت 2 ساعت به‏‌دست آمد (جدول‌های 1 و 2). هنگام گزینش بهترین نمونه‏‏‌ها برای تجزیه شیمیایی، تلاش شد تا نمونه‏‏‌هایی به‌کار برده شوند که بافت یکنواخت و پراکندگی کانی‏‏‌شناسی آنها در همه بخش‌های سنگ همانند بود. نمونه‏‏‌هایی که هوازده و خردشده بودند و یا تغییرات کانی‏‏‌شناسی و بافتی داشتند کنار گذاشته شدند. همچنین، نمونه‏‏‌ها از همه بخش‏‏‌های نمونه‏‏‌برداری‌شده برگزیده شدند تا داده‌های به‌دست‌آمده نماینده همه توده‌ آذرین درونی باشند.

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی) در رخنمون‏‏‌های سنگی گوناگونِ سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) (مقدار آهن کل به‏‌صورتFe₂O₃ ؛ DL: Detection Limit؛ Av.: Average)

Rock Type		Granite									Gabbro			.	Appinite			,
Sample No.		A-04	A-06	A-08	A-13	A-14	A-19	A-20	A-23		ANF-2	ANF-6	ANF-7		ANF-9	ANF-11	ANF-13
	DL									Av.				Av.				Av.
SiO₂	0.01	74.68	75.25	76.06	75.14	74.86	76.23	75.80	74.98	75.38	52.30	50.74	51.25	51.43	54.00	51.30	52.60	52.63
Al₂O₃	0.01	12.08	12.08	12.25	12.24	12.68	11.78	12.12	11.08	12.04	16.85	16.08	16.35	16.43	15.00	13.35	15.80	14.72
TiO₂	0.01	0.15	0.11	0.13	0.11	0.11	0.08	0.08	0.47	0.15	0.41	0.36	0.75	0.51	0.69	1.11	1.27	1.02
Fe₂O₃	0.04	2.98	2.60	2.68	2.83	2.69	2.52	2.35	3.15	2.73	6.25	7.09	6.91	6.75	8.47	9.20	8.21	8.63
MgO	0.01	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.04	0.03	0.27	0.05	8.03	12.15	8.02	9.40	6.63	8.89	6.12	7.21
MnO	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.01	0.00	0.00	0.02	0.01	0.13	0.14	0.16	0.14	0.18	0.18	0.15	0.17
CaO	0.01	0.36	0.21	0.13	0.20	0.13	0.12	0.10	2.03	0.41	12.30	10.10	13.19	11.86	9.88	11.70	9.78	10.45
K₂O	0.01	4.32	4.37	4.49	4.36	4.32	4.31	4.44	3.32	4.24	0.10	0.07	0.15	0.11	0.29	0.23	0.30	0.27
Na₂O	0.01	3.53	3.52	3.37	3.72	3.51	3.42	3.34	3.81	3.53	3.65	2.95	2.76	3.12	4.82	3.77	4.80	4.46
P₂O₅	0.002	0.015	0.007	0.009	0.007	0.004	0.008	0.008	0.060	0.036	0.025	0.012	0.068	0.035	0.121	0.138	0.094	0.118
LOI	-	1.20	1.30	1.10	1.40	1.00	1.30	1.20	1.10	1.20	0.62	0.47	0.45	0.51	0.59	0.51	0.75	0.62
Total		99.33	99.47	100.26	100.03	99.33	99.81	99.48	100.29	99.77	100.67	100.16	100.09	100.31	100.67	100.38	99.87	100.31

یافته‌های صحرایی و سنگ‌نگاری

یافته‌های صحرایی درباره رخنمون‏‏‌های مختلف توده‌های آذرین درونیِ سیاه‏‏‌باز نشان می‏‏‌دهند که گابرو، آپینیت و آلکالی‌گرانیت، سه نوع ترکیب سنگی سازنده این سنگ‌ها هستند. رخنمون اصلی، سنگ‏‏‌های گرانیتی هستند و انواع گابرویی و آپینیتی در مقدار بسیار کمتری دیده می‌شوند. در کل، هوازدگی در همه گروه‏‏‌های سنگی بالا بوده است؛ به‏‌گونه‌ای‌که نمونه‏‏‌برداری از گرانیت‏‏‌ها و نیز سنگ‌های مافیک، دشوار است. بیشتر گرانیت‏‏‌ها رسی شده‏‏‌اند و در سنگ‌های مافیک، کانی‏‏‌های ثانویة کلریت، اپیدوت، کلسیت و سوسوریت فراوان هستند. بیشتر سنگ‏‏‌های گابرویی و آپینیتی توده‌های آذرین درونیِ کوچکِ دایکی‌شکل و یا عدسی‌شکلی هستند که همراه با گرانیت‏‏‌ها و یا درون سنگ‏‏‌های آهکی- دولومیتیِ سازند جیرود (به سن چینه‏‏‌شناسیِ پایان کربونیفر؛ شکل‏‏‌های 2- A، 2- -B و 2- C) رخنمون یافته‏‏‌اند. افزون‌براین، هیچ توده نفوذی از گابروها، آپینیت‏‏‌ها و گرانیت‏‏‌ها درون سازندهای پرمین منطقه (دورود و روته) دیده نشد (شکل 2). همچنین، آلکالی‌گرانیت‏‏‌های محدودة بررسی‏‌شده در بسیاری از بخش‏‏‌ها با سازند آهکی-شیلی روته، بدون مرز دگرگونی پوشانده شده‏‏‌اند (شکل 2- D).

جدول 2- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای فرعی و خاکی نادر (برپایه ppm) در رخنمون‏‏‌های سنگی گوناگونِ سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی)

Rock Type		Granite									Gabbro			.	Appinite			,
Sample No.		A-04	A-06	A-08	A-13	A-14	A-19	A-20	A-23		ANF-2	ANF-6	ANF-7		ANF-9	ANF-11	ANF-13
	DL									Av.				Av.				Av.
P	15	106	49	63	49	28	56	56	423	104	176	85	479	247	852	972	662	828
V	8	1.0	n.d.	1.1	n.d.	n.d.	0.8	n.d.	2.0	0.6	135.0	125.0	200.5	153.5	185.5	321.5	298.1	268.4
Cr	3.0	n.d.	n.d.	4	n.d.	3	3	n.d.	5	3.8	425	450	201	359	198	320	200	239
Co	0.2	1.5	1.0	1.3	1.1	1.2	0.9	1.4	2.0	1.3	45.2	55.2	29.5	43.3	41.2	45.2	38.4	41.6
Ni	1.6	2.0	3.0	6.0	2.0	3.0	1.6	4.0	7.0	3.6	165.2	284.5	102.5	184.1	75.1	84.2	58.5	72.6
Cu	1.4	7.1	2.2	1.3	2.2	2.1	1.6	3.3	4.1	3.0	45.2	74.5	55.3	58.3	65.2	55.4	39.7	53.4
Zn	1.8	231.5	142.1	145.2	214.6	174.2	150.3	80.2	44.1	147.8	55.2	35.1	41.3	43.9	66.3	72.5	55.7	64.8
Ga	0.5	33.1	35.0	29.8	34.2	41.1	45.2	29.8	30.6	34.8	13.3	14.0	17.4	14.9	15.2	16.1	20.8	17.4
Rb	0.1	181.2	155.2	180.5	190.8	155.3	150.2	160.3	130.5	163.0	3.5	3.3	4.2	3.6	5.6	3.9	3.7	4.4
Sr	0.5	18.5	13.2	16.8	12.7	10.6	12.1	10.2	11.3	13.2	425.1	345.1	441.8	404.0	322.2	289.4	312.8	308.1
Y	0.1	96.3	50.2	56.3	118.2	80.3	85.5	68.5	42.6	74.7	9.1	12.2	16.9	12.7	39.8	29.8	40.5	36.7
Zr	0.1	91.1	75.4	100.2	85.1	98.5	138.1	125.0	133.3	105.6	20.0	17.0	18.1	18.3	75.2	96.4	87.0	86.0
Nb	0.1	45.1	35.3	50.2	63.1	46.9	51.2	36.6	21.0	43.7	0.9	0.5	1.1	0.8	1.9	2.4	2.9	2.4
Cs	0.1	1.2	0.2	1.3	1.7	1.5	0.8	0.8	1.5	1.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.3	0.4	0.5	0.4
Ba	1	278	195	224	85	90	361	285	401	240	65	54	76	65	68	56	98	74
La	0.1	91.1	55.2	108.4	74.8	77.3	62.0	45.0	43.1	69.6	3.2	3.7	4.9	3.9	8.2	12.4	10.8	10.5
Ce	0.1	165.20	110.20	200.50	155.60	150.90	125.40	90.5	82.4	135.1	8.21	9.1	11.82	9.71	20.30	28.4	25.42	24.69
Pr	0.02	21.45	14.12	23.54	18.74	19.26	16.79	12.35	12.12	17.30	1.25	1.35	1.68	1.43	2.95	4.02	3.56	3.51
Nd	0.3	105.6	66.5	112.2	92.8	80.9	71.4	61.3	55.2	80.7	5.8	6.3	7.5	6.5	13.3	17.5	15.6	15.5
Sm	0.05	20.45	14.26	21.49	19.66	17.89	16.79	14.39	10.87	16.98	1.81	2.01	2.28	2.04	4.05	5.22	4.65	4.64
Eu	0.02	2.59	1.69	1.87	1.45	1.27	1.13	1.07	1.49	1.57	0.88	1.02	1.21	1.04	1.54	1.95	1.65	1.71
Gd	0.05	18.65	12.13	17.85	18.46	16.35	15.72	12.55	14.40	15.76	2.35	2.86	3.35	2.85	4.75	5.66	5.15	5.19
Tb	0.01	3.25	2.33	3.13	3.41	3.12	3.22	3.01	2.57	3.00	0.40	0.49	0.56	0.48	0.69	0.90	0.78	0.79
Dy	0.05	15.76	12.69	14.66	20.61	17.85	18.73	16.32	14.52	16.39	2.49	2.95	3.52	2.99	4.35	6.01	5.35	5.24
Ho	0.02	3.24	2.75	3.25	4.34	3.13	4.22	3.53	3.68	3.52	0.52	0.61	0.70	0.61	0.96	1.29	1.11	1.12
Er	0.03	10.21	7.22	7.98	12.85	11.13	10.17	11.03	9.56	10.02	1.38	1.57	1.91	1.62	2.60	3.61	3.21	3.14
Tm	0.01	0.89	0.66	0.85	1.65	1.44	1.28	1.25	1.13	1.14	0.20	0.23	0.27	0.23	0.39	0.55	0.48	0.47
Yb	0.05	5.46	3.59	4.65	9.85	8.43	6.85	6.41	5.03	6.28	1.25	1.43	1.62	1.43	2.40	3.45	2.89	2.92
Lu	0.01	0.71	0.42	0.53	1.21	1.06	0.70	0.71	0.51	0.73	0.19	0.21	0.24	0.21	0.37	0.51	0.44	0.44
Hf	0.1	3.1	2.7	3.6	2.8	3.0	5.8	4.0	4.1	3.6	0.5	0.7	0.8	0.6	1.7	2.4	2.1	2.1
Ta	0.1	2.1	2.0	3.1	4.0	3.4	3.1	2.4	0.9	2.6	0.1	0.1	0.1	0.1	0.2	0.2	0.2	0.2
Pb	0.18	12.58	7.26	16.45	23.86	18.44	18.63	13.05	22.36	16.58	4.11	3.41	5.25	4.26	5.12	7.17	6.51	6.27
Th	0.2	11.5	11.3	10.6	16.6	13.7	17.3	16.5	15.8	14.1	1.3	1.0	0.9	1.1	1.0	1.1	1.1	1.1
U	0.1	3.2	2.7	3.5	5.2	3.3	4.0	3.4	4.1	3.7	0.1	0.2	0.1	0.2	0.1	0.2	0.2	0.2
(La/Yb)_n		13.78	14.09	22.24	6.65	7.85	9.53	6.88	9.07	11.26	1.81	1.90	2.20	1.97	2.38	2.62	2.67	2.56
(La/Sm)_n		2.88	2.50	3.26	2.46	2.79	2.39	2.02	2.56	2.61	1.14	1.19	1.39	1.24	1.31	1.53	1.50	1.45
(Sm/Yb)_n		4.16	4.41	5.13	2.22	2.36	2.72	2.49	2.40	3.24	1.60	1.57	1.56	1.58	1.87	1.68	1.79	1.78
Eu*		38.68	26.23	39.17	37.62	33.87	32.09	26.74	24.32	32.34	4.01	4.66	5.38	4.68	8.55	10.63	9.56	9.58
Eu_n/Eu_n*		0.40	0.38	0.28	0.23	0.22	0.21	0.24	0.36	0.29	1.31	1.31	1.34	1.32	1.07	1.09	1.02	1.06
Ce_n*		105.16	65.76	121.54	88.39	91.16	75.54	55.12	53.33	82.00	4.60	5.14	6.61	5.45	11.31	16.31	14.31	13.98
Ce_n/Ce_n*		0.89	0.94	0.93	0.99	0.93	0.94	0.93	0.87	0.93	1.01	1.00	1.01	1.00	1.01	0.98	1.00	1.00

شکل 2- تصویرهای صحرایی از نمونه‏‏‌های آلکالی‌گرانیت، گابرو و آپینیت سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی): A، B، C) روابط صحرایی میان سه ترکیب سنگ‏‏‌شناسیِ یادشده با یکدیگر و با سازند جیرود. هر سه توده‌های آذرین درونیِ باعث دگرگونی مجاورتی سازند جیرود شده‏‏‌اند؛ D) جای‌گرفتن سازند روته (به سن پرمین زیرین) با ترکیب سنگ‏‏‌شناسی سنگ‏‏‌آهک و شیل روی آلکالی‏‏‌گرانیت‏‏‌ها؛ E) تناوبی از سنگ‏‏‌های آپینیتی- گابرویی؛ F) آمیختگی ماگمایی میان آلکالی‏‏‌گرانیت‏‏‌ها و گابرو- آپینیت‏‏‌ها

گابروها با آپینیت‏‏‌ها به‏‌صورت متناوب و درهم‌فرورفته (آمیختگی یا mingling؛ شکل 2- E) هستند؛ همچنین، گابروها و نیز آپینیت‏‏‌ها به‏‌صورت آمیختگی (magma mingling) با گرانیت‏‏‌ها (شکل 2-F) رخ داده‏‏‌اند؛ ازاین‌رو، چنین می‌نماید که همه سنگ‏‏‌های توده‌های آذرین درونیِ سیاه‏‏‌باز سنی برابر کربونیفر پایانی داشته باشند. افزون‌براین، برپایه Hajialilu و Oskuie (1995)، سنگ‏‏‌های گرانیتی در محدوده بررسی‏‌شده هم‏‏‌ارزِ گرانیت‏‏‌های قوشچی و هم‏‏‌سن با آنها هستند. سن گرانیت‏‏‌های قوشچی 5/1 ± 3/300 (Asadpour et al., 2013) و 3/2 ± 4/318 (Shafaii Moghadam et al., 2015) میلیون سال‌پیش است.

آلکالی‌گرانیت‏‏‌ها، به‌علت داشتن بلورهای رنگی پتاسیم‌فلدسپار، نارنجی یا سرخ هستند. این گرانیت‏‏‌ها دانه‌درشت بوده و اساساً از پتاسیم‌فلدسپار، کوارتز، آمفیبول و کانی‏‏‌های کدر ساخته شده‏‏‌اند. در بخش‏‏‌هایی که گرانیت‏‏‌ها با گابرو-آپینیت‏‏‌ها آمیختگی یافته‏‏‌اند (شکل 2- F)، به‏‌صورت مرزهای هلالی، بیضوی و گرد‌شده دیده می‌شوند.

نفوذ گابروها-آپینیت‏‏‌ها و آلکالی‌گرانیت‏‏‌های سیاه‏‏‌باز درون سازند جیرود، دگرگونی مجاورتی این سازند را در پی داشته است (شکل‏‏‌های 2- A، 2- B و 2- C). بیشتر سنگ‏‏‌های دگرگونی، یا مرمر و یا سنگ‏‏‌های رسی تا رخسارة آلبیت-اپیدوت هورنفلس دگرگون ‌شده‌اند. در بسیاری مناطق گابروها و آپینیت‏‏‌ها با هم رخ داده‌اند و تفاوت آنها در رنگ و فراوانی بلورهای آمفیبول است. هر دو نوع سنگ دانه‌درشت هستند؛ اما بلورهای آمفیبول در آپینیت‏‏‌ها بسیار درشت‏‏‌تر هستند و گاه تا چند سانتیمتر می‏‏‌رسند. در پی تغییرات و یا تمرکز آب در بخش‏‏‌هایی از آشیانه ماگمایی چه‏‌بسا تناوب در رخنمون‏‏‌های گابرویی-آپینیتی روی داده است. بیشتر گابروها لوکو- یا مزوگابرو هستند؛ اما آپینیت‏‏‌ها، ملانوکرات هستند و در صحرا رنگ تیره‌ای نشان می‏‏‌دهند. این سنگ‏‏‌ها را به‌علت رنگ تیره‏‏‌تر به‌آسانی می‌توان از انواع گابرویی شناخت. مرز میان گابروها و این سنگ‏‏‌ها مضرس، ناصاف و کمانی‌شکل است.

گردهمایی کانیایی در آلکالی‏‏‌گرانیت‏‏‌های سیاه‏‏‌باز اساساً پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز است که در سنگ به‏‌صورت بافت گرانولار و یا بافت گرانوفیر یافت می‌شوند (شکل‏‏‌های 3- A و 3- B). پیدایش این دو نوع بافت در بخش‏‏‌های گوناگون گرانیت نشان‏‌دهنده تفاوت در مقدار سیال‏‌های آبگین (Shelley, 1993) در این توده‌های آذرین درونی است؛ به‌ویژه در بخش‏‏‌هایی که بلورهای آمفیبول فراوان‏‏‌تر هستند، بافت گرانولار آشکارتر است (شکل 3-B )؛ اما در بخش‏‏‌های دیگر که این بلورها درصد مودال پایینی دارند، بافت گرانوفیر پدیدار شده است (شکل 3- A). ‏‏ رنگ‏‏‌های مایل به آبی- یشمیِ آمفیبول‌ها چه‏‌بسا نشان‌دهندة سرشار بودن آنها از سدیم هستند (Gribble and Hall, 1992). بلورهای پلاژیوکلاز یا بسیار ناچیز هستند و یا وجود ندارند. کانی‏‏‌های کدر در نمونه‏‏‌های گوناگون درصدهای حجمی میان 1 تا 3 دارند.

گردهمایی کانیایی در گابروهای بررسی‏‌شده، بیشتر شامل پلاژیوکلاز (60-20 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (40-10 درصد حجمی) و الیوین (20-2 درصد حجمی) است. در بیشتر نمونه‏‏‌ها، فراوانی بلورهای هورنبلند (20-2 درصد حجمی) و بیوتیت به‌اندازه‌ کانی‌های فرعی (کمتر از 1 درصد حجمی) است. نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده ارتوپیروکسن نداشته و یا درصد ناچیزی دارند. آپاتیت و مگنتیت همراه با ایلمنیت از کانی‏‏‌های فرعی دیگر هستند. در برخی نمونه‏‏‌ها مقدار کانی‏‏‌های کدر که بیشتر مگنتیت هستند، تا 25 درصد حجمی نیز می‏‏‌رسد.

گابروها دانه درشت بوده و بیشتر بلورهای اصلی‌شان خودشکل تا نیمه‏‏‌شکل‏‏‌دار هستند. بافت این سنگ‏‏‌ها بیشتر گرانولار، کومولایی و ارتوکومولایی (orthocumulate: بافت‏‏‌های تجمعی که بلورهای خودشکل به‌هم چسبیده و در فضای میان آنها بلورهای اینترکومولیت با یک نوع یا چندین نوع کانی پدید آمده باشند) است.

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی برگزیده از رخنمون‏‏‌های گرانیتی-آپینیتیِ نفوذی‏‏‌های سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) (تصویرهای سمت چپ در نور PPL و در سمت راست در نور XPL هستند): A) آلکالی‌گرانیت با بلورهای آمفیبول یشمی مایل به آبی در کنار هم‌رشدی پرتیتی پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز؛ B) آلکالی‌گرانیت با بافت گرانولار؛ C)- آپینیت با بافت ارتوکومولایی که بلورهای اینترکومولای آمفیبول در آن بافت افیتیک را پدید آورده‌اند (مخفف‏ نام کانی‌ها: Ol = الیوین؛ Pl= پلاژیوکلاز؛ Cpx= کلینوپیروکسن؛ Amp= آمفیبول؛ Opaq= کانی کدر؛ Qtz= کوارتز؛ Or= پتاسیم‌فلدسپار)

گردهمایی کانیایی در آپینیت‏‏‌های سیاه‏‏‌باز، بیشتر شامل هورنبلند (70-30 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (30-10 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (20-5 درصد حجمی) و الیوین (25-5 درصد حجمی) است (شکل 3- C). تفاوت آپینیت‏‏‌ها و گابروها بیشتر در مقدار مودال آمفیبول است. در آپینیت‏‏‌ها، بلورهای بسیار درشت آمفیبول، با بافت افیتیک و ارتوکومولا پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، در بیشتر نمونه‏‏‌های سنگی، رشد آمفیبول‏‏‌ها میان‌کومولایی بوده است. به ‌هر روی، همان‌گونه‌ای‌که در شکل 3- C دیده می‌شود، گویا در حالت نیمه‏‏‌خمیری، واکنشی میان بلورهای کومولایی نخستین و مایع روی داده است تا بلورهای آمفیبول پدید آیند. در این شکل به‌خوبی دیده می‌شود که از یک سوی، مایع نهایی کومولایی سرشار از مواد فرار بوده است و از سوی دیگر، در حضور پلاژیوکلاز- الیوین (مرز این دو بلور)، پلاژیوکلاز- کانی کدر (مرز این دو بلور) و پلاژیوکلاز- کلینوپیروکسن، واکنش‏‏‌هایی روی داده است تا بلورهای میان‌کومولایی آمفیبول رشد کنند (اطلاعات بیشتر در: Turner and Stüwe, 1992; Shelley, 1993; Heilbronner et al., 2004; Tomilenko and Kovyazin, 2008).

زمین‏‌شیمی سنگ

از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی، در محدوده بررسی‏‌شده، سنگ‏‏‌های گرانیتی همراه با انواع مافیک با ترکیب گابرویی و آپینیتی همانندی‌هایی دارند که چه‏‌بسا نشان‌دهندة هم‌زمانی فعالیت ماگمایی است.

(الف) سنگ‏‏‌های گرانیتی: تغییرات شیمیایی عنصرهای اصلی در رخنمون‏‏‌های گوناگون گرانیتی سیاه‏‏‌باز کم است. ازاین‌رو، چنین می‌نماید که کانی‏‏‌شناسی ساده این توده‌ آذرین درونی (که بیشتر از بلورهای پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز، همراه با مقدار کمی آمفیبول و کانی‏‏‌های کدر ساخته شده است)، تغییرات اکسید عنصرهای اصلی را کاهش داده است. بالا‏‌بودن مقدار Fe₂O₃ پیامد درصد مودال کانی‏‏‌های کدر و چه‏‌بسا آمفیبول است. بالا‏‌بودن اکسیدهای Na₂O و K₂O و پایین‏‌بودن CaO نشان‌دهندة این است که فلدسپارها اساساً آلکالن هستند و این نکته با کانی‏‏‌شناسی این سنگ‏‏‌ها همخوانی دارد (جدول 1).

در گرانیت‏‏‌های سیاه‏‏‌باز، مقدار عنصرهای فرعی تغییرات چشمگیری در برابر هم نشان نمی‏‏‌دهد و روند افزودگی و کاهیدگی بسیاری از عنصرها کمابیش همانند یکدیگر هستند (شکل‏‏‌های 4- A و 5- A). مقدار عنصرهای لیتوفیل ناسازگار متحرک با شعاع یونی بزرگ (یا عنصرهای LIL؛ مانند Rb، Sr، Ba و Cs) تغییرات شدیدی نشان نمی‏‏‌دهند و تنها Ba تغییرات چشمگیری نشان می‏‏‌دهد (جدول 2). در گرانیت‏‏‌های بررسی‏‌شده، روبیدیم و باریم به‌خوبی در آلکالی‌فلدسپارها و آمفیبول‏‏‌های سدیک (Rollinson, 1993) انباشته می‏‏‌شوند؛ اما پایین‏‌بودن عیار Sr نشان‌دهندة مقدار پایین مودال فلدسپار (پلاژیوکلاز) است (Rollinson, 1993). درصد پایین سزیم نیز نشان‏‌دهندة این است که چه‏‌بسا ماگمای مادر این سنگ‏‏‌ها از این عنصر تهی بوده است.

میانگین عیار عنصرهای خاکی نادر (REE) و Y در گرانیت‏‏‌ها از گابروها و آپینیت‏‏‌ها بالاتر است (جدول 2؛ شکل‏‏‌های 4- A و 5- A). بررسی نسبت‏‏‌های عنصری بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (La_n/Yb_n، Sm_n/Yb_n و La_n/Sm_n)، نشان می‏‏‌دهد که عیار عنصرهای خاکی سبک (LREE) در برابر خاکی‏‏‌های حد واسط (MREE) و سنگین (HREE) در این سنگ‏‏‌ها بسیار بالاتر از گابروها و آپینیت‏‏‌هاست. در گرانیت‏‏‌ها، Eu ناهنجاری منفی آشکاری نشان می‌دهد (Eu/Eu* میانگین= 29/0؛ جدول 2؛ شکل 5- A). ازآنجایی‌که Eu عنصری سازگار در فلدسپارها (به‌ویژه در پلاژیوکلاز) است‏‌، آنومالی آن می‏‌تواند پیامد جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز در هنگام تبلور ماگما و یا بجای‏‌ماندن فلدسپار در خاستگاه در هنگام ذوب‌‌بخشی (در شرایطی که اکتیویته H₂O پایین است) باشد (Rollinson, 1993; Tepper et al., 1993). افزون‌بر پدیده‌های نام‌برده، ناهنجاری منفی Eu همراه با غنی‏‌شدگی از LREE (در برابر MREE و HREE) نشان‏‌دهندة اهمیت نقش جدایش بلورینِ آمفیبول و پلاژیوکلاز در فرایند تکامل گرانیتوییدهاست (Huang et al., 2008; Zhong et al., 2009). این ویژگی‌ها با پایین‏‌بودن مقدار Sr در گرانیت‏‏‌ها همخوانی دارد. افزودن‌براین، چه‌بسا سنگ خاستگاهِ سازندة مذاب‏‏‌های گرانیتی نیز از Eu تهی بوده باشد (Tepper et al., 1993; Aliani et al., 2012; Ahankoub et al., 2012).

شکل 4- سنگ‏‏‌های گوناگون توده آذرین درونی سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای عنکبوتی چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)
شکل 5- سنگ‏‏‌های گوناگون توده آذرین درونی سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر بهنجار‌شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

ناهنجاری‏‏‌های منفی آشکار در عنصرهای ناسازگار نامتحرک با قدرت یونی بالا (یا HFSE؛‌ مانند: Nb، Ta، Hf و Zr، به‌همراه عنصر P) نشان می‏‏‌دهند که خاستگاه گرانیت‏‏‌ها یا در این عنصرها تهی بوده‏‏‌ است و یا در پی نامتحرکی، یا بجای‏‏‌ماندن کانی‏‏‌های نگهدارندة این عنصرها (مانند: روتیل، اسپینل و آپاتیت) در خاستگاه، نتوانسته وارد مذاب شوند (Rollinson, 1993). همچنین، ناهنجاری مثبت در Ti نشان می‌دهد که چه‏‌بسا تیتانیت کانی ناپایدار در هنگام ذوب در لیکوییدوس خاستگاه بوده است (Best, 2003; Gill, 2010).

(ب) گابروها و آپینیت‏‏‌ها: مقایسه گابروها و آپینیت‏‏‌ها نشان می‏‏‌دهد که مقدار اکسیدهای Al₂O₃، TiO₂، MgO و CaO در گابروها بیشتر از آپینیت‏‏‌هاست؛ اما اکسیدهای SiO₂، TiO₂، Fe₂O₃، MnO، K₂O، Na₂O و LOI در آپینیت‏‏‌ها فراوان‌تر هستند. این تفاوت‏‏‌ها پیامد تفاوت در درصد مودال کانی‏‏‌های این دو نوع سنگ است؛ به‌گونه‌ای‌که بالا‏‌بودن درصد مودال آمفیبول در آپینیت‏‏‌ها درصد مودال کانی‏‏‌ها دیگر (به‌ویژه پلاژیوکلاز و کانی‏‏‌های فرومنیزین) را کاهش داده است. این اختلاف کانی‏‏‌شناسی مقدار درصد وزنی LOI در آپینیت‏‏‌ها را افزایش داده است (جدول 1).

بررسی عنصرهای LIL در گابروها و آپینیت‏‏‌ها نشان می‏‏‌دهد که Rb، Ba، Cs و Sr در آپینیت‏‏‌ها از گابروها بالاتر است (جدول 2؛ شکل‌های 4- B و 4- C و 5- B و 5- C). این تغییرات دقیقاً با درصد مودال بالاتر آمفیبول در آپینیت‏‏‌ها و پلاژیوکلاز در گابروها همخوانی دارند. عنصرهای با بار یونی یکسان مایل هستند در کانی‏‏‌هایی تمرکز یابند که از پتاسیم سرشار هستند (Rollinson, 1993). ازآنجایی‌که آمفیبول‏‏‌هایِ آپینیت‏‏‌ها می‏‏‌توانند سدیم‌دار و در نتیجه پتاسیم‌دار باشند (بخش «سنگ‌نگاری» دیده شود)، پس این سنگ‏‏‌ها از عنصرهای یادشده سرشار‏‏‌تر هستند. استرانسیم نیز به‌آسانی جذب پلاژیوکلازهای کلسیک می‏‏‌شود.

بررسی عنصرهای خاکی نادر (REE) و Y نشان می‏‏‌دهد که در آپینیت‏‏‌ها (در برابر گابروها) همه این عنصرها عیار بالاتری دارند (جدول 2؛ شکل‏‏‌های 4- B و 4- C و 5- B و 5- C). بررسی کانی‏‏‌شناسی این سنگ‏‏‌ها نشان می‏‏‌دهد که آپینیت‏‏‌ها افزون‌بر درصد بالای آمفیبول، دارای مقدارهای فرعی از کانی‏‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن هستند که می‏‏‌توانند جذب‌کننده این عنصرها باشند. بالا‏‌بودن عیار P و Zr و TiO₂ در آپینیت‏‏‌ها نشانة حضور کانی‏‏‌ها یادشده و بالاتر‏‌بودن عیار این عنصرهاست. بررسی نسبت‏‏‌های عنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (La_n/Yb_n، Sm_n/Yb_n و La_n/Sm_n)، نشان می‏‏‌دهد که عیار عنصرهای خاکی سبک (LREE) در آپینیت‏‏‌ها بالاتر از گابروهاست؛ زیرا LREE به‌آسانی جذب آمفیبول‌ها می‌شوند.

ناهنجاری مثبت و آشکار Eu در گابروها (میانگین Eu/Eu*= 32/1؛ جدول 2؛ شکل 5- B) نشان می‏‏‌دهد که چه‏‌بسا پلاژیوکلاز فازی ناپایدار در لیکوییدوس بوده است (Rollinson, 1993)؛ به‏‌گونه‌ای‌که شاید در پی نبود آن و یا ناپایداربودنش، این عنصرها خارج شده‌اند. همچنین، بالا‏‌بودن درصد مودال پلاژیوکلاز کلسیک نیز دلیل دیگری است که با بالا‏‌بودن عیار Sr در گابروها همخوانی دارد؛ اما شیب ناهنجاری ملایم و مثبت Eu در آپینیت‏‏‌ها (میانگین Eu/Eu*= 06/1؛ جدول 2؛ شکل 5- C) چه‏‌بسا نمایشی از پایین‏‌بودن درصد مودال پلاژیوکلاز بوده است. این ویژگی با پایین‏‏‌تربودن عیار Sr در آپینیت‏‏‌ها همخوانی دارد.

ناهنجاری‏‏‌های HFSE و P در گابروها و آپینیت‏‏‌ها نشان می‏‏‌دهند که شرایط خاستگاه این سنگ‏‏‌ها نیز همانند گرانیت‏‏‌ها بوده است. عنصر Ti در این سنگ‏‏‌ها، همانند گرانیت‏‏‌ها، ناهنجاری مثبت نشان می‏‏‌دهد. به ‌هر روی، بررسی روند کاهیدگی‏‏‌ها و افزودگی‏‏‌های گابروها و آپینیت‏‏‌ها نشان می‏‏‌دهد که شاید آنها مذاب مشترکی داشته‏‏‌اند. همچنین، همانندیِ روند کاهیدگی‏‏‌ها و افزودگی‏‏‌ها در گرانیت‏‏‌ها و گابروها می‏‏‌تواند نشان‌دهندة همانندیِ جایگاه زمین‌ساختی ماگمای پدیدآورندة این سنگ‌ها باشد (بخش «بحث» دیده شود).

بحث

مقدار بالای هیپرستن و ایلمنیت در گرانیت‏‏‌ها نشان‌دهندة ماگمایی فرااشباع از سیلیس است. همچنین، در گابروها و آپینیت‏‏‌ها، ساخته‌شدن ایلمنیت در نورم و پدیدار‌شدن هم‌زمان دیوپسید و هیپرستن می‏‏‌تواند نشان‌دهندة سری ماگمایی کالک‏‏‌آلکالن (Best, 2003) برای همه طیف‌های گوناگون ماگمایی در توده‌های آذرین درونی‏‏‌ سیاه‏‏‌باز باشد (شکل 6).

شکل 6- نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) برای شناسایی سری ماگمایی و تغییرات آهن در ماگماهای گوناگون سازندة توده‌های آذرین درونیِ سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی)

مقدار عنصرهای Ga، Nb، Y و Ce و نسبت مولی (Na+K)/Al (شاخص آگپاییتیک) در گرانیت‏‏‌های سیاه‏‏‌باز نشان می‏‏‌دهد که این گرانیت‏‏‌ها، سرشت گرانیت‏‏‌های غیرکوهزایی (Anorogenic) یا بی‏‏‌آبِ (Anhydrous) A-type (Whalen et al., 1987; Eby, 1990; Clarke, 1992) را دارند. برپایه این نکته، گرانیت‏‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده گرانیت‏‏‌های نوع A هستند (شکل 7). بررسی تغییرات مقدار Ce (Ce_n/Ce_n*) نشان می‏‏‌دهد که احتمال آلایش ماگما با عنصرهای پوسته‏‏‌ای بسیار اندک بوده است (جدول 2). مقدار این نسبت یک و یا نزدیک به یک است. ازاین‌رو، همه طیف‏‏‌های گوناگون سنگی در محیطی تکامل یافته‏‏‌اند که عنصرهای پوسته‏‏‌ای یا کم بوده‏‏‌اند و یا امکان ورود به ماگما در هنگام تزریق در آشیانه ماگمایی را نداشته‏‏‌اند.

چه‏‌بسا خاستگاه گرانیت‏‏‌ها و توده‌های آذرین درونیِ مافیک همراه، از یک گوشته‏‏‌ بوده و از پایه مرتبط با فازهایی بوده که در گوشته پایدار هستند (شکل 8). نمونه‏‏‌های بررسی‌شدة توده‌های آذرین درونیِ سیاه‏‏‌باز در نمودارهایِ مقدارهای مطلق در برابر نسبت‏‏‌های عنصریِ عنصرهای ناسازگار، نشان می‏‏‌دهد که گارنت-اسپینل لرزولیت سنگ خاستگاه احتمالی ماگمای سازندة این سنگ‌ها بوده است. این روند تغییرات در عنصرهای ناسازگار (شکل 8) نشان می‏‏‌دهد که در برابر گابرو- آپینیت‏‏‌ها، گرانیت‏‏‌ها از درصدهای ذوب کمتری پدید آمده‏‏‌اند. ازاین‌رو، گرانیت‏‏‌ها از بخش‌های فلسیک و عنصرهای ناسازگار سرشار‏‏‌تر شده‌اند.

شکل 7- جایگاه گرانیت‌هایِ سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای شناسایی انواع گرانیت‏‏‌ها (Whalen et al., 1987)

شکل 8- توده‌های آذرین درونیِ سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای توصیفی نسبت‏‏‌های عنصری و مقدارهای مطلق عنصرهای خاکی‏‏‌ نادر: A) La/Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ B) La در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) (ترکیب MORB تهی‌شده یا DM برگرفته از McKenzie و O’Nions (1991) و ترکیب گوشته اولیه یا PM و MORB عادی یا N-MORB برگرفته از Sun و McDonough (1989) هستند)

بررسی دقیق نشان می‏‏‌دهد که ترکیب‏‌های ماگمایی سرشار از سیال‏‌های آبگین که پدیدآورندة آپینیت‏‏‌ها هستند (Murphy, 2013)، در گسترة گابروها تا گرانیت‏‏‌ها جای می‌گیرند. افزون‌بر درصد ذوب‌بخشی کمتر، عامل مهم دیگری به‌نام سیال‏‌ها، سنگ‏‏‌های آپینیتی را بیشتر از سنگ‌های گابرویی دچار غنی‏‏‌شدگی کرده است.

در میان پهنه‏‏‌های زمین‏‌ساختی تنها پهنه‏‏‌های فرورانشی می‏‏‌توانند پدیدآورندة آپینیت‏‏‌ها دانسته شوند (Murphy, 2013). در پهنه‏‏‌های فرورانشی، آب در پی واکنش‏‏‌های آب‌زای سنگ‌کرة فرورو پدید می‌آید و پس از ورود به گوة گوشته‏‏‌ای (پهنه بالای فرورانش یا Supra-subduction Zone)، می‏‏‌تواند مذاب‏‏‌هایی را بسازد که سرشار از سیال‏‌های آبگین هستند.

ناهنجاری‏‏‌های منفی و آشکار Nb، Ta و تا اندازه‌ای Zr، Hf و P، همراه با ناهنجاری‏‏‌های مثبت یا فراوانی عنصرهایی مانند Cs، Rb، Ba، U، K و Sr (شکل‏‏‌های 4 و 5) در همه گونه‌های سنگی و همچنین، سرشت کالک‏‏‌آلکالن (شکل 6)، نشان‌ می‌دهند که شاید پهنه‌ای فرورانشی در تکامل توده‌های آذرین درونیِ سیاه‏‏‌باز نقش داشته است. اگرچه گرانیت‏‌های نوع A نمایندة پهنه‏‌های کافتی و بخش‏‌های درونی صفحه‏‌های قاره‏‌ای هستند؛ اما این سنگ‌ها جایگاه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگون دیگری نیز دارند (مانند: پهنه پس از برخورد سپرها، پهنه حاشیه‏‌های غیر‏‌فعال، پهنه‌های کششی حاشیه‏‌های فعال، پهنه‌ حاشیه‏‌های واگرای اقیانوسی (پشته‏‌ها) و پهنه جزایر اقیانوسی (Clemens et al., 1986; Bonin, 2007).

بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیت‏‏‌های سیاه‏‏‌باز نشان می‏‏‌دهد که این گرانیت‏‏‌ها مربوط به پهنه‌‏‏‌های پایانی یا پس از برخورد قاره‏‏‌ای- قاره‏‏‌ای هستند که به‏‌صورت کششی عمل می‏‏‌کنند (شکل‏‏‌های 9- A تا 9– F). این پهنه‏‏‌ها، نمایشی از پهنه‌های درون‌صفحه‏‌ای هستند. گرانیت‏‏‌های پس از برخورد که ویژگی‌های غیرکوهزایی به نمایش می‏‏‌گذارند، ازپایه از گوشته‏‏‌هایی تکامل یافته‏‏‌اند که تهی شده‏‏‌ بوده‌اند؛ اما با سیال‏‌ها (سیال‌های فرورانشی) غنی ‏‏‌شده‏‏‌اند (شکل 9- D؛ Pearce, 1996).

به‌ هر روی، تغییر در مقدار عنصرهای HFS و LIL نشان‏‌دهندة پیدایش سنگ‌ها در پهنه‏‏‌های فرورانشی است. در پهنه‏‏‏‌های فرورانشی، به‌ویژه در جزایر کمانی و در بخش بالای پهنه فرورانشی، جا‏‏یگاه‌هایی هست که در پی جریان‏‌های همرفتی گوشته‏‏‌ای، ویژگی‌های پهنه‏‏‌های کششی را به نمایش می‏‏‌گذارند. در چنین محیط‏‏‌هایی، گابروها و آپینیت‏‏‌ها نیز می‏‏‌توانند تکامل یابند (Murphy, 2013). بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی گابروها و آپینیت‏‏‌های سیاه‌باز نشان می‏‏‌دهد که آنها در یک پهنه مرتبط با کمان درون اقیانوسی پدید آمده‏‏‌اند (شکل‏‏‌های 10- A و 10- B).

در پهنه بالای فرورانش، سرشت ماگمایی بیشتر کالک‏‏‌آلکالن با پتاسیم متوسط تا بالاست (Gill, 2010). همچنین، در این پهنه‌ها،‌ مذاب‏‏‌هایی با سرشت توله‏‏‌ایتی با پتاسیم پایین نیز در مقدارهای کم می‏‏‌توانند ساخته شوند (شکل‏‏‌های 6 و 10- A). به ‌هر روی، در پی نبود آلایش یا آلایش احتمالی اندک، همراه با جدایش بلورین کم، نمونه‏‏‌ها همگی در محدوده پهنه بالای فرورانش تکامل یافته‌اند.

شکل 9- توده‌های آذرین درونیِ سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای شناسایی جایگاه‏‏‌های زمین‏‏‌ساختی انواع گرانیت‏‏‌ها: A، B) نمودارهای سه‌تایی عنصرهای ناسازگار (Harris et al., 1986)؛ C، E) نمودار دوتایی شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی گرانیت‏‏‌های گوناگون (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار مسیرهای پتروژنتیک وابسته به منابع گوناگون (یک ترکیب گرانیتی جداشده از گوشته می‏‌تواند در پایان، به آن ترکیب شیمیایی برسد) و مسیر ذوب‌بخشی سیال تغییریافتة BCC در هنگام روراندگی‏‏‌های درون‌قاره‏‌ای در یک محیط هم‌زمان با برخورد (DMM: مورب گوشته‏‌ای تهی‌شده؛ UCC: ترکیب پوسته قاره‏‌ای بالایی؛ BCC: ترکیب کل پوسته قاره‏‌ای؛ LCC: ترکیب پوسته قاره‏‌ای زیرین) (Pearce, 1996; Pearce et al., 1984)؛ F) نمودار شناسایی گرانیت‏‌های کوهزایی از گرانیت‏‌های غیرکوهزایی (ORG: گرانیت‏‌های وابسته به پشته‏‌های اقیانوسی؛ WPG: گرانیت‏‌های درون صفحه‏‌ای؛ VAG: گرانیت‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی؛ Syn-collision: گرانیت‏‌های هم‌زمان با برخورد؛ Post-collision: گرانیت‌های پس از برخورد) (Abdel-Rahman et al., 2001)

شکل 10- گابروها و آپینیت‏‏‌های سیاه‏‏‌باز (شمال‌باختری خوی) در نمودارهای توصیفی زمین‏‌شیمیایی برای بررسی پهنه زمین‏‌ساختی: A) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983) برای نمایش سرشت، پهنه زمین‏‌ساختی و تحولات ماگمایی (MM: روند گوشته متاسوماتیسم‌شده؛ UC: ترکیب پوسته بالایی (برپایه Taylor و McLennan، 1985)؛ FC: روند جدایش بلورین؛ AFC: منحنی آلایش همراه با جدایش بلورین (Keskin, 2005))؛ B) نمودار سه‌تایی شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی پیدایش گابروهای گوناگون (Biermanns, 1996)

در پی فرورانش پالئوتتیس به زیر بخش شمالی ایران مرکزی (که بخشی از صفحه توران است) در پایان کربونیفر (شکل 1)، سنگ‏‏‌های آذرین درونیِ کالک‏‏‌آلکالن تهی از پتاسیم تا با پتاسیمِ حد واسط، در پهنه جزیره کمانی نابالغ تا نیمه‌بالغ گسترش یافتند. با رویداد این فرورانش، در گوة گوشته‏‏‌ایِ گارنت- اسپینل لرزولیتی، مذاب‏‏‌های مافیک سرشار از سیال‏‌های آب‌دار ساخته شدند. افرون‌براین، جریان‏‏‌های همرفتی در گوة گوشته‏‏‌ای، نه‌تنها این مذاب‏‏‌ها را به قاعده پوسته نابالغ- نیمه‏‏‌بالغِ جزیره کمانی سیاه‏‏‌باز (Fazlnia and Alizade, 2013) انتقال دادند، بلکه پهنه‌ای کششی در پهنه بالای فرورانش (مناطق کششی حاشیه‏‌های فعال) پدید آوردند. در پایان، انباشته‌شدن این مذاب‏‏‌ها در این قاعده، ذوب‌بخشی و پیدایش ماگماهای گرانیتی نوع A را در پی داشته است. پس از تزریق هم‌زمان این دو نوع مذاب در پوسته نابالغ تا نیمه‌بالغ جزیره کمانی سیاه‏‏‌باز، بخشی از این دو مذاب آمیختگی یافتند (شکل 2- F)؛ اما بخش‏‏‌های دیگر توانستند به‏‌صورت جداگانه تبلور یافته و توده‏‏‌های گابرویی-آپینیتی و گرانیتی نوع A را پدید آورند. پس از تزریق در آشیانه‏‏‌های ماگمایی جزیره کمانی، مذاب‏‏‌های مافیک آب‌دار دچار جدایش بلورین شده‌اند. دستاورد این تبلور، جداشدن ماگمای مافیک به‌صورت دو رخنمون گابرویی و آپینیتی است (که به شدت سرشار از آمفیبول هستند) (شکل 2- E). تزریق مذاب‏‏‌های فلسیک به این جزیره کمانی، گرانیت‏‏‌های نوع A را پدید آورد که در بخش‏‏‌های گوناگون دارای ترکیب کمابیش همانند هستند. در پی نابالغ تا نیمه‌بالغ‏‌بودن جزیره کمانی سیاه‏‏‌باز، توده‌های آذرین درونیِ مافیک و همچنین، توده‌های آذرین درونیِ فلسیک یا با پوسته آلایش نیافته‏‏‌اند و یا اندکی دچار چنین فرایندی شده‌اند.

نتیجه‏‏‌گیری

تزریق هم‌زمان دو ماگمای مافیک آب‌دار و فلسیک نوع A درون سازند جیرود، پوشیده‏‌شدن با سازند درود و آمیختگی ماگمایی این دو نوع مذاب در سیاه‏‏‌باز (شمال‏‏‌باختری خوی)، نشان می‏‏‌دهد که همه توده‌های آذرین درونیِ این منطقه در اردوویسین پایانی پدید آمده‏‌اند. بررسی‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی و زمین‏‏‌ساختی، نشان می‏‏‌دهد که این توده‌های آذرین درونیِ در پی فرورانش پالئوتتیس به زیر یک جزیره کمانی نابالغ تا نیمه‏‏‌بالغ پدید آمده‏‏‌اند. در پی انتقال سیال‏‌های فرورانشی به گوة گوشته‏‏‌ای بالای پهنه فرورانشی (Supra-subduction zone) با ترکیب اسپینل لرزولیتی، فرایند ذوب‌بخشی روی داده است و مذاب‏‏‌های آب‌دارِ تهی از عنصرهای با قدرت یونی بالا یا HFSE (مانند: Nb، Ta، P، Hf و Zr) و کمی سرشار از K، Sr، Rb، Ba و U پدید آمده‏‏‌اند. انتقال این مذاب‏‏‌ها با جریان‏‏‌های همرفتی به قاعده این جزیره، ذوب‌بخشی و در پایان، پیدایش مذاب‏‏‌های فلسیک نوع A در منطقه کششیِ حاشیه فعال را در پی داشته است. این مذاب‏‏‌ها در هنگام تزریق در پوسته و یا در آشیانه‏‏‌های این جزیره کمانی، بدون آلایش با سنگ‏‏‌های همبر، با هم دچار آمیختگی شده‏‏‌اند. جدایش بلورین در مذاب‏‏‌های مافیک، دو رخنمون تهی و سرشار از کانی‏‏‌های آب‌دار، مانند گابرو و آپینیت، را پدید آورده است.

سپاس‏‌گزاری

بدین‌گونه از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه ارومیه، برای پشتیبانی‏‏‌های مالی برای انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‏‏‌شود. از دست‌اندرکاران محترم مجله پترولوژی و داوران گرامی این مقاله تشکر می‏‏‌شود.

مراجع

Abdel-Rahman, A. M. and El-Kibbi M. M. (2001) Anorogenic magmatism: chemical evolution of the Mount El-Sibai A-type complex (Egypt), and implications for the origin of Within-Plate Felsic magmas. Geological Magazine 138: 67–85.

Advay, M., Jahangiri, A., Mojtahedi, M. and Ghalamghash, J. (2009) Petrology and geochemistry of Shah Ashan Dagh mafic rocks and A-type granite in NE of Khoy, NW Iran. Scientific Quarterly Journal, Geosciences, Islamic Republic of Iran 20: 83–90 (in Persian).

Ahankoub, M., Jahangiri, A. and Moayyed, M. (2012) The study of tetrad effect in the REE pattern from the Misho A-type granitoid Complex, NW of Iran. Petrology 3: 65–78 (in Persian).

Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211–238.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67–95.

Aliani, F., Maanijou, M. and Miri, M. (2012) Petrology of the Tekyeh-Bala area granite veins (northeast of Sonqor), some evidences for A2-type granitoids. Petrology 3: 1–16 (in Persian).

Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj–Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122–134.

Asadpour, M., Pourmoafi, S. and Heuss, H. (2013) Geochemistry, petrology and U-Pb geochronology of Ghazan mafic-ultramafic intrusion, NW Iran. Petrology 4: 1–16 (in Persian).

Azizi, H. and Asahara, Y. (2013) Juvenile granite in the Sanandaj–Sirjan Zone, NWIran: Late Jurassic–Early Cretaceous arc–continent collision. International Geology Review 55: 1523–1540.

Barbarin, B. (1996) Genesis of the two main types of peraluminous granitoids. Geology 24: 295–298.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and Tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Sciences 20: 163–183.

Best, M. G. (2003) Igneous and Metamorphic Petrology. 2^nd edition, Blackwell, England.

Biermanns, L. (1996) Chemical classification of gabbroic-dioritic rocks, based on TiO₂, SiO₂, FeO^total, MgO, K₂O, Y and Zr. In: Andean Geodynamics (Eds. Cobbol, R., Fontbote, L., Gapais, D., Jaillard, É., Marocco, R., Poupinet, G., Roperch, P. and Wörner, G.) Symposium International sur la Geodynamigue Andine 547-550. Saint-Malo, France.

Blatt, H., Tracy, R. J. and Owens, B. E. (2006) Petrology: Igneous, Sedimentary and Metamorphic. 3^rd edition. W. H. Freeman, London.

Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: Evolution of a concept, problems and prospects. Lithos 97: 1–29.

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: 237–253.

Clarke, D. B. (1992) Granitoids Rocks. 1^nd edition. Chapman and Hall, London.

Clemens, J. D., Holloway, J. R. and White, A. J. R. (1986) Origin of an A-type granite: Experimental constraints. American Mineralogist 71: 317–324.

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: 189–200.

Dall’Agnol, R., Frost, C. D. and Ramo, T. (2012) IGCP Project 510–A-type Granites and Related Rocks through Time: Project vita, results, and contribution to granite research. Lithos 151: 1–16.

Eby, G. N. (1990) The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos 26: 115–134.

Eyuboglu, Y., Dudas, F. O., Santosh, M., Zhu, D-C., Yi, K., Chatterjee, N., Jeong, Y-J., Akaryalı, E. and Liu, Z. (2016) Cenozoic forearc gabbros from the northern zone of the Eastern Pontides Orogenic Belt, NE Turkey: Implications for slab window magmatism and convergent margin tectonics. Gondwana Research 33: 160-189.

Fazlnia, A. N. and Alizade, A. (2013) Petrology and geochemistry of the Mamakan gabbroic intrusions, Urumieh (Urmia), Iran: Magmatic development of an intra-oceanic arc. Periodico di Mineralogia 82: 263–290.

Fazlnia, A. N., Schenk, V., van der Straaten, F. and Mirmohammadi, M. S. (2009) Petrology, geochemistry, and geochronology of trondhjemites from the Quri complex, Neyriz, Iran. Lithos 112: 413–433.

Gill, R., 2010. Igneous rocks and processes: A practical guide. 1^nd edition. Wiley-Blackwell, Malaysia.

Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics 381: 235–273.

Gribble, C. D. and Hall, A. J. (1992) Optical Mineralogy: Principles and Practice. 1^nd edition, Springer, USA.

Hajialilu, B. B. and Oskuie, A. (1995) Explanatory text of Qara-Ziaaddin. Geological Quadrangle Map 1:100000, No. 5067. Geological Survey of Iran, Tehran.

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: collision tectonics (Eds. Coward, M. P. and Reis, A. C.) special publications 19: 67-81. Geological Society, London.

Heilbronner, R., Stünitz, H. and Tullis, J. (2004) Mineral Reaction and Deformation in Plagioclase-Olivine Composites: An Experimental Study. Naturwissenschaftlichen Fakultät, Venhuizen, Niederlande.

Hergt, J., Woodhead, J. and Schofield, A. (2007) A-type magmatism in the Western Lachlan Fold Belt? A study of granites and rhyolites from the Grampians region, Western Victoria. Lithos 97: 122–139.

Huang, X. L., Xu, Y. G., Li, X. H., Li, W. X., Lan, J. B., Zhang, H. H., Liu, Y. S., Wang, Y. B., Li, H. Y., Luo, Z. Y. and Yang, Q. J. (2008) Petrogenesis and tectonic implications of Neoproterozoic, highly fractionated A-type granites from Mianning, South China. Precambrian Research 165: 190–204.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guid to chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523–548.

Isseini, M., André-Maye, A-S., Vanderhaeghe, O., Barbey, P. and Deloule, E. (2012) A-type granites from the Pan-African orogenic belt in south-western Chad constrained using geochemistry, Sr–Nd isotopes and U–Pb geochronology. Lithos 153: 39–52.

Keskin, M. (2005) Domal uplift and volcanism in a collision zone without a mantle plume: Evidence from Eastern Anatolia. www.mantleplumes.org.

Landenberger, B. and Collins, W. J. (1996) Derivation of A-type Granites from a Dehydrated Charnockitic Lower Crust: Evidence from the Chaelundi Complex, Eastern Australia. Journal of Petrology 37: 145–170.

Li, N-B., Niu, H-C., Shan, Q., Yang, W-B. (2015) Two episodes of Late Paleozoic A-type magmatism in the Qunjisayi area, western Tianshan: Petrogenesis and tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences 113(1): 238-253.

Loiselle, M. C. and Wones, D. S. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America, Abstracts with Programs 11: 468.

Luhr, J. F. (1997) Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican Volcanic Belt. Canadian Mineralogist 35: 473-500.

Martin, R. F. (2006) A-type granites of crustal origin ultimately result from open-system fenitization-type reactions in an extensional environment. Lithos 91: 125–136.

McKenzie, D. P. and O’Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology 32: 1021–1091.

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

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397–412.

Mouthereau, F., Lacombe, O. and Vergés, J. (2012) Building the Zagros collisional orogen: Timing, strain distribution and the dynamics of Arabia/Eurasia plate convergence. Tectonophysics 532-535: 27-60.

Murphy, J. B. (2013) Appinite suites: A record of the role of water in the genesis, transport, emplacement and crystallization of magma. Earth-Science Reviews 119: 35–59.

Pearce, J. A. (1983) The role of sub-continental lithosphere in magma genesis at destructive plate margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M.J.) Nantwich, Cheshire: Shiva Publications, 230-249.

Pearce, J. A. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes 19: 120–125.

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

Pe-Piper, G., Piper, D. J. W. and Tsikouras, B. (2010) The late Neoproterozoic Frog Lake hornblende gabbro pluton, Avalon Terrane of Nova Scotia: evidence for the origins of appinites. Canadian Journal of Earth Sciences 47: 103–120.

Pollock, J. C. and Hibbard, J. P. (2010) Geochemistry and tectonic significance of the Stony Mountain gabbro, North Carolina: Implications for the Early Paleozoic evolution of Carolinia. Gondwana Research 17: 500–515.

Roach, R. (1964) Mineral banding and appinites in the Bon Repos meladiorite, Guernsey, Channel Islands. Proceedings of the Geologists' Association 75: 185–198.

Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. 1^st edition. Blackie, Glasgow.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. 1^st edition, Longman Scientific and Technichal, London.

Sarjoughian, F., Kananian, A., Haschke, M. and Ahmadian, J. (2016) Transition from I-type to A-type magmatism in the Sanandaj–Sirjan Zone, NW Iran: an extensional intra-continental arc. Geological Journal 51: 387–404.

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

Sha, L.-K. (1995) Genesis of zoned hydrous ultramafic/mafic–silicic intrusive complexes: an MHFC hypothesis. Earth-Science Reviews 39: 59–90.

Shafaii Moghadam, H., Li, X, -H., Ling, X. –X., Stern, R. J., Santos, J. F., Meinhold, G., Ghorbani, G. and Shahabi, S. (2015) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A-type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos 212–215: 266–279.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. 2^nd edition. Springer, Verlag, Berlin.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists 52: 1229–1258.

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

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientific Publications, London.

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

Tomilenko, A. A. and Kovyazin, S. V. (2008) Development of Corona Textures around Olivine in Anorthosites of the Korosten’ Pluton, Ukrainian Shield: Mineralogy, Geochemistry, and Fluid Inclusions. Petrology 16: 87–103.

Turner, S. P. and Stüwe, K. (1992) Low-pressure corona textures between olivine and plagioclase in unmetamorphosed gabbros from Black Hill, South Australia. Mineralogical Magazine 56: 503–509.

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95:407–419.

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 Memior 159: 21–34.

Xie, Q., Zhang, Z., Hou, T., Santosh, M., Jin, Z., Han, L. and Cheng, Z. (2015) Petrogenesis of the Zhangmatun gabbro in the Ji’nan complex, North China Craton: Implications for skarn-type iron mineralization. Journal of Asian Earth Sciences 113:1197–1217.

Xiong, F., Ma, C., Wu, L., Jiang, H. and Liu, B. (2015) Geochemistry, zircon U-Pb ages and Sr-Nd-Hf isotopes of an Ordovician appinitic pluton in the East Kunlun orogen: New evidence for Proto-Tethyan subduction. Journal of Asian Earth Sciences 111: 681–697.

Zhang, Q., Jiang, Y-H., Wang, G-C., Liu, Z., Ni, C.Y., Qing, L. (2015) Origin of Silurian gabbros and I-type granites in central Fujian, SE China: Implications for the evolution of the early Paleozoic orogen of South China. Lithos 216–217: 285–297.

Zhang, X., Xue, F., Yuan, L., Ma, Y. and Wilde, A. W. (2012) Late Permian appinite–granite complex from northwestern Liaoning, North China Craton: Petrogenesis and tectonic implications. Lithos 155: 201–217.

Zhong, H., Zhu, W. G., Hu, R. Z., Xie, L. W., He, D. F., Liu, F. and Chu, Z. Y. (2009) Zircon U–Pb age and Sr–Nd–Hf isotope geochemistry of the Panzhihua A-type syenitic intrusion in the Emeishan large igneous province, southwest China and implications for growth of juvenile crust. Lithos 110: 109–128.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,053

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 843

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

محیط زمین‏‌ساختیِ ماگمای گرانیتوییدهای نوع A و نفوذی‏‌های مافیک سیاه‏‌باز (شمال‏‌باختری خوی