پتروژنز ماگماتیسم مافیک- حد واسط خاور سنندج: رهیافتی نو با پایش موشکافانه شواهد زمین‌شیمیایی

یاجم, ساناز

doi:10.22108/ijp.2018.110126.1080

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,706
تعداد مقالات	13,972
تعداد مشاهده مقاله	33,552,462
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,307,823

پتروژنز ماگماتیسم مافیک- حد واسط خاور سنندج: رهیافتی نو با پایش موشکافانه شواهد زمین‌شیمیایی

پترولوژی

مقاله 7، دوره 9، شماره 4 - شماره پیاپی 36، اسفند 1397، صفحه 111-132 اصل مقاله (3 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2018.110126.1080

نویسنده

ساناز یاجم^*

بخش زمین‌‌شناسی دانشگاه پیام نور، صندوق پستی 3697-19395، تهران، ایران؛ تلفن &ndash; نمابر: 34653004 013

چکیده

سنگ‌های ماگمایی شرق سنندج در شمال پهنه سنندج- سیرجان، بخشی از کوهزاد زاگرس، شامل چندین توده نفوذی است که در حین فرورانش روبه‌ شمال‌شرق پوسته اقیانوسی نئوتتیس به‌زیر بخش ایرانی پلیت اورازیا پدید‌آمده‌اند. از شرق سنندج تا گلالی، سنگ‌های مافیک - حدواسط به سن ژوراسیک پسین رخنمون‌هایی قابل‌توجه در توده‌های کنگره، سرنجیانه، بلبان‌آباد، قروه، شانوره و گلالی به‌خود اختصاص‌داده‌اند. این سنگ‌ها، کالک‌آلکالن، متاآلومین (51/0-95/0= ASI) و بیشتر مگنزین هستند. با افزایش محتوای سیلیس، شیمی سنگ‌ها به سمت سنگ‌های فروئن و پتاسیم بالا تغییر می‌یابد. غنی‌شدگی نسبی از عناصر LIL نسبت به HFS، میزان کم تفریق‌یافته‌گی از عناصر REE ) 6/14- 5/1 ((La/Lu)N=، الگوی هموار، بدون تهی‌شدگی و غنی‌شدگی در نمودارهای هنجار‌شده نسبت به کندریت و آنومالی مثبت یوروپیوم (75/3 +63/0(Eu/Eu*= + نشان می‌دهند. ویژگی‌های اولیه‌ی ایزوتوپ‌های Nd Sr- و نسبت عناصر HFS و REE، به‌عنوان شاخصی برای تعیین‌ ماهیت منشا ماگما، موید منشاگیری این سنگ‌ها از مذاب گوشته‌ای‌ هستند. مدل‌سازی‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهد که سنگ‌های مافیک شرق سنندج از ماگمای مادر گوشته‌ای با ترکیب اسپینل لرزولیتی منشا گرفته‌اند که دارای اجزای آبدار مانند آمفیبول بوده‌است. تفریق این کانی‌های آبدار نقش مهمی در تحولات ماگمای مادر این سنگ‌ها داشته‌است. رمزگشایی از تغییر ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ‌ها از کالک‌آلکالن و به شدت مگنزین به نمونه‌های آلکالی‌بالا و آهن‌دار با پایش تلفیقی مجموعه‌ای از ویژگی‌های ژئوشیمیایی، الگوی عناصر نادر خاکی و داده‌های ایزوتوپی صورت گرفت. نتیجه این پایش، ضمن رد دومنشایی بودن ماگمای مافیک - حدواسط، موید نقش مهم تفریق ماگمایی به عنوان یکی از مهمترین فاکتورهای تاثیرگذار بر تحول ماگمای مادر می‌باشد.

کلیدواژه‌ها

ماگماتیسم مافیک؛ ژئوشیمی؛ عناصر نادر خاکی؛ ایزوتوپ های Nd-Sr؛ پتروژنز؛ شرق سنندج؛ پهنه سنندج- سیرجان

اصل مقاله

کوهزاد بزرگ زاگرس گنجینه‌ای تماشایی از شواهد فرورانش و فرارانش ورقه‌های عربی و اورازیا را در خود نهان دارد (Molnar, 2006). در این میان، پهنة سنندج- سیرجان، مرکز رخدادهای تکتونوماگمایی و دگرگونی کمربند زاگرس (Mouthereau et al., 2012)، همواره بحث برانگیز بوده است. این پهنه اطلاعات ارزشمندی دربارة سرشت فرایندهای ذوب پوسته‌ای و گوشته‌ای در خود نهان دارد که راهگشای ابهام‌های ژئودینامیک موجود است (Omrani et al., 2008).

بررسی‌های سنگ‌شناسی، افزون‌بر معرفی طیف گسترده‌ای از گرانیتوییدها در پهنة سنندج- سیرجان، گویای ماگماتیسمی درازمدت و پیچیده هستند. بررسی‌های بسیاری برپایة پیدایش و سرشت گرانیت‌ها و ماگماتیسم فلسیک در این پهنه انجام شده‌اند (مانند: Ghalamghash et al., 2009; Mazhari et al., 2009; chiu et al., 2013; Moghadam et al., 2015).

از میان همة طیف‌های ترکیبی سنگی، سنگ‌های مافیک که از بکرترین نمونه‌‌های مرتبط با ماگماتیسم هستند، با دامنة سیلیس کمتر از 55 درصدوزنی، سرشتی بی‌همتا و اهمیت ویژه‌ای در بررسی‌های سنگ‌شناسی دارند (Deevsalar et al., 2017).

در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان، در گستره‌ای به گستردگی بیشتر از 800 کیلومتر‌مربع، از خاور سنندج تا جنوب گلالی، زنجیره‌ای از توده‌های نفوذی مرکب و چندفازی به سن ژوراسیک‌ پسین رخنمون دارند (Yajam et al., 2015). در این مجموعة نفوذی، سنگ‌های مافیک رخنمون‌های چشمگیری در توده‌های کنگره، قروه، شانوره، سرنجیانه، بلبان‌آباد، و گلالی به‌خود اختصاص داده‌اند (شکل 1).

بررسی‌های بسیاری روی فازهای فلسیک و مافیک این مجموعه انجام شده‌اند (مانند: Letterrier, 1985; Torkian et al., 2008; Mahmoudi et al., 2011; Azizi et al., 2011, 2015a, b). ازآنجایی‌که تمرکز این بررسی‌ها روی یک یا دو توده بوده است، داده‌های پراکنده، تفسیر‌های متفاوت و گاه متناقض، جای خالی یک پژوهش جامع روی ماگماتیسم مافیک این مجموعه را آشکار می‌کند.

این پژوهش، به بررسی موشکافانه ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، کانی‌شناسی و ایزوتوپی ماگمای مافیک رخنمون‌یافته در این مجموعة نفوذی پرداخته است. در این پژوهش، افزون‌بر بررسی دقیق و پاسخگویی به پرسش‌های بنیادین دربارة سرشت واقعی سنگ‌های مافیک (کالک‌آلکالن یا توله‌ایتی)، سناریوی تازه‌ای دربارة نوع سنگ خاستگاه پیشنهاد و سرشت دوگانة مگنزین- فروئن سنگ‌های مافیک خاور سنندج با دقت بررسی شده‌ است.

زمین‌شناسی منطقه

مجموعه نفوذی خاور سنندج– گلالی، در محدوده استان‌های کردستان و کرمانشاه جای دارد. این مجموعه دربردارندة هفت توده نفوذی و تنوع گستردگیِ رخنمون، از استوک تا باتولیت است. این توده‌های نفوذی درون مجموعه سنگ‌های رسوبی و آتشفشانی دگرگون‌شدة تریاس و ژوراسیک تزریق شده‌اند. همچنین، افزون‌بر پدیدآوردن هاله‌های همبری با گسترش متفاوت، با واحدهای آهکی کرتاسه، نهشته‌های محدود ائوسن و واحدهای کواترنری پوشیده شده‌اند (Hosseiny et al., 1999) (شکل 1).

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی ساده‌شده از رخنمون‌ سنگ‌های مافیک در توده‌های نفوذی خاور سنندج

نخستین بررسی سن‌سنجی را Letterrier (1985) روی سنگ‌های مافیک قروه به‌روش Rb-Sr انجام داده است. با اینکه وی سن 119 ± 3 میلیون سال پیش (کرتاسه زیرین) را به‌دست آورده ‌است؛‌ اما با توجه به باورهای نادرست زمین‌شناسی آن زمان، ماگماتیسم مافیک قروه را به سن میوسن معرفی کرده است. Torkian و همکاران (2008)، خاستگاه ماگمای مافیک را گوشته‌ای می‌دانند که با پوسته آغشتگی پیدا کرده است. Mahmoudi و همکاران (2011)، ذوب‌بخشی پوسته زیرین در یک محیط کششی را عامل پیدایش ماگمای مافیک این توده‌های نفوذی می‌دانند. Azizi و همکاران (b2015)، با سن‌سنجی در دو بخش شمالی و جنوبی توده کنگره، افزون‌بر شناسایی دو فاز به سن‌ 10 ±158 و 6/3 ±148 میلیون سال پیش (ژوراسیک پسین)، به سرشت دوگانة توله‌ایتی و آلکالن در این سنگ‌ها اشاره کرده‌اند و خاستگاه ماگمای مافیک را گوشته تهی‌شده دانسته‌اند.

برپایة ویژگی‌های دقیق صحرایی، همانندی‌های کانی‌شناسی- زمین‌شیمیایی و داده‌های سن‌سنجی، سنگ‌های نفوذی این منطقه در سه فاز نفوذیِ مافیک- حد واسط، فلسیکِ ‌کالک‌آلکالن و آلکالن رده‌بندی شده‌اند که در بازة زمانی 20 میلیون‌ سال پدید آمده‌اند Yajam, 2017) ; Yajam et al., 2015) (شکل 1). سنگ‌های مافیک تا حد واسط در این مجموعه، در توده‌های کنگره، قروه، شانوره، سرنجیانه، بلبان‌آباد، و گلالی رخنمون دارند.

بررسی‌های دقیق صحرایی نشان‌ می‌دهند سنگ‌های مافیک تا حد واسط، کهن‌ترین فاز‌ نفوذی منطقه هستند (شکل 2- A).

داده‌های سن‌سنجی کانی زیرکن درون سنگ‌های مافیک در توده شانوره نیز با تایید شواهد صحرایی، سنی برابربا 2 ±160 میلیون سال پیش را برای سنگ‌های مافیک نشان می‌دهند ((Yajam et al., 2015. سنگ‌های مافیک، همزمان یا با فاصله زمانی کوتاهی با ماگماتیسم فلسیک کالک‌آلکالن منطقه، مورد هجوم قرار گرفته‌اند و مجموعه‌ای بدیع از شواهد آمیختگی ماگمایی پدید آورده‌اند (شکل 2- B). با توجه به گسترش چشمگیر پهنة آمیختگی درتوده‌هایی مانند باتولیت جنوب قروه، گلالی و شانه‌وره، برای دستیابی به بهترین تفسیر از داده‌های زمین‌شیمی و برای دوری از خطا در نتیجه‌گیری، در این پژوهش با دقت بسیار، تنها به بررسی نمونه‌هایی با بیشترین فاصله از منطقه تداخلی فاز مافیک و فلسیک پرداخته شده است؛ بدین‌گونه‌که نمونه‌برداری دور از مناطقی همانند شکل 2- B و از فازهای مافیک خالص انجام شده است.

روش انجام پژوهش

پس از بررسی سنگ‌نگاری نزدیک به 100 نمونة مافیک، میزان عنصرهای ‌اصلی در شمار 54 نمونة برگزیده، به روش فلورسانس اشعه‌ایکس (XRF) در دانشگاه گرانادا کشور اسپانیا ((Universidad de Oviedo به‌دست آورده شده ‌است. دقت (Typical precision) برای غلظت wt%10 از نمونه، بیشتر از %5/1± و برای نمونه‌ای با ppm 100 زیرکنیم، %5 ± است. اندازه‌گیری میزان عنصرهای فرعی و کمیاب به روش طیف‌سنجی جرمی گسیل پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-MS) و با دستگاه طیف‌سنج Perkin Elmer Elan-8000 و به‌کارگیری Rh (به‌عنوان استاندارد داخلی) در دانشگاه گرانادای اسپانیا انجام شد. داده‌ها دربردارندة 39 عنصر فرعی، 14 عنصر خاکی نادر (REE)، توریم و اورانیم هستند. غلظت عنصر هافنیم (Hf) برپایة نسبت زیرکنیم تجزیه‌شده به روش XRF و با به‌کارگیری نسبت Hf/Zr به‌دست‌آمده به روش ICP-MS به‌دست آورده شده ‌است.

شکل 2- A) دورنمایی از سنگ‌های مافیک رخنمون در بخش‌های مرکزی باتولیت (اطراف ولی‌آباد؛ دید رو به شمال؛ B) دورنمایی از نفوذ همزمان سنگ‌های مافیک و گرانیت‌های کالک‌آلکالن (جنوب روستای نعمت‌آباد؛ دید رو به شمال)؛ C، D) نمای نزدیک از تنوع بافتی از ریزبلور تا پگماتیت در سنگ‌های تودة کنگره

تجزیة ریزکاو الکترونی برای شناسایی میزان عنصرهای اصلی در کانی‌ها با دستگاه ریزکاو الکترونی (مدل JEOL JXA-8200، با چهار طیف‌سنج) در دانشگاه ولوا اسپانیا انجام شد. این دستگاه شتاب‌دهنده‌ای به ولتاژ k 15 و جریان پروب nA 5 است. دارد. ژادییت برای عنصر سدیم، ولاستونیت برای کلسیم، آلکالی‌فلدسپار برای پتاسیم و آلومینیم، انستاتیت برای منیزیم و آپاتیت برای فسفر از سیلیکات‌های به‌کاررفته برای استاندارد عنصرها هستند. دقت دستگاه با میزان 1 سیگما، برای عنصرهای اصلی برابربا 2± % و برای عنصرهای فرعی برابربا 5±% است. شمار 8 نمونة برگزیده برای بررسی ایزوتوپ‌هاینئودیمیم و استرانسیمدر بخش ایزوتوپی مجتمع آزمایشگاهی دانشگاه گرانادا تجزیه شدند. نمونه‌ها در یک اتاق استریل، در یک واکنشگر خالص و سترون حل شدند و پس از جدایش کروماتوگرافی، با رزین‌های تبادل‌یونی، با دستگاه طیف‌سنج جرمی یونیزة حرارتی (TIMS) تجزیه شدند. نسبت‌های ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr و ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd مستقیماً با دستگاه ICP-MS و به‌‌روش پبشنهادیِ Montero و Bea (1998) به‌دست آورده شدند. مقدارهای به‌کاربرده‌شده برای بهنجار‌سازیعبارتند از: 1194/0⁸⁶Sr/⁸⁸Sr = و 7219/0¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd =. برپایة داده‌های 10 تجزیة پیاپی روی استاندارد (WS-E (Govindaraju et al., 1994 که معمولاً برای هر 10 نمونة ناشناخته دوبار انجام می‌شود، دقت خروجی دستگاه (2σ) از %003/0 برای ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و %0015/0 برای ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd بهتر است.

سنگ‌نگاری و شیمی کانی‌ها

سنگ‌های مافیک تا حد واسط در توده‌های نفوذی خاور سنندج– گلالی، ملانوکرات تا مزوکرات هستند و رخنمون آنها در صحرا به‌ رنگ‌های سبز– خاکستری تیره دیده می‌شود. این سنگ‌ها بافت گرانولار متوسط تا درشت بلور گاهی پگماتیتی دارند و بازة ترکیبی آنها از گابروی دو پیروکسن تا کوارتزمونزونیت است. در ادامه، ویژگی‌های منحصر به‌فرد این سنگ‌ها، به‌ترتیب از گسترده‌ترین رخنمون مافیک تا محدودترین، توصیف می‌شود.

تودة کنگره بزرگ‌ترین رخنمون نفوذی مافیک خاور سنندج است. برپایة تفاوت‌های بافتی و ترکیبی، دو بخش حاشیه‌ای و مرکزی شناسایی شده‌‌اند. بخش حاشیه‌ای از سنگ‌های ملانوکرات تا مزوکرات با بافت گرانولار ریزبلور و با لامیناسیون ماگمایی ساخته ‌شده است (شکل‌های 2- C و 2- D). برپایة رده‌بندی Streckeisen (1976)، این بخش ترکیب مونزوگابرو و مونزودیوریت‌ دارد. بخش مرکزی بیشتر از سنگ‌های ملانوکرات و مزوکرات گرانولار متوسط‌بلور تا درشت‌بلور ساخته شده است که بیشتر ترکیب گابرودیوریتی دارد و داشتن بافت افتیک از ویژگی‌های ویژة این بخش از توده به‌شمار می‌رود (شکل‌های 3- A و 3- B).

بخـش حاشیـه‌ای از کانی‌های اصــلی پلاژیوکلاز (_43-52An)، کلینوپیروکسن (اوژیت: _31-26En_27-21Fs _45-47Wo) و کانی فرعی ارتوزِ پرتیتی‌نشده ساخته شده است (جدول‌های 1 و 2). تیتانیت، آپاتیت، مگنتیت، ایلمنیت منگنز‌دار (فراگرفته‌شده با تیتانیت و پیروکسن)، کانی‌های جزیی سازندة سنگ‌های بخش حاشیه‌ای هستند. نبود کانی‌های آمفیبول و بیوتیت از دیگر نکته‌های مهم در این سنگ‌هاست.

بخش‌مرکزی از کانی‌های اصلی پلاژیوکلاز (_42-59An)، آمفیبول (پارگازیت، مگنزیوهورنبلند و مگنزیوهاستینگزیت) و با درصدحجمی کمتر، پیژونیت منیزیم‌دار یا ₃₄Fs₅₆En₈Wo و کلینوپیروکسن (اوژیت یا _16-13Fs_40-37En_46-45W) و بیوتیت (51/0=Fe#) ساخته شده است (جدول‌های 1، 2 و 3). ایلمنیت، تیتانیت، مگنتیت و پیریت و مقدار بسیار ناچیزی زیرکن و توریت (محدود به سنگ‌های بیوتیت‌دار) کانی‌های جزیی سازندة بخش مرکزی هستند.

باتولیت قروه: فراوان‌ترین رخنمون این توده از سنگ‌های تیرة گرانولار متوسط تا درشت‌بلور ساخته شده است که ترکیب آنها گابروی دو‌پیروکسن، گابرو و گابرودیوریت است. پلاژیوکلاز (_32-69An)، کلینوپیروکسن (اوژیت- دیوپسید: _39-28En_27-11Fs_49-43Wo)، ارتوپیروکسن (مگنزیوهیپرستن: _58-51En_46-38Fs_3-1Wo)، آمفیبول (مگنزیوهاستینگزیت، مگنزیوهورنبلند و به‌ندرت ادنیت و چرماکیت) از کانی‌های اصلی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند (شکل‌های 3- G و 3- F). بیوتیت (سرشار از منیزیم) و آلکالی‌فلدسپار از کانی‌های فرعی و تیتانیت، آپاتیت، مگنتیت، پیریت، آلانیت و میزان ناچیزی زیرکن از کانی‌های جزیی این سنگ‌ها هستند (جدول‌های 1، 2 و 3).

تودة سرنجیانه: این توده سنگ‌های تیره گرانولار ریز تا متوسط بلور با ترکیب مونزونیت، مونزودیوریت، کوارتزمونزونیت و کوارتز سیینیت و گابروهای درشت‌بلور و گاه پگماتیتی دارد. این سنگ‌ها از نسبت‌های گوناگونی از کانی‌های پلاژیوکلاز (طیفی از _51-55An تا _17-28An)، آمفیبول (مگنزیوهورنبـــلند)، کلینوپیروکســـن (اوژیت: _44-₃₅En_23-7Fs_49-44Wo)، ارتوپیروکسن (فروهیپرستن: _44-42En_55-50Fs_6-2Wo)، آلکالی‌فلدسپار (ارتوز ‌پرتیتی‌نشده)، به‌همراه مقدار کمتری بیوتیت و کوارتز ساخته شده‌اند (جدول‌های 1، 2 و 3). ایلمنیت، مگنتیت، تیتانیت، آپاتیت، و زیرکن نیز از کانی‌های جزیی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند (شکل 3- C).

جدول 1- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی پلاژیوکلازهای برگزیده از توده‌های نفوذی خاور سنندج به‌همراه فرمول ساختاری برپایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آنها (Byt: bytownite; Lab: labradorite; And: andesine; Olg: oligoclase; b.d.l.: below detection limit)

Pluton	Kangareh		Ghorveh		Shanevareh		Galali		Saranjianeh	Bolbanabad
Rock Type	gabbro		gabbro		diorite		quartzmonzonite		monzodiorite
Mineral	Lab	And	Byt	And	Lab	And	Lab	And	And	Lab	Olig
	core	rim	core	rim	core	rim	core	rim		core	rim
SiO₂	54.44	55.40	48.21	59.15	53.74	60.32	51.51	58.95	60.14	54.84	61.62
TiO₂	0.05	0.10	b.d.l.	0.02	0.00	b.d.l.	0.09	b.d.l.	0.06	0.07	b.d.l.
Al₂O₃	29.09	28.37	32.50	25.02	29.63	25.55	31.05	25.75	25.08	28.21	23.50
FeO	0.12	0.19	0.27	0.25	0.11	0.10	0.38	0.30	0.29	0.32	0.16
MnO	0.04	0.02	b.d.l.	0.03	0.02	b.d.l.	0.03	b.d.l.	0.03	b.d.l.	b.d.l.
MgO	0.01	0.00	0.01	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	0.01	0.02	b.d.l.	0.01	b.d.l.
CaO	10.68	10.00	15.28	6.54	11.53	6.44	13.35	7.20	6.30	10.21	4.87
Na₂O	5.14	5.66	2.62	7.60	4.94	7.60	3.63	7.24	7.78	5.24	8.35
K₂O	0.12	0.05	0.10	0.08	0.07	0.12	0.20	0.27	0.24	0.33	0.13
BaO	0.01	0.02	b.d.l.	b.d.l.	0.04	0.03	b.d.l.	b.d.l.	0.00	0.05	b.d.l.
Total	99.89	100.10	99.06	98.94	100.21	100.40	100.66	99.97	100.07	99.41	98.79
Si	2.46	2.50	2.23	2.67	2.43	2.68	2.34	2.64	2.68	2.49	2.76
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	1.55	1.51	1.77	1.33	1.58	1.34	1.66	1.36	1.32	1.51	1.24
Fe_t	0.00	0.01	0.01	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Mn	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.52	0.48	0.76	0.32	0.56	0.31	0.65	0.35	0.30	0.50	0.23
Na	0.45	0.49	0.23	0.66	0.43	0.65	0.32	0.63	0.67	0.46	0.73
K	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01
Ba	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
x_an	0.53	0.49	0.76	0.32	0.56	0.32	0.66	0.35	0.30	0.51	0.24
x_ab	0.46	0.50	0.24	0.67	0.43	0.68	0.33	0.64	0.68	0.47	0.75

جدول 2- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی پیروکسن‌های برگزیده از توده‌های نفوذی خاور سنندج به‌همراه فرمول ساختاری برپایة 6 اتم اکسیژن (GB: gabbro; DI: diorite; QM: quartz monzonite; MGB: monzogabbro; MDI: monzodiorite; QMDI: quartz monzodiorite Mg-hyp: magnesian hypersthene; Di: diopside; Aug: augite; Fe²⁺Hyp: ferro- hypersthene; b.d.l.: below detection limit)

Pluton	Kangareh				Ghorveh batholith		Galali	Saranjianeh		Bolbanabad
Rock Type	MGB		GB	DI	GB		QM	MDI		QMDI
Mineral	Aug	Aug	Aug	Aug	Mg-Hyp	Di	Aug	Aug	Fe2Hyp	Di
SiO₂	49.47	49.95	50.53	52.82	51.70	51.97	50.37	51.60	52.75	52.98
TiO₂	0.56	0.55	1.17	0.03	0.24	0.33	1.10	0.15	0.08	0.20
Al₂O₃	1.72	1.69	3.34	0.14	0.60	1.35	3.23	0.54	0.56	0.88
Cr₂O₃	0.02	0.09	0.08	0.02	0.05	0.06	0.07	0.04	0.03	0.09
NiO	b.d.l.	b.d.l.	0.02	0.01	0.03	0.02	0.01	0.05	0.03	b.d.l.
FeO	16.54	16.04	8.71	8.93	28.45	10.32	8.49	14.52	29.35	8.07
MnO	0.47	0.42	0.28	0.27	0.83	0.37	0.24	0.55	0.96	0.47
MgO	9.02	9.05	13.71	12.78	17.95	13.28	15.51	11.42	12.55	13.94
CaO	21.58	21.62	21.47	24.80	0.91	21.89	20.03	20.50	1.04	23.26
Na₂O	0.29	0.28	0.44	0.10	0.01	0.29	0.32	0.31	0.15	0.20
K₂O	b.d.l.	0.02	b.d.l.	b.d.l.	0.01	0.01	0.01	b.d.l.	0.01	b.d.l.
Total	99.71	99.70	99.74	100.12	100.80	99.91	99.37	99.68	97.59	100.11
Si	1.92	1.93	1.88	1.98	1.97	1.95	1.87	1.97	2.13	1.97
Al	0.08	0.08	0.15	0.01	0.03	0.06	0.14	0.02	0.03	0.04
Ti	0.02	0.02	0.03	0.00	0.01	0.01	0.03	0.00	0.00	0.01
Fe⁺³	0.08	0.05	0.05	0.03	0.02	0.04	0.07	0.04	-0.28	0.02
Fe⁺²	0.46	0.47	0.22	0.25	0.89	0.28	0.19	0.42	1.27	0.23
Mn	0.02	0.01	0.01	0.01	0.03	0.01	0.01	0.02	0.03	0.01
Mg	0.52	0.52	0.76	0.72	1.02	0.74	0.86	0.65	0.76	0.77
Ca	0.90	0.90	0.86	1.00	0.04	0.88	0.80	0.84	0.04	0.93
Na	0.02	0.02	0.03	0.01	0.00	0.02	0.02	0.02	0.01	0.01
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ni	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg#	0.53	0.52	0.77	0.74	0.53	0.73	0.82	0.61	0.37	0.77

تودة بلبان‌آباد: مافیک‌ترین سنگ‌های این توده، در بخش شمالی و مرکزی آن رخنمون دارند و دربرگیرندة سنگ‌هایی با ترکیب کوارتزمونزونیت، کوارتزدیوریت و دیوریت هستند. پلاژیوکلاز (_29-₃₃An)، کلینوپیروکسن (اوژیت: _39-37En_17-12Fs_47-45Wo)، آمفیبول (مگنزیوهورنبلند و اکتینولیت) از کانی‌های اصلی به‌شمار می‌روند. همچنین، آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت (میانگین آهن: 51/0=Fe#) از کانی‌های فرعی و تیتانیت، آپاتیت، ایلمنیت، پیریت، زیرکن و مگنتیت از کانی‌های جزیی این سنگ‌ها هستند (جدول‌های 1، 2 و 3).

تودة گلالی: رخنمون سنگ‌های مافیک- حد واسط در این توده، بیشتر به بخش‌های مرتفع توده محدود است. این بخش‌ها ترکیب گابرو، دیوریت، مونزودیوریت، کوارتزمونزونیت و کوارتزدیوریت دارند. پلاژیوکلاز (_38-66An)، پیروکسن (اوژیت: _44-41En_17-11Fs_46-39Wo)، بیوتیت (5/0-45/0=Fe#) از کانی‌های اصلی به‌شمار می‌روند. افزون‌بر آنها، هورنبلند سبز و آلکالی‌فلدسپار از کانی‌های فرعی و مگنتیت، ایلمنیت، تیتانیت، پیریت، آپاتیت و زیرکن، کانی‌های جزیی سازندة این سنگ‌ها هستند (شکل‌های 3- D و 3- E؛ جدول‌های 1 و 2).

تودة شانوره در برونزدهای بخش مافیک خود ترکیب گابرودیوریت و کوارتزمونزودیوریت دارد. پلاژیوکلاز (_31-65An)، آمفیبول (مگنزیوهورنبلند)، بیوتیت (43/0=Fe#) و a.p.f.u. 2Al<) از کانی‌های اصلی به‌شمار می‌روند. آلکالی‌فلدسپار کانی‌‌ فرعی این سنگ‌هاست. تیتانیت، مگنتیت، ایلمنیت، آپاتیت و به‌ندرت زیرکن نیز از کانی‌های جزیی سازندة این سنگ‌ها هستند (جدول‌های 1 و 3).

جدول 3- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی آمفیبول‌های برگزیده از توده‌های نفوذی خاور سنندج به‌همراه فرمول ساختاری برپایة 23 اتم اکسیژن (GB: gabbro; Gb-No: gabbro- norite; DI: diorite; M: monzonite; MDI: monzodiorite; QMDI: quartz monzodiorite. Mg-Hs: magnesiohastingsite; Hs: hastingsite; Mg-Hbl: magnesiohornblende; Ed: edenite; Prg: pargasite; b.d.l.: below detection limit)

Pluton	Kangareh			Ghorveh batholith			Shanevareh	Saranjianeh		Bolbanabad
Rock Type	GB	GB	DI	GB		GB-NO	DI	M		QMDI	MDI
Mineral	Prg	Mg-Hbl	Mg-Hs	Mg-Hs	Ed	Mg-Hs	Mg-Hbl	Mg-Hbl	Ed	Mg-Hbl	Hs
SiO₂	42.24	52.51	42.68	47.87	44.25	42.57	46.16	47.61	46.15	47.96	41.24
TiO₂	3.83	0.39	2.77	1.04	1.88	3.46	0.87	1.54	2.11	1.32	0.59
Al₂O₃	11.95	3.63	10.48	5.45	10.48	10.53	8.20	6.09	7.15	6.08	9.66
Cr₂O₃	0.11	0.04	0.04	0.03	0.13	b.d.l.	0.08	0.02	0.01	0.10	0.06
NiO	0.05	b.d.l.	0.06	b.d.l.	b.d.l.	0.08	0.08	b.d.l.	0.04	0.04	b.d.l.
FeO	12.70	13.56	14.64	20.52	14.85	15.73	16.14	16.47	16.24	15.87	24.42
MnO	0.17	0.22	0.21	0.45	0.21	0.24	0.51	0.35	0.26	0.40	0.26
MgO	12.26	15.10	11.70	9.77	11.36	11.15	12.11	12.37	11.97	12.70	6.22
CaO	11.48	11.49	11.27	10.68	11.91	11.20	12.21	11.06	11.30	11.49	11.41
Na₂O	2.13	0.43	1.98	0.93	1.35	2.08	1.10	1.20	1.39	0.95	1.53
K₂O	1.01	0.22	1.06	0.51	0.77	0.94	0.60	0.57	0.67	0.59	1.67
BaO	b.d.l.	b.d.l.	0.04	0.04	0.00	0.08	0.00	0.12	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.
F	b.d.l.	b.d.l.	0.38	0.04	b.d.l.	0.14	0.04	0.06	0.23	0.12	0.06
Cl	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.	b.d.l.
Total	98.00	97.59	97.29	97.31	97.24	98.18	98.13	97.46	97.50	97.61	97.10
Si	6.21	7.49	6.37	7.14	6.56	6.32	6.77	7.00	6.83	7.02	6.46
^IVAl	1.79	0.51	1.63	0.86	1.44	1.68	1.23	1.00	1.17	0.98	1.54
^VIAl	0.28	0.10	0.22	0.09	0.39	0.16	0.19	0.05	0.08	0.07	0.24
Ti	0.42	0.04	0.31	0.12	0.21	0.39	0.10	0.17	0.23	0.15	0.07
Fe_t	1.56	1.62	1.83	2.56	1.84	1.95	1.98	2.02	2.01	1.94	3.20
Mn	0.02	0.03	0.03	0.06	0.03	0.03	0.06	0.04	0.03	0.05	0.03
Mg	2.69	3.21	2.60	2.17	2.51	2.47	2.65	2.71	2.64	2.77	1.45
Ca	1.81	1.76	1.80	1.71	1.89	1.78	1.92	1.74	1.79	1.80	1.91
Na	0.61	0.12	0.57	0.27	0.39	0.60	0.31	0.34	0.40	0.27	0.46
K	0.19	0.04	0.20	0.10	0.15	0.18	0.11	0.11	0.13	0.11	0.33
F	0.00	0.00	0.18	0.02	0.00	0.07	0.02	0.03	0.11	0.06	0.03
Cl	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Cr	0.01	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01
Ni	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg#	0.67	0.77	0.64	0.55	0.62	0.62	0.65	0.67	0.64	0.68	0.35

زمین‌شیمی

میزان سیلیس در سنگ‌های مافیک برابربا 54/44 تا80/51 درصدوزنی و در سنگ‌های حد واسط برابربا 24/52 تا 68/62 درصد وزنی است. درصدوزنی اکسیدهای FeOt برابربا 83/2- 57/11 MgO برابربا 1/3- 12/10، CaO برابربا 02/3- 07/14 و MnO برابربا 06/.- 21/0است (جدول 4).

همة نمونه‌ها متاآلومین (95/0-48/0= ASI) به‌شمار می‌روند (شکل 4). نمونه‌های مافیک نیز کالک‌آلکالن، پتاسیم‌متوسط، کلسیک (3/5-6/1 Ca_i:) و مگنزین (Mg#: 75/0-45/0) هستند (شکل 4). شیمی نمونه‌هایی که میزان سیلیس بالاتری دارند کمی متفاوت است و از نمونه‌های پتاسیم‌بالا و گاه فروئن به‌شمار می‌روند (شکل 4).

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های مافیک و حد واسط در خاور سنندج. A) مونزوگابرویِ رخسارة حاشیه‌ای تودة کنگره (چپ: PPL؛ راست: XPL)؛ B) دیوریت بیوتیت‌دارِ رخسارة مرکزی تودة کنگره (به تفاوت اندازة بلورها در دو رخساره توجه کنید) (چپ: PPL؛ راست: XPL)؛ C) دربرگرفته‌شدن کانی پیروکسن با آمفیبول در کوارتزمونزونیتِ تودة سرنجیانه (چپ: PPL؛ راست: XPL)؛ D) تصویر backscatter الکترونی از کانی پیروکسن در سنگ گابرو تودة گلالی (میزان منیزیم در هسته بلور اوژیت بالاتر و در حاشیه‌های آن کلسیم و آهن بالاتری هستند)؛ E) تصویر backscatter الکترونی از کانی پلاژیوکلاز در سنگ گابرو تودة گلالی (هسته ترکیب لابرادوریت و حاشیه ترکیب آندزین) (جدول 1)؛ F) تصویر backscatter الکترونی از تیغه‌های درهم‌رشدی در کانی پیروکسنِ گابروی دو‌پیروکسن (ترکیب اصلی دیویسید و تیغه‌ها ارتوپیروکسن با ترکیب En₅₃)؛ G) آمفیبول با ترکیب مگنزیوهاستینگزیت به‌دور بلورهای دیوپسید (کانی پلاژیوکلاز هستة لابرادوریت و حاشیة آندزین دارد؛ جدول‌های 1 و 2)

در نمودار‌های چند‌عنصری بهنجارشده به ترکیب NMORB، نمونه‌ها از عنصرهای LIL دربرابر HFS غنی‌شدگی نسبی نشان می‌دهند. آنومالی منفی Sr، Rb، Nb، Ba و آنومالی مثبت K و Pb (شکل 4- G) از ویژگی‌های سنگ‌های پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش هستند (Cox et al., 1979; Pearce andPeate, 1995; Tatsumi and Eggins, 1995). بررسی الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجار‌شده به ترکیب کندریت نشان‌می‌دهد که در سنگ‌های گابرویی نسبت LREE/HREE کم است. به‌گفته دیگر، میزان جدایش‌یافتگی از عنصرهای خاکی نادر La_N/Lu_N= 6/14-5/1) کم است. الگوی هموار (flat profile)، شیب ملایم و بدون تهی‌شدگی و غنی‌شدگی آشکار و الگوی کمابیش خطی از Er تا Lu نیز درستی این نکته را نشان می‌دهند (شکل 4- H). همة نمونه‌های مافیک و حد واسط عدد آنومالی مثبت یوروپیم دارند؛ اما در گابروها میزان این آنومالی (75/3-98/0 =Eu/Eu^*)، نسبت به دیگر نمونه‌ها، عدد مثبت بزرگ‌تری است (شکل 4- D؛ جدول 4).

بحث

سرشت واقعی سنگ‌های مافیک: کالک‌آلکالن یا توله‌ایتی؟

با اینکه بیشتر ویژگی‌ها نشانة سرشت کالک‌آلکالن سنگ‌های مافیک و حد واسط این منطقه هستند، اما به دو علت باید سرشت این سنگ‌ها نیازمند بررسی دقیق‌تر است:

نخست اینکه در بررسی‌های پیشین منطقه از سرشت توله‌ایتی سنگ‌های مافیک یاد شده است (Rahmani, 2008; Azizi et al., 2015b; Yeganeh et al., 2018). این سرشت گاهی به آغشتگی با آهن نسبت داده‌‌شده است.

دوم اینکه در بیشتر موارد، ارزیابی سرشت توله‌ایتی ماگماها با نمودار پیشنهادیِ Miyashiro (1974) انجام می‌شود و جانمایی نمونه‌ها در این نمودار، توله‌ایتی‌بودن بیشتر سنگ‌ها را نشان می‌دهد (شکل 5).

ازآنجایی‌که در حوالی تودة سرنجیانه (کوه سورمه‌علی) و معدن گلالی، کانه‌زایی آهن روی داده است، احتمال آلایش با آهن، دور از ذهن به‌نظر نمی‌رسد؛ اما سرشت توله‌ایتی به‌دست‌آمده برای سنگ‌های کنگره و شمال باتولیت قروه که فاصله چشمگیری با این اندیس‌های آهنی دارند، با تامل بیشتری باید بررسی شود.

به باور Arculus (2003)، در نمودار Miyashiro (1974)، پایش تغییرات FeO*/MgO دربرابر سیلیس، بازتابی از ﺗﺄثیر تغییرات فوگاسیته اکسیژن و محتوای آب است. دیگر ایرادِ نمودار Miyashiro (1974)، به‌کارگیری نسبت FeO*/MgO است؛ زیرا افزایش میزان این نسبت و جای‌گرفتن نمونه‌های سنگی در محدودة ‌توله‌ایت، چه‌بسا تنها بازتابی از بالا‌بودن آهن در سنگ‌ها نباشد؛ زیرا کاهش میزان منیزیم با بالا بردن این نسبت نیز نتیجة مشابه، اما کاذبی را روی نمودار به نمایش می‌گذارد (Zimmer et al., 2010).

بنابراین، برای پی‌بردن به سرشت واقعی سنگ‌ها و به‌علت توجه به جوانب ظریف امر، «اندیس توله‌ایتی» پیشنهادیِ Zimmer و همکاران (2010) (HI=Fe_4.0/Fe_8.0) فصل‌الخطاب برشمرده شد. در این فرمول، Fe_4.0میانگین میزان اکسید آهن کل در نمونه‌هایی است که اکسید منیزیم در آنها 1± 4 درصد وزنی باشد و Fe_8.0میانگین میزان اکسید آهن کل در نمونه‌هایی است که درصدوزنی اکسید منیزیم آنها 1± 8 باشد. در این اندیس، Fe_8.0نمایندة میزان آهن در ماگمای اولیه است و دلیل برگزیدن Fe_4.0نیز دستیابی به بازه‌ای کمابیش معقول از تغییرات منیزیم و همچنین، جلوگیری از غلبه ﺗﺄثیر فاکتورهایی مانند هضم پوسته‌ای و آمیختگی ماگمایی بوده است. اندیس توله‌ایتی برای نمونه‌های مافیک و حد واسط این مجموعه، کمتر از یک (86/0= THI) و نشان‌دهندة سرشت کالک‌آلکالن آنهاست.

جدول 5- ترکیب عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی اکسید)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) در نمونه‌های برگزیدة سنگ‌های مافیک توده‌های نفوذی خاور سنندج (KA: کنگره؛ GH، باتولیت قروه؛ GA: گلالی؛ SH: شانوره؛ SA: سرنجیانه؛BO: بلبان‌آباد) GN) : گابرونوریت؛ MGB: مونزوگابرو؛ GB: گابرو؛ GD: گابرو- دیوریت؛ QMD: کوارتز مونزودیوریت؛ QMN: کوارتز مونزونیت؛ Dy/Dy*= Dy_N/ La^4/13_N Yb^9/13_N)

Sample No.	120	106	149	189	102	42	178	20	84	92	140.	168	98
Pluton	KA	KA	GA	GH	KA	GH	SH	GH	SA	BO	GA	SA	BO
Rock Type	GN	MGB	GB	GB	GB	GB	GD	QMD	MD	QMD	QMD	QMN	QMN
SiO₂	44.54	46.53	48.65	49.52	51.50	52.24	53.23	53.92	55.41	56.38	57.28	61.65	62.68
TiO₂	0.23	2.50	1.32	0.92	1.19	1.05	1.32	2.13	1.48	1.12	1.47	1.31	1.18
Al₂O₃	22.22	16.92	16.34	18.06	16.22	17.08	17.76	15.18	15.49	15.74	16.00	15.37	15.88
FeO_t	5.12	11.57	9.74	6.87	6.79	7.49	7.23	11.50	7.43	6.99	6.79	6.30	3.19
MgO	8.68	5.11	7.06	6.16	4.42	5.43	4.17	2.96	4.23	4.41	3.09	1.62	1.37
MnO	0.09	0.15	0.17	0.12	0.14	0.16	0.14	0.21	0.11	0.13	0.13	0.12	0.06
CaO	11.26	10.91	9.84	11.46	13.36	9.18	7.83	6.19	7.29	6.46	5.71	3.45	4.51
Na₂O	1.88	3.02	2.78	2.66	3.21	3.70	3.03	3.92	4.47	3.51	3.86	4.79	5.94
K₂O	0.72	0.43	0.90	0.95	0.96	0.98	1.99	1.85	1.74	2.03	3.05	3.02	3.73
P₂O₅	0.05	0.05	0.18	0.13	0.44	0.17	0.32	0.71	0.27	0.30	0.40	0.34	0.29
LOI	3.74	1.12	1.45	1.60	0.84	1.04	1.44	0.15	1.13	1.67	0.88	0.96	0.86
Sum	99.11	99.60	99.51	99.22	99.84	99.35	99.25	100.01	99.88	99.51	99.42	99.64	100.04
Mg#	0.75	0.44	0.56	0.62	0.54	0.56	0.51	0.31	0.50	0.53	0.45	0.31	0.43
Li	26.23	25.97	16.63	16.84	27.82	13.32	16.32	18.27	6.73	11.83	20.18	4.75	3.28
Rb	37.34	15.51	57.68	33.34	8.91	27.74	56.87	85.13	29.80	63.19	141.98	71.81	62.32
Cs	1.58	0.78	4.10	1.33	0.35	1.42	1.90	4.80	0.33	1.26	11.12	0.81	0.20
Be	0.31	0.35	0.81	0.87	1.25	1.41	1.33	2.15	2.22	2.12	2.56	2.80	3.89
Sr	362.74	586.90	271.79	317.10	879.36	266.39	601.77	292.50	293.39	350.10	260.28	188.31	153.80
Ba	62.59	101.92	94.70	127.17	866.96	186.05	520.06	309.54	179.24	267.49	505.68	350.59	368.86
Sc	7.43	38.15	30.39	30.19	21.49	23.19	18.56	23.38	27.21	22.54	15.86	13.33	10.71
V	40.40	600.03	190.72	152.13	204.25	151.02	166.27	268.51	182.71	150.06	139.92	94.28	57.98
Cr	229.37	94.42	226.59	287.89	171.15	154.54	49.54	47.31	143.82	92.35	71.92	74.33	51.21
Co	42.39	47.98	35.59	29.08	23.62	19.46	16.85	22.08	19.00	24.14	14.23	8.21	3.38
Ni	212.02	30.98	78.22	50.99	34.21	26.75	13.82	9.32	24.39	21.37	15.22	6.66	6.38
Cu	100.37	45.47	43.85	48.35	24.85	11.42	40.97	14.93	25.38	30.56	25.19	23.69	14.36
Zn	44.75	89.58	101.35	63.53	64.75	76.89	81.46	126.31	56.04	87.55	86.95	82.65	46.90
Ga	14.85	20.25	17.39	16.92	24.89	17.05	19.10	21.05	18.93	19.10	18.42	18.83	20.83
Y	4.32	12.20	27.02	19.92	27.26	32.45	19.99	38.19	40.64	35.10	35.74	39.21	65.73
Nb	1.18	2.07	9.47	7.47	13.49	12.67	17.76	24.97	21.82	20.62	37.88	24.09	45.35
Ta	0.23	0.21	0.70	0.63	0.81	0.88	1.24	1.94	1.74	1.58	2.75	1.58	2.91
Zr	10.20	26.20	90.80	137.10	61.10	109.00	160.00	240.80	172.00	172.10	313.00	280.50	558.50
Hf	0.40	0.80	3.40	4.80	2.40	4.70	10.80	13.40	7.10	9.70	12.20	13.10	20.10
Mo	0.58	0.72	3.02	0.80	1.04	0.63	2.66	4.21	1.64	2.61	2.88	2.32	2.10
Sn	0.70	0.74	7.92	1.27	0.68	2.55	1.48	0.75	3.34	3.23	5.96	4.78	5.99
Tl	0.20	0.07	0.37	0.17	0.04	0.16	0.31	0.41	0.10	0.31	0.79	0.26	0.16
Pb	2.31	1.62	6.19	5.42	2.71	6.68	5.99	12.22	6.25	7.13	14.80	9.08	6.59
U	0.08	0.05	0.61	0.75	0.26	0.72	1.45	1.91	1.26	1.53	3.26	2.37	2.50
Th	0.29	0.20	1.83	3.26	1.32	2.77	4.69	9.50	6.20	6.67	13.83	11.36	8.39
La	2.24	2.92	17.26	10.71	32.69	21.18	26.63	38.09	25.26	30.82	45.83	32.28	36.60
Ce	4.55	6.87	31.99	22.48	64.83	45.18	53.03	75.66	51.58	61.94	86.19	65.79	83.89
Pr	0.57	1.02	3.73	2.83	8.18	5.53	6.38	8.76	6.16	7.26	9.44	7.59	10.03
Nd	2.53	5.35	15.44	12.03	34.66	22.33	25.41	35.32	24.69	28.26	34.47	29.70	39.13
Sm	0.63	1.61	4.12	2.99	6.84	5.03	5.21	7.44	5.80	6.12	6.97	6.38	8.67
Eu	0.52	1.08	1.36	1.07	2.22	1.44	1.56	2.31	1.49	1.64	1.61	1.70	1.74
Gd	0.66	1.93	4.42	3.18	5.77	4.90	4.68	7.11	5.91	5.91	6.49	6.21	8.21
Tb	0.10	0.31	0.69	0.51	0.82	0.77	0.64	1.04	0.85	0.82	0.88	0.88	1.24
Dy	0.61	1.90	4.53	3.33	4.45	5.09	3.80	6.36	5.86	5.37	5.64	5.75	7.37
Ho	0.13	0.40	0.95	0.70	0.88	1.07	0.76	1.30	1.18	1.10	1.12	1.17	1.37
Er	0.32	1.09	2.48	1.81	2.17	2.94	1.87	3.43	3.29	2.95	2.97	3.17	4.05
Tm	0.05	0.16	0.38	0.25	0.33	0.47	0.29	0.52	0.49	0.45	0.45	0.48	0.64
Yb	0.31	0.94	2.33	1.69	2.02	3.09	1.68	3.29	3.27	2.95	2.87	3.26	4.33
Lu	0.05	0.13	0.38	0.24	0.31	0.54	0.23	0.58	0.52	0.45	0.43	0.49	0.68
La_N	6.81	8.86	52.47	32.57	99.35	64.39	80.94	115.77	76.79	93.67	139.30	98.10	111.23
Eu/Eu*	2.48	1.88	0.97	1.06	1.08	0.89	0.96	0.97	0.78	0.83	0.73	0.82	0.63
Dy/Dy*	0.77	1.03	0.76	0.81	0.68	0.66	0.70	0.66	0.69	0.64	0.61	0.63	0.64

شکل 4- نمودارهای نمایش‌دهندة ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‌های مافیک- حد واسط خاور سنندج. A) نمودارANK (MolarK₂o+Na₂O/Al₂O₃) دربرابر ACNK (Molar Al₂O₃/CaO+K₂O+Na₂O) (Shand, 1943)؛ B) نمودار AFM (Irvin and Baragar, 1971)؛ C) نمودار K₂O دربرابر SiO₂ (برپایة درصدوزنی)؛ D) نمودار MALI (Modified Alkali-Lime Index) (Frost et al., 2001)؛ E) نمودار شاخص کالک‌آلکالن در برابر SiO₂ (برپایة درصدوزنی)؛ F) نمودار (FeOt/(FeOt+MgO دربرابر SiO₂ (برپایة درصدوزنی) (Frost and Frost, 2001)؛ G) نمودار چند‌عنصری بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِHofmann (1988) برای NMORB؛ H) الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده دربرابر ترکیب پیشنهادیِ McDonough و Sun (1995) برای کندریت

شکل 5- جانمایی نمونه‌های مافیک و حد واسط خاور سنندج روی نمودار FeO*/MgO در برابر SiO₂ (برپایة درصدوزنی) (Miyashiro, 1974)

خاستگاه و سازوکار پیدایش سنگ‌های مافیک

نقش مهم عنصرهای HFSE و REE در ردیابی فرایند ذوب، تعیین سرشت مذاب و تفکیک مذاب‌هایی با خاستگاه گوشته‌ای، کاملاً اثبات شده است (Green, 1995; Condie, 1997; Shaw, 1970). از میان آنها، چگونگی توزیع Th و Ta، اطلاعات دقیق‌تری از خاستگاه ماگما فراهم می‌کند (.(Condie, 1997 نسبت Th/Ta، که فاکتوری تعیین‌کننده در مذاب‌های با خاستگاه گوشته‌ای به‌شمار می‌رود، نزدیک به 2 است (Condie, 1997). میانگین میزان این نسبت در سنگ‌های مافیک، با سیلیس زیر 50 درصدوزنی، برابربا 99/1 (99/1= (Avg._SiO2<50 و بسیار نزدیک به نسبت مقدار آن در گوشته‌ است.

ویژگی‌های ایزوتوپی سنگ‌های مافیک نیز همانند میزان‌کم نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(از 7042/0 تا 7077/0)، ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr اولیة متوسط تا کم و میانگین εNd_(150Ma) بالا، خاستگاه‌گرفتن سنگ‌های مافیک، از گوشته را نشان می‌دهند (جدول 5).

جدول 5- ترکیب ایزوتوپ‌های نئودیمیم و استرانسیم در نمونه‌های مافیک- حد واسط خاور سنندج (سن مدل نئودیمیم برپایة داده‌های گوشتة تهی‌شده با Nd_t = 0.25t2 −3t + 8.5 به‌دست آورده شده است (Depaolo, 1981) (t: سن برپایة Ma؛ KA: کنگره؛ GH، باتولیت قروه؛ GA: گلالی؛ SH: شانوره؛ SA: سرنجیانه؛ BO: بلبان‌آباد)

Sample ID	20	92	102	168	84	98	140	106
Rock Suites	GH	BO	KA	SA	SA	BO	GA	KA
Rb (ppm)	85.126	63.19	8.91	71.812	29.801	62.317	141.984	15.511
Sr (ppm)	292.502	350.1	879.361	188.31	293.385	153.805	260.282	586.9
⁸⁷Rb/⁸⁶Sr	0.8419412	0.522093	0.0293054	1.103245	0.2937892	1.17226	1.578067	0.0764465
⁸⁷Sr/⁸⁶Sr	0.706843	0.705509	0.704227	0.706848	0.70436	0.707777	0.706419	0.705275
⁸⁷Sr7⁸⁶Sr_{(150 Ma)}	0.705048	0.704396	0.704165	0.704496	0.703734	0.705277	0.703054	0.705112
Nd (ppm)	35.319	28.264	34.66	29.703	24.691	39.132	34.468	5.351
Sm (ppm)	7.441	6.116	6.841	6.383	5.802	8.672	6.967	1.517
¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd	0.127	0.131	0.119	0.13	0.142	0.134	0.122	0.171
¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd	0.512648	0.512706	0.512587	0.512668	0.51296	0.512794	0.512609	0.512787
¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_{(150 Ma)}	0.512523	0.512578	0.51247	0.512541	0.512821	0.512663	0.512489	0.512619
€Nd_{(150 Ma)}	1.52	2.59	0.49	1.86	7.33	4.25	0.86	3.39
T_DM (Ma)	710	637	747	696	224	501	734	930

برپایة بررسی‌های سنگ‌شناسی تجربی shaw (1970)، نسبت‌های Dy/Yb (MREE/HREE) دربرابر La/Yb (REE/HREE) ابزاری برای تعیین ترکیب مذاب گوشته‌ای است. جایگیری نمونه‌های مافیک و حد واسط خاور سنندج روی نمودار یادشده (شکل 6- A)، ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای با ترکیب لرزولیتی و در محدوده پایداری اسپینل را به‌عنوان ترکیب ماگمای مادر نشان می‌دهد. این نکته با مقدارهای همگن و کم از عنصرهای خاکی نادر سنگین و تغییرات اندک در نسبت‌های MREE/HREE در سنگ‌های این منطقه همخوانی دارد.

شکل 6- A) نسبت‌های La/Yb در برابر Dy/Yb در نمونه‌های مافیک و حد واسط خاور سنندج؛ (B نسبت‌های La/Sm در برابر Sm/Yb (محدودة ترکیب‌های گارنت‌لرزولیتی، گارنت- اسپینل‌لرزولیتی و اسپینل‌لرزولیتی برپایة الگوی Batch melting از Shaw (1970) رسم شده است؛ Orejana و همکاران، 2009؛ ترکیب گوشته اولیه از Sun and McDonough (1989) برگرفته شده است)

برای اطمینان، از نمودار دیگری نیز بهره‌ گرفته شد (شکل 6- B). در گام نخست، جانمایی نمونه‌ها در محدودة حد واسط اسپینل- لرزولیتی و گارنت- اسپینل لرزولیت کمی تامل‌برانگیز است؛ اما سرانجام تاییدی بر دیگر شواهد زمین‌شیمیایی این مجموعه شد؛ زیرا نگاهی به سرشت نمودار، نشان می‌دهد پارامترهای به‌کاررفته در آن، نسبت‌های MREE/HREE دربرابر LREE/MREE هستند. این جابجایی نمونه‌ها لزوماً نشانة گارنت‌داربودن خاستگاه (کاهش (HREE نیست؛ بلکه بالا‌بودن میزان MREE در مذاب از یک‌سو چه‌بسا افزایش دروغین نسبت Sm/Yb و از سوی دیگر کاهش دروغین نسبت La/Sm را در پی دارد.

بالا‌بودن میزان MREE با وجود آمفیبول در خاستگاه توجیه‌پذیر خواهد بود (Baker et al., 1997). همة این شواهد به‌همراه درصدحجمی بالای آمفیبول، با سرشت کالک‌آلکالن و آبدار سنگ‌‌های مافیک- حد واسط خاور سنندج کاملاً همخوانی دارند. برپایة آنچه گفته شد، دیدیم که جدایش گارنت و آمفیبول به‌صورت گمراه‌کننده، بر نسبت عنصرهای REE (مانند La/Yb) ﺗﺄثیر افزایشی دارد. ازاین‌رو، برای ردیابی دقیق ﺗﺄثیر تحولات ماگمایی بر مذاب مادر سنگ‌های مافیک– حد واسط خاور سنندج، از فاکتور محاسباتی Dy/Dy* پیشنهادیِ Davidson و همکاران (2012)، بهره گرفته می‌شود (جدول 4).

همچین نمودار تلفیقی به‌دست‌آمده از فاکتور Dy/Dy* در برابر Dy/Yb (Davidson et al., 2012) به بهترین روش به تفسیر داده‌ها کمک خواهد کرد ‌(شکل 7). الگوی کاو و نسبت Dy/Yb، به‌دور از هرگونه همپوشانی، ﺗﺄثیر جدایش کانی‌ها بر تحول مذاب را تفکیک می‌کند؛ زیرا جدایش گارنت، نسبت Dy/Yb را افزایش می‌دهد و آمفیبول این نسبت را می‌کاهد. در این نمودار، نمونه‌های خاور سنندج، در دو ربع سه و چهار جای گرفته‌اند (شکل 7). برپایة پیشنهاد Davidson و همکاران (2012)، روند کلی دیده‌شده جدایش کانی آمفیبول از خاستگاه را نشان می‌دهد و با همة شواهد همخوانی دارد.

شکل 7- جانمایی نمونه‌ها روی نمودار Dy/Yb دربرابر Dy/Dy* (Davidson et al., 2012)

با همة این تفسیرها هنوز پرسش دیگری دربارة این سنگ‌ها بی‌پاسخ مانده است و آن تغییرات زمین‌شیمیایی از سنگ‌های کالک‌آلکالن و بسیار مگنزین، به‌سوی نمونه‌های با میزان بالای عنصرهای آلکالی و آهن است (شکل‌های 4- D و 4- F). برای درک سرشت واقعی این دسته از سنگ‌های مافیک- حد واسط از این دیدگاه، پایش تلفیقی چندین پارامتر در نظر گرفته شد. این پارامترها دربرگیرندة مجموع آلکالی‌ها (Na+K)، عدد منیزیم، تغییرات و الگوی عنصرهای خاکی نادر La_N، داده‌های ایزوتوپی (سن مدل نیوبیم) و آنومالی یوروپیم هستند. نتیجة این بررسی، وجود دو قطب متفاوت در سنگ‌های مافیک تا حد واسط این منطقه را آشکار کرد.

دستة نخست، نمونه‌هایِ تودة کنگره با کمترین میزان مجموع آلکالی (Na+K<3.5)، کمترین جدایش‌یافتگی از عنصرهای خاکی نادر‌ سبک (La_N<10)، بالاترین سن مدل نیوبیم (Ma 930T_DM=)، آنومالی مثبت یوروپیم (شکل 8- A) و عدد منیزیم بالا (تا 75/0) هستند.

دستة دوم، بالاترین میزان مجموع آلکالی (5-9=Na+K)، جدایش‌یافتگی بیشتر از عنصرهای خاکی نادر (La_N>50)، آنومالی منفی یوروپیم (شکل 8- B) و جوان‌ترین سن‌های مدل نئودیمیم (Ma 222(T_DM= را دارد و رکورد‌دار کمترین عدد منیزیم (Mg#=0.2-0.4) است. این دودستگی در نمودار Sr/Nd در برابر MgO نیز خودنمایی می‌کند (شکل 9).

شکل 8- مقایسه الگوی غنی‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر در نمونه‌های مافیک- حد واسط. A) نمونه‌های مافیک با La_N<10 با الگوی کمابیش یکنواخت، آنومالی مثبت یوروپیم و دست‌کم جدایش‌یافتگی از عنصرهای خاکی ‌نادر ‌سنگین؛ B) نمونه‌هایی با 30<La_N<50 که الگویی با تقعر رو به بالا و آنومالی منفی یوروپیم نشان می‌دهند

شکل 9- جانمایی نمونه‌ها روی نمودار MgO در برابر Sr/Nd

برای توجیه دو‌قطبی‌بودن ویژگی‌های ایزوتوپی و زمین‌شیمی، دو الگوی احتمالی را می‌توان در نظر گرفت:

1) دو‌نمایی‌بودن ((Bimodality سنگ‌های مافیک- حد واسط؛

2) جدایش ماگمایی از یک ماگمای مادر.

نمونه‌برداری جامع و فراوانی آماری پذیرفتنیِ تجزیه‌های انجام‌شده امکان داوری بهتری را فراهم کرده است. چنانچه سنگ‌های مافیک پیامد تبلور از دو ماگمای متفاوت دانسته شوند، نمودهایی از این دو خاستگاهی‌بودن، باید به‌صورت دو دستگی نمونه‌ها در نمودارهای عنصرهای REE و HFS، نبود (Gap) و ناپیوستگی در داده‌های زمین‌شیمی دیده می‌شد که چنین نیست (شکل‌های 4 و 5). در حقیقت، برپایة پیوستگی روند عنصرها با تفریق (شکل‌های 10- A و 10- B) و وجود طیفی کامل از ترکیب‌های حد واسط میان دو قطب پایانی، دو‌نمایی‌بودن یا دو خاستگاهی‌بودن این سنگ‌ها، بعید به نظر می‌رسد. توجه به رفتار زمین‏‌شیمیایی سنگ‌های توده سرنجیانه در نمودارها، این پیوستگی طیفی را آشکار می‌سازد.

شکل 10- نمودارهای هارکر از درصدوزنی عنصرهای اصلی سنگ‌های مافیک- حد واسط خاور سنندج

حال به بررسی احتمال دوم پرداخته می‌شود که آیا جدایش بلورین (تبلور تفریقی) وجود دو قطب متفاوت در مجموعة سنگی خاور سنندج را توجیه می‌کند؟

تبلور کانی‌های مافیک از یک ماگمای مادر، می‌تواند دو دسته سنگ، یکی با آنومالی مثبت یوروپیم و دیگری آنومالی منفی یوروپیم را پدید آورد (معین‌وزیری، گفتگوی شفاهی). نبود آنومالی منفی Eu و یا آنومالی مثبت این عنصر در فازهای جدایش‌یافته‌تر، گواه دیگری بر رابطة زایشی دو قطب پایانی است. بدین‌گونه‌که بیشتر محتوای Eu به فازهای نخستین و مافیک‌تر افزوده می‌شود و تهی‌شدگی در ترم‌های جدایش‌یافته‌تر را به‌دنبال دارد. یافته‌های کیفیِ نمودارهای هارکر این سنگ‌ها نشان می‌دهند افت موازی در میزان کلسیم و منیزیم نیازمند جدایش بلورین کلینوپیروکسن در توالی جدایش بلوری است (شکل 10- C).

کاهش نسبت Sr/Nd نیز با روند جدایش، نشانه‌ای از نقش جدایش پلاژیوکلاز است (شکل 9). همة این شواهد نشان می‌دهند جدایش پلاژیوکلاز در نمونه‌های جدایش‌یافته‌تر، نقش مهم‌تری داشته است. ازاین‌رو، جدایش بلورین کانی‌های آمفیبول، پیروکسن و پلاژیوکلاز، از مهم‌ترین فرایندهای سنگ‌زایی در تحولات ماگمایی، به‌خوبی وجود دو قطب متفاوت در مجموعه سنگی را توجیه می‌کند.

نکتة پایانی اینست که تفاوت در رفتار زمین‌شیمیایی توده‌ها (مانند: انباشته‌شدن بیشتر نمونه‌های کنگره در یک قطب و تجمع نمونه‌هایی از باتولیت قروه و تودة سرنجیانه در قطب مخالف)، بی‌شک با فواصل چندین ده کیلومتری توده‌ها، تفاوت در ترکیب سنگ‌های میزبان و سازو‌کار جایگیری آنها در سطح بی‌ارتباط نیست.

نتیجه‌گیری

سنگ‌های مافیک– حد واسط رخنمون در شمال پهنة سنندج– سیرجان، خاور سنندج تا جنوب گلالی، طیف ترکیبی گسترده‌ای از گابروی دو‌پیروکسن، گابرو، مونزوگابرو، دیوریت، مونزودیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت، کوارتزمونزودیوریت و کوارتزدیوریت را دربر می‌گیرند. این سنگ‌ها، متوسط‌پتاسیم و کالک‌آلکالن، متاآلومین و بیشتر مگنزین هستند که در فازهای جدایش‌یافته‌تر، گرایشی فروئن و پتاسیم‌بالا دارند. تلفیق ویژگی‌های ایزوتوپی Nd –Sr و به‌کارگیری فاکتورهای زمین‌شیمیایی، خاستگاه‌گرفتن این سنگ‌ها از ماگمایی گوشته‌ای را نشان می‌دهند. الگو‌سازی‌ها و شواهد زمین‏‌شیمیایی نشان‌دهندة ترکیبی اسپینل‌لرزولیتی برای این ماگمای گوشته‌ای هستند. ماگمای گوشته‌ای اجزای آبداری مانند آمفیبول دارد که جدایش بلورین کانی‌ها نقش مهمی در تحولات بعدی آن بازی کرده‌اند. با افزایش میزان سیلیس در پی پیشرفت روند جدایش ماگمایی، تحولاتی از سنگ‌های مگنزین و کالک‌آلکالن به‌سوی نمونه‌های سرشار از عنصرهای آلکالن و آهن روی داده‌اند. این تغییرات نخست شائبه دو خاستگاهی‌بودن این سنگ‌ها را به ذهن می‌رسانند؛ اما با پایش تلفیقی ویژگی‌های ایزوتوپی و زمین‏‌شیمیایی، نقش جدایش بلورین کانی‌ها که از مهم‌ترین فرایندهای سنگ‌زایی در تحولات ماگمایی است، اثبات می‌شود. افزون‌براین، فاصلة کیلومتری توده‌ها از هم و تفاوت در ترکیب سنگ‌های میزبان و سازوکار جایگیری آنها، از عوامل تعیین‌کننده در رفتار زمین‏‌شیمیایی منحصر به‌فرد هر توده است.

سپاس‌گزاری

نگارنده از دست‌اندرکاران مرکز آزمایشگاهی دانشگاه گرانادا برای انجام تجزیه‌های لازم سپاس‌گزاری می‌کند. این مقاله از طرح پژوهشی با عنوان «ماهیت ماگماتیسم مافیک شمال پهنة سنندج– سیرجان» مستخرج شده است و با حمایت دانشگاه پیام‌نور انجام شده است.

مراجع

Arculus, R. J. (2003) Use and abuse of the terms calcalkaline and calcalkalic. Journal of Petrology 44: 929-935.

Azizi, H., Asahara, Y., Mehrabi, B. and Chung, S. L. (2011) Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of high-K granite from the Suffi Abad area, Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran. Chemie der Erde 71: 363-376.

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

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

Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirlwall, M. F. and Macpherson, C. G. (1997) Petrogenesis of Quaternary Intraplate Volcanism, Sana’a, Yemen: Implications for Plume–Lithosphere Interaction and Polybaric Melt Hybridization. Journal of Petrology 38: 1359–1390.

Chiu H. -Y., Chung S. -L., Zarrinkoub M. H., Mohammadi S. S., Khatib M. M. and Iizuka Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos 162-163: 70-87.

Condie, K. C. (1997) Sources of Proterozoic mafic dike swarms: constraints from Th/Ta and La/Yb ratios. Precambrian Research 81: 3–14.

Cox, K. G., Bell, J. D., Pankhurst, E. P. L. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London, UK.

Davidson, J., Turner, S. and Plank, T. (2012) Dy/Dy*: Variations Arising from Mantle Sources and Petrogenetic Processes. Journal of Petrology 54(3): 525–537.

Deevsalar, R., Shinjo, R., Ghaderi, M., Murata, M., Hoskin, P. W. O, Oshiro, S., Wang, K. L., Lee, H. Y. and Neill, I. (2017) Mesozoic–Cenozoic mafic magmatism in Sanandaj–Sirjan Zone, Zagros Orogen (Western Iran): Geochemical and isotopic inferences from Middle Jurassic and Late Eocene gabbros. Lithos 284–285: 588–607

DePaolo, D. J. (1981) Neodymium isotopes in the Colorado Front Range and implications for crust formation and Mantle evolution in the Proterozoic. Nature 291: 193-197.

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

Frost, C. D. and Frost, B. R. (2011) On Ferroan (A-type) Granitoids: their Compositional Variability and Modes of Origin. Journal of Petrology 52: 39-53.

Ghalamghash, J., Mirnejad, H., Rashid, H. (2009) Magma mixing and mingling patterns along Neo-Tethys continental margin, Sanandaj-Sirjan zone, NW Iran: a case study from Alvand pluton. Neues Jahrbuch für Mineralogie - Abhandlungen 186(1): 79-93.

Govindaraju, K., Potts, P. J., Webb, P. C. and Watson, J. S. (1994) Report on Whin Sill Dolerite WS-E from England and Pitscurrie micrograbbro PM-S from Scotland: assessment by one hundred and four international laboratories. Geostandards Newsletter 18: 211-300.

Green, T. H. (1995) Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system. Chemical Geology 120: 347–359.

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.

Hosseiny, M., Mosawery, F. and Karimynia, M. (1999) Explanatory text of Ghorveh. Geological Quadrangle Map 1:100.000, Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.

Irvine, T. N., and Bragar, W. R. A. (1971) A guide to chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-548.

Letterrier, J. (1985) Mineralogical, geochemical and isotopic evolution of two Miocene mafic intrusions from the Zagros (Iran). Lithos 18: 311-329.

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 Sciences 41: 238-249.

Mazhari, S. A., Bea, F., Amini, S., Ghalamghash, J., Molina, J. F., Montero, P., Scarrow, J. H., Williams, I. S. (2009) The Eocene bimodal Piranshahr massif of the Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran: a marker of the end of the collision in the Zagros Orogen. Journal of the Geological Society 166: 53-69.

McDonough, W. F., Sun, S. -S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223–253.

Miyashiro, A. (1974) Volcanic rocks series in island arcs and active continental margins. American Journal of Science 274: 321-355.

Moghadam, H. S., Li, H. H., Ling, X. X., Stern, R. J., Santos, J. F., Meinhold, G., Ghorbani G. and Shahabi, S. (2105) Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A-type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos 212-215: 266-279.

Molnar, M. (2006) Tertiary Development of the Zagros Mountains Geol 418, Earth History.

Montero, P. and Bea, F. (1998) Accurate determination of ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr and ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd ratios by inductively-coupled-plasma mass spectrometry in isotope geoscience: an alternative to isotope dilution analysis. Analytica Chimica Acta 358: 227–233.

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.

Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G. and Jolivet, L. (2008) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106: 380–398.

Orejana, D., Villaseca, C., Pérez-Soba, C., López-García, J. A. and Billström, K. (2009) The Variscan gabbros from the Spanish Central System: A case for crustal recycling in the sub-continental lithospheric mantle? Lithos 110: 262-276.

Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23: 251–285.

Rahmani, M. (2008) Petrogenesis and tectonic setting of Mobarakabad and Sufiabad (East Sanandaj). 27^th geoscience congress, Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Shand, S. J. (1943) The eruptive rocks. 2^nd edition, John Wiley, New York, US.

Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34: 237–243.

Streckeisen, A. (1976) To each plutonic rocks its proper name. Earth Science Review 12: 1-33.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society of London Special Publication 42: 313–345.

Tatsumi, Y. and Eggins, S. (1995) Subduction Zone Magmatism. Blackwell Science, Cambridge, U.K.

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.

Yajam, S., Montero, P., Scarrow, J., 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. Geologica Acta 13(1): 25-43.

Yajam, S. (2017) The enigma of inherited Zircon crystals in Qalaylan plutone, Clues from the Gondwana crust in the rocks with primitive isotopic signatures. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 25(1): 67-7 (in Persian).

Yeganeh, T. M., Torkian, A., Christiansen, E. H. and Sepahi, A. A (2018) Petrogenesis of the Darvazeh mafic-intermediate intrusive bodies, Qorveh, Sanandaj-Sirjanzone, Iran. Arabian Journal of Geosciences 11: 202.

Zimmer, M. M., Plank, T., Hauri, E. H., Yogodzinski, G. M., Stelling, P., Larsen, J., Singer, B., Jicha, B., Mandeville, C. and Nye, C. J. (2010) The Role of Water in Generating the Calc-alkaline Trend: New Volatile Data for Aleutian Magmas and a New Tholeiitic Index. Journal of Petrology 51: 2411-2444

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 649

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 504

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

پتروژنز ماگماتیسم مافیک- حد واسط خاور سنندج: رهیافتی نو با پایش موشکافانه شواهد زمین‌شیمیایی