شواهدی برای فرایند آمیختگی/اختلاط ماگمایی در توده‌های آذرین درونی قروه (کردستان): با تاکید بر شاخص‌های بافتی و زمین‌شیمیایی

موسوی, سیده اعظم; ترکیان, اشرف

doi:10.22108/ijp.2022.130372.1251

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,651
تعداد مقالات	13,405
تعداد مشاهده مقاله	30,225,806
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,080,172

شواهدی برای فرایند آمیختگی/اختلاط ماگمایی در توده‌های آذرین درونی قروه (کردستان): با تاکید بر شاخص‌های بافتی و زمین‌شیمیایی

پترولوژی

دوره 14، شماره 1 - شماره پیاپی 53، اردیبهشت 1402، صفحه 1-26 اصل مقاله (2.31 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2022.130372.1251

نویسندگان

سیده اعظم موسوی¹؛ اشرف ترکیان^* ²

¹دانشجوی دکتری (پترولوژی)، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایران

²دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایران

چکیده

توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده در شمال پهنة سنندج- سیرجان و در استان کردستان برونزد دارند. در این مجموعه، توده‏‌های گرانیتی، گرانودیوریت و مونزونیت میزبان‏‌ هستند و انکلاوهای درون آنها نیز ترکیب دیوریتی و گابرویی نشان می‌دهند. انکلاوها به شکل‌های گردشده و بیضوی در سنگ‏‌های میزبان پراکنده هستند. انکلاوها عموماً مرز ناگهانی با سنگ میزبان دارند و از مجموعه کانی‏‌های آذرین ساخته شده‏‌اند. حضور انکلاوهای ریزدانة مافیک همراه با شواهدی از وجود بافت‏‌های ناتعادلی مانند فلدسپار با بافت‏‌های پویی‏‌کیلیتیک، حضور انبوهه‏‌های مافیک و آپاتیت‏‌های سوزنی، بلورهای پلاژیوکلاز کوچک جدا در پلاژیوکلازهای بزرگ یا حضور دو نسل پلاژیوکلاز، حالت منطقه‏‌بندی و حاشیة انحلالی در پلاژیوکلاز، همگی آمیختگی ماگمایی را تأیید می‏‌کنند. بررسی‌های صحرایی، سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند ماگمای سازنده این مجموعه از نوع I، متاآلومین و در سری کالک‏‌آلکالن است. با توجه به غنی‏‌شدگی انکلاوها از Cr، Ni، Co وHREE، خاستگاه انکلاوها گلبول‏‌هایی از ماگماهای مافیک است. همچنین، محتوای نسبتاً بالای Mg# در انکلاوها (62/0-52/0) نسبت به سنگ میزبان (48/0-34/0Mg#=)، خاستگاه ماگماهای گوشته‏‌ایی را محتمل‏‌تر می‏‌کند. افزون‌بر ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی یادشده، انکلاوها نسبت به سنگ‏‌های میزبان‏‌ از LREE و LILE تهی‌شده و از تیتانیم غنی‌شده هستند، ازاین‌رو، گمان می‌رود انکلاوها از دو ماگمای مختلف خاستگاه گرفته‌اند و تنها به‌علت رخداد فرایند آمیختگی /اختلاط ماگمایی در کنار یکدیگر قرار گرفته باشند.

کلیدواژه‌ها

اختلاط؛ آمیختگی؛ انکلاو میکروگرانولار مافیک؛ سنگ میزبان؛ قروه

اصل مقاله

توده‌های آذرین درونی جنوب قروه در شمال پهنة سنندج- سیرجان و در استان کردستان برونزد دارند. در این توده‏‌ها سنگ‏‌های میزبان گرانیت، گرانودیوریت و مونزونیت هستند و انکلاوها ترکیب دیوریتی و گابرویی دارند. بررسی انکلاوهای درون گرانیت‏‌ها، از موضوعات مهم در بررسی گرانیت‌هاست و اطلاعات ارزشمندی را دربارة تحولات ماگمای مادر توده‌های آذرین درونی و اختلاط ماگمایی در اختیار می‌گذارند (Frost and Mahood, 1987; Holden et al., 1987; Eberz and Nicholls, 1988).

این مجموعه توسط پژوهشگران بسیاری، از دیدگاه‏‌های گوناگون بررسی شده است. محمودی و همکاران (Mahmoudi et al., 2011)، با به‌کارگیری روش اورانیم-سرب، سن پیدایش سنگ‏‌های مافیک و فلسیک منطقه را ژوراسیک بالایی به‌دست آورده‏‌اند. ترکیان (Torkian, 2011) با بررسی جایگاه زمین‌ساختی گرانیتویید قروه این مجموعه را از نوع گرانیتوییدهای قوس-قاره‏‌ای دانسته‏‌اند. عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2015)، سنگ‏‌های مافیک کنگره و تقی‏‌آباد قروه را بررسی و دو محیط زمین‌ساختی جزیره‌های کمانی و پهنة پشت کمان اقیانوسی را برای آنها پیشنهاد داده‏‌اند. ترکیان و فرمن (Torkian and Furman, 2015) حضور انکلاوهای مافیک در گرانیتوییدهای جنوب قروه را گواهی بر رخداد اختلاط ماگمایی در منطقه دانسته‏‌اند. یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015)، محیط پشت کمان قاره‏‌ای را برای گرانیتوییدهای کنگرة قروه با سن 1±141 میلیون سال پیش پیشنهاد داده‌‏‌اند که منطقة بررسی‌شده در چهارگوش مطالعاتی این پژوهش نیز وجود دارد. عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020) فرایند مهم در تغییر ترکیب شیمیایی ماگما و پیدایش سنگ‏‌های اسیدی تا مافیک (در مناطق: تکیه، میهم و شیروانه) را اختلاط ماگمایی دانسته‏‌اند. شیرمحمدی و همکاران (Shirmohammadi te al., 2021) بررسی‌هایی روی ماگماهای گرانیتی نوع A منطقة قروه انجام داده‏‌اند که وجود عقب‏‌گرد در تختة فرورونده در رژیم زمین‌ساختی تاثیر‏‌گذار در پهنة سنندج- سیرجان که گاه پیامد آن اختلاط ماگمایی است، را نیز منتفی ندانسته‏‌اند. موسوی و ترکیان (Mousavi and Torkian, 2021) برپایة داده‌های ریزکاو الکترونی به‌دست‌آمده برای پلاژیوکلازهای درون انکلاوها و سنگ میزبان آنها، نشان دادند این کانی‏‌ها گاه منطقه‌بندی نوسانی نشان می‌دهند و حتی به‌طور بخشی انحلال پیدا کرده و با آلکالی‌فلدسپار جایگزین شده‏‌اند که این ویژگی را نیز نشان‌دهندة فرایند آمیختگی ماگمایی دانسته‏‌اند. گفتنی است اصطلاح اختلاط ماگمایی[1] به ترکیب‌شدن کامل دو ماگمای مافیک و فلسیک و در نتیجه حاصل‌شدن ماگمایی همگن با ترکیب حد واسط گفته می‏‌شود؛ اما آمیختگی ماگمایی[2] پیامد تقابل مکانیکی دو ماگمای مختلف است که هنوز برخی از ویژگی‌های نخستین خود را حفظ کرده‏‌اند (Vernon, 1990; Didier and Barbarin, 1991; Torkian, 2013). در بررسی‌های انجام‌شده پیشین در این مناطق تمرکز بیشتر روی انجام بررسی‌های سن‏‌سنجی و سنگ‌زایی به‌صورت محلی در یک یا دو منطقه از مناطق بررسی‌شدة پژوهش بوده‏‌ است. این مقاله به بررسی شواهد وابسته به آمیختگی/اختلاط ماگمایی در این توده‏‌ها پرداخته است و یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی روابط صحرایی، ویژگی‌های بافتی و داده‏‌های زمین‌شیمیایی در انکلاوها و سنگ‏‌های میزبان‌شان در این مقاله گزارش شده‌اند. همچنین، تمرکز اصلی این بررسی روی فرایندهای مؤثر در تحول ماگما در مناطق بیشتری (پیرسلیمان، کنگره، مجیدآباد، قورمه‏‌دره و شانه‏‌وره) از جنوب قروه است.

زمین‏‌شناسی و روابط صحرایی

مناطق بررسی شده در جنوب شهرستان قروه جای گرفته‏‌اند که بخشی از قلمروی بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان به‌شمار می‏‌رود. پهنة سنندج- سیرجان یک پهنة ماگمایی-دگرگونی با روند شمال‏‌باختری-جنوب‏‌خاوری است که با درازای بیشتر از 1500 کیلومتر و پهنای 150-200 کیلومتر، میان پهنة چین‏‌خورده-روراندة زاگرس و پهنة ماگمایی ارومیه-دختر جای گرفته است و از مجموعه سنگ‏‌های دگرگونی درجه پایین تا بالا، به همراه چندین تودة آذرین درونی با ترکیب بیشتر اسیدی تا حد واسط تشکیل شده است (Azizi et al., 2015) (شکل 1)؛ هر چند توده‏‌های بازیک نیز به‌طور محلی این توده‏‌ها را همراهی می‏‌کنند (Molaei Yeganeh et al., 2018).

شکل 1. نقشة پهنه‌بندی زمین‌ساختی ایران (Stöcklin, 1968)، جایگاه منطقة قروه با چهارگوش سرخ‌رنگ در پهنة سنندج- سیرجان نشان داده شده است.

Figure 1. Map of tectonic units in the Iranian plateau (Stöcklin, 1968). The red square indicate location of Qorveh region in the Sanandaj-Sirjan zone.

سنگ‏‌های دگرگونی در پهنة سنندج- سیرجان در بردارندة انواع شیست‏‌ها، مرمرها و ماسه‌سنگ‏‌های دگرگون‌شدة پدید‌آمده از سنگ‏‌های رسوبی و دگرگونی هستند (Shaikh Zakariaei and Monsef, 2010). توده‏‌های گرانیتوییدی درون کمپلکس دگرگونی ژوراسیک آغازین تا میانی نفوذ کرده‏‌اند و سنی برابربا 170 تا 140 میلیون سال پیش دارند (Mahmoudi et al., 2011). فراوانی و پراکندگی گرانیتوییدها در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان بسیار بیشتر و گسترده‏‌تر از بخش‏‌های دیگر آنست (Mohajjel and Fergosen, 2000). در باتولیت قروه که در بخش مرکزی پهنة سنندج- سیرجان جای گرفته است توده‏‌هایی از جنس گابرو، دیوریت و گرانیت وجود دارند که در مجموعة دگرگونی ژوراسیک (شیست، آمفیبولیت و مرمر) نفوذ کرده‏‌اند (Molaei Yeganeh et al., 2018; Azizi et al., 2020) (شکل 2).

توده‏‌های آذرین بررسی‌شده شامل مجموعه‏‌های پیرسلیمان، مجیدآباد، کنگره، شانه‏‌وره و قورمه‏‌دره هستند. از دیدگاه جغرافیایی، مناطق یادشده در مرز استان‏‌های همدان، کردستان و کرمانشاه جای دارند. در این مناطق توده‏‌ها در اندازه‏‌های گوناگون و با ترکیب مافیک، حدواسط و فلسیک رخنمون نشان می‌دهند.

شکل 2. نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شدة قروه (برپایة نقشة زمین‏‌شناسی قروه تهیه‌شده توسط سازمان زمین‌شناسی کشور (Hosseini, 1997)) و نمونه‌های بررسی‌شده در منطقة کنگره، شانه‏‌وره، پیرسلیمان، مجیدآباد و قورمه‏‌دره.

Figure 2. Simplified geological map of the Qorveh (based on the geological map of Qhorveh by the Geological Survey of Iran (Hosseini, 1997)) and the studied samples from Kangareh, Shanevareh, Pirsoliman, Majidabad and Gormehdareh areas.

روش انجام پژوهش

برای بررسی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های توده‌های آذرین درونی َمار 10 نمونه از انکلاو و سنگ‏‌های میزبان آنها برپایة تنوع ترکیب سنگی و با کمترین میزان دگرسانی برگزیده و برای تعیین مقدار عنصرهای اصلی به روش ICP-AES[3] و عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی به روش ICP-MS[4] به دانشگاه ایالتی پنسیلوانیا (آمریکا) فرستاده شدند. در این روش مقدار 2/0 گرم از پودر سنگ در لیتیم‌بورات (LiBO₂) ذوب و سپس در اسید HNO₃ حل می‏‌شود. آستانة آشکارسازی عنصرهای اصلی 1/0 تا 01/0 درصدوزنی و برای عنصرهای فرعی 1/0 تا 10ppm گزارش شده است. مقدار LOI [5] برای هر نمونه پس از حرارت در کوره با دمای میانگین 900 درجة سانتیگراد و برپایة اختلاف وزن آن با نمونة نخستین به‌دست آمد. داده‌های به‌دست‌آمده از آزمایش‏‌ها در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. در پایان، با نرم‏‌افزارهای سنگ‌شناسی و گرافیک (Arc GIS, GCDkit 2.1.1, Petrograph, Excel) به ترسیم نمودارها و سپس تفسیر این نتایج پرداخته شده است. نام اختصاری کانی‏‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

جدول 1. داده‏‌های زمین شیمیایی سنگ کل برای سنگ‏‌های میزبان بررسی‌شده در قروه (اکسید عنصرها برپایة wt%؛ عنصرها برپایة ppm).

Table 1. Whole rock geochemical data for the studied host rocks in Qorveh (Oxides in wt%; elements in ppm).

Intrusive bodies	Shannevareh	Gharomeh dareh	Pirsoliman	Kangareh	Majidabad
Sample No.	A.Sh.13	A.G.7	A.P.27.H	A.K.10.H	A.M.18.H
Name	Monzonite	Monzonite	Granodiorite	Granite	Monzonite
Latitude (N)	35°09'06.0"	34°58'21.8"	35°03'50.9"	35°07'51.3"	35°02'47.7"
Longitude (E)	047°41'42.3"	047°52'56.2"	047°47'26.2"	047°31'50.2"	047°48'41.0"
SiO₂	60.7	63.6	66.7	70.4	60
TiO₂	0.84	1.18	0.37	0.27	0.6
Al₂O₃	17.5	15.6	14.8	15.7	19.6
Fe₂O₃^T	0.77	0.77	0.11	0.18	0.47
FeO	4.37	4.35	0.64	1.02	3.51
MgO	2.29	1.24	0.33	0.54	1.55
MnO	0.12	0.06	0.01	0.01	0.07
CaO	3.33	3.34	2.87	3.98	5.86
Na₂O	4.53	5.19	6.04	5.68	7.13
K₂O	3.01	3.38	0.47	1.64	0.41
P₂O₅	0.4	0.29	0.09	0.19	0.21
LOI	1.91	0.65	0.83	1.11	0.6
Sum	99.9	99.7	93.3	100.73	100
Mg#	0.48	0.34	0.48	0.48	0.44
Li	27.301	20.901	8.861	3.94	3.98
Rb	182	81.2	20.3	47.4	13.701
Cs	1.5	0.69	0.73	0.654	0.38
Sr	702	212	313	199	599
Ba	824	474	54	265	161
Sc	2.83	10.901	4.03	5.42	8.44
V	62.3	83.1	19.9	23.3	40.8
Cr	6.27	4.95	3.52	26.3	10.601
Co	12.3	15.3	12.6	37.5	15.601
Ni	4.63	5.771	4.171	13.6	7.46
Cu	26.5	2.85	3.75	38.101	5.15
Zn	76.601	16.5	15	19.9	51.801
Y	11.4	23.801	40.6	22.4	11.9
Nb	19.2	29.201	31.4	14.6	11.6
Ta	1.2	1.85	3.66	1.38	0.86
Zr	20.901	31.5	26.1	16.301	10.1
Hf	0.722	1.02	1.271	0.537	0.512
Mo	0.12	0.31	0.11	0.128	0.048
Cd	0.02	0.03	0.04	0.036	0.11
Sn	1.521	2.03	2.29	3.68	2.27
Sb	0.41	0.251	0.21	0.123	0.26
TI	0.91	0.15	0.11	0.224	0.084

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Intrusive bodies	Shannevareh	Gharomeh dareh	Pirsoliman	Kangareh	Majidabad
Sample No.	A.Sh.13	A.G.7	A.P.27.H	A.K.10.H	A.M.18.H
Name	Monzonite	Monzonite	Granodiorite	Granite	Monzonite
Latitude (N)	35°09'06.0"	34°58'21.8"	35°03'50.9"	35°07'51.3"	35°02'47.7"
Longitude (E)	047°41'42.3"	047°52'56.2"	047°47'26.2"	047°31'50.2"	047°48'41.0"
Pb	10.5	3.521	7.82	13.3	10
U	1.41	1.55	6.99	1.82	1.981
Th	5.88	6.71	34.8	14.3	23
La	22.8	22.701	69.9	25.2	78.601
Ce	41.801	45.901	133	52.6	130
Pr	4.701	5.42	12.901	5.84	11.9
Nd	16.9	21	43.901	21.7	36.1
Sm	2.96	4.39	7.62	4.801	4.46
Eu	1.13	1.61	1.44	1.19	1.61
Gd	2.45	4.26	6.91	4.54	3.22
Tb	0.35	0.67	1.05	0.733	0.401
Dy	1.881	3.86	6.19	4.24	1.991
Ho	0.38	0.791	1.28	0.771	0.4
Er	1.04	2.25	3.71	1.99	1.11
Tm	0.15	0.32	0.59	0.307	0.16
Yb	0.987	2.05	3.97	1.93	1.101
Lu	0.14	0.301	0.59	0.143	0.18
Mg#	0.48	0.34	0.48	0.48	0.44

جدول 2. داده‏‌های زمین شیمیایی سنگ کل برای انکلاوهای بررسی‌شده در قروه (اکسید عنصرها برپایة wt%؛ عنصرها برپایة ppm).

Table 2. Whole rock geochemical data for the studied enclaves in Qorveh (Oxides in wt%; elements in ppm).

Intrusive bodies	Majidabad	Shannevareh	Gharomeh dareh	Pirsoliman	Kangareh
Sample No.	A.M.18.E	A.Sh.12	A.G.6	A.P.27.E	A.K.10.E
Name	Gabbro	Diorite	Diorite	Diorite	Diorite
Latitude (N)	35°02'47.7"	35°09'06.0"	34°58'21.8"	35°03'50.9"	35°07'51.3"
Longitude (E)	047°48'41.0"	047°41'42.3"	047°52'56.2"	047°47'26.2"	047°31'50.2"
SiO₂	46.6	52	55.3	54.7	49.8
TiO₂	2.01	1.34	0.92	0.97	1.27
Al₂O₃	15.5	17.5	16.6	15.7	16.2
Fe₂O₃^T	1.99	1.23	1.15	1.18	1.35
FeO	11.31	6.98	6.53	6.7	7.65
MgO	7	4.46	4.21	5.29	7.22
MnO	0.2	0.14	0.08	0.13	0.16
CaO	10.2	7.74	6.35	6.48	8.88
Na₂O	2.44	3.32	4.73	4.31	3.21
K₂O	1.15	1.65	1.98	0.99	0.97
P₂O₅	0.29	0.38	0.19	0.16	0.18
LOI	0.91	1.9	1.13	1.68	1.19
Sum	99.56	98.65	99.13	98.27	98.12

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Intrusive bodies	Majidabad	Shannevareh	Gharomeh dareh	Pirsoliman	Kangareh
Sample No.	A.M.18.E	A.Sh.12	A.G.6	A.P.27.E	A.K.10.E
Name	Gabbro	Diorite	Diorite	Diorite	Diorite
Latitude (N)	35°02'47.7"	35°09'06.0"	34°58'21.8"	35°03'50.9"	35°07'51.3"
Longitude (E)	047°48'41.0"	047°41'42.3"	047°52'56.2"	047°47'26.2"	047°31'50.2"
Mg#	0.52	0.53	0.53	0.58	0.62
Li	29.7	29.5	35.901	47.8	10.201
Rb	42.301	59.6	118	59.1	53.901
Cs	3.56	3.47	2.98	2.74	1.09
Sr	316	640	292	298	364
Ba	148	422	273	141	129
Sc	32.9	27.701	31.3	31.1	32.501
V	302	215	162	171	181
Cr	272	8.86	95.7	189	241
Co	43.701	31.7	25.4	37	43.201
Ni	58.7	15.6	20.901	48.901	49.5
Cu	32.4	33.501	3.21	22.8	27.2
Zn	115	84.501	32.3	87	82.3
Y	29.3	31.901	37.3	41	28
Nb	11	25.4	20.2	21.101	7.22
Ta	0.605	1.34	1.32	1.37	0.482
Zr	24.101	24.8	27.5	55.301	107
Hf	1.4	1.621	1.47	1.621	2.67
Mo	0.067	0.244	0.19	0.163	0.196
Cd	0.144	0.066	0.021	0.074	0.103
Sn	4.46	1.56	1.87	4.271	1.81
Sb	0.375	0.066	0.47	0.139	0.106
TI	0.254	0.324	0.24	0.303	0.2
Pb	5.25	6.03	2.93	5.661	5.431
U	0.341	1.75	1.75	1.61	0.62
Th	0.334	5.23	8.891	9.041	1.88
La	9.63	24.8	27.6	29.1	11.601
Ce	24.1	61.4	54.1	60.7	28
Pr	3.25	8.29	5.821	7.051	3.611
Nd	15.5	34.8	22	27.601	16.301
Sm	4.05	7.13	5.741	5.82	5
Eu	1.33	2.07	1.37	1.401	1.43
Gd	4.79	6.601	5.34	6.2	4.57
Tb	0.801	0.961	0.92	1.05	0.761
Dy	5.08	5.58	5.97	6.61	4.83
Ho	1.02	1.08	1.24	1.37	0.99
Er	2.84	2.93	3.63	3.94	2.79
Tm	0.378	0.479	0.51	0.546	0.481
Yb	2.51	2.54	3.501	3.71	2.53
Lu	0.442	0.326	0.52	0.553	0.288
Mg#	0.52	0.53	0.53	0.58	0.62

روابط صحرایی و آزمایشگاهی

در توده‌های آذرین درونی بررسی ‌شده، انکلاوها همواره نسبت به سنگ میزبان خود تیره‏‌تر و دانه‏‌ریزتر هستند (شکل 3- A) و ازاین‌رو، آنها را می‌توان در گروه انکلاوهای ریزدانه مافیک یا انکلاوهای میکروگرانولار مافیک جای داد. انکلاوها با شکل‌های نیمه‌گرد‏‌شده، گرد و بیضوی دیده می‏‌شوند. ترکیب آنها بیشتر از نوع دیوریت و گابرو است که در سنگ میزبان خود پراکنده شده‏‌اند. سطوح تماس انکلاوهای مافیک در بخش‌های بررسی‌شده به‌صورت دندانه‌گون، نامنظم با حاشیة سریع سرد‌شده به‌خوبی نمایان است. انکلاوهایی که شکل نامنظم و سطوح تماس دندانه‏‌دار دارند، معمولاً نزدیک به محلی تشکیل می‏‌شوند که در آنجا فرایند اختلاط ماگمایی فعال بوده است (Troll et al., 2004; Perugini et al., 2004) (شکل3- B). مرز انکلاوها با سنگ میزبان واضح و شارپ[6] است و هالة واکنشی میان آنها و سنگ در برگیرنده‏‌شان دیده نمی‏‌شود و به‌سختی از سنگ میزبان خود جدا می‏شوند (شکل 3-C). بیشتر انکلاوها کروی‌شکل هستند و اندازة آنها از چند میلیمتر تا 40 سانتیمتر در نوسان است. در انکلاوها و سنگ میزبان‌شان کانی‏‌های مشابهی دیده می‌شوند؛ اما بیشتر از نظر مقدار کانی‏‌ها با یکدیگر تفاوت دارند. انکلاوها بیشتر از پلاژیوکلاز و کانی‏‌های مافیک ساخته شده‏‌اند؛ اما سنگ میزبان‌شان مقدارهای کمتری از این کانی‏‌ها را دارد و به‌جای آنها مقدارهای بیشتری از کوارتز و آلکالی‌فلدسپار در آنها دیده می‌شود.

شکل 3. A) دورنمایی از منطقه پیرسلیمان (دید رو به شمال)؛ B) فراوانی و پراکندگی انکلاو دیوریتی در سنگ میزبان گرانیتی دربرگیرندة آنها؛ C) مرز مشخص میان سنگ میزبان گرانیتی و انکلاو گابرویی در نمونة دستی.

Figure 3. A) Outcrops of the Pirsoliman body area; B) Close up of dioritic enclaves in the granitic host rock; C) Sharp contacts between granite host rock and gabbroic enclave in hand specimen.

با توجه به بررسی‌های میکروسکوپی انجام‌شده، توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده در منطقة دامنه ترکیبی از گابرو، دیوریت، مونزونیت، گرانودیوریت و گرانیت دارند. سنگ‏‌نگاری واحدهای یادشده به شرح زیر است:

سنگ‌نگاری

الف- سنگ‌نگاری سنگ میزبان‏‌ها

گرانیت: گرانیت‏‌ در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن (لوکوکرات) و معمولاً دانه‌درشت است و بافت (گرانولار) دارد؛ اما در برخی بخش‏‌ها، بافت‏‌های پرتیتی، گرانوفیری، آنتی‏‌راپاکیوی و گاه پورفیرویید نیز دیده می‏‌شود. کانی‏‌های اصلی این سنگ ارتوکلاز و میکروکلین (50-32 درصدحجمی)، کوارتز (نزدیک به 30 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (25-12 درصدحجمی)، آمفیبول (10-5 درصدحجمی)، بیوتیت (کمتر از 10 درصدحجمی) هستند. زیرکن، اسفن و آپاتیت به‌صورت کانی‏‌های فرعی دیده می‏‌شوند. آلکالی‌فلدسپارها نسبت به دیگر کانی‏‌ها درشت‌بلورتر هستند و به سنگ بافت پورفیروییدی می‏‌دهند. بافت گرانوفیر دیده‌شده حاصل هم‌رشدی کوارتز و آلکالی‌فلدسپار در ژرفای کم است. این بافت پیامد تبلور همزمان و سریع کوارتز و آلکالی‌فلدسپار از مذابی سیلیسی در نزدیکی نقطة یوتکتیک و احتمالاً در حضور فاز غنی از آب است؛ اما گاهی تبلور این دو کانی از یک مذاب فوق سرد نیز باعث پیدایش این بافت می‏‌شود (Lowenstern et al., 1997). همچنین، وجود بافت پورفیروییدی در این سنگ نیز تبلور دو مرحله‏‌ای را نشان می‏‌دهد. برخی فنوکریست‏‌های درون انکلاوهای میکروگرانولار و سنگ‏‌های میزبان در سطح همبری میان آنها (مرز میان انکلاو و سنگ میزبان) واقع می‏‌شوند، مرز مضرس و زائده‏‌دار نیز میان سنگ میزبان گرانیتی و انکلاو (دیوریتی) دیده می‏‌شود (شکل 4- A). پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و آمفیبول از مگاکریست‏‌هایِ مرز سنگ‏‌های بررسی‌شده هستند که حالت منطقه‏‌بندی، حاشیة انحلالی و تحلیل‌رفته در پلاژیوکلازها نیز در این سنگ دیده می‏‌شود (شکل 4- B).

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی سنگ‏‌های میزبان در توده‌های آذرین درونی منطقة قروه (در XPL[7])؛ A) وجود مرز مضرس و زائده‏‌دار در محل همبری انکلاو دیوریتی-سنگ میزبان گرانیتی در مقیاس میکروسکوپی؛ B) حاشیة انحلالی و تحلیل‌رفته در پلاژیوکلازهای سنگ میزبان گرانیتی؛ C) بافت پویی‏‌کیلیتیک در سنگ میزبان گرانودیوریتی؛ D) بافت آنتی‏‌راپاکیوی در سنگ میزبان مونزونیتی.

Figure 4. Photomicrographs of host rocks in the studied intrusive bodies in XPL. A) irregular contact with apophyses into boundaries between dioritic enclave and host rock; B) Dissolved border in plagioclase in the granitic host; C) Poikilitic texture in the granodiorite host rock; D) Antirapakivi texture in the monzonitic host rock.

گرانودیوریت: گرانودیوریت‏‌ در نمونة دستی به رنگ خاکستری تا سبز دیده می‏‌شود و از دیدگاه دانه‏‌بندی، متوسط تا دانه درشت است. بافت غالب در این سنگ‏‌، گرانولار است؛ اما گاهی بافت میرمکیتی در پلاژیوکلاز و بافت پرتیتی در اورتوکلاز و بافت پویی‏‌کلیتیک نیز دیده می‏شوند (شکل 4- C). گرانودیوریت‏‌ نیز با ترکیب کانی‌شناسیِ پلاژیوکلاز (38-33 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (14-12 درصدحجمی)، کوارتز (27-20 درصدحجمی)، بیوتیت (10-7 درصدحجمی) و آمفیبول (12-7 درصدحجمی) به حالت نیمه‌شکل‏‌دار و شکل‏‌دار و به‌صورت بلورهای درشت تا ریز دیده می‏‌شود. برخی آمفیبول‏‌ها به کلریت، اپیدوت و کانی‏‌های کدر تجزیه شده‏‌اند. آپاتیت، اسفن و زیرکن از کانی‏‌های فرعی سازندة این سنگ هستند. بلورهای اسفن به‌صورت پراکنده در نمونه‏‌ها دیده می‌شوند؛ اما بلورهای آپاتیت و زیرکن بیشتر در قالب میانبار درون دیگر کانی‏‌ها به‌ویژه پلاژیوکلاز و بیوتیت دیده می‏‌شوند. دگرسانی و تجزیة پلاژیوکلازها بیشتر موجب پیدایش کانی‏‌های ثانویه اپیدوت، سریسیت و کلریت شده است.

مونزونیت‏‌: مونزونیت در نمونة دستی به رنگ خاکستری تا سبز و با بافت گرانولار دانه متوسط و ریزدانه و گاهی آنتی‏‌راپاکیوی دیده می‌شود (شکل 4- D). کانی‏‌های اصلی این سنگ پلاژیوکلاز (35-33 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (40-35 درصدحجمی)، بیوتیت (10-7 درصدحجمی)، آمفیبول (7-5 درصدحجمی) و کوارتز (نزدیک به 4 درصدحجمی) هستند. آپاتیت، اسفن و زیرکن از دیگر کانی‏‌های سازندة این سنگ هستند. پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار دیده می‏‌شود. آمفیبول‏‌ها شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و از نوع هورنبلند هستند. ویژگی بارز این واحد سنگی برابری تقریبی مقدار پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار است.

ب- سنگ‌نگاری انکلاوها

دیوریت‏‌: رنگ دیوریت در نمونة دستی به رنگ سبز تیره تا سبز خاکستری است. این واحد سنگی دانه‏‌بندی ریز تا متوسط بلور دارد. از دیدگاه ضریب رنگینی؛ این سنگ‏‌ مزوکرات تا ملانوکرات است و بیشتر بافت میکروگرانولار نشان می‌دهد. پلاژیوکلاز (59-25 درصدحجمی)، آمفیبول (21-17 درصدحجمی)، کوارتز(14-2 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (15-6 درصدحجمی) و بیوتیت (7-2 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ هستند. اسفن، زیرکن، آپاتیت و اکسیدهای فلزی از کانی‏‌های جزیی به‌شمار می‏‌روند. سرسیت فراوان‌ترین کانی ثانویه است و از دگرسانی کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار پدید آمده است. کلریت‌ها نیز در پی دگرسانی آمفیبول و اپیدوت‌ها نیز از دگرسانی پلاژیوکلاز پدید آمده‏‌اند. آمفیبول در این سنگ‏‌ها به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و از نوع هورنبلند و اکتینولیت (ثانویه) است. کلینوپیروکسن در این انکلاوها دیده نمی‏‌شود. نبود کلینوپیروکسن در انکلاوهای دیوریتی پیامد میدان پایداری آمفیبول و پلاژیوکلاز است که از رشد کلینوپیروکسن جلوگیری می‌کند (Blundy and Sparks, 1992). در این انکلاو آپاتیت به‌صورت سوزنی نیز دیده می‌شود (شکل 5- A)، وجود فنوکریست‏‌های شکل‌دار و ماکل‏‌دار یا زونینگ‏‌دار پلاژیوکلاز درون انکلاو دیوریتی (شکل 5- B)، گواهی بر خاستگاه آذرین آنهاست (Barbarin, 1990; Kananian et al., 2009). برخی انکلاوهای دیوریتی مگاکریست‏‌های پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز دارند (شکل 5- C).

گابرو: گابرو در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره دیده می‏‌شود. بافت غالب در این سنگ گرانولار است (شکل 5- D). کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ پلاژیوکلاز (55-45 درصدحجمی)، پیروکسن (35-15 درصدحجمی)، الیوین (10-8 درصدحجمی) و آمفیبول (8-2 درصدحجمی) هستند. آپاتیت، زیرکن، اسفن و به‌ندرت بیوتیت به‌صورت کانی‏‌های فرعی دیده می‏‌شوند. بلورهای آمفیبول در نور پلاریزه موازی به رنگ سبز تا قهوه‏‌ای تیره و به‌صورت بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‌دار دیده می‏‌شوند. بافت پویی‏‌کیلیتیک و میانبارهایی مانند بیوتیت، زیرکن، اسفن و پلاژیوکلاز نیز گاه در بلورهای آمفیبول دیده می‏‌شوند.

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی انکلاوها در توده‌های آذرین قروه (در XPL)؛ A) وجود آپاتیت‏‌ سوزنی در انکلاو دیوریتی؛ B) فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز ماکل‏‌دار در انکلاو دیوریتی؛ C) مگاکریست‏‌ پتاسیم‌فلدسپار در انکلاو دیوریتی؛ D) بافت گرانولار در انکلاو گابرویی.

Figure 5. Photomicrographs of enclaves in the intrusive bodies of Qorveh (in XPL). A) Needles of apatite in the dioritic enclave; B) Plagioclase phenocrysts in the dioritic enclave; C) K- feldspar megacrysts in the dioritic enclave; D) Granular texture in the gabbroic enclave.

زمین‌شیمی

داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی سنگ‌کل برای توده‏‌های آذرین کنگره، شانه‏‌وره، پیرسلیمان، مجیدآباد و قورمه‏‌دره در جدول 1 آورده شده‏‌اند. از دیدگاه ترکیب شیمیایی، در این توده‏‌ها بازة SiO₂ از 6/46 (انکلاو) تا 4/70 (میزبان) درصدوزنی و Al₂O₃ از 8/14(انکلاو) تا 6/19 (میزبان) درصدوزنی است. برای نامگذاری شیمیایی از نمودار TAS بهره گرفته شد. همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، نمونه‏‌های سنگ میزبان در محدودة گرانیت، مونزونیت، گرانودیوریت و انکلاوها نیز در محدودة دیوریت و گابرو جای گرفته‏‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده با بررسی‌های سنگ‌نگاری نیز همخوانی دارند (شکل 6).

شکل 6. نمودار رده‏‌بندی و نامگذاری زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های آذرین مناطق بررسی‌شده بر پایه مقدار درصدوزنی سیلیس در برابر مجموع عنصرهای آلکالن (Cox et al., 1979).

Figure 6. Geochemical classification diagram of igneous rocks of the studied areas based on the amount of silica versus total alkaline elements (Cox et al., 1979).

روندهای خطی برای اکسید عنصرهای اصلی در انکلاوها و میزبان یک ناپیوستگی ترکیبی نشان می‌دهند (شکل 7). مقدار Al₂O₃ در سنگ‏‌های میزبان در برابر SiO₂ روند کاهشی و در انکلاوهای میکروگرانولار مافیک روند افزایشی نشان می‏‌دهد. تغییرات P₂O₅ از تغییرات CaO پیروی می‌کند. در شکل 7، به‌علت تبلور آپاتیت، روند P₂O₅ در برابر SiO₂ منفی است. میان TiO₂ و P₂O₅ همبستگی مثبت قوی و میان این اکسیدها با SiO₂ همبستگی منفی دیده می‏‌شود که از ویژگی‌های ماگماتیسم کالک‌آلکالن به‌شمار می‏‌رود (Chappell and White, 1974). در انکلاوهای مافیک محتوای MnO، Al₂O₃، FeO_(t)، Na₂O، P₂O₅، TiO₂، MgO و CaO بیشتر از سنگ‏‌های میزبان و محتوای K₂O و SiO₂ کمتر است (شکل 7). محتوای بالاتر MgO، CaO وFeO_(t) در انکلاوها در مقایسه با سنگ میزبان، سرشت مافیک‏‌تر آنها را نشان می‌دهد که معمولاً با محتوای بیشتر کانی‏‌های مافیک در مودال انکلاوها نسبت به سنگ میزبان متناسب است (Kumar and Pieru, 2010). روند نامشخص و پراکندة K₂O دربرابر SiO₂ پیامد آلایش ماگمایی، دگرسانی و در کل به تحرک بالای این عنصرها دانسته می‌شود (Zorpi et al., 1991).

روند تغییرات عنصرهای فرعی در انکلاوها نسبت به سنگ میزبان طیف گسترده‏‌تری را نشان می‏‌دهد. با افزایش SiO₂ در نمونه‏‌ها، محتوای Th افزایش می‏‌یابد؛ اما Ni، Co و Cr کاهش پیدا می‏‌کند (شکل 8). برپایة بررسی‌های کومار و رینو (Kumar and Rino, 2006)،کاهش پیشروندة مقدار Cr و Co از انکلاو به سنگ میزبان با افزایش SiO₂ نشان‌دهندة خاستگاه مافیک‏‌تر انکلاوهای ماگمایی است. همچنین، ازآنجایی‌که انکلاوها از عنصرهای Cr، Co و Ni غنی‌ هستند می‏‌توان پذیرفت که ماگمای سازنده انکلاوها، گلبول‏‌هایی از ماگمای مافیک هستند که به‌علت تفاوت‏‌های فیزیکی و شیمیایی چشمگیر نتوانسته‏‌اند به‌طور کامل با یکدیگر اختلاط پیدا کنند (Barbarin, 2005; Tahmasbi et al., 2011).

شکل 7. نمودار تغییرات سیلیس در برابر عنصرهای اصلی در توده‏‌های آذرین درونی منطقة قروه.

Figure 7. Variation diagrams of silica versus major elements for the intrusive bodies of Qorveh.

برپایة نمودار شاخص اشباع از آلومینیم (Shand, 1943)، نمونه‏‌های منطقه سرشت متاآلومین نشان می‏‌دهند (شکل 9- A). نمودار AFM می‌تواند سنگ‌های آذرین توله‌ایتی و کالک‌آلکالن را از یکدیگر جدا کند. برپایة این نمودار، ماگمای سازندة توده‏‌های آذرین بررسی‌شده از نوع کالک‌آلکالن است (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 9-B).

در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) و ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (شکل 10)، همة نمونه‏‌ها غنی‏‌شدگی آشکاری در LILE[8] و LREE[9] نسبت به HFSE [10] و HREE[11] نشان می‏‌دهند. در نمودار عنصرهای خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت، سنگ‏‌های میزبان و انکلاوها محتوای بالایی از REE دارند و از LREE غنی‏‌شدگی دارند. الگوی HREE در هر دو جفت انکلاو و میزبان هموار است. در الگوی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، سنگ‏‌های میزبان و انکلاوها غنی‌شدگی انتخابی از LILE (K و Th) و LREE نشان می‏‌دهند؛ اما انکلاوها از HFSE (P، Ti، Zr و Nb) تهی‌شده‏‌تر هستند. گاه فراوانی پتاسیم نشان‌دهندة دخالت پوستة قاره‏‌ای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های منطقه است (Wilson, 1989). سنگ‏‌های میزبان آنومالی منفی متوسط Nb، Ti و P دارند؛ اما انکلاوها نسبت به میزبان، آنومالی ضعیف‏‌تر P، Ti و Nb نشان می‏‌دهند (شکل 10)، این الگوی توزیع همراه با آنومالی منفی P، Ti و Nb و غنی‏‌شدگی از عنصرهای U، Sr، K و Pb از ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی ماگماهای کالک‌آلکالن (Winter, 2001) و محیط‏‌های مرتبط با فرورانش هستند (Chappell and White, 1974; Allen, 2009; Verdel et al., 2011). همچنین، فراوانی عنصرهای Th، U، Cs و K چه‌بسا نشان‌دهندة دخالت پوستة قاره‏‌ای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های منطقه باشد. مقادیر بالای عناصر Rb، Th و K و افت مقادیر Ti و Sr با مقادیر مربوط به مذاب‏‌های پوسته‏‌ای سازگار است و نشان‌دهندة مقداری آلایش پوسته‏‌ای در جریان تحولات ماگمایی است (Ahmadi et al., 2007; Aliani et al., 2018). دلایلی برای آنومالی منفی Nb در سنگ‏‌های مورد بررسی بیان شده است از جمله متاسوماتیسم، تاثیر سیالات و مذاب‏‌های حاصل از ورقه فرورونده (Gill, 1981)، همچنین، این آنومالی نشان‌دهندة شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی است (Saunders et al., 1980; Kuster and Harms, 1998).

شکل 8. نمودار تغییرات سیلیس دربرابر عنصرهای فرعی برای توده‏‌های آذرین درونی قروه.

Figure 8. Variation diagrams of silica versus trace elements for the intrusive bodies of Qorveh.

شکل 9. تعیین سری ماگمایی و نامگذاری زمین‌شیمیایی نمونه‏‌های توده‌های آذرین درونی قروه در: A) نمودار شاخص اشباع از آلومینیم (Shand, 1943)؛ B) نمودار AFM برای تفکیک سری‏‌های ساب‌آلکالن (Irvine and Baragar, 1971).

Figure 9. Determination of magmatic series and geochemical of the intrusive bodies of Qorveh. A) Aluminum saturation index diagram (Shand, 1943); B) AFM diagram for discrimination of sub-alkaline series (Irvine and Baragar, 1971).

بحث

در میان انکلاوهای گوناگون در سنگ‏‌های گرانیتوییدی، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک فراوان‌ترین و بحث‏‌انگیزترین گروه هستند (Silva et al., 2000; Barbarin, 2005). انکلاوها با ترکیبات، شکل‌های، اندازه‏‌ها و درجات سرد‌شدن متفاوت در پلوتون‏‌های گرانیتوییدی دیده می‏‌شوند. دربارة خاستگاه این انکلاوها سه فرضیه پتروژنتیک اصلی طرف‌داران بیشتری دارد:

خاستگاه رستیت یا مواد به‌جامانده منبع که به‌صورت ذوب‌نشده به‌جای‌مانده‏‌اند؛
خاستگاه کومولیت یا حاشیه انجماد سریع (تجمع ترجیحی مواد مافیک)؛
اختلاط ماگمایی با تزریق گلبول‏‌هایی از ماگمای مافیک به درون ماگمای فلسیک میزبان.

نخستین الگو (الگوی رستیت)، به ورود قطعات جامد سنگ خاستگاه به‌عنوان انکلاو به درون ماگما دلالت دارد. حضور فابریک‏‌های رسوبی برجامانده یا دگرگونی از ویژگی‏‌های الگوی رستیت است؛ اما وجود بافت‏‌های آذرین در انکلاوهای بررسی‌شده با این الگو همخوانی ندارد (Wang et al., 2015). انکلاوهای رستیت بیشتر در گرانتیتوییدهای نوع S دیده می‏‌شوند؛ اما گرانیتوییدهای بررسی‌شده از نوع I هستند. همچنین، در همة انکلاوهایی که از آنها مقطع نازک گرفته شده است، هیچگونه شاهدی از دگرگونی و تجمع کانی‏‌های دیرگداز دیده نشد.

شاید فرضیه هم‌خاستگاه‌بودن برای انکلاوها به‌علت وجود مجموعه کانی‏‌های مشابه امکان‏‌پذیر باشد؛ اما نبود بافت‏‌های کومولیتی در انکلاوها چنین خاستگاهی را برای انکلاوها زیر سوال می‏‌برد. از سوی دیگر، نبود حاشیة انجماد سریع و تفاوت اندازة دانه‏‌ها در انکلاوها، خاستگاه حاشیة انجماد سریع را رد می‏‌کند (Kumar et al., 2004). بررسی‌ها نشان می‏‌دهند انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، گلبول‏‌هایی از ماگمای مافیک برخاسته از گوشته هستند که در ماگمای فلسیک حاصل از پوسته تزریق، به سرعت سرد و تا اندازه‌ای متبلور شده‏‌اند؛ ازاین‌رو، گرانروی[12] بالاتری دارند و حباب‏‌های ماگمایی مجزایی را پدید می‌آورند (Chen et al., 2009; Jiang et al., 2012; Jiang et al., 2013; Sarjoughian et al., 2018).

شکل 10. ترکیب سنگ‌های آذرین درونی قروه در A) نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).

Figure 10. Composition of intrusive rocks of Qorveh in A) Primitive mantle (McDonough and Sun, 1995) normalized diagram for the trace elements; B) Chondrite (Boynton, 1984) normalized diagram for the rare earth elements.

با توجه به ویژگی‌های صحرایی و بررسی‌های سنگ‌نگاری، عامل مؤثر در تحول ماگمای سازندة توده‌های آذرین درونی یادشده اختلاط ماگمایی دانسته شده است. در مناطق بررسی‌شده، ویژگی‌های ماکروسکوپی و میکروسکوپی اختلاط ماگمایی در توده‌های آذرین درونی دیده می‏‌شوند. ویژگی‌های بافتی مانند فلدسپارهای پویی‏‌کیلیتیک (شکل 4- C)، حواشی غبارآلود و تحلیل‌رفتة باریکه‏‌های پلاژیوکلاز، حالت منطقه‏‌بندی و حاشیة انحلالی پلاژیوکلاز (شکل 4- B)، وجود آپاتیت‏‌های سوزنی در انکلاو دیوریتی (شکل 5- A)، حضور انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در توده‌های آذرین درونی مناطق بررسی‌شده همگی نشان‌دهندة اختلاط ماگمای فلسیک و مافیک هستند. همچنین، انتقال بلورهای پلاژیوکلاز در مرز مشترک انکلاو و سنگ میزبان گواه فرایند اختلاط ماگمایی در سرشت توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده است. شماری از انکلاوها مگاکریست‏‌های پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز دارند (شکل 5- C) که از سنگ‏‌های میزبان گرفته شده‏‌اند. این ویژگی از پیدایش انکلاوها توسط اختلاط بیشتر حمایت می‏‌کند (Griffin et al., 2002). مرز مضرس و زائده‏‌دار در محل همبری انکلاو-سنگ میزبان در مقیاس میکروسکوپی (شکل 4- A) نشان‌دهندة مذاب‌بودن انکلاو در هنگام جایگیری در آشیانة ماگمایی و گواهی بر اختلاط و آمیختگی ماگمایی دانسته می‏‌شود (Didier and Barbarin, 1991). انکلاوهای میکروگرانولار با مرزهای واضح و شارپ و نیز نبود بافت‏‌های دگرگونی یا رسوبی گواهی بر آمیزش ماگمای مافیک و فلسیک دانسته شده‌اند (Zorpi et al., 1989; Didier, 1991).

بافت پویی‌کیلیتیک: با توجه به کانی‏‌های آبدار در منطقه می‏‌توان گفت فشار بخار آب و افت سریع فشار در پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک نقش داشته است (Hogan and Gilbert, 1995). از دیگر عوامل مؤثر در پیدایش این بافت می‏‌توان اختلاط ماگمایی و ورود مقادیر بسیاری سیال به آشیانة ماگمایی را نام برد (Humphreys et al., 2006).

پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و در اندازه‏‌های متفاوتی دیده می‏‌شوند. حضور دو نسل پلاژیوکلاز در یک نمونه، از شواهد اختلاط ماگمایی به‌شمار می‏‌رود؛ به؛گونه‏‌ای؛که بلورهای کوچک پلاژیوکلاز مربوط به نسل دوم و بلورهای درشت پلاژیوکلاز مربوط به نخستین نسل هستند. بلورهای نسل نخست دگرسانی و تحلیل‌رفتگی بیشتری نسبت به بلورهای نسل دوم دارند. ساخت منطقه‏‌ای در پلاژیوکلاز که در نمونه‏‌های بررسی‌شده دیده می‏‌شود نشان‌دهندة تغییر در ترکیب شیمیایی کانی در زمان تبلور است. هرگونه تغییر در ترکیب ماگما باعث منطقه‏‌بندی می‏‌شود. نشانه‌های خوردگی در پلاژیوکلاز نشانة نبود تعادل میان فنوکریست‏‌ها با مذاب به‌جای‌مانده است.

دربارة رشد آپاتیت سوزنی نظرات بسیاری وجود دارد. به باور برخی، وجود آپاتیت سوزنی در انکلاوها پیامد تبلور سریع ماگماست. به باور دیدیر (Didier, 1987) شکل سوزنی آپاتیت پیامد اختلاط دو ماگمای مافیک و فلسیک است. وجود میانبار‏‌هایی از آپاتیت سوزنی‌شکل در انکلاوها (انکلاو دیوریتی) می‏‌تواند از شواهد اختلاط ماگمایی باشد. تبلور سریع گلبول‏‌هایی از ماگمای مافیک که در ماگمای کمابیش سردتر ماگمای فلسیک به دام افتاده‏‌اند، باعث شده است آپاتیت‏‌ها پیش از آنکه به‌صورت بلورهای منشوری قطور درآیند، شکل سوزنی به خود بگیرند (Furman and Spera, 1985; Baxter and Feely, 2002).

در ادامه با به‌کارگیری نمودارهای زمین‌شیمیایی، نقش اختلاط در پیدایش سنگ‏‌های منطقه آشکار می‏‌شود. در شکل 11- A، روند نمونه‏‌ها به‌صورت یک منحنی است که نشان‌ می‌دهد فرایند مؤثر در تحول ماگما به احتمال بالا آمیختگی ماگمایی بوده است. نتیجه حاصل از ترسیم (FeO(t)/SiO₂) در برابر (CaO/SiO₂) (شکل 11- B)، نشان می‏‌دهد نمونه‏‌ها در روند اختلاط ماگمایی جای گرفته‏‌اند.

شکل 11. الگوی اختلاط ماگمایی در نمودارهای متمایزکننده زمین‌شیمیایی. A) نمودار MgO/Al₂O₃ دربرابر SiO₂/CaO (Yang et al., 2015)؛ B) نمودار FeO(t)/SiO₂ دربرابر CaO/SiO₂ (Berzina et al., 2014).

Figure 11. Magma mixing model by the geochemical discrimination diagrams. A) MgO/Al₂O₃ versus SiO₂/CaO diagram (Yang et al, 2015); B) FeO(t)/SiO₂ versus CaO/SiO₂ diagram (Berzina et al, 2014).

با توجه به اینکه عدد منیزیم در گوشته نزدیک به 7/0 است (Wilson, 1989) و انکلاوهای بررسی‌شده با عدد منیزیم بالا 62/0-52/0 شواهدی از مشارکت ماگمای مافیک جداشده از گوشته است. مقدارهای بالای Mg# در انکلاوها نسبت به سنگ میزبان (48/0-34/0)، اختلاط ماگماهای حاصل از گوشته با ماگماهای حاصل از پوسته را نشان می‏‌دهد (شکل 12).

شکل 12. نمودار SiO₂ دربرابر Mg# (Patino Douce and Johnston, 1991) (Mg#= MgO/(MgO+FeO)).

Figure 12. Mg# versus SiO₂ diagram (Patino Douce and Johnston, 1991) (Mg#= MgO/(MgO+FeO)).

الگوی اختلاط ماگما در نمودارهای متمایزکنندة زمین‌شیمیایی نیز بررسی شده است. روند خطی نمونه‏‌ها در نمودارهای MgO دربرابر Fe₂O₃ و Al₂O₃/CaO دربرابر Na₂O/CaO نشان می‏‌دهد فرایند اختلاط ماگمایی در پیدایش توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده مؤثر بوده است (شکل‌های 13- A و 13- B). در نمودار Nb دربرابر Nb/Y روند اختلاط ماگمایی به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 13- C).

در مجموع بررسی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگ کل نشان می‌دهند انکلاوها با خاستگاه گوشته‌ای –پوسته‌ای و توزیع پراکنده در توده میزبان نشانة فرایند اختلاط ماگمایی هستند. ازاین‌رو، پژوهش اخیر نیز در راستای پژوهش‏‌های پیشین (Torkian and Furman, 2015; Azizi et al., 2020) تأثیر فرایند اختلاط ماگمایی را در تحول ماگمایی توده‏‌های بررسی‌شده به اثبات رسانیده است.

برداشت

برپایة پژوهش‏‌های انجام‌شده، واحدهای سنگی میزبان در توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده شامل گرانیت، گرانودیوریت، مونزونیت و انکلاوها دیوریت و گابرو هستند. ماگمای سازندة این مجموعه از نوع I، متاآلومین و در سری کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرد.

شکل13. الگوی اختلاط ماگما در نمودارهای متمایزکنندة زمین‌شیمیایی: A) نمودار Fe₂O₃ دربرابر MgO (Zhou, 1994) ؛ B) نمودار Al₂O₃/CaO دربرابر Na₂O/CaO (Langmuir et al., 1978)؛ C) نمودار Nb دربرابر Nb/Y (McDermott et al., 2005).

Figure 13. Magma mixing model in the geochemical discrimination diagrams: A) Fe₂O₃ versus MgO diagram (Zhou, 1994); B) Na₂O/CaO versus Al₂O₃/CaO diagram (Langmuir et al, 1978); C) Nb versus Nb/Y diagram (McDermott et al, 2005).

برپایة بررسی‌های انجام‌شده فرایند غالب در تحول ماگمایی توده‏‌های بررسی‌شده اختلاط ماگمایی است. شواهد سنگ‌نگاری، مانند بافت پویی‏‌کیلیتیک، لخته‏‌های مافیک، آپاتیت‏‌های سوزنی و حضور انکلاوهای میکروگرانولار مافیک نشان‌دهندة نبود تعادل شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر ماگما و دلالت بر فرایند آمیختگی ماگمایی دارند. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک خاستگاه گوشته‏‌ای دارند و ماگمای سازنده آنها درون پوستة زیرین تزریق شده و با ذوب سنگ‏‌های پوسته‏‌ای، ماگمای گرانیتوییدی را پدید آورده است. مقدار کم SiO₂ و مقدار بالای Mg# در انکلاوها اختلاط ماگماهای برخاسته از گوشته با ماگمای حاصل از پوسته را نشان می‌دهد. برخی یافته‏‌های جدید گویای عقب‏‌گردِ تختة فرورونده و نفوذ ترکیب‌های گوشته‏‌ای هستند که طبیعتاً دما و ترکیب متفاوتی در مقایسه با ماگماهای افق‌های بالاتر پوسته‏‌ای دارند و شرایط را برای رخداد و توسعه فرایند اختلاط / آمیختگی ماگمایی فراهم می‏کند.

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از نتایج پایان‌نامة نگارندة نخست است و ازاین‌رو، نگارندگان از معاونت تحقیقات و فناوری دانشگاه بوعلی‏‌سینا برای کمک مالی سپاس‌گزاری می‌کنند.

[1] Magma mixing

[2] Magma mingling

[3] Inductively Coupled Plasma-Atomic Emission Spectroscopy

[4] Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry

[5] loss on ignition

[6] sharp

[7] Cross Polarized Light

[8] Larg-Ion Lithophile Elements

[9] Light Rare Earth Elements

[10] High Field Strength Elements

[11] Heavy Rare Earth Elements

[12] viscosity

مراجع

Ahmadi Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M.V., and Rahimpour Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29, 859-877.

Aliani, F., Maanijou, M., Sabori, Z., and Miri, M. (2018) Petrology and geochemistry of some granitoid and intermediate rocks in southwest of the Qorveh area (Kurdistan). Iranian Journal of Petrological Journal, 33, 21-44 (in Persian with English Abstract).

Allen, M.B. (2009) Discussion on the Eocenebiomodal Piranshahr massif of the Sanandaj-Sirjane, West Iran: a marker of the end of collision in the Zagros orogeny. Journal of the Geological Society of London, 166, 981-982.

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

Azizi, H., Asahara, Y., Minami, M., and Anma, R. (2020) Sequential magma injection with range of mixing and mingling in late Jurassic plutons, southern Ghorveh, western Iran. Journal of Asia Earth Sciences, 200, 104469.

Barbarin, B. (1990) Plagioclase xenocrysts and mafic magmatic enclaves in some granitoids of the Sierra Nevada Batholith, California. Journal of Geophysical Research, 95, 747-756.

Barbarin, B. (2005) Mafic magmatic enclaves and mafic rocks associated with some granitoids of the central Sierra Nevada batholith, California: nature, origin, and relations with the hosts. Lithos, 80, 155-177.

Baxter, S., and Feely, M. (2002) Magma mixing and mingling textures in granitoids: examples from the Galway granite (Connemara Ireland). Mineralogy and Petrology, 76: 63-74.

Berzina, A.P., Berzina, A.N., and Gimon, V.O. (2014) Geochemical and Sr- Pd-Nd isotopic characteristics of the Shakhtama porphyry Mo-Cu system (Eastern Transbaikalia, Russia). Journal Asian Earth Sciences, 79, 655-665.

Blundy, J.D., and Sparks, R.S.J. (1992) Petrogenesis of mafic inclusions in granitic of the Adamello massif, Italy. Journal of Petrology, 33, 1039-1104.

Boynton, W.W. (1984) Geochemistry of the rare earth element: meteorite studies. In P. Henderson, Ed., Rare Earth Element Geochemistry, 2, p. 89-92, Developments in Geochemistry, Elsevier, New York.

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

Chen, Y.D., Price, R.C., and White, A.J.R. (1989) Inclusions in S-type granites from Southeastern Australia. Journal of Petrology, 30, 1181-1218.

Chen, B., Chen, Z.C., and Jahn, B.M. (2009) Origin of mafic enclaves from the Taihang Mesozoic orogen, north China craton. Lithos, 110, 343-358.

Cox, K.G., Bell, J.D., and Pankhurst, R.J. (1979) The Interpretation of Igneous Rocks. George Allen and Unwin, London, UK.

Didier, J. (1991) The main types of enclaves in the Hercynian granitoids of the Massif Central, France. In J., Didier, Barbarin, Eds., Enclaves and Granite Petrology, 13, p. 47-61, Developments in Petrology, Elsevier, Amsterdam.

Didier, J., and Barbarin, B. (1991) Conclusion: Enclaves and granite petrology, In J., Didier, B. Barbarin, Eds., 545-549, Enclaves and Granite Petrology Elsevier, Amsterdam.

Didier, J. (1987) Contribution of enclaves studies to the understanding of origin and evolution of granite magma. Geologische Rundscha, 76, 41-50.

Eberz, G.W., and Nicholls, I.A. (1988) Microgranitoids enclave from the Swift Creek Pluton SE Australia: Textural and physical constrains on the nature of magma mingling processes in the plutonic environments. Geologiche Rundschau, 77, 713-736.

Frost, T.P., and Mahood, G.A. (1987) Field, chemical, and physical constraints on mafic- felsic magma interaction in the Lamark Granodiorite, Sierra Nevada. Geological Society of America Bulletin, 9, 272-291.

Furman, T., and Spera, F.J. (1985) Co-mingling of acid and basic magma with implications for the origin of mafic I-type xenoliths, field and petrochemical relations of an usual dike complex at Eangle Peak Lake, Sequoia National Park, California, USA. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 24: 151-178.

Gill, J.B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics, 392 p. Springer-Verlag, Berlin.

Griffin, W.L., Wang, K., Jackson, S.E., Pearson, N.J., O'Reilly, S.Y., Xu, X.S., and Zhou, X.M. (2002) Zircon chemistry and magma mixing, SE China: in-situ analysis of Hf isotopes, Tonglu and Pingtan igneous complexes. Lithos, 61, 237-269.

Hogan, J.P., and Gilbert, M.C. (1995) The A type Mount Scott granite sheet: Importance of crustal magma traps. Journal of Geology Research, 100, 15779-15792.

Holden, P., Halliday, A.N., and Stephens, W.E. (1987) Neodymium and strontium isotope content of microdiorite enclaves points to mantle input to granitoid production. Nature, 330, 53-56.

Hosseini, M. (1997) Geological map of Qorveh (scale 1:100.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran.

Humphreys, M.C.S., Blundy, J.D., Stephan, R., and Sparka, J. (2006) Magma Evolution and Open-System Processes at Shiveluch Volcano: Insights from Phenocryst Zoning. Journal of Petrology, 47(12), 2303-2334.

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

Jiang, Y.H., Jin, G.D., Liao, S.Y., Zhou, Q., and Zhao, P. (2012) Petrogenesis and tectonic implications of ultrapotassic microgranitoid enclaves in Late Triassic arc granitoids, Qinling orogen, central China. International Geology Review, 54, 208-226.

Jiang, Y.H., Jia, R.Y., Liu, Z, Liao, S.Y., Zhao, P., and Zhou, Q. (2013) Origin of Middle Triassic high-K calc-alkaline granitoids and their potassic microgranular enclaves from the western Kunlun orogen, northwest China: a record of the closure of Paleo-Tethys. Lithos, 156(159), 13-30

Kananian, A., Sarjoughian, F., and Ahmadian, J. (2009) Origin of Microgranular Enclaves in Kuh-e Dom Granodiorite Body, NE Ardestan. Petrological Journal, 1, 139-166 (in Persian with English Abstract).

Kumar, S., Rino, V., and Pal, A.B. (2004) Field evidence of magma mixing from microgranular enclaves hosted in Palaeoproterozoic Malanjkhand granitoids, central India. Gondwana Research, 7, 539-548.

Kumar, S., and Rino, V. (2006) Mineralogy and geochemistry of microgranular enclaves in Palaeoproterozoic Malanjkhand granitoids, central India: evidence of magma mixing- mingling and chemical equilibration. Contributions to Mineralogy and Petrology, 152, 591-609.

Kumar, S., and Pieru, T. (2010) Petrography and major element geochemistry of microgranular enclaves and Neoproterozoic granitoids of South Khasi, Meghalaya: evidence of magma mixing and alkali diffusion. Journal of Geological Society India, 76, 345-360.

Kuster, D., and Harms, U. (1998) Post-collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the late Neoproterozoic east African orogen, Review. Lithos, 45, 177-195.

Langmuir, C.H., Vocke, R.D., Hanson, G.N., and Hart, S.R. (1978) A general mixing equation with applications to icelandic basalts. Earth and Planetary Science Letters, 37, 380-392.

Lowenstern, J.B., Clynne, M.A., and Bullen, T.D. (1997) Comagmatic A-Type Granophyre and Rhyolite from the Alid Volcanic Center, Eritrea, Northeast Africa. Journal of Petrology, 38(12), 1707-1721.

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

McDermott, F., Delfin, F.G., Defant, M.J., Turner, S., and Maury, R. (2005) The petrogenesis of magmas from Mt. Bulusan and Mayon in the Bicol arc, the Philippines. Contributions to Mineralogy and Petrology, 150, 652-670.

McDonough, W.F., and Sun, S.S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology, 120, 223-253.

Mohajjel, M., and Fergusson, C.L. (2000) Dextral transpression in late cretaceous continental collision, Sanandaj-Sirjan zone, western Iran. Journal of Structural Geology, 22, 1125-1139

Molaei Yeganeh, T., Torkian, A, Sepahi, A.A., and Christiansen, E.H. (2018) Petrogenesis of the Darvazeh mafic-intermediate intrusive bodies Qorveh, Sanandaj-Sirjan zone, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 11(202), 1-20.

Mousavi, A., and Torkian, A. (2021) Geothermobarometry of Tekiyeh intrusive complex (south of Qorveh, Kurdistan Province): Constraint on using mineral chemistry of amphibole. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 29(4), 11-11 (in Persian).

Patino Douce, A.E., and Johnston, A.D. (1991) Phase equilibria and melt productivity in the pelitic system: implications for the origin of peraluminous granitoids and aluminous granulites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 107, 202-218.

Perugini, D., Ventura, G., Petrelli, M., and Poli, G. (2004) Kinematic significance of morphological structures generated by mixing of magmas: a case study from Salina Island (Southern Italy). Earth and Planetary Science Letters, 222, 1051-1066.

Saunders, A.D., Tarney, J., and Weaver, S.D. (1980) Transverse geochemical variation across the Antractic Peninsula. Implication for the genesis of calc-alkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters, 46, 344-360.

Sarjoughian, F., Lentz, D., Kananian, A., Ao, S., and Xiao, W. (2018) Geochemical and isotopic constraints on the role of juvenile crust and magma mixing in the UDMA magmatism, Iran: evidence from mafic microgranular enclaves and cogenetic granitoids in the Zafarghand igneous complex. International Journal of Earth Sciences, 107, 1127-1151.

Shaikh Zakariaei, S.J., and Monsef, I. (2010) Mineralogy-petrofabric of metamorphic rocks in Ghorveh (northwest of Iran). Journal of Sciences (Islamic Azad University), 20(77), 203-220.

Shand, S.J. (1943) Eruptive Rocks. Their Genesis Composition. Classification, and Their Relation to Ore-Deposits with a Chapter on Meteorite, 360 p. John Wiley & Sons, New York.

Shirmohammadi, M., Sepahi, A.A., Maanijou, M., and Torkian, A. (2021) Geochemistry and Petrogenesis of south Qorveh A-type granitoids (northwest of Sanandaj-Sirjan): An evidence for active continental margin tensional tectonic. Petrological Journal, 43, 85-110 (in Persian with English Abstract).

Silva, M.M.V.G., Neiva, A.M.R., and Whitehouse, M.J. (2000) Geochemistry of enclaves and host granites from the Nelas area, Central Portugal. Lithos, 50, 153-170.

Stöcklin, J. (1968) Structural History and Tectonics of Iran. A review. American Association of Petroleum Geologists bulletin, 52(7), 1229-1258.

Tahmasbi, Z., Kalili, M., and Khalaji, A.A. (2011) Petrographical and geochemical characteristics of enclaves in Astaneh area (Southwest of Arak). Petrological Journal, 3, 31-46 (in Persian with English Abstract).

Torkian, A. (2011) Typology and tectonic setting of the Qorveh granitoid (Kurdistan province, western Iran). Petrological Journal, 5, 49-66 (in Persian with English Abstract).

Torkian, A. (2013) Textural features and mineral chemistry in Qorveh Kurdistan plutonic assemblage evidence for the phenomenon of magma mixing/mingling. Petrological Journal, 2, 331-342 (in Persian with English Abstract).

Torkian, A., and Furman, T. (2015) The significance of mafic microgranular enclaves in the petrogenesis of the Qorveh Granitoid Complex, northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Neues Jahrbuch fur Mineralogie-Abhandlungen, 192, 2 117-133.

Treuil, M., and Joron, J.L. (1975) Utilisation des elements hygromagmatophiles pour la simplification de la modelisation quantitative des processus magmatiques. Exemples de l, Afar et de la Dorsale Medioatlantique. Rendiconti della Società italiana di mineralogia e petrologia, 31, 125-174.

Troll, V.R., Donaldson, C.H., and Emeleus, C.H. (2004) Pre-eruptive magma mixing in intra-caldera ash-flow deposits of the Rum Igneous Centre, Scotland. Contributions to Mineralogy and Petrology, 147, 722-739.

Verdel, C., Wernicke, B.P., Hassanzadeh, J., and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30(3), TC3008.

Vernon, R.H. (1990) Crystallization and hybridism in microgranular enclave magmas: Microstructural Evidence. Journal of Geophysical Research, 95, 17849-17859.

Wang, H.Z., Chen, P.R., Sun, L.Q., Ling, H.F., Zhao, Y.D., and Lan, H.F. (2015) Magma mixing and crust-mantle interaction in Southeast China during the Early Cretaceous: Evidence from the Furongshan granite porphyry and mafic microgranular enclaves. Journal of Asian Earth Sciences, 111, 72-78.

Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist, 95, 185-187.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach, 466 p. Unwin Hyman, London.

Winter, J.D. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology, 697 p. Prentice Hall Inc., Upper Saddle River.

Yang, H., Ge, W.C., Zhao, G.C., Dong, Y., Xu, W.L., Ji, Z., and Yu, J.J. (2015) Late Triassic intrusive complex in the Jidong region, Jiamusi-Khanka Block, NE China: Geochemistry, zircon U-Pb ages, Lu-Hf isotopes, and implications for magma mingling and mixing. Lithos, 224-225, 143-159.

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

Zhou, X.R. (1994) Hybridization in the genesis of granitoids. Earth Science Frontiers, 1-2, 87-97.

Zorpi, M.J., Coulon, C., and Orisini, J.B. (1991) Hybridization between mafic and felsic magma in calc-alkaline granitoids a case study northern Sardina, Italy. Journal of Chemical Geology, 92, 42-86.

Zorpi, M.J., Coulon, C., Orisini, J.B., and Concirta, C. (1989) Magma mingling, zoning and emplacement in calk-alkaline granitoid plutons. Tectonophysics, 157, 315-326.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 468

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 282

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

شواهدی برای فرایند آمیختگی/اختلاط ماگمایی در توده‌های آذرین درونی قروه (کردستان): با تاکید بر شاخص‌های بافتی و زمین‌شیمیایی