background image

www.geologicacarpathica.com

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, OCTOBER 2015, 66, 5, 361—374                                                     doi: 10.1515/geoca-2015-0031

Introduction

Significant volumes of magma-derived rocks in the continen-
tal  crust  are  represented  by  granite.  Many  different  types  of
granite  have  been  recognized  based  on  their  bulk  composi-
tions,  their  mineral  assemblages,  and  the  tectonomagmatic
settings in which they occur (Chappell & White 1984; Bar-
barin  1999;    Patiño  Douce  1999  and  others).  One  of  these
granite  types  is  the  peraluminous  (corundum-normative)  leu-
cocratic granites-granodiorites (leucogranites) which are char-
acterized by primary muscovite and biotite, with minor garnet,
rare  cordierite,  and  very  rare  andalusite,  all  of  which  have
been  used  as  significant  indicators  of  pressure  of  crystalliza-
tion  (Cawthorn  et  al.  1976;  Green  1978;  Clark  et  al.  2005,
2007).  Besides  muscovite,  cordierite,  garnet  and  Al

2

SiO

5

polymorphs  or  feldspars,  biotite  is  the  most  important  alu-
minium  concentrator  and  in  biotite-dominated  granitoids  it
directly determines the peraluminosity of magma (Zen 1988;
Shabani  et  al.  2003;  Bonova  et  al.  2010).  Several  possible
mechanisms  have  been  proposed  for  the  formation  of  these
rocks  including  amphibole  fractionation  from  less  siliceous
melt (Cawthorn et al. 1976), partial melting of pelitic metased-
iments (Green 1978), vapour phase transport of alkalies (Luth
et al. 1964), secondary alteration (Heming Carmichael 1973)
and magma contamination (Ewart Stipp 1968). Among these,
partial melting of pelitic metasedimentary rocks has attracted
significant attention. According to several workers (i.e. Miller
1985; Le Fort et al. 1987; White & Chappell 1988; Sylvester
1998;  Searle  et  al.  2010),  these  rocks  are  believed  to  be  de-
rived  wholly  or  dominantly  from  the  partial  melting  of
metasedimentary  rocks,  including  pelitic  rocks  (meta-shales)
and  quartzofeldspathic  psammitic  rocks  (meta-greywackes)

Petrology and mineral chemistry of peraluminous Marziyan

granites, Sanandaj-Sirjan metamorphic belt (NW Iran)

ESMAIEL DARVISHI

1!

, MAHMOUD KHALILI

2

, ROY BEAVERS

3

 and MOHAMMAD SAYARI

2

1

Department of Geology, Islamic Azad University, Aligoodarz branch, Aligoodarz, Iran;  

!

geo.edarvishi@gmail.com

2

Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran;  mahmoudkhalili@yahoo.com;  m.sayari@gmail.com

3

Department of Geological Sciences, Southern Methodist University, Dallas, USA;  rbeavers@smu.edu

(Manuscript received November 7, 2014; accepted in revised form June 23, 2015)

Abstract: The Marziyan granites are located in the north of Azna and crop out in the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt.
These rocks contain minerals such as quartz, K-feldspars, plagioclase, biotite, muscovite, garnet, tourmaline and minor
sillimanite. The mineral chemistry of biotite indicates Fe-rich (siderophyllite), low TiO

2

, high Al

2

O

3

, and low MgO nature,

suggesting  considerable  Al  concentration  in  the  source  magma.  These  biotites  crystallized  from  peraluminous  S-type
granite magma belonging to the ilmenite series. The white mica is rich in alumina and has muscovite composition. The
peraluminous nature of these rocks is manifested by their remarkably high SiO

2

, Al

2

O

3

 and high molar A/CNK ( > 1.1)

ratio. The latter feature is reflected by the presence of garnet and muscovite. All field observations, petrography, mineral
chemistry and petrology evidence indicate a peraluminous, S-type nature of the Marziyan granitic rocks that formed by
partial melting of metapelite rocks in the mid to upper crust possibly under vapour-absent conditions. These rocks display
geochemical  characteristics  that  span  the  medium  to  high-K  and  calc-alkaline  nature  and  profound  chemical  features
typical of syn-collisional magmatism during collision of the Afro-Arabian continental plate and the Central Iranian microplate.

Key words: Marziyan S-type granites, peraluminous mineral chemistry, partial crustal melting.

by the incongruent melting of muscovite and biotite in a pro-
cess called vapour-absent melting (Watt Harley 1993; Stevens
et al. 1997; Waters 2001; Taylor et al. 2010). In evolved conti-
nental  crust,  generated  melts  are  felsic  owing  to  derivation
from mainly meta-pelitic source rocks or extensive melt evolu-
tion during ascent. In some orogens there is evidence for either
wet  melting  (Harrison  et  al.  1998;  Patiño  Douce  &  Harris
1998; Guo & Wilson 2012) or input of mantle melts (Barbarin
1999; Soesoo 2000). In the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt
of west Iran, many granitoid bodies intruded from Jurassic to
Cenozoic (e.g. Takin 1972; Berberian et al. 1982; Mohajjel et
al.  2003;  Agard  et  al.  2011;  Chiu  et  al.  2013;  Sepahi  et  al.
2014). Among the intrusive complexes of the central SSZ, the
Marziyan granites (Fig. 1) are very poorly studied and mineral
chemistry, petrologic and geochemical data on these rocks are
scarce. The purpose of the work presented here is to describe
the  field  relationships,  petrography,  mineral  chemistry  and
geochemistry of the Marziyan granites, as well as discussing
their petrogenetic and tectonic significance in the light of the
regional  framework  of  the  Sanandaj-Sirjan  Zone.  The  data
from  this  study  will  shed  light  on  the  petrogenesis  of  these
rocks and the mode of their emplacement.

Geological setting

The Marziyan granites are located in the north of Azna and

crop out in an area between the Marziyan and the Kolbor vil-
lages which cover an area of approximately 30 km

2

, between

N 33°312—33°382  and  E 49°242—49°322.  The  Sanandaj-Sir-
jan Zone, in terms of structural framework, is known as an ac-
tive geological zone in Iran (Mohajjel et al. 2003) which has

background image

362

DARVISHI, KHALILI, BEAVERS and SAYARI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

experienced  different  deformations,  metamorphic  and  mag-
matic events since the Cenozoic time. Detailed geological data
from the area under study are scarce and are mainly limited to
reconnaissance reports. The Sanandaj-Sirjan Zone in the Azna
area  is  characterized  by  the  predominance  of  metamorphic
rocks  and  the  presence  of  several  granite  and  leucogranitic
bodies.  The  metamorphic  rocks  are  composed  of  various
meta-sedimentary  assemblages  from  low  to  high  metamor-
phic  grade.  The  basement  of  the  area  (Fig. 1)  is  dominated
by  the  pre-Jurassic,  low-  to  very  low-grade  metamorphic
rocks (June Complex – Mohajjel et al. 2003), such as meta-
volcanic  and  tuffs,  meta-cherty  limestone,  meta-sandstone,
slates  and  phyllites  (Hamedan  Phyllites:  Fig. 1).  The  intru-
sion of the Marziyan granites into the Hamedan Phyllites in
the  Late  Cretaceous-Eocene  (Sahandi  et  al.  2007)  gave  rise
to  low-grade  thermal  aureole  (up  to  albite-epidote  to  horn-
blende-hornfels  facies)  (Fig. 2).  Contact  metamorphic  rocks,
consisting  of  spotted  schist,  andalusite-garnet  schist  and
cordierite schist (hornfelses), are exposed only in the southern
portions of the pluton. The northern margin of the complex is
controlled by a fault system parallel to the contact where the
granite  thrust  over  metamorphic  rocks.  Thus,  the  traces  of
contact metamorphism have been obliterated. The presence of
mantle-derived materials emplaced as diabasic dykes into the
granites and metamorphic rocks contributed to the heat source
for  the  partial  melting  of  the  country  rocks.  From  a  tectonic

perspective, the deformational features (i.e. fault, joints, my-
lonitization,  schistosity  and  veins  of  the  Marziyan  granites)
were exposed with two different trends: (a) the NW-SE trend;
a compressional trend, running parallel to the main Sanandaj-
Sirjan belt trend, (b) and the NE-SW trend: shear stresses after
collision (Mohajjel et al. 2003). The trend of elongation in the
granites studied is very similar to that of the faults and joints
in  the  country  rocks.  Therefore,  the  Marziyan  granites  were
likely  emplaced  during  the  major  deformational  event  in  the
area.  The  direction  of  mylonitization  and  elongated  veins  is
parallel to the direction of the schistosity in country rocks and
corresponding roughly to the main trend of the Sanandaj-Sir-
jan  Zone.  The  feature  infers  a  syn-deformational  (syn-colli-
sion) emplacement of the Marziyan granites.

Analytical methods

About two hundred rock samples were collected from local-

ities scattered over the area of investigation. One-hundred and
fifty  thin  sections  were  studied  by  optical  microscope.  For
chemical  analysis,  approximately  1 kg  of  each  sample  was
crushed into smaller chips in a steel jaw crusher. Then chips
of  the  samples  were  pulverized  below  200 mesh  with  a  soft
iron shatter box. Bulk major, minor and trace element analy-
ses  were  conducted  on  12  representative  granitic  samples

Fig. 1. Simplified geological map of the Marziyan granites (modified from Sahandi et
al. 2007).

background image

363

PETROLOGY OF PERALUMINOUS MARZIYAN GRANITES, SANANDAJ-SIRJAN BELT (NW IRAN)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

(Table 1). Whole-rock major oxides were analysed by using
X-ray fluorescence (XRF) spectrometry at the Southern Metho-
dist  University,  Dallas  (USA)  and  trace  elements  including
rare earth elements (REE) data were acquired by Inductively
Coupled Plasma-Mass Spectrometry (ICP-MS) at the Labwest
Minerals Analysis Pty Ltd in Western Australia. The analy-
ses  were  carried  out  with  a  detection  limit  of  0.01—10 ppm
following  lithium  metaborate  fusion  method,  using  high
pressure  digestion  in  microwave  apparatus  including  HF.
The results are presented in Table 2. Major-element compo-
sitions  of  the  biotite  and  muscovite  minerals  in  selected
leucogranites  were  determined  by  wave  length-dispersive
spectrometry using the Cameca JXA-8800 (WDS) microprobe
JEOL  at  Russian  Government  University.  The  operational
conditions were 20 kV, 12 nA specimen current. The analyti-
cal  spot  diameter  was  set  between  3 and  5 mm,  keeping  the
same  current  conditions.  Representative  mineral  analyses  of
leucogranites are presented in Tables 3 and 4.

Petrography and field relations

Based  on  field  studies  as  well  as  petrographic  characteris-

tics,  the  Marziyan  granites  are  mainly  dominated  by  leuco-
granite to granite. The most abundant and characteristic rock

type of the Marziyan pluton is leucogranite which is scattered
in  portions  throughout  the  area  and  intruded  into  the
metapelites (Fig. 2a,b). Small volumes of mylonitized granite
are  commonly  present  in  the  shear  zones.  The  granites  are
mainly coarse to medium grained, white to light grey and hyp-
idiomorphic granular (Figs. 2, 3). Mineralogically these rocks
are composed of quartz, K-feldspar, and plagioclase as well as
muscovite, biotite, garnet, tourmaline, minor sillimanite, apa-
tite and small amounts of zircon and monazite (Table 1). Al-
teration  of  biotite  to  chlorite  and  of  feldspar  to  sericite  is
dispersed  throughout  the  rocks.  These  rocks  have  been  vari-
ably subjected to deformation. The most deformed parts of the
granite are characterized by mineral orientation and quartz re-
crystallization,  while  the  undeformed  parts  have  poikilitic
K-feldspar and quartz enclosing biotite and plagioclase. Sub-
hedral granular texture with perthitic microcline are the com-
mon petrographic features of the rocks studied. The prevailing
textures  of  the  rocks  are  granular  porphyric,  (with  relatively
larger  K-feldspar,  tourmaline  and  garnet  crystals),  and  cata-
clastic texture (crushed minerals such as tourmaline and gar-
net).  Most  of  the  coarse-grained  granites  show  subsolvus
recrystallization, in terms of two separate feldspar crystalliza-
tions, containing both plagioclase and K-feldspar. Small shear
zones  were  well  developed  in  some  portions.  They  are  a  re-
sponse  to  regionally  imposed  stress.  Field  observations  and

Fig. 2. Photographs showing field geological features of Marziyan granites that intruded in the metapelite rocks.

Sample Qz 

Kfs 

Pl Bt 

Ms 

Grt 

Tur 

Sill 

Ap 

Zr 

Opq 

S-20 

33.2 28.5 27.2  3.9  4.2  0.8  –  0.8  0.9  0.3  0.5 

M-4 

32.4 33.1 24.1  1.9  2.7  2.6  – 

–  0.6  0.2  0.4 

M-13 

31.3 27.2 32.3  3.4  2.1  0.2  – 

–  0.8  0.8  0.7 

M-40 

38.1 

21.4 

31.4 

0.2 

2.4 

– 

4.6 

– 

       1 

0.2 

0.4 

Az-2 

37.2 29.2 22.4  2.5  1.7  0.4  – 

–  0.4  0.3  0.6 

Az-8 

39.2 29.1 27.2  2.1  2.2  0.5  – 

–  0.5  0.2  0.3 

Az-9 

39.2 22.5 27.4  4.6  1.5  –  0.4  –  0.6  0.5  0.5 

Az-10 

38.8 28.5 25.2  3.2  2.3  0.5  – 

–  0.6  0.2  0.8 

Az-24 

37.8 22.6 25.1  5.1  4.4  0.9  –  0.5  0.8  0.5  0.5 

Sh-4 

39.2 29.6 22.2  4.4  7.5  0.7  – 

–  0.7  0.4  0.9 

Sh-5 

41.3 30.1 24.2  3.5  2.3  –  0.2  –  0.7  0.2  0.7 

Sh-9 

43.2 21.1 23.2  1.4  4.5  –  0.5  –  0.8  0.4  0.5 

Table 1: Modal analyses of representative Marziyan granites (in vol. %).

background image

364

DARVISHI, KHALILI, BEAVERS and SAYARI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

petrographic  evidence  such  as  the  occurrence  of  muscovite
and garnet and the absence of hornblende and primary sphene,
strongly  support  the  peraluminous  (S-type)  nature  of  the
Marziyan granites and an origin for these rocks derived from
partial melting of crustal protolith.

Discussion

Mineral chemistry

To  determine  the  chemical  composition  of  biotite  and

muscovite in the studied samples, three fresh and representa-
tive samples from the granites under discussion were selected.

Table 2: Representative major element (wt. %) and trace element including REE (ppm) compositions of the Marziyan granites.

Sample 

no. 

  S-20  M-4 M-13 M-40 Az-2 Az-8 Az-9 Az-10 

Az-24 Sh-4 Sh-5 Sh-9 

SiO

2

 

     69.85       71.05       70.75       71.36       73.41       74.5 

     71.78       72.81       70.4 

     72.92       73.42       77.5 

Al

2

O

3

 

     18.5 

     16.03       15.46       17.52       15.05       14.05       17.12       15.12       18.4 

     15.08       15.17       14.64 

CaO 

       0.75         1.05         1.4 

       0.9 

       0.38         0.4 

       0.35         0.6 

       0.83         0.51         0.4 

       0.3 

K

2

       4.38         5.98         4.6 

       2.9 

       4.5 

       5.12         3.1 

       5 

       3.6 

       5.3 

       5.8 

       3.83 

Na

2

       4.2 

       2.96         3.9 

       5 

       4.3 

       3.95         3.9 

       3.5 

       3.9 

       4.1 

       3.1 

       2.74 

MgO 

       0.26         0.2 

       0.7 

       0.26         0.3 

       0.2 

       0.98         0.45         0.4 

       0.25         0.2 

       0.45 

(Fe

2

O

3

)

tot 

       0.7 

       0.62         1.8 

       0.7 

       1.02         1 

       1.01         1.3 

       1.2 

       1.01         0.6 

       1.1 

MnO 

       0.05         0.08         0.02         0.02         0.02         0.03         0.01         0.04         0.02         0.02         0.04         0.02 

P

2

O

5

 

       0.76         0.06         0.2 

       0.99         0.06         0.04         0.05         0.11         0.8 

       0.13         0.1 

       0.07 

TiO

2

 

       0.02         0.02         0.2 

       0.02         0.08         0.04         0.08         0.14         0.042         0.1 

       0.07         0.06 

L.O.I. 

       1.05         0.96         0.98         1 

       0.75         0.63         0.92         0.93         0.86         0.8 

       0.8 

       0.5 

Total 

   100.5 

     99.06     100.01     100.7 

     99.87       99.96       99.3 

   100 

   100.5 

   100.2 

     99.76     100.98 

A/CNK 

       1.36         1.22         1.19         1.46         1.14         1.11         1.5 

       1.24         1.47         1.13         1.15         1.35 

A/NK 

       1.5 

       1.4 

       1.35         1.69         1.21         1.15         1.57         1.34         1.67         1.3 

       1.2 

       1.62 

Corundum 

       2.4 

       2.1 

       1.2 

       2.1 

       1.8 

       1.1 

       2.8 

       2.1 

       2.9 

       1.4 

       2.1 

       2.6 

Ba 

   313 

   527 

353 

332 

454 

342 

417 

475 

382 

428 

352 

   338 

Sr 

     35 

   187 

122 

47 

63 

32 

47 

90 

58 

58 

45 

     35 

Rb 

   108 

   198 

118 

148 

159 

341 

105 

188 

111 

213 

321 

   216 

Cs 

     18 

12 

38 

45 

27 

25 

39 

24 

41 

36 

23 

     36 

Zr 

     28 

40 

   105 

35 

64 

76 

98 

86 

57 

81 

75 

     71 

     19 

25 

29 

       8 

18 

21 

26 

15 

18 

27 

16 

     14 

Th 

     14 

23 

24 

10 

25 

16 

12 

24 

11 

16 

12 

     18 

Ta 

       1.33         0.91         3 

       5.36         1.99         5.6 

       3.1 

       2.5 

       1.92         6.3 

       4.04         2.55 

Ga 

     13 

     13.9 

16 

20 

19 

17 

20 

16 

15 

17 

19 

     18.5 

Nb 

     10 

15 

22 

21 

16 

20 

21 

19 

16 

24 

19 

     21 

Ni 

       4 

       4 

       5 

       4 

       7 

       4 

       7 

       5 

       4 

       4 

       5 

       4 

Pb 

     40 

     20.5 

     16.5 

24 

     16.7 

     23.9 

     26 

     19 

     27 

     29 

     32 

     21 

Hf 

       0.44         0.87         0.55         0.35         0.77         0.55         0.88         0.86         0.57         0.94         0.82         0.97 

La 

     12.4 

23 

     41.5 

11 

15 

     12.9 

30 

18 

12 

     23.3 

33 

     22 

Ce 

     22.6 

     45 

     75.6 

     19 

     27.3 

     21.8 

     56.4 

     34.6 

     20.5 

     41.1 

     62 

     41.2 

Pr 

       4 

       4.3 

       7.75         3.2 

       9.2 

       5.3 

       9.7 

       7.2 

       5.4 

       4.7 

       4.9 

       5 

Nd 

     14.2 

     12.2 

     25 

     13.2 

     16.9 

     17 

     22.4 

     14.5 

     16.3 

     16.4 

     16.6 

     15.4 

Sm 

       3.4 

       2.92         4.2 

       3.1 

       4.32         3.42         3.3 

       4.6 

       4.9 

       4.64         3.1 

       3.55 

Eu 

       0.17         0.76         0.9 

       0.18         0.39         0.44         0.56         0.26         0.29         0.21         0.47         0.36 

Gd 

       1.67         2.99         3.56         1.9 

       1.9 

       3.1 

       2.2 

       3.4 

       2.98         3.5 

       2.3 

       2.68 

Tb 

       0.38         0.81         0.79         0.34         0.55         0.36         0.29         0.46         0.59         0.66         0.59         0.58 

Dy 

       2.1 

       5.28         4.9 

       1.9 

       2.86         2.55         2.6 

       2.9 

       2.21         4.8 

       2.24         3.4 

Ho 

       0.47         0.98         0.88         0.44         0.52         0.46         0.51         0.49         0.54         0.91         0.58         0.54 

Er 

       1.43         2.9 

       2.1 

       0.95         0.69         0.63         0.72         0.79         0.66         2.5 

       0.99         0.81 

Tm 

       0.39         0.71         0.55         0.27         0.44         0.28         0.35         0.26         0.5 

       0.6 

       0.34         0.32 

Yb 

       1.8 

       4.1 

       3.2 

       1.5 

       2.8 

       2.56         1.98         2.4 

       2.42         4.2 

       1.9 

       1.87 

Lu 

       0.27         0.68         0.56         0.24         0.48         0.45         0.19         0.46         0.63         0.58         0.33         0.29 

ΣREE 

     65.28     106.96     171.49       57.22       83.35       71.25     131.2 

     90.32       69.92     108.1 

   129.34       97.94 

Rb/Sr 

       3.3 

       1.1 

       0.97         3.2 

       2.6 

     10.7 

       2.2 

       2.1 

       1.9 

       3.7 

       7.1 

       6.2 

Rb/Ba 

       0.35         0.38         0.33         0.45         0.35         1 

       0.25         0.6 

       0.3 

       0.5 

       0.91         0.64 

Rb/Zr 

       3.9 

       4.95         0.99         4.3 

       2.5 

       4.5 

       0.97         2.2 

       1.95         2.63         4.3 

       3.1 

Sr/Ba 

       0.11         0.36         0.35         0.14         0.14         0.1 

       0.11         0.19         0.15         0.14         0.13         0.11 

Eu/Eu* 

       0.22         0.79         0.71         0.23         0.34         0.41         0.64         0.20         0.23         0.16         0.54         0.36 

T

Zr

(

0

c) 

   671 

   688 

   753 

   684 

   723 

   731 

   779 

   748 

   730 

   735 

   740 

   755 

 

Biotite

Biotite is a significant ferromagnesian mineral in most in-

termediate  and  felsic  igneous  rocks,  and  occurs,  as  a  minor
phase  in  some  mafic  rocks.  In  the  Marziyan  granitic  rocks,
biotite  is  the  dominant  ferromagnesian  phase.  Other  mafic
minerals  such  as  garnet,  tourmaline,  chlorite  and  ilmenite
may occur, but only in trace amounts. Petrographically, bio-
tites  from  the  Marziyan  granites  differ  in  their  pleochroic
scheme,  some  being  pleochroic  in  shades  of  reddish  brown
and some in bright fire-red (Fig. 3a,b). Representative elec-
tron  microprobe  analyses  of  the  biotites  from  the  studied
rocks are displayed in Table 3. The value of Fe

3+

 is estimated

by  the  approach  of  Dymek  (1983).  According  to  classifica-

background image

365

PETROLOGY OF PERALUMINOUS MARZIYAN GRANITES, SANANDAJ-SIRJAN BELT (NW IRAN)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

tion  of  Deer’s  (1996,  2001)  diagram,  the  biotites  of  the
Marziyan pluton are classified as Fe-rich biotite (siderophyl-
litic) (Fig. 4). The Fe/(Fe + Mg) ratio in these phases is about
0.68.  Nachit  (1986)  used  mica  composition  in  granitoids  to
relate  the  magma  types  in  which  biotite  crystallized.  In  the
Al (total) vs. Mg classification diagram, the nature of granitic
magmas was grouped into four types such as peraluminous,
calc-alkaline,  sub-alkaline,  and  alkaline-peralkaline  (Fig. 5a).
Biotites from the Marziyan granites are clustered in the pera-
luminous  field  (Fig. 5a).  Igneous  biotites  can  also  provide
valuable petrogenetic information. Three general reviews on

Table 3: Representative electron microprobe analyses and the structural formula of biotites based on 11 atoms of oxygen.

Sample 

no. 

Sh-4 Sh-4 Sh-4 Sh-4 S-20 S-20 S-20 S-20 Az-24 

Az-24 

Az-24 

Az-24 

SiO

2

 

34.85 

35.31 

34.35     34.65 

 35.2 

34.5 

 35.9 

 35.2 

34.98 

36.02 

34.78 

  35.4 

TiO

2

 

2.15 

1.98 

2.35       2.23 

    1.3 

  1.9 

0.95 

   1.5 

     1.95 

0.35 

    2.2 

    1.8 

Al

2

O

3

 

17.97 

18.22 

17.86 

 18.2 

 18.6 

18.3 

    19 

 18.1 

   18.1 

20.46 

17.36 

17.53 

FeO

tot

 

24.65 

24.44 

24.75 

25.12 

 24.2 

   24 

  24.5 

    25 

24.96 

23.39 

24.67 

25.31 

MnO 

0.75 0.54 0.68 0.66 0.37 0.35 0.39 0.45 0.62 0.22 0.63 0.63 

MgO 

6.18 

6.12 

6.24 

6.52 

    6.2 

    6.1 

    6.2 

   5.9 

6.38 

    6.3 

6.34 

6.47 

CaO 

0.15 0.21 0.13 0.14 0.22 0.24 0.21 0.14 0.14 0.33 0.13 0.13 

Na

2

0.02 0.01 0.07 0.03 0.04 0.02 0.06 0.02 0.05 0.09 

 

 

 

 

0.1  0.01 

K

2

9.64 

9.15 

9.35 

9.58 

    9.2 

9.65 

    8.9 

9.45 

9.51 

    6.4 

9.47 

9.55 

Total oxide 

96.36 95.98 95.75 97.13 95.33 95.06 96.11 95.76 96.69 93.56 95.68 96.83 

Si 

2.68 2.71 2.66 2.65 2.71 2.68 2.74 2.72 2.68 2.75 2.70 2.71 

Al

iv

 

1.32 1.29 1.34 1.35 1.29 1.32 1.26 1.28 1.32 1.25 1.30 1.29 

Al

vi

 

0.31 0.36 0.29 0.29 0.41 0.36 0.44 0.36 0.32 0.60 0.28 0.30 

Ti 

0.12 0.11 0.14 0.13 0.08 0.11 0.05 0.09 0.11 0.02 0.13 0.10 

Fe

2+

 

1.55 1.56 1.51 1.51 1.51 1.51 1.52 1.56 1.56 1.45 1.55 1.59 

Fe

3+

 

0.03 0.00 0.09 0.09 0.05 0.05 0.05 0.05 0.04 0.04 0.05 0.03 

Mn 

0.05 0.04 0.04 0.04 0.02 0.02 0.03 0.03 0.04 0.01 0.04 0.04 

Mg 

0.71 0.70 0.72 0.74 0.71 0.71 0.70 0.68 0.73 0.72 0.73 0.74 

Ca 

0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 

Na 

0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.02 0.00 

0.95 0.90 0.92 0.93 0.90 0.96 0.87 0.93 0.93 0.62 0.94 0.93 

Total 

9.73 9.67 9.73 9.75 9.69 9.72 9.67 9.71 9.73 9.51 9.73 9.73 

Mg/Mg+Fe 

0.31 0.31 0.31 0.32 0.31 0.31 0.31 0.30 0.31 0.32 0.31 0.31 

Sample 

no. 

Sh-4 Sh-4 Sh-4 Sh-4 S-20 S-20 S-20 S-20 Az-24 

Az-24 

SiO

2

 

45.12 

44.89 

45.5 

  46.1 

45.8 

      46.5 

      47 

6.11 

      45 

46.13 

TiO

2

 

1.08 

1.12 

1.03 

    1.01 

1.05 

      0.9 

        0.9 

0.02 

0.09 

0.01 

Al

2

O

3

 

35.05 

34.87 

      35.8 

    35.9 

    35.7 

    35.5 

      34.2 

35.95 

38.31 

34.61 

FeO

tot

 

1.82 

1.76 

1.92 

1.99 

1.89 

2.45 

        1.9 

2.61 

1.08 

2.28 

MnO 

0.06 

0.05 

0.07 

0.07 

0.07 

0.09 

        0.01 

0.08 

0.01 

0.01 

MgO 

0.36 

0.24 

0.28 

0.35 

0.25 

0.49 

        0.49 

0.47 

0.11 

0.98 

CaO 

0.05 

0.05 

0.04 

0.04 

0.04 

0.03 

        0.01 

0.09 

0.11 

0.07 

Na

2

0.32 

0.42 

0.39 

0.37 

0.41 

        0.3 

        0.4 

0.25 

0.29 

0.16 

K

2

      11.1 

11.08 

11.03 

11.01 

11.05 

10.25 

    10.9 

10.38 

11.26 

11.36 

Total oxide 

94.96 94.48 96.06 96.84 96.26 96.51 95.81 95.96 96.26 95.61 

Si 

3.04 3.04 3.03 3.04 3.04 3.07 3.12 3.06 2.97 3.09 

Al

iv

 

0.96 0.96 0.97 0.96 0.96 0.93 0.88 0.94 1.03 0.91 

Al

vi

 

1.82 

1.82 

1.83 

1.83 

1.83 

1.82 

1.80 

1.87 

1.96 

1.82 

Ti 

0.05 0.06 0.05 0.05 0.05 0.04 0.04 0.00 0.00 0.00 

Fe

2+

 

0.10 0.10 0.11 0.11 0.10 0.14 0.11 0.14 0.06 0.13 

Fe

3+

 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 

Mn 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 

Mg 

0.04 0.02 0.03 0.03 0.02 0.05 0.05 0.05 0.01 0.10 

Ca 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 

Na 

0.04 0.06 0.05 0.05 0.05 0.04 0.05 0.03 0.04 0.02 

0.95 0.96 0.94 0.93 0.94 0.86 0.92 0.88 0.95 0.97 

Total 

9.01 

9.02 

9.01 

9.00 

9.01 

8.96 

8.98 

8.99 

9.02 

9.04 

Mg/Mg+Fe 

0.26 0.20 0.21 0.24 0.19 0.26 0.31 0.24 0.15 0.43 

Table 4: Representative electron microprobe analyses and the structural formula of white micas based on 11 atoms of oxygen.

micas  in  igneous  rocks  are  provided  by  Foster  (1960)  and
Speer (1984). Biotite specimens in granitic rocks show that
the  chemical  composition  and  the  colour  of  this  mineral
strongly  reflect  the  tectonic  origin  of  its  host  (Lalonde  &
Bernard 1993). In the continental collision- related granites,
biotite is enriched in total Al and Fe and is Fe

3+

-poor, consis-

tent  with  anatexis  or  assimilation  of  a  reduced  metased-
imentary  material.  The  bright  red  colour  of  biotite  from
peraluminous collisional granitic plutons reflects a high total
Fe content with low Fe

3+

/(Fe

2+

+ Fe

3+

), and probably also the

presence of Ti

3+

. Trying to use biotite’s capability to deter-

background image

366

DARVISHI, KHALILI, BEAVERS and SAYARI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

mine the magmatic series, Abdel-Rahman (1994) introduced
four efficient diagrams discriminating alkaline, calc-alkaline
and peraluminous (including S-type) natures. These diagrams

Fig. 3. Photomicrographs of representative samples from the Marziyan granites, (crossed nicols). a – the granites displaying subhedral
granular quartz with biotites, orthoclase, plagioclase; b – leucogranite containing biotite phenocrysts; c – muscovite granite containing
primary muscovite, quartz, plagioclase and K-feldspar granite; d – secondary muscovite with plagioclase.  Qz – quartz,  Bt – biotite,
Pl – plagioclase, Ms – muscovite, Kfs – K-feldspar (abbreviations from Whitney & Evans 2010).

Fig. 4. Diagram of Deer et al. (1996) indicates that analysed biotites
are siderophyllite.

identifying  magmatic  nature  based  on  biotite  chemistry  for
the  Marziyan  granitic  rocks  are  presented  in  Fig. 5b,c,d,e.
These diagrams clearly show that the parent magma of anal-
ysed biotites had peraluminous nature (Fig. 5b,c,d,e). Biotite
is also a very useful and suitable indicator of the oxidation-
reduction state in a melt (Wones & Eugster 1965; Burkhard
1993; Bonova et al. 2010). Biotites from the Marziyan gran-
ites  have  a  FeO*/MgO  ratio  of  3—4,  low  TiO

2

  and  high

Al

2

O

3

 (Fig. 6a), on the basis of this diagram all the studied

samples are plotted in ilmenite series (Ishihara 1977) indicat-
ing a reducing environment for the granites under discussion
(Karimpour et al. 2011). The Ti content of biotite is believed
to be dependent on the temperature of crystallization of bio-
tite  and  the  oxygen  fugacity  (fO

2

)  (Henry  et  al.  2005)  and

possibly on the volatile content of the magma. Low Ti con-
tent  correlates  with  low  temperature  of  crystallization  and
low  oxygen  fugacity  (Henry  et  al.  2005).  High  Al

2

O

3

  and

low TiO

2

 values in the biotites of the area reflect geochemi-

cal  features  characteristic  of  ilmenite  series  of  granites
(Fig. 6a,b). Biotites with high Al concentrations seem to be
characteristic  of  peraluminous  granites  (e.g.  Clarke  et  al.
2005; Dahlquist et al. 2007) where they coexist with alumi-

background image

367

PETROLOGY OF PERALUMINOUS MARZIYAN GRANITES, SANANDAJ-SIRJAN BELT (NW IRAN)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

nous  minerals.  However,  the  most  commonly  invoked  pro-
cess, and probably the one responsible for the bulk of peralu-
minous  granites,  is  anatexis  or  assimilation  of  pelitic
metasediments  (Chappell  &  White  1987).  In  the  Marziyan
granites, biotites are enriched in total Al and Fe contents and
are  consistent  with  anatexis  or  assimilation  of  a  reduced
metasedimentary  material.  In  the  Fe

2+

-Fe

3+

-Mg  diagram  of

Wones  &  Eugster  (1965),  biotite  composition  from  the
Marziyan  granites  defines  a  cluster  falling  on  the  quartz-
fayalite-magnetite  (QFM)  oxygen  fugacity  buffer  (Fig. 6b).
A better evaluation of oxygen fugacity can be made from the
Fe/(Fe+Mg) ratio of the biotite by using the calibrated curves
of  Wones  &  Eugster  (1965)  and  Wones  (1989)  buffer  (il-
menite granites).

Fig. 5. Discrimination magmatic series diagrams based on the bio-
tite

 

chemistry  unanimously  confirm  the  peraluminous  nature  of  the

Marziyan granitic rocks.  a – in pfu (Nachit 1986), b—e – in wt. %
(Abdel-Rahman 1994).

White mica

Two  types  of  white  mica  (muscovite)  are  distinguished  in

the samples studied: large euhedral to subhedral flakes white
mica and small flakes of secondary white mica unevenly dis-
persed in feldspar, rarely in biotite (Fig. 3c,d). The secondary
white  mica  contains  less  Mg,  Fe,  Ti  and  more  Al  (Fig. 7a).
The morphology of the primary white mica flakes; their rela-
tionships to other rock-forming minerals, as well as systematic
compositional difference from the secondary white mica sug-
gest a magmatic origin of the primary white mica (Fig. 3c,d).
According  to  the  classification  of  micas  into  6  end-members
(Dymek  1983),  the  analysed  white  micas  are  mostly  repre-
sented  by  muscovite.  White  mica  is  the  other  sheet  silicate

background image

368

DARVISHI, KHALILI, BEAVERS and SAYARI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

Fig. 6.  a  –  Al

2

O

3

—TiO

2

  diagram  after  Karimpour  et  al.  (2011),

b  –  Fe

2+

-Fe

3+

-Mg  diagram  of  Wones  &  Eugster  (1965).  Biotites

from the Marziyan granites cluster near the QFM and ilmenite series.

Fig. 7. a – Composition of white micas in the triangular diagram
Mg,  Ti,  Na  (data  from  Table  4).  The  limit  between  fields  for  sec-
ondary and primary micas is from Miller et al. (1981). Main inset
shows representative primary and secondary white micas in Marziyan
granite  filled  circles;  b  –  Chemical  compositions  of  muscovite
plotted on Mg + Fe- Al diagram showing strongly peraluminous and
muscovite component for Marziyan samples (Zane & Rizzo 1999).

present. Care was taken to determine whether it is of primary
or secondary origin, since primary white mica is widely held
to  be  an  indicator  of  peraluminous  magmas  (Speer  1984).
Petrographic  observations  using  the  criteria  of  Miller  et  al.
(1981) suggest that both types of white mica are present in the
studied  samples.  Chemical  analyses  were  made  of  presumed
primary  white  micas  (Table 4),  which  fall  in  the  appropriate
field of the Mg-Ti-Na diagram (Fig. 7a) according to the divi-
sion  established  by  Miller  et  al.  (1981).  The  analysed  white
mica, according to classification of micas into 6 end-members
(Dymek 1983), are mostly composed of  muscovite. As Fig. 7b
(Zane & Rizzo 1999), displays, the Marziyan samples fall in
the  strongly  peraluminous  muscovite  component  field.  They
are also distinctively Fe-rich, similar to those in typical S-type
granite and those reported by Clarke et al. (2005) as coexisting
with  aluminous  minerals.  Thus,  both  textural  and  chemical
evidence indicates a primary origin for almost all the studied
white  mica.  The  petrographic  and  compositional  characteris-
tics  of  the  Fe-rich  white  mica  in  the  Marziyan  granites
(Fig. 7b) indicate an origin by crystallization of primary mus-
covite from a peraluminous magma (Miller et al. 1981; Clarke
et al. 2005; Dahlquist et al. 2007).

Whole-rock geochemistry

Major element data

The  chemical  compositions  of  the  Marziyan  granites  are

reported in Table 1. The SiO

2

 contents of the representative

samples vary from 69.85 to over 77.5 wt. % CaO. The high
alumina  content  (Al

2

O

3

:

 

14.05—18.5 %)  relative  to  alkalies

(Na

2

O: 2.7—5 %  and  K

2

O: 2.9—5.98 %)  and  calcium  (CaO:

0.3—1.44 %) is reflected in a high percentage of normative cor-
undum and a high molecular ratio Al

2

O

3

/(CaO + Na

2

O+ K

2

O)

(A/CNK) (Fig. 8a). These rocks with low TiO

2

+Fe

2

O

3(tot)

+MgO

(0.76—2.53) can be classified as leucogranites. In the ternary
Ab-An-Or  normative  diagram  (Barker  1979),  the  Marziyan
granitic  rocks  are  classified  as  granite  (Fig. 8b)  and  on  the
MALI  (Na

2

O + K

2

O—CaO)  vs.  SiO

diagram  (Frost  &  Frost

2008)  they  fall  in  both  granite  and  granodiorite  fields
(Fig. 9a). Incidentally, samples with low FeO

tot

 display broad-

ly magnesian character (Fig. 9b).

Trace element data

The Rb, Sr and Ba contents vary between 108—341, 32—187

and 313—527 ppm, respectively. The rocks with high Rb but
lower  Zr,  Sr  and  Ba  are  characterized  by  high  Rb/Zr
(about 3), Rb/Ba ( > 0.25) and Rb/Sr (0.97—10.7) ratios. The
Marziyan  granites  show  strong  enrichment  in  alkalies  and

!

background image

369

PETROLOGY OF PERALUMINOUS MARZIYAN GRANITES, SANANDAJ-SIRJAN BELT (NW IRAN)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

Fig. 9. Most of the Marziyan samples are located in the granite and
granodiorite areas on the MALI vs. SiO

2

 diagram (a) and all have

magnesian  character  according  to  FeO

t ot

/(FeO

tot

+MgO)  vs.  SiO

2

diagram (b). (Frost & Forst 2008).

Fig. 8.  a  –  A/NK—A/CNK  diagram  (Maniar  &  Piccoli  1989).
A/NK = molar ratio of Al

2

O

3

/[K

2

O + Na

2

O]; A/CNK = molar ratio of

Al

2

O

3

/[CaO + K

2

O + Na

2

O]);  b  –  Normative  albite  (Ab)-anorthite

(An)-orthoclase  (Or)  contents  of  the  Marziyan  granites,  compared
with  experimentally  generated  melt  compositions  from  metapelite
from the Himalayan belt (Patiño Douce & Harris 1998). The Ab-An-Or
classification for silicic rocks follows Barker (1979).

depletion in HFS elements (Fig. 10, Table 1). Low Zr values
of  the  rocks  (28—105 ppm)  are  accompanied  by  low  CaO
contents  of  the  rocks  (0.3—1.44).  Spider  diagrams  for  the
Marziyan  granites,  relative  to  primitive  mantle  (Fig. 10b),
are characterized by distinct negative anomalies for Nb, Sr, P
and  Ti  typical  for  upper  crustal  compositions  (Rollinson
1993). Rb, Ba and Eu concentrations in the granites studied
are variable and suggest variations in the proportions of feld-
spar and mica retained in the residua. La and Ce concentra-
tions  vary  between  11—41.5  and  19—75.6 ppm,  respectively.
The studied samples are enriched in LREE relative to HREE
(Fig. 11a). The Marziyan granites are characterized by nega-
tive  Eu  anomaly  and  Eu/Eu*(0.16—0.79)  (Fig. 10a).  Primi-
tive mantle normalized trace element spider diagrams show
(Fig. 10b) relatively high Cs, Rb, K, Th, U, Ba contents and
low  Sr,  Ti.  The  REE  content  varies  between  58.22  and

171.49 ppm.  REE-normalized  patterns  are  distinctly  more
enriched  and  fractionated  for  LREE  [(La/Sm)

N

= 2.29—6.70]

than for HREE [(Gd/Yb)

N

= 0.6—1.16].

Petrology

Peraluminous leucocratic granites commonly make up rel-

atively small syn-collision to post-collision plutons (Le Fort
et al. 1987; Nabelek et al. 1992; Inger & Harris 1993). They
include  two-mica  and  muscovite-garnet  granites  and  do  not
contain  low-pressure,  high-temperature  mafic  aluminous
minerals (e.g. cordierite) and aluminosilicates, which are re-
markable  features  of  strongly  peraluminous  S-type  granites
(Chappell  &  White  1974).  Comparison  of  the  Marziyan
granites with typical peraluminous leucocratic granites dem-
onstrates significant similarities in their geological, mineral-
ogical,  mineral-chemistry  and  chemical  properties.  The
presence of primary muscovite, siderophyllite biotite, garnet,
tourmaline  and  minor  sillimanite  as  well  as  the  Na/K  rela-
tionship and high molar A/CNK ratio can be used to infer the
S-type  character  of  the  Marziyan  granites  (Fig. 8a).  More-
over, the studied rocks with La

N

 (68), Yb

(9.96) and strong

negative Eu anomaly are clearly consistent with the values of
these elements in S-type leucogranites (La

N

< 100, Yb

N

< 10,

background image

370

DARVISHI, KHALILI, BEAVERS and SAYARI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

Eu/Eu* < 0.5)  (Williamson  et  al.  1996).  Strong  negative  Eu
anomaly, as Cullers & Graf (1984) cited, may be related to
early  fractionation  of  feldspar  and/or  melting  of  igneous
source  rocks  with  negative  Eu  anomalies,  or  vapour-absent
melting  masking  the  uncertainities  of  the  feldspar/melt  dis-
tribution  coefficient  for  Eu  (Harris  &  Igner  1992).  As  the
Marziyan granitic samples on the La/Sm-La diagram exhibit
(Fig. 11),  these  trace  elements  are  more  likely  to  be  con-
trolled  by  partial  melting  rather  than  fractional  crystalliza-
tion.  On  Rb/Ba  vs.  Rb/Sr  diagram  (Sylvester  1998),  the
majority of the Marziyan samples as well as the Himalayan
granites are plotted in clay-rich sources and the lower plagio-
clase content field (Fig. 12b). High Rb/Sr ( > 0.97), medium
to  high  Rb/Ba  ( > 0.25)  and  low  Sr/Ba ( < 0.36)  ratios  of  the
Marziyan rocks as well as low CaO, high K

2

O and high Rb

abundances  imply  metapelitic  source  rock  melted  in  water-
undersaturated  conditions  as  proposed  by  Harris  &  Inger
(1992) and McDermott et al. (1996). Due to involvement of
plagioclase,  wet  melting  tends  to  generate  a  rather-  calcic
melt,  whereas  melts  originated  during  dehydration  melting,
owing to involvement of only micas, have more alkali com-
position  (Patiño  Douce  &  Beard  1995).  The  melting  with
added H

2

O will increase the CaO/Na

2

O ratios (0.1—0.36) of

peraluminous granites (Holtz & Johannes 1991). The role of
muscovite  (or  biotite)  -breakdown  in  the  source  should  be
apparent  from  strong  peraluminosity  (Whitney  1988).  On
this  account,  the  Hamedan  phyllites,  in  the  Sanandaj-Sirjan
metamorphic  belt,  can  be  regarded  as  the  potential  parental
materials  for  the  Marziyan  granites.  The  low  CaO/Na

2

O  in

these  rocks  could  be  the  result  of  melting  without  H

2

O  in

the parental sediments (e.g. Patiño Douce & Johnston 1991;
Patiño Douce & Beard 1995; Sylvester 1998). According to
Villaseca  et  al.  (2009)  the  S-type  leucogranites,  and  their
source rocks, are commonly depleted in REE and other “in-
compatible”  elements  (i.e.  Zr,  Hf  and  Y),  relative  to  what
would  be  predicted  from  the  source  composition.  The  low
CaO  and  high  SiO

contents  of  the  Marziyan  granitic  rocks

accompanied  by  low  Zr  values  (28—105 ppm)  point  to  the
low degree of partial melting of the source. These data over-
lap with those of Himalayan S-type leucogranites presented
by Harris et al. (1990). S-type granites commonly character-
ized by low Zr content ( < 100 ppm; e.g. Scaillet et al. 1990)
because  of  low  solubility  of  zircon  in  peraluminous  melts
forming  at  relatively  low  ( < 800)  temperature  (Watson  &
Harrison  1983).  In  the  Ab-An-Or  normative  diagram
(Fig. 8b), the studied granitic samples lie in the granite field
and close to the composition of melts generated by dehydra-
tion  melting  of  muscovite  schist  at  6  to  10 kbar  (Patiño
Douce  &  Harris  1998).  Different  reactions  have  been  pro-
posed  for  melting  of  continental  crust:  (a)  vapour/fluid
present  incongruent  melting  of  muscovite  at  temperature  of
about  700—800 °C  (Thompson  1982);  (b)  vapour  absent  in-
congruent melting of muscovite at approximately 700—750 °C
(Harris  et  al.  1995);  (c)  fluid-absent  melting  of  biotite  after
dehydration of muscovite at temperatures >750 °C (Le Bre-
ton & Thompson 1988). All the mineralogical and geochem-
ical  criteria  are  in  favour  of  the  generation  of  Marziyan
granites  by  fluid-absent  melting  at  temperatures  of  about
700 °C  to  800 °C  and  6—10 kbars  (Fig. 8b)  during  adiabatic

Fig. 10.  a  –  Chondrite-normalized  whole  rock  REE  patterns  for
the Marziyan Granites. The chondrite values are from Boyton (1984);
b – Primitive mantle-normalized trace element diagrams. Normal-
ization factors are from Sun & McDonough (1989).

Fig. 11.  La/Sm-La  diagrams  (Jiang  et  al.  2005)  for  the  Marziyan
Granites signify the partial melting for the evolution of magma.

background image

371

PETROLOGY OF PERALUMINOUS MARZIYAN GRANITES, SANANDAJ-SIRJAN BELT (NW IRAN)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

Fig. 12. a – Molar Al

2

O

3

/(MgO+FeOD) vs. molar CaO/(MgO+FeOD)

for determining the composition of partial melts obtained by dehy-
dration melting of various bulk compositions (Patiño Douce 1999);
b – Rb/Ba vs. Rb/Sr diagram from Sylvester (1998). Most Marziyan
samples  plot  in  Clay-rich  Sources  and  lower  plagioclase  content
field same Himalayan granites field.

decompression or shear heating, and are solely the result of
the  breakdown  of  muscovite  or  biotite.  Goswami  et  al.
(2009)  and  Bikramaditya  et  al.  (2011)  proposed  that  about
10 % leucogranite melts can be generated by fluid-absent de-
compression melting of pelitic sediments at a temperature of
around 750 °C and a pressure of 6 to 10 kbar. On the basis of
zircon  saturation  (Watson  &  Harrison  1983),  the  Marziyan
granites  should  have  originated  at  approximately  750 °C
(Table 1)  which  is  not  sufficient  to  cross  the  biotite  break-

Fig. 13. – Rb/Zr vs. SiO

2

 discrimination diagram (Harris et al. 1986); b – Ta vs. Yb diagram (Pearce et al. 1984) for the Marziyan Gran-

ites.  Note  that  all  samples  of  the  Marziyan  plot  in  the  Syn-COLG  field  and  same  the  Himalayan  granites.  VAG  –  volcanic  arc  granite,
WPG – within plate granite, ORG – oceanic related granite, Syn-COLG – syn-collision granite, Post-COLG – post collision granite.

down  reaction  (Goswami  et  al.  2009;  Bikramaditya  et  al.
2011), more likely in a continent-continent collision setting
by  partial  melting  of  mid  to  upper  crustal  sediments
(Figs. 12, 13).  In  the  opinion  of  Paul  et  al.  (2010)  crustal
thickening  in  the  Sanandaj  Sirjan  Zone  was  extreme
> 50 km.  On  this  account,  thermal  gradient  has  increased
during  collision  of  the  Afro-Arabian  and  Central  Iranian
plates and the intrusion of Marziyan granitic rocks probably
occurred by partial melting of mid to upper crustal sediments
and  ascended  diapirically  owing  to  their  lower  density  and
existence in a compressional environment by a shear zone.

Conclusion

On the basis of field, mineralogical and chemical features

the Marziyan granites are S-type granites. These rocks con-
sist  of  quartz,  K-feldspar,  plagioclase,  biotite  and  Al-rich
minerals  (such  as  muscovite,  garnet  and  minor  sillimanite).
The biotites from the Marziyan granites are Fe-rich (sidero-
phyllite), with low TiO

2

, high Al

2

O

3

, and low MgO, suggests

considerable  Al  concentration  in  the  source  magma.  These
biotites were crystallized from peraluminous S-type granitic
magma  belonging  to  ilmenite  series.  The  white  micas  are
alumina enriched and have muscovite composition. The per-
aluminous composition of these rocks is shown by their high
content  of  normative  corundum  (2.05),  their  high  molar
A/CNK > 1.1 ratio and the occasional presence of Al-silicate
minerals  (i.e.  garnet,  muscovite).  The  geochemical  behav-
iour  of  some  major  and  trace  elements  including  their  re-
markably  low  CaO  contents,  CaO/Na

2

O  ratios  (0.1—0.36)

and  negative  Eu  anomalies  (0.44)  generally  serve  as  useful
keys  to  conclude  that  the  melts  must  have  originated  under
vapour-absent  conditions  from  a  metapelitic  source.  The
Marziyan  granites  display  geochemical  characteristics  that
span the medium to high K and calc-alkaline series and the

background image

372

DARVISHI, KHALILI, BEAVERS and SAYARI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

principal features of syn-collisional magmatic intrusions re-
lated to an active continental margin. In the light of existing
data  and  on  the  basis  of  our  observation,  the  origin  of  the
Marziyan  granites,  might  have  taken  place  in  the  course  of
the  collision  of  the  Afro-Arabian  continental  plate  and  the
Central Iranian microplate.

Acknowledgment: The authors would like to thank Dr Mohs-
sen  Tabatbai  Manesh  for  conducting  microprobe  analyses  at
the Russian Government University. Financial support of the
University of Isfahan is highly acknowledged. The authors are
also  very  grateful  to  the  reviewers  for  their  constructive  re-
views and suggestions that greatly improved the manuscript.

References

Abdel-Rahman A.M. 1994: Nature of biotites from alkaline, calc-alka-

line, and peraluminous magmas. J. Petrology 35, 525—541.

Agard P., Omrani J., Jolivet L., Whitechurch H., Vrielynck B., Spak-

man W., Monie P., Meyer B. & Wortel R. 2011: Zagros orogeny:
a subduction-dominated process. Geol. Mag. 148, 692—725.

Barbarin B. 1999: A review of the relationships between granitoid

types, their origins and their geodynamic environments. Lithos
46, 605—626.

Barker F. 1979: Trondhjemites, dacites and related rocks. Develop-

ments in Petrology 6; Elsevier, Amsterdam, 1—676.

Berberian F., Muir I.D., Pankhurst R.J. & Berberian M. 1982: Late

Cretaceous and early Miocene Andean type plutonic activity in
northern Makran and Central Iran.  J. Geol. Soc. London 139,
605—614.

Bikramaditya Singh R.K. & Gururajan N.S. 2011: Microstructures

in  quartz  and  feldspars  of  the  Bomdila  Gneiss  from  western
Arunachal  Himalaya,  Northeast  India:  Implications  for  the
geotectonic evolution of the Bomdila mylonitic zone. J. Asian
Earth Sci.
 42, 1163—117.

Boynton W.V. 1984: Geochemistry of the rare earth elements: me-

teorite studies. In: Henderson P. (Ed.): Rare earth element geo-
chemistry. Elsevier, 63—114.

Bónová  K.,  Broska  I.  &  Petrík  I.  2010:  Biotite  from  Čierna  hora

Mountains granitoids (Western Carpathians, Slovakia) and es-
timation of water contents in granitoid melts. Geol. Carpathica
61, 3—17.

Burkhard D.J.M. 1993: Biotite crystallization temperatures and re-

dox  states  in  granitic  rocks  as  indicator  for  tectonic  setting.
Geol. En. Mijnb. 71, 337—349.

Cawthorn R.G. 1976: Some chemical controls on igneous amphibole

compositions. Geochim. Cosmochim. Acta 40, 1319—1328.

Chappell  B.W.  &  White  A.J.R.  1974:  Two  contrasting  granite

types. Pacific Geology 8, 173—174.

Chappell B.W. & White A.J.R. 1984: I- and S-type granites in the

Lachlan  Fold  Belt,  southeastern  Australia.  In:  Keqin  X.  &
Guangchi T. (Eds.): Geology of granites and their metallogenic
relations. Science Press, Beijing, 87—101.

Chappell B.W., White A.J.R. & Wyborn D. 1987: The importance

of residual source material (restite) in granite petrogenesis. J.
Petrology
 28, 1111—1138.

Chiu H., Chung S., Zarrinkoub M.H., Mohammadi S., Khatib M. &

Iizuka U. 2013: Zircon U-Pb age constraints from Iran on the
magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zag-
ros orogeny. Lithos 162—163, 70—87.

Clarke  G.L.,  White  R.W.,  Lui  S.,  Fitzherbert  J.A.  &  Pearson  N.J.

2007: Contrasting behaviour of rare earth and major elements
during partial melting in granulite facies migmatites, Wuluma

Hills,  Arunta  Block,  Australia.  J.  Metamorph.  Geology  25,
1—18.

Clarke D.B., Dorais M., Barbarin B., Barker D., Cesare B., Clarke

G., el Baghdadi M., Erdmann S., Förster H.J., Gaeta M., Got-
tesmann  B.,  Jamieson  R.A.,  Kontak  D.J.,  Koller  F.,  Gomes
C.L.,  London  D.,  Morgan  VI.  G.B.,  Neves  L.J.P.F.,  Pattison
D.R.M., Pereira A.J.S.C., Pichavant M., Rapela C.W., Renno
A.D.,  Richards  S.,  Roberts  M.,  Rottura  A.,  Saavedra  J.,  Sial
A.N., Toselli A.J., Ugidos J.M., Uher P.,Villaseca C., Visonà
D., Whitney D.L., Williamson B. & Woodard H.H. 2005: Oc-
currence and origin of andalusite in peraluminous felsic igne-
ous rocks. J. Petrology 46, 441—472.

Cullers R.L. & Graf J.L. 1984: Rare earth elements in igneous rocks

of the continental crust: intermediate and silicic rocks ore petro-
genesis. In: Henderson P. (Ed.): Rare earth elements geochemis-
try. Elsevier, Amsterdam, 275—316.

Dahlquist  J.A.,  Galindo  C.,  Pankhurst  R.J.,  Rapela  C.W.,  Alasino

P.H., Saavedra J. & Fanning C.M. 2007: Magmatic evolution
of  the  Peñón  Rosado  granite:  Petrogenesis  of  garnet-bearing
granitoids. Lithos 95, 177—207.

Deer W.A., Howie R.A. & Zussman J. 1996: An introduction to the

rock-forming minerals. John Wiley and Sons, New York, 1—528.

Deer W.A., Howie R.A. & Zussman J. 2001: An introduction to the

rock-forming  minerals.  Second  Edition.  Longman,  London,
1—972.

Dymek R.F. 1983: Titanium, aluminum and interlayer cation substi-

tutions  in  biotite  from  high-grade  gneisses  West  Greenland.
Amer. Mineralogist 68, 880—889.

Ewart  A.  &  Stipp  J.J.  1968:  Petrogenesis  of  the  volcanic  rocks  of

the central North Island, New Zealand, as indicated by a study of
Sr

87

/Sr

86

 ratios, and Sr, Rb, K, U and Th abundances. Geochim.

Cosmochim. Acta 32, 699—736.

Foster M.D. 1960: Interpretation of the composition of trioctahedral

micas. USGS Professional Paper 354-B, 11—49.

Frost B.R. & Frost C.D. 2008: A geochemical classification of feld-

spathic igneous rocks. J. Petrology 54, 1—15.

Goswami  S.,  Bhowmik  S.K.  &  Dasgupta  S.  2009:  Petrology  of

a non-classical Barrovian inverted metamorphic sequence from
the western Arunachal Himalaya, India. J. Asian Earth Sci. 36,
390—406.

Green T.H. 1978: A model for the formation and crystallization of

corundum-normative calc-alkaline magmas through amphibole
fractionation: a discussion. J. Geol. 86, 269—275.

Guo  Z.  &  Wilson  M.  2012:  The  Himalayan  leucogranites:  Con-

straints on the nature of their crustal source region and geody-
namic setting. Gondwana Research 22, 360—376.

Harris  N.B.W.  &  Inger  S.  1992:  Geochemical  characteristics  of

pelite-derived granites. Contr. Mineral. Petrology 110, 46—56.

Harris N.B.W., Pearce J.A. & Tindle A.G. 1986: Geochemical char-

acteristics  of  collision-zone  magmatism.  In:  Coward  M.P.  &
Ries A.C. (Eds.): Collision tectonics. Geol. Soc. London, Spec.
Publ.
 19, 67—81.

Harris N.B.W., Inger S. & Xu R.H. 1990: Cretaceous plutonism in

central  Tibet:  An  example  of  post-collision  magmatism?  J.
Volcanol. Geotherm. Res.
 44, 21—32.

Harris N., Ayres M. & Massey J. 1995: The incongruent melting of

muscovite: implications for the geochemistry and extraction of
granite magmas. J. Geophys. Res. 100, 15777—15787.

Harrison T.M., Grove M., Lovera O.M. & Catlos E.J. 1998: A mod-

el for the origin of Himalayan anatexis and inverted metamor-
phism. J. Geophys. Res. 103, 27017—27032.

Heming R.F. & Carmichael I.S.E. 1973: High-temperature pumice

flows  from  the  Rabaul  Caldera,  Papua  New  Guinea.  Contr.
Mineral. Petrology
 38, 1—20.

Henry D.J., Guidotti C.V. & Thomson J.A. 2005: The Ti-saturation

surface for low-to-medium pressure metapelitic biotite: Impli-

background image

373

PETROLOGY OF PERALUMINOUS MARZIYAN GRANITES, SANANDAJ-SIRJAN BELT (NW IRAN)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

cations for geothermometry and Ti- substitution mechanisms.
Amer. Mineralogist 90, 316—328.

Holtz F. & Johannes W. 1991: Genesis of peraluminous granites I.

Experimental investigation of melt compositions at 3 and 5 kb
and various H

2

O activities. J. Petrology 32, 935—58.

Inger S. & Harris N. 1993: Geochemical constraints on leucogranite

magmatism  in  the  Langthan  Valley,  Nepal  Himalaya.  J.  Pe-
trology
 34, 345—368.

Ishihara S. 1977: The magnetite-series and ilmenite-series granitic

rocks. Mining Geology 27, 293—305.

Jiang  Y.H.,  Ling  H.F.,  Jiang  S.Y.,  Fan  H.H.,  Shen  W.Z.  &  Ni  P.

2005:  Petrogenesis  of  a  Late  Jurassic  Peraluminous  Volcanic
complex  and  its  high-Mg,  potassic,  quenched  enclaves  at
Xiangshan, Southeast China. J. Petrology 46, 6, 1121—1154.

Karimpour M.H., Stern C.R. & Mouradi M. 2011: Chemical compo-

sition of biotite as a guide to petrogenesis of granitic rocks from
Maherabad, Dehnow, Gheshlagh, Khajehmourad and Najmabad,
Iran, Iranian. J. Crystalography and Mineralogy 18, 89—100.

Lalonde A.E. & Bernard P. 1993: Composition and color of biotite

from granites: two useful properties in the characterization of
plutonic suites from the Hepburn internal zone of Wopmay oro-
gen, Northwest Territories. Canad. Mineralogist 31, 203—217.

Le  Breton  N.  &  Thompson  A.B.  1988:  Fluid-absent  (dehydration)

melting  of  biotite  in  metapelites  in  the  early  stages  of  crustal
anatexis. Contr. Mineral. Petrology 99, 226—237.

Le  Fort  P.,  Cuney  M.,  Deniel  C.,  France-Lanord  C.,  Sheppard

S.M.F., Upreti B.N. & Vidal P. 1987: Crustal generation of the
Himalayan leucogranites. Tectonophysics 134, 39—57.

Luth W.C., Jahns R.H. & Tuttle O.F. 1964: The granite system at

pressures of 4 to 10 kilobars. J. Geophys. Res. 69, 759—773.

Maniar P.D. & Piccoli P.M. 1989: Tectonic discrimination of grani-

toids. Geol. Soc. Amer. Bull. 101, 635—643.

McDermott F., Harris N.B. & Hawkesworth C.J. 1996: Geochemical

constraints on crustal anatexis: a case study from the Pan-Afri-
can  Damara  granitoids  of  Namibia.  Contr.  Mineral.  Petrology
123, 406—423.

Miller C.F. 1985: Are strongly peraluminous magmas derived from

pelitic sedimentary sources? J. Geology 93, 673—689.

Miller  C.F.,  Stoddard  E.F.,  Bradfish  L.J.  &  Dollase  W.A.  1981:

Composition of plutonic muscovite. Genetic implications. Ca-
nad. Mineralogist
 19, 25—34.

Mohajjel  M.,  Fergusson  C.L.  &  Sahandi  M.R.  2003:  Cretaceous—

Tertiary  convergence  and  continental  collision,  Sanandaj-Sir-
jan zone, Western Iran. J. Asian Earth Sci. 21, 397—412.

Nabelek  P.I.,  Russ-Nabelek  C.  &  Denison  J.R.  1992:  The  genera-

tion  and  crystallization  conditions  of  the  Proterozoic  Harney
Peak leucogranite, Black Hills, South Dakota, USA: Petrologic
and  geochemical  constraints.  Contr.  Mineral.  Petrology  110,
173—191.

Nachit  H.  1986:  Contribution  à  l’étude  analytique  et  expérimentale

des biotites des granitoïdes. Applications typologuiques. Tese de
Doutorado, Université de Bretagne Occidentale
, Brest, 1—238.

Patiño-Douce A.E. 1999: What do experiments tell us about the rel-

ative contributions of crust and mantle to the origins of granitic
magmas? In: Castro A., Fernandez C. & Vigneresse J.L. (Eds.):
Understanding  granites.  Integrating  new  and  classical  tech-
niques. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 158, 55—75.

Patiño-Douce A.E. & Beard J.A. 1995: Dehydration-melting of bio-

tite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar. J. Petrol-
ogy
 36, 707—738.

Patiño-Douce A.E. & Harris N. 1998: Experimental constraints on

Himalayan anatexis. J. Petrology 39, 689—710.

Patiño-Douce A.E. & Johnston A. 1991: Phase equilibria and melt

productivity in the pelitic system: implications for the origin of
peraluminous granitoids and aluminous granulites. Contr. Min-
eral. Petrology
 107, 202—218.

Paul A., Hatzfeld D., Kaviani A., Tatar M. & Pequegnat C. 2010:

Seismic  imaging  of  the  lithospheric  structure  of  the  Zagros
mountain  belt  (Iran).  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.  330,
5—18.

Pearce J.A., Harris N.B.W. & Tindle A.G. 1984: Trace element dis-

crimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic
rocks. J. Petrology 25, 956—983.

Rollinson  H.  1993:  Using  geochemical  data:  evaluation,  presenta-

tion, and interpretation. John Wiley, New York, 1—352.

Sahandi  M.A.,  Radfar  J.,  Hosseini  Doust  J.  &  Mohajjel  M.  2007:

Geological map of Shazand, Scale 1 : 100,000. Geological Sur-
vey of Iran
.

Sawyer  E.W.  1996:  Melt  segregation  and  magma  flow  in  migma-

tites: implications for the generation of granite magmas. Trans.
Roy. Soc. Edinburgh Earth Sci.
 87, 85—94.

Scaillet  B.,  France-Lanord  C.  &  Le  Fort  P.  1990:  Badrinath-

Gangotri plutons (Garhwal, India): petrological and geochemi-
cal  evidence  for  fractionation  processes  in  high  Himalayan
leucogranite. J. Volcanol. Geotherm. Res. 44, 163—88.

Searle M.P., Cottle J.M., Streule M.J. & Waters D.J. 2010: Crustal

melt granites and migmatites along the Himalaya: melt source,
segregation,  transport  and  granite  emplacement  mechanisms.
Trans. Roy. Soc. Edinburgh. Earth Sci. 100, 219—233.

Sepahi  A.A.,  Shahbazi  H.,  Siebel  W.  &  Ranin  A.  2014:  Geochro-

nology  of  plutonic  rocks  from  the  Sanandaj-Sirjan  zone,  Iran
and new zircon and titanite U-Th-Pb ages for granitoids from
the Marivan pluton. Geochronometria 41, 207—215.

Shabani A.A.T., Lalonde A.E. & Whalen J.B. 2003: Composition of

biotite  from  granitic  rocks  of  the  Canadian  Appalachian  oro-
gen: A potential tectonomagmatic indicator? Canad. Mineralo-
gist
 41, 1381—1396.

Soesoo A. 2000: Fractional crystallization of mantle derived melts

as a mechanism for some I-type granite petrogenesis: an exam-
ple  from  Lachlan  Fold  Belt,  Australia.  J.  Geol.  Soc.  London
157, 135—149.

Speer J.A. 1984: Micas in igneous rocks. In: Bailey S.W. (Ed.): Mi-

cas. Rev. Mineralogy 13, 299—356.

Stevens G., Clemens J.D. & Droop G.T.R. 1997: Migmatites, gran-

ites and granulites: The data from experiments on “primitive”
metasedimentary  protoliths.  Contr.  Mineral.  Petrology  128,
352—370.

Stevens  G.,  Villaros  A.  &  Moyen  J.F.  2007:  Selective  peritectic

garnet  entrainment  as  the  origin  of  geochemical  diversity  in
S-type granites. Geology 35, 9—12.

Sun S.S. & McDonough W.F. 1989: Chemical and isotopic system-

atics  of  oceanic  basalts;  implications  for  mantle  composition
and  processes.  In:  Saunders  A.D.  &  Norry  M.J.  (Eds.):  Mag-
matism in the ocean basins. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 42,
313—345.

Sylvester  P.J.  1998.  Post-collisional  strongly  peraluminous  gran-

ites. Lithos 45, 29—44.

Takin M. 1972: Iranian geology and continental drift in the Middle

East. Nature 235, 147—150.

Taylor J., Stevens G., Armstrong R. & Kisters A.F.M. 2010: Granu-

lite facies anatexis in the Ancient Gneiss Complex, Swaziland,
at 2.73 Ga: mid crustal metamorphic evidence for mantle heat-
ing  of  the  Kaapvaal  craton  during  Ventersdorp  magmatism.
Precambrian Res. 177, 88—102.

Thompson A.B. 1982: Dehydration melting of pelitic rocks and the

generation of H

2

O undersaturated granitic liquids. Amer. J. Sci.

282, 1567—1595.

Villaros A., Stevens G. & Buick I.S. 2009: Tracking S-type granite

from  source  to  emplacement:  clues  from  garnet  in  the  Cape
Granite Suite. Lithos 112, 217—235.

Villaseca C., Orejana D., Paterson B.A., Billstrom K. & Perez-Soba

C.  2007:  Metaluminous  pyroxene-bearing  granulite  xenoliths

background image

374

DARVISHI, KHALILI, BEAVERS and SAYARI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 361—374

from the lower continental crust in central Spain: their role in
the genesis of Hercynian I-type granites.  Eur. J. Mineral.  19,
463—477.

Waters  D.J.  2001:  The  significance  of  prograde  and  retrograde

quartz-bearing intergrowth microstructures in partially melted
granulite-facies rocks. Lithos 56, 97—110.

Watson  E.B.  &  Harrison  T.M.  1983:  Zircon  saturation  revisited:

temperature  and  composition  effects  in  a  variety  of  crustal
magma types. Earth Planet. Sci. Lett. 64, 295—304.

Watt  G.R.  &  Harley  S.L.  1993:  Accessory  phase  controls  on  the

geochemistry of crustal melts and restites produced during wa-
ter  undersaturated  partial  melting.  Contr.  Mineral.  Petrology
114, 550—566.

White  A.J.R.  &  Chappell  B.W.  1988:  Some  supracrustal  (S-type)

granites of the Lachlan Fold Belt. Trans. Roy. Soc. Edinburgh
Earth Sci.
 79, 169—181.

Whitney J.A. 1988: The origin of granite: the role and source of wa-

ter in the evolution of granitic magmas. Geol. Soc. Amer. Bull.
100, 1886—1897.

Whitney D.L. & Evans B.W. 2010: Abbreviations for name of rock-

forming minerals. Amer. Mineralogist 95, 185—187.

Williamson  B.J.,  Shaw  A.,  Downes  H.  &  Thirlwall  M.F.  1996:

Geochemical constraints on the genesis of Hercynian two-mica
leucogranites  from  the  Massif  Central,  France.  Chem.  Geol.
127, 25—42.

Wones D.R. 1989: Significance of the assemblage titanite + magnetite

+ quartz in granitic rocks. Amer. Mineralogist 74, 744—749.

Wones D.R. & Eugester H.P. 1965: Stability of biotite: experiment,

theory, and application. Amer. Mineralogist 50, 1228—1272.

Zane A. & Rizzo G. 1999: The compositional space of muscovite in

granitic rocks. Canad. Mineralogist 37, 1229—1238.

Zen  E.  1988:  Phase  relations  of  peraluminous  granitic  rocks  and

their  petrogenetic  implications.  Ann.  Rev.  Earth  Planet.  Sci.
16, 21—51.