پیدایش کانی‌های غیرمعمول در ترونجمیت‌های منطقه سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار): شواهدی از شرایط تبلور و جایگزینی ماگما

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

گروه زمین‌شناسی، دانشگاه بین‌المللی امام خمینی، قزوین، ایران

چکیده

در منطقه سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار) چند توده نفوذی به داخل مجموعه دگرگونی شامل شیست سبز، شیست آبی و گارنت - آمفیبولیت تزریق شده‌اند. توده‌های نفوذی دارای ترکیب شیمیایی ترونجمیت با خصوصیات آداکیت هستند. کانی‌های معمول یک مذاب ترونجمیتی حاصل از فرایندهای ذوب‌بخشی متابازیت یا تفریق ماگمای مافیک در بخش‌های کم عمق پوسته شامل پلاژیوکلاز سدیک + کوارتز± بیوتیت ± آمفیبول است. شواهد میکروسکوپی و صحرایی، ترکیب شیمیایی سنگ کل ترونجمیت و بلوک‌های گارنت - آمفیبولیت مجاور، محاسبات دما و فشارسنجی سنگ‌های دگرگونی اطراف و همسنی رویدادهای دگرگونی و ماگماتیسم در منطقه، بیانگر دگرگونی و ذوب‌بخشی لیتوسفر اقیانوسی فرورو و تشکیل مذاب آداکیتی و رستیت گارنت-آمفیبولیتی در اعماق یک زون فرورانش داغ است. تشکیل و تبلور مذاب در عمق زیاد، سرعت صعود بالا به طرف سطح و فراوانی سیالات آبدار ماگمای ترونجمیتی در طی جایگزینی سبب شده است تا در این سنگ‌ها، یک پاراژنز غیر معمول، شامل: کوارتز، آلبیت، مسکوویت (ماگمایی و غیرماگمایی)، اپیدوت (ماگمایی و غیرماگمایی) ± گارنت (ماگمایی) ± آمفیبول (ماگمایی و غیرماگمایی) تشکیل و حفظ شود.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Genesis of unusual mineral assemblage in the trondhjemites of Soltan Abad area (NE Sabzevar): evidences of crystallization and emplacement conditions of magma

نویسنده [English]

  • Mohsen Nasrabady
گروه زمین شناسی دانشگده علوم پایه دانشگاه بین المللی امام خمینی
چکیده [English]

Some intrusion bodies have been injected into the metamorphic complex consisting of green schist, blue schist and Garnet-amphibolite rocks in Soltan Abad area (NE Sabzevar). The intrusion bodies are trondhjemite in composition and display adakitic characteristics. Trondhjemitic melts that generated by metabasites partial melting or differentiation of mafic magma at the shallow levels of the crust consisting of usual minerals such as sodic-plagioclase + quartz  amphibole  biotite. Microscopic and field evidences, whole rock chemical composition of trondhjemite and adjoining Garnet-amphibolites blocks, thermobarometry calculations of adjacent metamorphic rocks and simultaneity of metamorphic and magmatic events indicate that metamorphism and partial melting of subducted oceanic lithosphere has occurred at the depth of a hot subduction zone, consequently adakitic melt and Garnet-amphibolite restite generated. The formation and crystallization of the melt at the deep levels, high rate of magma ascent toward the surface and the abundance of water-bearing fluids during emplacement caused crystallization and survival of an unusual paragenesis containing of quartz, albite, muscovite (magmatic and non-magmatic), epidote (magmatic and non-magmatic)  garnet (magmatic)  amphibole (magmatic and non-magmatic).

کلیدواژه‌ها [English]

  • Trondhjemite
  • Magmatic epidote
  • Magmatic garnet
  • Soltan Abad
  • Sabzevar

مقدمه

مطابق کمیته نامگذاری سنگ‌های آذرین و اتحادیه بین‌المللی علوم زمین (Le Maitre, 2002) اصطلاح ترونجمیت به تونالیت‌های لویکوکراتی اطلاق می‌شود که عمدتاً از پلاژیوکلاز سدیک و کوارتز ساخته شده و کانی‌های فرعی آن بیوتیت و هورنبلند هستند. این چنین پاراژنز کانی‌شناسی در شرایط معمول تبلور و جایگزینی مذاب‌های ترونجمیتی که از ذوب‌بخشی متابازیت یا تفریق ماگمای مافیک در بخش‌های سطحی پوسته حاصل می‌شوند، رایج است. با وجود ترکیب شیمیایی ثابت یک ماگما، ممکن است با توجه به شرایط فیزیکوشیمیایی متفاوت محل تبلور و جایگزینی آن و شدت تاثیر فرایندهای پس از تبلور (دگرسانی دوتریک و گرمابی) تشکیل کانی‌های متفاوتی را در آن شاهد باشیم. برای مثال، اپیدوت یک کانی معمول در فرایندهای دگرسانی و دگرگونی است، اما تحت شرایط مناسب از نظر ترکیب شیمیایی، عمق تبلور و فوگاسیته اکسیژن، این کانی می‌تواند به‌صورت یک فاز ماگمایی در بالای سالیدوس مذاب‌های اسیدی و حد واسط متبلور شود (Brandon et al., 1996; Schmidt and Thompson, 1996). آمفیبول نیز یکی از فازهای مافیک اصلی در بیشتر سنگ‌های نفوذی آبدار است و با توجه به فراوانی و پایداری این کانی تحت شرایط فیزیکوشیمیایی متفاوت، از تغییرات ترکیبی آن می‌توان به‌عنوان شاخصی برای بررسی شرایط تبلور ماگمایی و فرایندهای دگرسانی پس از تبلور استفاده نمود (Anderson and Smith, 1995; Ague, 1997). گارنت از جمله کانی‌هایی است که وجود آن در سنگ‌های فلسیک پرآلومینوس، بیانگر تشکیل ماگما از طریق ذوب‌بخشی رسوبات پوست‌های (S-type magmas) است. ﻣﻨﺸﺄ این گونه گارنت‌ها فاز دیرگداز سنگ مادر متاپلیتی، زنوکریست سنگ میزبان دگرگونی یا از محصولات واکنش‌های آب‌زدایی- ذوب در طی فرایند ذوب‌بخشی هستند (Chappell and White, 2001; Kebede et al., 2001). هر چند وجود گارنت در گرانیت‌های با ﻣﻨﺸﺄ رسوبی، امری متداول و شایع است، اما انواع آهن و کلسیم‌دار آن (آلماندین-گروسولار) می‌تواند تحت شرایط فشار بالای موجود در پوسته تحتانی از تبلور ماگماهای غیرکوهزایی (A-type) و ماگماهای با ﻣﻨﺸﺄ آذرین (I-type) نیز حاصل شود (Harangi et al., 2001; Wu et al., 2002).در ماگماهای مافیکی نیز که در عمق بیش از 16 کیلوبار متبلور می‌شوند، به‌جای تبلورکانی‌های معمول، نظیر: الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن (اوژیت) تبلور گارنت و امفاسیت و در نتیجه، تشکیل اکلوژیت را شاهد هستیم (Rapp and Watson, 1995).

تاثیر فرایندهای دگرسانی پس از انجماد نیز از جمله عواملی است که در تنوع کانی‌شناسی سنگ‌های آذرین موثر است. به‌واسطه فراوانی سیالات آبدار در ماگماهای کالک‌آلکالن مناطق فرورانش فرایندهای دگرسانی دوتریک و گرمابی در اینگونه ماگماها فراگیر و فعال است. در نتیجه، علاوه بر کانی‌های اولیه ماگمایی، کانی‌های ثانویه، از قبیل: سریسیت، اپیدوت، آلبیت و اکتینولیت نیز در آن‌ها به‌وجود می‌آید.

در این تحقیق سعی شده است به کمک مطالعات میکروسکوپی و تجزیه ریزپردازش نقطه­ای انواع کانی‌های ماگمایی و غیرماگمایی ترونجمیت‌های منطقه سلطان‌آباد از یکدیگر متمایز شود و شرایط فیزیکوشیمیایی تشکیل و جایگزینی آن‌ها بررسی شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه مورد مطالعه در شمال‌شرق ایران، در استان خراسان رضوی واقع است. این منطقه شامل یک مجموعه دگرگونی (مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد) مرتبط با مجموعه افیولیتی شمال‌شرق سبزوار است که در منطقه سلطان‌آباد برونزد دارد (شکل 1). این مجموعه دگرگونی شامل سنگ‌های دگرگونی رخساره‌های شیست سبز، شیست آبی و آمفیبولیت است و به داخل آن توده‌های نفوذی ترونجمیتی کالک‌آلکالن تزریق شده (شکل 2) که مطالعه کانی‌شناسی آن‌ها موضوع این تحقیق است.

Baroze و همکاران (1984) با تعیین سن توده‌های ترونجمیتی و سنگ‌های دگرگونی اطراف، به همزمانی ماگماتیسم و دگرگونی در منطقه سلطان‌آباد پی برده‌ و از این رو، تشکیل ترونجمیت‌ها را با فرایند دگرگونی منطقه مرتبط دانسته‌اند.

 

 

 

 

 

شکل 1- (a نقشه زمین‌شناسی ساده شده از نوار افیولیتی شمال سبزوار و مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد که در شمال‌شرق سبزوار واقع است (با تغییرات از Lensch et al., 1977)، (b نقشه زمین‌شناسی ساده شده از نوار دگرگونی جنوب‌شرق سلطان‌آباد (با تغییرات از کره‌ای و سعیدی، 1379)، (c نقشه زمین‌شناسی ساده شده از نوار دگرگونی غرب و جنوب‌غرب سلطان‌آباد. برونزد طویل و کشیده ترونجمیت‌ها در نقشه مشخص است.

 


جعفری (1380) و نصرآبادی (1382) توده‌های نفوذی منطقه سلطان‌آباد را از نوع ماگمای کالک‌آلکالن جزایر قوسی در نظر گرفته و ﻣﻨﺸﺄ آن‌ها را به ذوب‌بخشی گوه گوشت‌های نسبت داده‌اند.

اخیراً نیز با تعیین ترکیب شیمیایی دقیق این گرانیتوییدها به روشICP-MS مشخص شده که ترونجمیت و به‌ندرت تونالیت هستند و بر اساس مقادیر کم پتاسیم، تهی‌شدگی از عناصر خاکی سنگین (مانند ایتریم و ایتربیم) مقادیر بالای آلومینیم و غنی‌شدگی از استرانسیم خصوصیات آداکیت را دارند (نصرآبادی، 1388).

در انتهای غربی نوار دگرگونی و در مجاورت با توده‌های ترونجمیتی بخش غربی این مجموعه دگرگونی، بلوک‌های گارنت - آمفیبولیتی رخنمون پیدا کرده‌اند (شکل 1-c). کانی‌شناسی این بلوک‌ها شامل آمفیبول غنی از آلومینیم (هاستینگسیت و چرماکیت)، گارنت غنی از آلماندین، اپیدوت، روتیل ± میکای سفید ± کوارتز± آلبیت است. برخی از پژوهشگران از قبیل: Storkey و همکاران (2005) و García-Casco و همکاران (2008) این‌گونه لیتولوژی‌های غنی از آمفیبول (یا پیروکسن) و گارنت و فقیر یا عاری از پلاژیوکلاز را رستیت‌های حاصل از ذوب‌بخشی متابازیت در نظر گرفته و خاطر نشان کرده‌اند که در بعضی موارد این گونه مجموعه‌های غنی از آمفیبول دارای ﻣﻨﺸﺄ ثانوی هستند، زیرا بر اثر عدم جدایش کامل فاز مذاب از رستیت غنی از پیروکسن، واکنش بین مذاب و رستیت صورت می‌گیرد و پیروکسن‌ها توسط آمفیبول ثانوی جایگزین می‌شوند.

شرایط فشار و حرارت مرحله اوج دگرگونی گارنت- آمفیبولیت‌ها (حرارت بیشتر از 650 درجه سانتی‌گراد و فشار بالاتر از 15 کیلوبار) فراتر از منحنی سالیدوس بازالت آبدار بوده، بیانگر انجام فرایند ذوب‌بخشی در این مرحله است به‌طوری‌که می‌توان لوکوسوم‌هایی متشکل از کوارتز و آلبیت را که موفق به جدایش از فاز رستیت نشده‌اند را نیز شناسایی کرد. ترکیب شیمیایی لوکوسوم‌ها بسیار مشابه توده‌های ترونجمیتی همجوار بوده، از طرفی ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ کل گارنت - آمفیبولیت‌ها نیز موید ﻣﻨﺸﺄ تفال‌های آنهاست. به‌علاوه، سن تشکیل توده‌های ترونجمیتی منطقه (سن‌سنجی اورانیم - سرب زیرکن) همزمان با انجام مرحله اوج دگرگونی و ذوب‌بخشی گارنت- آمفیبولیت‌ها بوده (سن‌سنجی اورانیم - سرب زیرکن محصور در لوکوسوم گارنت- آمفیبولیت‌ها)، در حدود 57 تا 61 میلیون سال پیش (پالئوسن میانی) است (نصرآبادی، 1388).

با توجه با مباحث فوق سناریوی ذوب‌بخشی ورقه اقیانوسی فرورو در یک زون فرورانش داغ و تشکیل رستیت گارنت - آمفیبولیتی همراه با مذاب آداکیتی (توده‌های ترونجمیتی منطقه) اثبات شده است (نصرآبادی، 1388).

 

روش انجام پژوهش

روش مطالعه شامل نمونه‌برداری از نقاط مختلف رخنمون توده‌های نفوذی، تهیه مقاطع نازک از نمونه‌ها، بررسی‌های دقیق پتروگرافی و تجزیه نقطه‌ای بر روی بیش از350 نقطه از کانی‌های گوناگون در دانشگاه اشتوتگارت آلمان و رم ایتالیاست. دستگاه ریزپردازنده دانشگاه اشتوتگارت از نوعCameca SX100 و دانشگاه رم از نوع Cameca SX50 است. در طول انجام آنالیز ریزپردازشی ولتاژ شتاب‌دهنده هر دو دستگاه15kV ، شدت جریان 15nA و زمان شمارش سی ثانیه برای هر دو دستگاه بوده است. در محاسبه فرمول ساختمانی کانی‌ها از نرم‌افزار کالک‌مین (Calc Min) استفاده شده است.

روابط صحرایی

مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد به‌صورت یک نوار دگرگونی به طول تقریبی 25کیلومترو عرض2تا 5 کیلومتر در بخش شمالی افیولیت‌های شمال‌شرق سبزوار رخنمون دارد (شکل 1-a). در داخل این مجموعه دگرگونی چند توده کوچک گرانیتوییدی با ترکیب غالبا ترونجمیت دیده می‌شود که به‌صورت سین‌تکتونیک و ورقه‌ای در راستای روند عمومی فولیاسیون سنگ‌های دگرگونی منطقه تزریق شده‌اند (شکل‌های 1-b، 1-c و 2).

 

 

 

 

 

شکل 2- (a دورنمایی از سنگ‌های دگرگونی جنوب‌شرق سلطان‌آباد و توده‌های ترونجمیتی داخل آن، (b دورنمایی از سنگ‌های دگرگونی جنوب‌غرب سلطان‌آباد و توده‌های ترونجمیتی تزریق شده به آن، (c نمایی از توده‌های ترونجمیتی جنوب‌شرق سلطان‌آباد که بیانگر تزریق ورقه‌ای آن‌ها به داخل مجموعه دگرگونی است (ترونجمیت T:، متابازیت M:).

 

 

 

 

مرز بین تود‌ه‌ها و سنگ‌های دگرگونی اطراف در بعضی مناطق عادی بوده و به تشکیل هاله دگرگونی با ضخامت حداکثر50 متر منجر شده است (شکل 2-c) و در برخی موارد نیز تکتونیکی است؛ به‌طوری‌که توده‌های ترونجمیتی ساختارهای میلونیتی نشان می‌دهند. در نمونه دستی ترونجمیت منطقه لویکوکرت، گرانولار، متوسط تا درشت بلور بوده، بلورهای کوارتز، فلدسپار، میکای سفید و گاهی منشورهای سوزنی اپیدوت با چشم غیر مسلح دیده می‌شوند (شکل 3-a). اپیدوت‌زایی و تشکیل ساختارهای پگماتوییدی متشکل از بلورهای درشت آمفیبول، کوارتز و اپیدوت در برخی از هاله‌های دگرگونی دیده می‌شود (شکل 3-b) که بیانگر فراوانی سیالات آبدار در هنگام انجام دگرگونی مجاورتی است.

 

 

 

شکل 3- (a نمونه ماکروسکوپی ترونجمیت که در آن بلورهای آلبیت، کوارتز و مسکوویت قابل مشاهده‌اند، (b نمونه ماکروسکوپی سنگ دگرگونی مجاورتی اطراف توده‌های ترونجمیتی که شامل بلورهای درشت اپیدوت، کوارتز و آمفیبول است.

 

 

پتروگرافی توده‌های نفوذی

کانی‌های سازنده توده‌های نفوذی منطقه عبارتند از: آلبیت + کوارتز+ میکای سفید + اپیدوت (زوییزیت، کلینوزوییزیت و پیستاسیت) ± آمفیبول ± گارنت ± بیوتیت (علامت‌های اختصاری کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس شده است). از کانی‌های فرعی می‌توان به کلریت، تیتانیت و آپاتیت اشاره کرد. بافت آن‌ها کاملا گرانولار بوده، هیچ‌گونه فولیاسیونی نشان نمی‌دهند. منشورهای طویل اپیدوت به‌صورت اتومورف بلورهای کوارتز یا آلبیت را قطع کرده و یا انواع ریزبلور آن همراه با ورقه‌های ریز میکای سفید به‌صورت ادخال توسط آلبیت در برگرفته شده‌اند (شکل 4-a). در برخی از نمونه‌ها نیز شاهد بلورهای درشت اپیدوت هستیم که منطقه‌بندی ترکیبی به‌صورت کاهش سازنده پیستاسیت به طرف حاشیه بلور نشان داده، دارای مرزهای خلیجی و خورده شده نسبت به بلورهای آلبیت اطراف هستند (شکل‌های 4-b و 4-d) ورقه‌های درشت میکای سفید در متن سنگ و یا در فواصل بین بلورهای کوارتز و آلبیت پراکنده هستند (شکل 4-c). در ترونجمیت‌های بخش غربی نوار دگرگونی گارنت و آمفیبول نیز وجود دارند. گارنت‌ها تقریبا خود شکل بوده، به‌صورت بخشی توسط کلریت جانشین شده‌اند (شکل 4-d). آمفیبول به‌صورت ادخال در آلبیت یا به‌صورت بلورهای درشت در متن سنگ حضور دارد (شکل 4-e) و در بعضی موارد به‌صورت بخشی به کلریت تبدیل شده است.

 

 

 

 

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی ترونجمیت‌های منطقه: (a اپیدوت‌های سوزنی طویل موجود در متن سنگ قطع کننده چندین بلور کوارتز و آلبیت است. ادخال‌های ریز از جنس اپیدوت و سریسیت نیز در داخل بلورهای آلبیت حضور دارند (اپیدوت دگرسانی)، b) بلور درشت اپیدوت که دارای منطقه‌بندی ترکیبی بوده و مرز تماس آن با کانی‌های مجاور به‌صورت خورده شده و خلیج مانند است (اپیدوت ماگمایی)، c) دو نسل میکای سفید در سنگ وجود دارد.: نسل اول (Ms1) به‌صورت ورقه‌های درشت، ﻣﻨﺸﺄ ماگمایی دارند و آثار دگرشکلی نیز نشان می‌دهند و نسل دوم (Ms2) که به‌صورت ادخال در پلاژیوکلاز و یا اجتماعات ریز پراکنده است و از دگرسانی پلاژیوکلاز به‌وجود آمده‌اند، d) گارنت و اپیدوت ماگمایی در ترونجمیت‌ها. گارنت‌ها تقریبا خودشکل بوده و در حال جایگزینی توسط کلریت هستند. بلورهای اپیدوت نیز منطقه‌بندی ترکیبی نشان داده و دارای مرزهای خورده شده و خلیجی شکل با کانی‌های مجاور خود هستند، e) بلورهای آمفیبول به‌صورت ادخال در آلبیت و یا به شکل بلورهای درشت‌تر در متن سنگ حضور دارند. تصاویر سمت چپ در نور طبیعی (XPL) و سمت راست در نور پلاریزه (PPL) است.

 

 

شیمی کانی‌ها

به‌منظور شناخت ترکیب شیمیایی کانی‌ها، بر هفت نمونه از ترونجمیت‌ها و یک نمونه تونالیت تجزیه ریزپردازش نقطه‌ای انجام شد. نتایج آن در جدول‌های 1، 2، 3، 4 و 5 آورده شده است.

پلاژیوکلاز: در این سنگ‌ها پلاژیوکلازها از نوع آلبیت و یا ندرتاً الیگوکلاز (شکل 5) هستند (%1-0Or:، %11-1An:، %98-86Ab:). نتایج آنالیز پلاژیوکلاز در جدول 1 ارائه شده است. این کانی به‌صورت بلورهای درشت دیده می‌شود و خمیره سنگ را به‌صورت ثانوی پر کرده است.

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز ریزپردازش نقطه‌ای پلاژیوکلاز توده‌های نفوذی منطقه. فرمول ساختمانی پلاژیوکلاز بر اساس 8 اکسیژن محاسبه شده است.

Trondhjemite

Tonalite

Rock type

Hgr1

Hgr1

G12

G12

G7

G1a

G1a

19

19

G10

G8

G8

G200

G200

Sample No.

68.55

65.57

68.44

68.37

68.2

68.07

66.43

68.82

68.66

69.1

65.09

67.86

68.58

66.9

SiO2

0.0

0.0

0.02

0.01

0.0

0.0

0.02

0.0

0.0

0.02

0.0

0.00

0.04

0.05

TiO2

20.57

22.69

19.02

19.4

19.93

19.99

20.78

18.82

18.32

19.19

22.34

20.78

20.27

20.14

Al2O3

0.003

0.0

0.0

0.02

0.0

0.06

0.05

0.04

0.14

0.02

0.01

0.05

0.04

0.05

FeO*

0.0

0.009

0.007

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.03

0.0

0.0

0.0

0.00

0.0

MnO

0.0

0.0

0.0

0.007

0.01

0.0

0.002

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.00

0.04

MgO

0.25

2.41

0.51

1.27

1.57

0.64

2.09

0.18

0.11

0.17

2.33

0.48

0.33

0.27

CaO

11.63

10.44

11.11

10.77

10.42

11.5

10.39

11.28

11.41

11.42

10.24

11.61

11.43

10.97

Na2O

0.1

0.03

0.05

0.08

0.15

0.05

0.06

0.05

0.07

0.04

0.25

0.1

0.07

0.14

K2O

101.11

101.17

99.21

99.95

100.3

100.02

99.83

99.24

98.78

99.97

100.28

100.91

100.77

98.58

Total

2.96

2.85

3.0

2.98

2.97

2.97

2.91

3.02

3.03

3.01

2.85

2.94

2.97

2.97

Si

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.001

0.001

Ti

1.04

1.16

0.98

0.99

1.02

1.02

1.07

0.97

0.95

0.98

1.15

1.06

1.03

1.05

Al

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.002

0.001

0.001

0.004

0.0

0.0

0.0

0.001

0.001

Fe3+

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.001

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Mn

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Mg

0.01

0.11

0.02

0.05

0.07

0.03

0.09

0.008

0.005

0.008

0.1

0.02

0.01

0.01

Ca

0.97

0.88

0.94

0.91

0.88

0.94

0.88

0.96

0.97

0.96

0.87

0.97

0.96

0.94

Na

0.005

0.002

0.002

0.004

0.008

0.003

0.003

0.002

0.004

0.002

0.01

0.005

0.003

0.008

K

4.98

5

4.94

4.94

4.95

4.96

4.95

4.96

4.96

4.96

4.98

4.99

4.97

4.98

Sum cat.

98.27

88.51

97.22

93.44

91.49

96.59

89.66

98.88

99

98.9

87.5

97.2

98

97.8

Ab

1.18

11.28

2.48

6.1

7.62

3

10

0.87

0.63

0.8

11

2.2

1.6

1.3

An

0.56

0.21

0.29

0.46

0.89

0.31

0.34

0.29

0.37

0.3

1.5

0.6

0.4

0.9

Or

 

 

 

شکل 5- با توجه به نمودار سه تایی آلبیت- ارتوز- آنورتیت فلدسپار نمونه‌های مورد مطالعه بیشتر از نوع آلبیت و ندرتاً الیگوکلاز هستند.

 

میکای سفید: با توجه به محاسبه فرمول میکای سفید، درصد و نوع سازنده‌های موجود در آن به قرار زیر هستند: مسکوویت 26 تا 69 درصد، سلادونیت 9 تا 46 درصد، پاراگونیت 8 تا 33 درصد، فلوگوپیت 0 تا 5 درصد (جدول 2). همان‌طور که در بخش قبلی نیز اشاره شد، دو نسل میکای سفید در توده‌های ترونجمیت - تونالیت مشاهده می‌شوند: نسل اول شامل ورقه‌های درشت میکا بوده که احتمالا حاصل تبلور در یک ماگمای پرآلومین هستند و فضای بین بلورهای پلاژیوکلاز را پرکرده‌اند. نسل دوم به‌صورت میکاهای دانه‌ریز (سریسیت) بوده که در داخل بلورهای درشت آلبیت قرار دارند و حاصل دگرسانی هستند.

این تفاوت را می‌توان در ترکیب شیمیایی آن‌ها نیز مشاهده کرد؛ به‌طوری‌که وجود دو نسل میکای سفید ماگمایی و دگرسانی در توده‌های ترونجمیتی توسط نمودارهای ژئوشیمیایی تایید شده است (شکل 6).

مطالعات صورت گرفته توسط Miller و همکاران (1981) و Speer (1984) بیانگر آن است که میکاهای ماگمایی دارای مقادیر بیشتری Ti نسبت به میکاهای ثانوی هستند. Zen (1988) نیز مقادیر FeO و TiO2را برای میکاهای ماگمایی بترتیب: بین 4 تا 6 و بیشتر از 4/0 درصد بیان کرده است.

 

 

 

  

شکل 6- با توجه به نمودار دوتایی a) و نمودار مثلثی b) ترکیب شیمیایی میکای سفید (Miller et al., 1981) میکاهای موجود در تونالیت و ترونجمیت‌های منطقه در محدوده هر دو گروه میکاهای غنی از Ti (ماگمایی) و میکاهای فقیر از Ti (ثانوی) قرار می‌گیرند.

 

جدول 2- نتایج آنالیز ریزپردازش نقطه‌ای میکای سفید توده‌های نفوذی منطقه. فرمول ساختمانی این کانی بر اساس 12 اکسیژن محاسبه شده است (P = فاز اولیه یا ماگمایی، S = فاز ثانویه یا دگرسانی است).

Trondhjemite

Tonalite

Rock type

G12

G12

G7

G7

G1a

G1a

19

19

G10

G10

G8

G8

G200

G200

Sample No.

S.

S.

P.

P.

S.

P.

P.

S.

P.

S.

S.

P.

P.

S.

Mica type

48.85

48.45

47.85

47.63

49.34

46.84

46.31

49.56

46.49

50.92

52.54

46.11

46.72

48.27

SiO2

0.06

0.13

0.61

1.14

0.12

1.12

0.99

0.028

0.92

0.14

0.01

0.93

1.14

0.44

TiO2

29.25

27.64

27.14

28.52

29.55

28.97

28.18

28.61

29.6

25.59

29.39

29.95

31.15

30.54

Al2O3

1.08

1.97

3.37

3.17

1.72

3.22

5.11

3.05

3.44

1.79

1.89

5.26

3.2

2.66

FeO*

0.03

0.01

0.07

0.05

0.02

0.0

0.02

0.04

0.06

0.01

0.005

0.01

0.01

0.02

MnO

2.54

6.45

2.57

1.95

2.43

2.02

2.66

2.55

2.17

3.63

1.98

2.71

1.92

2.48

MgO

0.01

0.0

0.05

0.01

0.01

0.0

0.01

0.03

0.005

0.0

0.09

0.0

0.01

0.0

CaO

0.82

0.85

0.44

0.77

0.89

0.82

0.76

0.61

0.96

0.33

2.91

0.67

0.82

0.79

Na2O

9.68

9.95

10.3

9.7

9.69

9.64

9.72

9.89

9.32

10.16

8.26

10.4

9.77

9.82

K2O

4.4

4.36

4.38

4.37

4.46

4.35

4.37

4.45

4.37

4.4

4.61

4.46

4.45

4.48

H2O

94.56

92.48

93.47

93.29

93.81

92.68

93.81

94.41

92.9

92.6

96. 13

96.08

94.85

95.08

Total

6.65

6.66

6.68

6.53

6.63

6.45

6.34

6.66

6.37

6.93

6.82

6.18

6.29

6.44

Si

0.007

0.01

0.06

0.11

0.01

0.11

0.1

0.002

0.09

0.01

0.001

0.09

0.11

0.04

Ti

1.35

1.33

1.31

1.46

1.36

1.54

1.65

1.33

1.62

1.06

1.17

1.81

1.7

1.55

AlIV

3.34

3.13

3.07

3.14

3.31

3.16

2.9

3.2

3.16

3.04

3.32

2.92

3.23

3.25

AlVI

0.12

0.22

0.38

0.36

0.19

0.37

0.2

0.34

0.32

0.2

0.2

0.03

0.32

0.29

Fe2+

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.34

0.0

0.06

0.0

0.0

0.49

0.03

0.0

Fe3+

0.003

0.002

0.008

0.006

0.002

0.0

0.002

0.004

0.007

0.0

0.0

0.001

0.001

0.002

Mn

0.51

0.7

0.52

0.39

0.48

0.41

0.54

0.51

0.44

0.73

0.38

0.54

0.38

0.49

Mg

0.001

0.0

0.008

0.002

0.002

0.0

0.002

0.0

0.0

0.0

0.01

0.0

0.001

0.0

Ca

0.21

0.22

0.11

0.2

0.23

0.22

0.2

0.16

0.25

0.08

0.73

0.17

0.21

0.2

Na

1.68

1.74

1.79

1.69

1.66

1.69

1.7

1.69

1.63

1.76

1.36

1.78

1.67

1.67

K

13.87

14.01

13.93

13.89

13.87

14.3

13.97

13.9

13.94

13.81

13.99

14.0

13.91

13.93

Sum cat.

55

50

52

54

54

56

53

54

56

47

26

59

62

59

Ms

0

4

2

1

0

3

5

3

5

0

0

5

5

4

Phl

32

32

34

26

31

22

16

33

17

46

39

9

14

22

Cel

11

8

6

10

12

11

10

8

13

4

33

8

11

10

Pg

 

 

 

 

جدول 2- ادامه.

Trondhjemite

Rock type

Hgr1

Hgr1

G11

G11

G18

G18

G21

G21

Sample No.

P.

P.

S.

S.

P.

S.

P.

S.

Mica type

48.35

47.15

49.44

50.71

48.8

49.51

48.06

50.1

SiO2

0.57

1.13

0.29

0.09

0.83

0.44

0.75

0.26

TiO2

32.63

29.76

29.84

31.32

28.67

28.71

27.51

27.81

Al2O3

1.33

4.64

2.91

1.77

3.49

2.8

4.92

3.82

FeO*

0.0

0.01

0.19

0.12

0.02

0.0

0.0

0.0

MnO

2.28

2.41

1.9

1.88

3.03

3.01

3.0

3.06

MgO

0.0

0.0

0.04

0.0

0.02

0.04

0.008

0.001

CaO

1.48

0.52

0.24

0.19

0.4

0.58

0.37

0.44

Na2O

9.39

10.75

11.17

11.31

10.64

10.68

10.55

10.6

K2O

96.06

96.4

96.1

96.4

95.78

95.36

94.95

95.84

Total

6.35

6.31

6.59

6.6

6.51

6.6

6.5

6.67

Si

0.06

0.11

0.02

0.0

0.08

0.04

0.07

0.02

Ti

1.64

1.68

1.4

1.39

1.48

1.39

1.49

1.32

AlIV

3.4

3.0

3.28

3.4

3.02

3.12

2.88

3.04

AlVI

0.14

0.24

0.32

0.19

0.3

0.31

0.28

0.4

Fe2+

0.0

0.24

0.0

0.0

0.07

0.0

0.24

0.02

Fe3+

0.0

0.001

0.02

0.01

0.0

0.0

0.0

0.0

Mn

0.44

0.48

0.37

0.36

0.6

0.6

0.6

0.6

Mg

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Ca

0.37

0.13

0.06

0.05

0.1

0.13

0.1

0.12

Na

1.57

1.83

1.9

1.87

1.81

1.81

1.82

1.8

K

13.96

14.02

13.96

13.87

13.97

14.0

13.98

13.99

Sum cat.

57

60

64

69

61

61

59

57

Ms

3

5

1

0

5

4

5

5

Phl

17

15

30

28

25

30

25

33

Cel

19

6

3

3

4

5

4

5

Pg

 

 

اپیدوت: مقدار پیستاسیت(Xps= Fe3+ / (Fe3+ + Al3+)) موجود در اپیدوت‌ها از 3 تا 30 درصد متغیر است (جدول 3). در بعضی از بلورهای درشت اپیدوت، بیرفرنژانس از حاشیه به مرکز افزایش می‌یابد که بیانگر افزایش میزان سازنده پیستاسیت است. میزان TiO2 موجود در اپیدوت‌ها از 02/0 تا 33/0 درصد متغیر است (جدول 3). بر خلاف اپیدوت‌های دانه ریز محصور در بلورهای آلبیت، بیشتر اپیدوت‌های درشت و طویل دارای مرز نامنظم و دندانه‌دار با پلاژیوکلازهای مجاور خود بوده (شکل‌های 4-b و 4-d)، شواهد انحلال به‌صورت بافت غربالی در آن‌ها موجود است (شکل 7). اپیدوت‌های ماگمایی معمولا حاوی کمتر از 2/0 درصد TiO2 بوده، شواهد انحلال در مذاب را نشان می‌دهند (Evans and Vance, 1987). از طرفی، میزان پیستاسیت موجود در اپیدوت‌های غیرماگمایی کمتر از 20 درصد است (Tulloch, 1979; Carcangiu et al., 1997). داده‌های تجربی بیانگر آن است که اپیدوت‌های ماگمایی در اعماق 20 تا 30 کیلومتری تشکیل می‌شوند (Naney, 1983; Zen and Hammarstrom, 1984). وجود اپیدوت ماگمایی در ترونجمیت‌ها، تبلور در اعماق و صعود سریع توده ماگمایی را بازگو می‌کند (Brandon et al., 1996). در گرانیت‌هایی که به‌صورت دیاپیری و با نرخ صعود پایین جایگزین می‌شوند، اپیدوت‌های ماگمایی، قبل از تبلور نهایی، جذب ماگما شده، در آن حل می‌شوند، اما در گرانیت‌هایی همانند ترونجمیت‌های منطقه مورد مطالعه اشکال سیل مانند آن‌ها باعث تسهیل جایگزینی و افزایش سرعت صعود شده و در نتیجه اپیدوت‌های ماگمایی متبلور شده در اعماق حفظ شده‌اند. بنابراین، از اپیدوت‌های ماگمایی می‌توان به‌عنوان شاخص فشار و سرعت صعود ماگما استفاده کرد.

 

 

 

 

شکل 7- تصاویر BSE اپیدوت‌های دگرسانی و ماگمایی. (a اپیدوت‌های سوزنی (Ep2) و ورقه‌های ریز مسکوویت (Ms2) محصور در بلورهای آلبیت که حاصل دگرسانی آن هستند، b) بلور درشت اپیدوت ماگمایی (Ep1) که از حاشیه در حال تجزیه و واکنش با مذاب اولیه است، (c) منشورهای طویل و بلور درشت اپیدوت ماگمایی، (d) در نتیجه عدم تعادل و انحلال در مذاب اطراف اپیدوت بافت غربال مانندی نشان می‌دهند، e) اپیدوت‌های ماگمایی همزیست با گارنت ماگمایی.

 

جدول 3- نتایج آنالیز ریزپردازش نقطه‌ای اپیدوت توده‌های نفوذی منطقه. فرمول ساختمانی بر اساس 5/12 اکسیژن محاسبه شده است
(P = فاز اولیه یا ماگمایی، S = فاز ثانویه یا دگرسانی است).

Trondhjemite

Tonalite

Rock type

Hgr1

Hgr1

G21

G18

G12

G7

G7

G1a

G1a

19

19

G10

G10

G8

G8

G11

G200

Sample No.

P.

S.

P.

S.

S.

S.

S.

S.

P.

P.

P.

P.

S.

P.

S.

P.

S.

Ep type

37.18

39.12

37.7

38.12

38.18

38.42

38.81

38.51

38.19

37.54

37.25

38.1

38.61

37.91

37.88

37.97

37.68

SiO2

0.14

0.06

0.09

0.21

0.02

0.31

0.22

0.21

0.15

0.05

0.11

0.33

0.16

0.21

0.28

0.15

0.25

TiO2

23.02

33.68

25.31

25.61

30.75

25.39

24.52

25.83

25.2

22.83

22.91

24.37

26.59

23.98

28.52

25.75

26.79

Al2O3

15.69

1.65

11.48

11.16

1.59

8.31

9.04

9.25

10.01

13.35

13.08

9.59

6.38

13.23

6.96

11.1

9.75

Fe2O3

0.38

0.13

0.24

0.31

0.0

0.28

0.28

0.21

0.46

0.08

0.26

0.52

2.28

0.54

0.3

0.37

0.13

MnO

0.02

0.03

0.03

0.04

0.01

0.26

0.15

0.13

0.13

0.008

0.02

0.13

0.12

0.01

0.08

0.07

0.15

MgO

22.3

24.09

22.77

22.75

23.37

22.47

22.38

23.13

23.2

22.95

22.92

22.12

22.86

22.7

23.82

22.84

22.39

CaO

0.009

0.0

0.01

0.0

0.04

0.01

0.02

0.009

0.48

0.0

0.0

0.01

0.04

0.4

0.02

0

0.05

Na2O

98.94

98.8

97.63

98.1

94.32

95.34

95.55

98.2

97.87

96.84

96.95

95.2

95.22

98.4

97.99

98.2

98.01

Total

2.95

2.94

2.98

2.99

3.03

3.07

3.1

3.03

3.01

3.02

3.0

3.07

3.07

2.99

2.95

2.98

2.97

Si

0.008

0.003

0.005

0.01

0.001

0.01

0.01

0.01

0.009

0.003

0.007

0.02

0.009

0.01

0.01

0.008

0.014

Ti

2.15

2.99

2.36

2.36

2.86

2.39

2.31

2.39

2.34

2.16

2.17

2.31

2.49

2.23

2.61

2.38

2.48

Al

0.93

0.09

0.68

0.65

0.09

0.5

0.54

0.54

0.59

0.8

0.79

0.58

0.38

0.78

0.4

0.65

0.57

Fe3+

0.02

0.007

0.01

0.01

0.0

0.007

0.01

0.01

0.02

0.005

0.01

0.03

0.01

0.03

0.01

0.02

0.007

Mn

0.003

0.003

0.004

0.005

0.002

0.03

0.01

0.01

0.01

0.001

0.003

0.01

0.01

0.001

0.01

0.008

0.01

Mg

1.89

1.94

1.93

1.91

1.98

1.92

1.92

1.95

1.96

1.97

1.98

1.9

1.95

1.91

1.98

1.92

1.89

Ca

0.001

0.0

0.0

0.0

0.006

0.002

0.003

0.001

0.07

0.0

0.0

0.001

0.006

0.0

0.0

0.0

0.007

Na

7.97

7.97

7.97

7.93

7.96

7.93

7.9

7.93

8

7.95

7.96

7.92

7.92

7.95

7.97

7.96

7.94

Sum. Cat.

30

3

22

21

3

17

19

18

20

27

26

20

13

26

13

21

19

Xps

 

 

آمفیبول: آمفیبول تنها در توده‌های ترونجمیتی که در بخش غربی نوار ماگمایی بیرونزدگی دارند، مشاهده شده است (شکل 1-c). در نمودار متمایز کننده آمفیبول‌های آذرین از انواع دگرگونی (Leake et al., 1971) آمفیبول‌های مورد مطالعه از هر دو نوع آذرین و دگرگونی هستند (شکل 8).

 

شکل 8- با توجه به نمودار متمایزکننده آمفیبول‌های ماگمایی و دگرگونی (Leake et al., 1971)، آمفیبول‌های مورد مطالعه از هر دو نوع ماگمایی و غیرماگمایی (دگرگونی) هستند.

 

با توجه به مقادیر سدیم موجود در جایگاه B، فرمول شیمیایی بیشتر آمفیبول‌ها از نوع کلسیک و کلسیک - سدیک بوده، اما انواع سدیک نیز در یک نمونه از توده‌های ترونجمیتی منطقه موجود هستند. مطابق پارامترها و نمودارهای تقسیم‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 2004) آمفیبول‌های مورد مطالعه منیزیوهورنبلند، اکتینولیت، باروییزیت، فریک‌فرونیبوئیت و به‌ندرت ترمولیت، وینچیت و آرفودسونیت هستند (شکل 9).

 

                

 

شکل 9- مطابق پارامترها و نمودارهای تقسیم‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 2004) آمفیبول‌های مورد مطالعه اغلب از نوع: a) منیزیوهورنبلند و اکتینولیت، b) باروییزیت، و c) فریک­فرونیبوئیت و آرفودسونیت {AlVI<Fe3+}هستند.

 

 

از نکات درخور توجه غنی بودن نسبی هر دو نسل آمفیبول (بجز آمفیبول‌های آلکالن) از منیزیم است (Mg# = 0.64-0.95). با توجه به خصوصیات میکروسکوپی (ادخال‌های ریز آمفیبول موجود در آلبیت و آمفیبول‌های درشت موجود در متن سنگ) و داده‌های شیمیایی (جدول 4)، دو نسل آمفیبول (همانند میکای سفید و اپیدوت) در این توده‌های نفوذی قابل شناسایی است: اولین نسل آمفیبول‌ها (ادخال‌های آمفیبول) نسبت به نسل بعدی دارای مقادیر بیشتری Al و Ti هستند که بیانگر تبلور آن‌ها تحت فشار و حرارت بالاتر نسبت به آمفیبول‌های نسل دوم (حاصل دگرسانی آمفیبول‌های ماگمایی نسل اول) است.

 

 

 

جدول 4- نتایج آنالیز ریزپردازش نقطه‌ای آمفیبول توده‌های نفوذی منطقه. فرمول ساختمانی بر اساس 23 اکسیژن محاسبه شده است (P = فاز اولیه یا ماگمایی، S = فاز ثانویه یا دگرسانی، Act = اکتینولیت، H = هورنبلند، Na-Am = آمفیبول سدیک، Na-Am Ca = آمفیبول کلسیک- سدیک).

Trondhjemite

Rock type

G12

G12

G12

G12

G12

G12

G8

G8

G8

G8

G8

19

19

19

19

19

19

Sample No.

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

S.

(Act)

S.

(Act)

S.

(Act)

S.

(Act)

P.

(Hb)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Hb)

P.

(Hb)

S.

(Act)

P.

(Hb)

P.

(Hb)

P.

(Hb)

S. (Act)

Am. type

42.68

43.97

42.9

49.1

52.85

53.96

53.87

55.51

51.12

49.3

53.49

48.22

54.23

51.03

50.98

47.42

52.13

SiO2

1.0

0.7

1.02

0.43

0.08

0.11

0.07

0.02

0.14

0.28

0.26

0.14

0.04

0.1

0.16

0.27

0.14

TiO2

14.45

13.75

14.15

8.95

5.27

4.99

4.23

2.2

6.44

7.4

8.84

5.88

0.97

5.1

6.17

9.67

3.99

Al2O3

15.34

12.27

14.93

10.78

8.65

8.48

9.26

8.57

10.68

16.09

11.66

15.04

9.35

14.36

15.07

15.75

13.69

FeO*

0.03

0.04

0.0

0.03

0.0

0.0

0.0

0.0

0.01

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

C2O3

0.24

0.31

0.27

0.18

0.22

0.22

0.18

0.26

0.34

0.55

0.25

0.23

0.36

0.26

0.32

0.32

0.29

MnO

9.22

10.83

8.96

13.46

16.56

16.99

17.99

17.37

15.11

12.76

13.87

13.35

17.98

13.78

12.49

11.15

14.75

MgO

9.27

9.41

9.23

9.64

10.4

10.81

11.71

12.07

10.47

8.79

9.44

10.34

12.81

10.59

9.55

9.64

10.3

CaO

3.2

3.4

3.52

2.74

1.9

1.77

1.18

0.66

1.77

2.95

2.43

2.12

0.25

1.88

2.24

2.64

1.77

Na2O

0.52

0.49

0.52

0.27

0.11

0.15

0.1

0.09

0.24

0.28

0.26

0.44

0.06

0.33

0.19

0.29

0.23

K2O

96.37

95.24

95.5

95.62

96.19

97.32

97.45

96.79

96.37

95.49

97.64

93.64

95.03

97.38

97.15

97.0

96.85

Total

6.38

6.55

6.46

7.16

7.54

7.59

7.52

7.89

7.35

7.12

7.39

7.2

7.8

7.4

7.4

6.95

7.51

Si

0.11

0.07

0.11

0.04

0.0

0.01

0.0

0.0

0.01

0.03

0.02

0.01

0.0

0.01

0.01

0.03

0.01

Ti

1.61

1.44

1.53

0.83

0.45

0.4

0.47

0.1

0.64

0.87

0.6

0.79

0.16

0.58

0.59

1.04

0.48

AlIV

0.92

0.96

0.97

0.7

0.43

0.41

0.22

0.26

0.45

0.38

0.83

0.22

0.0

0.28

0.45

0.62

0.19

AlVI

1.4

1.26

1.64

1.1

0.73

0.78

0.28

1.01

0.86

0.11

0.37

0.6

0.88

1.29

1.31

1.33

1.04

Fe2+

0.45

0.23

0.21

0.19

0.26

0.19

0.71

0.0

0.38

1.64

0.87

1.14

0.21

0.39

0.46

0.53

0.54

Fe3+

0.03

0.04

0.03

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.04

0.06

0.02

0.03

0.04

0.03

0.03

0.03

0.03

Mn

2.05

2.4

2.01

2.92

3.52

3.56

3.74

3.68

3.24

2.75

2.85

2.97

3.86

2.98

2.7

2.43

3.16

Mg

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Cr

1.48

1.5

1.49

1.5

1.59

1.63

1.75

1.83

1.61

1.36

1.39

1.65

1.97

1.64

1.48

1.51

1.59

Ca

0.92

0.98

1.02

0.77

0.52

0.48

0.32

0.18

0.49

0.85

0.7

0.6

0.06

0.53

0.63

0.75

0.49

Na

0.1

0.09

0.1

0.05

0.02

0.02

0.01

0.01

0.04

0.05

0.04

0.08

0.01

0.06

0.03

0.05

0.04

K

15.45

15.52

15.57

15.61

15.08

15.09

15.04

14.99

15.11

15.22

15.08

15.29

14.99

15.19

15.09

15.27

15.08

Sum Cat.

0.59

0.65

0.55

0.72

0.82

0.81

0.92

0.78

0.79

0.95

0.88

0.73

0.71

0.69

0.67

0.64

0.75

Mg#

 

                                                                                    Trondhjemite

Rock type

G18

G18

G18

G18

G21

G21

G21

G21

G21

G21

G11

G11

G11

G11

G11

Sample No.

P.

(Ca-Na-Am)

S.

(Act)

S.

(Act)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Ca-Na-Am)

P.

(Na Am)

P.

(Na Am)

P.

(Na Am)

P.

(Na Am)

P.

(Na Am)

Am. type

51.29

54.34

53.69

49.77

50.71

50.03

50.31

48.34

46.53

47.27

52.89

45.86

54.34

53.4

46.58

SiO2

0.19

0.04

0.06

0.19

0.26

0.41

0.24

0.76

0.27

0.54

1.26

0.89

0.53

0.65

0.84

TiO2

7.43

3.93

4.02

7.78

7.96

8.05

7.33

9.03

10.53

10.75

3.77

4.93

5.12

5.19

8.21

Al2O3

12.66

8.37

7.99

14.73

13.49

3.43

15.7

18.17

17.59

17.61

23.68

32.51

23.12

23.33

25.56

FeO*

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

C2O3

0.27

0.27

0.2

0.38

0.11

0.28

0.3

0.33

0.23

0.24

0.05

0.01

0.08

0.03

0.09

MnO

14.56

18.03

18.38

12.99

13.77

12.38

13.03

10.72

10.41

10.64

1.74

2.42

0.95

0.96

3.73

MgO

9.97

11.64

11.77

9.87

9.09

9.32

9.29

8.61

9.37

8.61

2.1

1.52

1.82

2.0

1.13

CaO

2.18

1.16

1.13

2.42

2.77

2.56

2.49

2.9

2.82

3.07

12.08

7.91

11.41

12.16

7.67

Na2O

0.18

0.11

0.13

0.24

0.21

0.26

0.31

0.47

0.37

0.41

0.19

1.57

0.06

0.01

4.05

K2O

98.73

97.89

97.37

98.37

98.37

99.03

99.05

99.3

98.15

98.18

97.8

97.65

97.46

97.78

97.89

Total

7.26

7.62

7.56

7.17

7.23

7.13

7.19

6.99

6.83

6.83

8.0

7.38

8.0

8.0

7.15

Si

0.02

0.0

0.0

0.02

0.02

0.04

0.02

0.08

0.03

0.05

0.14

0.1

0.06

0.07

0.09

Ti

0.74

0.38

0.44

0.83

0.77

0.86

0.81

1.0

1.16

1.16

0.0

0.62

0.0

0.0

0.85

AlIV

0.5

0.27

0.23

0.49

0.56

0.49

0.43

0.53

0.65

0.66

0.64

0.31

0.91

0.82

0.6

AlVI

0.24

0.34

0.26

0.44

0.13

0.4

0.31

0.48

0.57

0.31

3.01

4.37

2.91

2.95

2.38

Fe2+

1.13

0.57

0.6

1.19

1.32

1.38

1.4

1.54

1.42

1.63

0.0

0.0

0.0

0.0

0.69

Fe3+

0.03

0.03

0.02

0.04

0.01

0.03

0.03

0.04

0.02

0.02

0.0

0.0

0.01

0.0

0.01

Mn

3.07

3.77

3.86

2.79

2.92

2.63

2.78

2.31

2.27

2.29

0.36

0.58

0.21

0.21

0.75

Mg

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Cr

1.51

1.75

1.77

1.52

1.39

1.42

1.42

1.31

1.47

1.33

0.33

0.26

0.29

0.32

0.18

Ca

0.58

0.31

0.3

0.66

0.74

0.69

0.67

0.79

0.78

0.83

3.57

2.46

3.33

3.57

2.25

Na

0.03

0.02

0.02

0.04

0.03

0.04

0.05

0.08

0.07

0.07

0.01

0.32

0.01

0.0

0.79

K

15.11

15.06

15.06

15.16

15.12

15.11

15.12

15.15

15.27

15.18

16.02

16.4

15.95

16.06

16.09

Sum Cat.

0.92

0.91

0.93

0.86

0.95

0.86

0.89

0.82

0.79

0.87

0.1

0.11

0.07

0.06

0.23

Mg#

 


به احتمال زیاد آمفیبول‌های که به‌صورت ادخال در آلبیت قرار دارند، از تاثیر دگرسانی‌های بعدی در امان مانده‌اند. شاخص‌های ژئوشیمیایی فرمول ساختمانی این نوع از آمفیبول‌ها از قبیلSi<7.5 (Leake et al., 1971) و Ca>1.6 (Zen and Hammarstrom, 1984) بیانگر ﻣﻨﺸﺄ آذرین آنهاست و مقادیر تیتانیوم و سدیم آن‌ها نیز حاکی از تشکیل آن‌ها در ماگماهای جزایر قوسی مناطق فرورانش (Coltorti et al., 2007) است (شکل 10).

 

 

 

شکل 10- در نمودارهای متمایز کننده آمفیبول ماگماهای داخل صفحه‌ای از انواع موجود در مناطق فرورانش (Coltorti et al., 2007)  ترکیب شیمیایی آمفیبول‌های مورد مطالعه غالبا در محدوده آمفیبول‌های مناطق فرورانش قرار می‌گیرند (I-Am: آمفیبول ماگماهای داخل صفحه‌ای و S-Am: آمفیبول مناطق فرورانش).

 


گارنت: از گارنت موجود در مرکز دو نمونه از توده‌های ترونجمیتی تجزیه شیمیایی به‌عمل آمد (جدول 5). گارنت موجود در این دو توده از نظر ترکیبی تفاوت قابل ملاحظه‌ای را نشان می‌دهند.

عنصر اصلی تشکیل‌دهندة گارنت نمونه Hgr1، آلماندین است (50 تا 51 درصد) و از سازنده‌های دیگر آن می‌توان به پیروپ (25 تا 26 درصد)، گروسولار (17 تا 19 درصد) و اسپسارتین (3 درصد) اشاره کرد، در صورتی‌که بر خلاف این نمونه، گارنت‌های نمونه G11 غنی از سازنده اسپسارتین (14 تا 37 درصد) و فقیر از سازنده پیروپ (0 تا 7 درصد) هستند و متشکله‌های آلماندین و گروسولار به ترتیب 8 تا 49 و 27 تا 51 درصد ترکیب شیمیایی گارنت را تشکیل می‌دهند.

از تفاوت‌های بارز دیگر این دو نوع گارنت، وجود منطقه‌بندی منظم و متقارن در گارنت‌های نمونه G11 (شکل 11) است، اما در گارنت نمونه Hgr1 منطقه‌بندی بارز و مشخصی دیده نمی‌شود (شکل 12) از طرفی گارنت‌های نمونه Hgr1 در حال جایگزینی به‌وسیله کلریت و اپیدوت است (شکل 4-d)، در حالی‌که گارنت‌های موجود در نمونه G11 سالم و فاقد آثار تجزیه هستند.

سه ﻣﻨﺸﺄ برای حضور گارنت در سنگ‌های ماگمایی فلسیک در نظر گرفته‌اند (Stone, 1988; Green, 1992; Green and Ringwood, 1968): (الف) ﻣﻨﺸﺄ ماگمایی حاصل از ترکیب شیمیایی مناسب (ماگمای آبدار غنی از آلومینیم و آهن)؛ (ب) ﻣﻨﺸﺄ ماگمایی حاصل از تبلور ماگما در فشار بالا؛ (پ) گارنت‌ها غیر ماگمایی که به‌صورت زنوکریست پس از جدا شدن از سنگ‌های دگرگونی یا از قطعات رستیت موجود در اعماق، توسط ماگما به سطح منتقل می‌شوند.

 

 

جدول 5- نتایج آنالیز ریزپردازش نقطه‌ای گارنت، بیوتیت، کلریت و تیتانیت توده‌های نفوذی منطقه (ترونجمیت). فرمول ساختمانی گارنت بر اساس 12 اکسیژن، بیوتیت 11 اکسیژن، تیتانیت 4 اکسیژن و کلریت 28 اکسیژن محاسبه شده است.

G7

G11

Hgr1

Sample No.

Tit

Chl

Bt

Grt

Grt

Mineral

 

 

 

 

 

 

core

core

rim

rim

core

core

rim

rim

Position

30.41

27.83

45.68

43.49

40.77

38.84

36.51

36.15

37.64

36.68

37.84

37.88

38.05

37.84

SiO2

37.63

0.02

1.57

2.16

1.74

2.33

0.35

0.59

0.3

0.3

0.46

0.48

0.43

0.41

TiO2

1.85

20.48

16.9

14.3

11.74

12.47

19.68

19.18

20.44

20.24

21.45

21.88

21.79

21.62

Al2O3

0.67

16.31

15.88

18.01

24.54

23.37

9.23

8.98

23.74

24.75

26.02

25.41

25.98

25.73

FeO*

0.09

0.19

0.07

0.11

0.14

0.17

16.1

19.03

6.46

6.73

1.62

1.48

1.53

1.63

MnO

0.0

22.23

5.5

6.84

7.26

7.76

0.22

0.41

1.81

1.95

6.39

6.43

6.46

6.86

MgO

28.03

0.0

0.01

0.46

0.03

0.02

17.55

15.33

9.9

9.61

6.77

6.91

6.5

6.1

CaO

0.03

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.01

0.12

0.07

0.07

0.04

0.05

0.07

0.05

Na2O

0.0

0.0

10.32

10.06

8.91

9.55

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

K2O

98.85

87.02

96.00

95.55

95.18

94.6

99.68

99.72

100.33

100.33

100.61

100.54

100.85

100.27

Total

1.0

5.6

3.31

3.23

3.15

3.03

2.91

2.9

2.99

2.93

2.93

2.92

2.93

2.93

Si

0.93

0.0

0.08

0.12

0.1

0.13

0.02

0.03

0.01

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

Ti

0.07

2.39

0.68

0.76

0.84

0.96

0.08

0.09

0.0

0.06

0.06

0.07

0.06

0.06

AlIV

2.46

0.75

0.49

0.22

0.18

1.77

1.72

1.91

1.83

1.88

1.92

1.91

1.9

AlVI

0.0

2.74

0.96

1.12

1.58

1.52

0.31

0.27

1.52

1.43

1.53

1.52

1.55

1.53

Fe2+

0.01

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.26

0.29

0.05

0.19

0.13

0.1

0.1

0.12

Fe3+

0.0

0.03

0.0

0.0

0.0

0.01

1.08

1.29

0.43

0.45

0.1

0.09

0.1

0.1

Mn

0.0

6.7

0.59

0.75

0.83

0.9

0.02

0.04

0.21

0.23

0.73

0.74

0.74

0.79

Mg

0.98

0.0

0.0

0.03

0.0

0.0

1.5

1.32

0.84

0.82

0.56

0.57

0.53

0.5

Ca

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.01

0.0

Na

0.0

0.0

0.95

0.95

0.88

0.95

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

K

2.99

19.92

7.32

7.45

7.6

7.77

7.95

7.95

7.96

7.95

7.94

7.95

7.95

7.95

Sum Cat.

 

 

 

 

 

 

51

44

28

27

19

19

18

17

Grs

 

 

 

 

 

 

0

1

7

7

25

25

25

26

Pyp

 

 

 

 

 

 

10

8

49

48

51

50

51

51

Alm

 

 

 

 

 

 

37

44

14

15

3

3

3

3

Sps

 

0.3

0.61

0.59

0.65

0.62

 

 

 

 

 

 

 

 

Fe#

 

 

شکل 11- تصاویرBSE دو عدد از گارنت‌های نمونه G11. این گارنت‌ها منطقه‌بندی ترکیبی بارزی را نشان می‌دهند. مقادیر سازنده‌های گروسولار و اسپسارتین از مرکز به طرف حاشیه کاهش و میزان آلماندین و پیروپ افزایش می‌یابد. کاهش متشکله گروسولار در حاشیه بیانگر تبلور گارنت در هنگام صعود ماگماست.

 

شکل 12- تصویرBSE گارنت نمونه Hgr1 و تغییرات ترکیبی آن در مقطع عرضی بلور. بر خلاف گارنت نمونه G11 تفاوت ترکیبی بارزی بین حاشیه و مرکز گارنت مشاهده نمی‌شود.

 


به‌منظور تمایز گارنت‌های ماگمایی از انواع دگرگونی از نمودار مثلثی Miller و Stoddard (1981) استفاده شد. مطابق این نمودار، گارنت‌های مورد مطالعه، در قلمرو گارنت‌های ماگمایی قرار گرفته‌اند (شکل 13). گارنت‌های موجود در ترونجمیت‌های منطقه از نظر ترکیبی تفاوت زیادی نسبت به گارنت‌های موجود در گارنت - آمفیبولیت‌های اطراف، نشان می‌دهند (نصرآبادی، 1388) بنابراین، ﻣﻨﺸﺄ زنوکریست یا رستیت بودن آن‌ها مورد تردید است.

 

 

شکل 13- با توجه به نمودار سه‌تایی متمایزکننده گارنت‌های ماگمایی از انواع دگرگونی (Miller and Stodard, 1981) گارنت‌های مورد مطالعه در قلمرو گارنت‌های ماگمایی قرار می‌گیرند.

با توجه به مقادیر نسبتاً زیاد متشکله گروسولار در ترکیب این گارنت‌ها (Harangi et al., 2001)، هم‌زیستی آن‌ها با اپیدوت‌های ماگمایی و تشکیل ترونجمیت‌های آداکیتی منطقه در اعماق بیش از 15 کیلوبار (نصرآبادی، 1388) ﻣﻨﺸﺄ ماگمایی و تبلور در عمق زیاد تایید می‌شود. این‌گونه گارنت‌ها (مانند اپیدوت‌های ماگمایی)، در اعماق کم بر اثر واکنش با ماگما تجزیه می‌شوند، بنابراین، حضور آن‌ها در ماگمای گرانیتی حاکی از صعود سریع ماگما، در نتیجه عملکرد رژیم کششی حاکم بر منطقه بوده است (Fitton, 1972; Gilbert and Rogers, 1989; Harangi et al., 2001).

 

بیوتیت: این کانی تنها در یکی از توده‌های نفوذی منطقه وجود دارد. نتایج تجزیه ریزپردازش نقطه‌ای این کانی در جدول 5 نمایش داده شده است. میکاهای سیاه مورد مطالعه غنی از آهن بوده (Fe# = 0.58-0.66)، با توجه به نمودارهای رده‌بندی میکای سیاه (Deer et al., 1991) ترکیب شیمیایی آن در محدوده بیوتیت قرار می‌گیرد (شکل 14). میزان Ti موجود در ترکیب شیمیایی این کانی تابعی از دما، فشار و فوگاسیته اکسیژن است به‌طوری‌که انحلال Ti در بیوتیت با دما افزایش و با فشار کاهش می‌یابد (Tronnes et al., 1985).

 

شکل 14- بر اساس نمودار طبقه‌بندی ژئوشیمیایی میکای سیاه (Deer et al., 1991) ترکیب شیمیایی میکای سیاه نمونه‌های منطقه در محدوده بیوتیت واقع می‌شود.

 

احتمالاً علاوه بر تاثیر عوامل دما، فوگاسیته اکسیژن و ترکیب شیمیایی مذاب، در مقادیر کم Ti (0.52-2.17%) موجود در بیوتیت توده‌های ترونجمیتی منطقه، تبلور بیوتیت در فشار زیاد نیز نقش بسزایی در این راستا ایفا نموده به‌طوری‌که هم‌زیستی این کانی با گارنت و اپیدوت ماگمایی موید این امر است. در نمودارهای متمایزکننده محیط تکتونیکی (Abdel-Rahman, 1994) شاخص‌های ژئوشیمیایی بیوتیت ترونجمیت‌های منطقه بیانگر تشکیل آن‌ها در جایگاه تکتونیکی کوهزایی است (شکل 15).

 

         

 

 

شکل 15- در نمودارهای متمایزکننده محیط تکتونیکی با استفاده از ترکیب شیمیایی بیوتیت توده‌های ترونجمیتی منطقه از نوع ماگماهای کالک‌آلکالن مناطق کوهزایی هستند (A: ماگماهای آلکالن مناطق غیرکوهزایی، C: ماگماهای کالک‌آلکالن مناطق کوهزایی (ماگماهای نوع I)، P: ماگماهای پرآلومینوس (ماگماهای نوع S).

 


کلریت:این کانی حاصل دگرسانی کانی‌های آهن و منیزیم‌دار مانند آمفیبول و گارنت است. تعداد کاتیون‌های سیلیس موجود در ترکیب شیمیایی آن بین 5/5 تا 7/5 متغیر است و نسبتا غنی از منیزیم هستند (Mg# = 0.63-0.80). مطابق با نمودار تقسیم‌بندی کلریت (Deer et al., 1991) ترکیب شیمیایی آن‌ها از نوع پیکنوکلر، رپیدولیت و کلینوکلر است (شکل 16).

 

شکل 16- بر اساس نمودار طبقه‌بندی ژئوشیمیایی کلریت (Deer et al., 1991) کلریت نمونه‌های منطقه در محدوده پیکنوکلر، رپیدولیت و کلینوکلر واقع می‌شوند.     

 

نتیجه‌گیری

از شواهد صحرایی و میکروسکوپی ترونجمیت‌ها و مجموعه دگرگونی اطراف، شاخص‌های ژئوشیمیایی سنگ کل ترونجمیت‌ها، محاسبات دما و فشارسنجی گارنت- آمفیبولیت‌ها و هاله‌های مجاورتی اطراف و داده‌های سن‌سنجی، وجود رابطه پتروژنتیکی بین فرایندهای دگرگونی و ماگماتیسم در منطقه سلطان‌آباد استنباط شده به‌طوری‌که انجام فرایند دگرگونی و ذوب‌بخشی لیتوسفر اقیانوسی فرورو در یک زون فرورانش داغ به تشکیل مذاب آداکیتی و تفاله گارنت-آمفیبولیتی منجر شده است. شاخص‌های ژئوشیمیایی آمفیبول و بیوتیت موجود در توده‌های نفوذی منطقه نیز موید این امر بوده و بیانگر تشکیل مذاب ترونجمیتی در یک زون فرورانش یا جایگاه برخوردی متعاقب آن است. تشکیل و تبلور مذاب ترونجمیتی در اعماق زیاد زون فرورانش، به همراه فراوانی سیالات آبدار در طی تشکیل و تبلور نهایی آن، به پیدایش کانی‌های ماگمایی غیرمعمول، مانند گارنت و اپیدوت ماگمایی و آمفیبول‌های ماگمایی غنی ازAl ، بیوتیت‌های فقیر از Tiو فراوانی کانی‌های ثانویه حاصل از دگرسانی دوتریک و هیدروترمال مانند اپیدوت و مسکویت ریزدانه و کلریت در توده‌های ترونجمیتی منطقه و اپیدوت‌زایی و ایجاد ساختارهای پگماتوئیدی در سنگ‌های هاله‌های مجاورتی اطراف این توده‌ها منجر شده است. حفظ اپیدوت و گارنت ماگمایی در توده‌های نفوذی ترونجمیتی منطقه بیانگر رژیم‌های تکتونیکی کششی و صعود سریع به سمت بالاست؛ به‌طوری‌که اشکال سیل مانند و ورقه‌ای توده‌های ترونجمیتی منطقه انتقال توده ماگمایی به سطح و سرد شدن سریع آن را تسهیل نموده و در نتیجه، فرصت بقا و عدم انحلال در مذاب برای اپیدوت و گارنت ماگمایی باقی مانده است.

 

سپاسگزاری

از آقایان دکتر معین‌وزیری و دکتر رضوی از دانشگاه تربیت معلم و دکتر محجل از دانشگاه تربیت مدرس که با ارائه نظرها و پیشنهادهای علمی، در راستای هر چه پر بارتر شدن این تحقیق نقش ارزنده‌ای را ایفا نمودند سپاسگزارم. از آقایان: پروفسور فدریکو روزتی، دومنیکو کوتسوپولی و دکتر جیانلوکا ویگنارولی از دانشگاه رم ایتالیا و دکتر توماس تی از دانشگاه اشتوتگارت آلمان که با انجام آنالیزهای مایکروپروب سهم بسزایی در به ثمر رسیدن این تحقیق ایفا نمودند، کمال تشکر را می‌کنم.

جعفری، ع. ا. (1380) پتروگرافی، پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های آذرین منطقه سلطان‌آباد (سبزوار) با نگرشی ویژه برگرانیتوییدهای این منطقه. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشگاه تربیت معلم، تهران، ایران.

کره‌ای، م. ت. و سعیدی، ع. (1379) نقشه زمین‌شناسی 100000/1 سلطان‌آباد. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور.

نصرآبادی، م. (1382) پتروگرافی و پترولوژی سنگ‌های دگرگونی جنوب سلطان‌آباد. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشگاه تربیت معلم، تهران، ایران.

نصرآبادی، م. (1388) پترولوژی سنگ‌های دگرگونی نوار افیولیتی شمال سبزوار. پایان‌نامه دکتری، دانشگاه تربیت معلم، تهران، ایران.

Abdel-Rahman, A. M. (1994) Nature of biotitra from alkaline, calc-alkaline, and peraluminoui magma. Journal of Petrology 35: 525-541.

Ague, J. J. (1997) Thermodynamic calculation of emplacement pressures forbatholithic rocks, California: Implications for the aluminum-in-hornblende barometer.Geology 25: 563–566.

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and fO2 on the Alin-hornblende barometer. American Mineralogist 80: 549-559.

Baroze, J., Macaudiere, J., Montigny, R., Noghreyan, M. Ohnenstetter, M. and Rocci, G. A. (1984) Ophiolites and related formations in the central part of the Sabzevar (Iran) and possible geotectonic reconstructions. Geodynamic Project (Geotraverse) in Iran: Geological Survey of Iran 51.

Brandon, A. D., Creaser, R. A. and Chacko, T. (1996) Constraints on rates of granitic magma transport from epidote dissolution kinetics. Science 271: 1845-1848.

Carcangiu, G., Palomba, M. and Tamanini, M. (1997) REE-bearing minerals in the albitites of central Sardinia, Italy. Mineralogical Magazine 61: 271-283.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Sciences 48 (4): 489– 499.

Coltorti M., Bonadiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O'Reilly, C. Y. and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos 99: 68-84.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An introduction to rock forming minerals. 7nd edition, Longman. England.

Evans, B. W. and Vance, J. A. (1987) Epidote phenocrysts in dacitic dikes, Boulder county. Contribution to Mineralogy and Petrology 96: 178-185.

Fitton, J. G. (1972) The genetic significance of almandine-pyrope phenocrysts in the calc-alkaline Borrowdale Volcanic Group, Northern England. Contribution to Mineralogy and Petrology36: 231-248.

García-Casco, A., Lázaro, C., Torres-Roldán, R. L., Núñez Cambra, K., Rojas Agramonte, Y., Kröner, A., Neubauer ,F., Millán, G. and Blanco Quintero I. (2008) Partial melting and counterclockwise P–T path of subducted oceanic crust (Sierra del Convento mélange, Cuba). Journal of Petrology 49 (1): 129-161.

Gilbert, J. S. and Rogers, N. W. (1989) The significance of garnet in the Permo-Carboniferous volcanic rocks of the Pyrenees. Journal of Geological society, London 146: 477-490.

Green, T. H. and Ringwood, A. E. (1968) Origin of garnet phenocrysts in calc-alkaline rocks. Contribution to Mineralogy and Petrology 18: 163-174.

Green, T. H. (1992) Experimental phase equilibrium studies of garnet- bearing I-type volcanics and high-level intrusives from Northland, New Zealand. Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sciences83: 429-438.

Harangi, S. Z., Downes, H., Kósa L., Szabó, C.S., Thirwall, M.F., Mason ,P. R. D. and Mattey, D. (2001) Almandine garnet in calc-alkaline volcanic rocks of northern Panonnian basin (east-central Europe): geochemistry, petrogenesis and geodynamic implications. Journal of Petrology 42: 1813-1843.

Kebede, T., Koeberl, C. and Koller, F. (2001) Magmatic evolution of the Suqii–Wagga garnet-bearing two-mica granite, Wallagga area, western Ethiopia. Journal of African Earth Sciences 32: 193-221.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist68: 277-279.

Le Maiter R. W. ( 2002) Igneous Rocks: a classification and glossary of terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. 2nd, Cambridge.

Leake, B. E. (1971) On aluminous and edenitic hornblendes. Mineralogical Magazine 38: 389-407.

Leake, B. E., Alan, R. W., William, D. B., Ernst, A. J. B., Giovanni, F., Jeol, D. J., Frank, C. H., Hanan, J. K., Vladimir, G. K., John, C. S., Nicholas, C. N. S. and Eric, J. W. W. (2004) Nomenclature of amphiboles: Additions and revisions to the International Mineralogical Associations amphibole nomenclature.American Mineralogist89: 883-887.

Lensch, G., Mihm, A. and Alavi, Tehrani N. (1977) Petrography and geology of the ophiolite belt north of Sabzevar⁄ Khorasan (Iran). Neues Jahrbuch Fur Geologie un Palaontologie Monatshefte 131: 156-178.

Miller, C. F. and Stoddard, E. F. (1981) The role of manganese in the paragenesis of magmatic garnet: an example from the Old Woman Piute Range, California.Journal of Geology 89: 233-246.

Miller, C. F., Stoddard, E. F., Bradfsh, L. J. and Dollase, W. A. (1981) Composition of plutonic muscovite: Genetic implications. Canadian Mineralogist 19: 25-34.

Naney, M. T. (1983) Phase equilibria of rock-forming ferromagnesian silicates in granitic systems. American Journal of Science 283: 993-1033.

Rapp, R. P. and Watson, E. B. (1995) Dehydration melting of metabasalts at 8- 32 Kb: Implications for continental growth crust- mantle recycling. Journal of Petrology 36: 891- 931.

Schmidt, M. W. and Thompson, A. B. (1996) Epidote in calc-alkaline magmas: an experimental of stability, phase relationships, and the role of epidote in magmatic evolution. American Mineralogists 81: 462-474.

Schmidt, M. W. and Thompson, A. B. (1996) Epidote in calc-alkaline magmas: An experimental study of stability, phase relationships and the role of epidote in magmatic evolution. American Mineralogists 81: 462–474.

Speer, J. A. (1984) Micas in igneous rocks. In: S.W., Bailey (Ed.): Micas. Reviews Mineralogy 13: 299-349.

Stone, M. (1988) The significance of almandine garnets in the Lundy and Dartmoor granites. Mineralogical Magazine52: 651-8.

Storkey A. C., Hermann, J., Hand, M. and Buick, I. S. (2005) Using In Situ Trace-Element Determinations to Monitor Partial-Melting Processes in Metabasites. Journal of Petrology6: 1283-1308.

Tronnes, R. G., Edgar, A. D. and Arima, M. (1985) A high pressure-high temperature study of TiO2 solubility in Mg-rich phlogopite: implication to phlogopite chemistry. Geochimica et Cosmochimica Acta 49: 2323-2329.

Tulloch, A. J. (1979) Secondary Ca–Al silicates as low-grade alteration products of granitoid biotite. Contribution to Mineralogy and Petrology 69: 105–117.

Wu, F. Y., Sun, D. Y., Li, H. M., Jahn, B. M. and Wilde, S. A. (2002) A-type granites in Northeastern China: age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology 187: 143–173.

Zen, E. and Hammarstrom, J. M. (1984) Magmatic epidote and its petrologic significance. Geology12: 515-518.

Zen, E. (1988) Phase relations of peraluminous granitic rocks and their petrogenetic implications. AnnualReviews Earth and Planet Science 16: 21-51.