پترولوژی کمپلکس گرانیتویید شمال‌شرق مصر (شمال‌شرق استان اصفهان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام نور، تهران 4697 – 19395، ج. ا. ایران

چکیده

کمپلکس گرانیتویید مصر درشمال‌شرق استان اصفهان قرار دارد و از نظر ساختاری در زون ایران مرکزی جای دارد. ‌‌در این ناحیه سه فاز گرانیتویید و یک فاز پگماتیتی به سن ژوراسیک میانی افیولیت‌ها و سنگ‌های دگرگونی منطقه را قطع کرده‌اند. مطالعات صحرایی نشان می‌دهد که فاز سوم دارای بیشترین حجم و فاز اول دارای کمترین حجم در این مجموعه نفوذی هستند. همچنین، فاز چهارم، پگماتیت‌ها جوان‌ترین عضو مجموعه و فاز اول قدیمی‌ترین عضو این مجموعه هستند. کانی‌های تشکیل‌دهنده این کمپلکس گرانیتویید شامل کوارتز، آلکالی فلدسپار، پلاژیوکلاز و مسکوویت است که در تمام واحدهای سنگی وجود دارند. کانی بیوتیت در سه فاز اول، دوم و سوم وجود دارد. تورمالین متعلق به فاز دوم و چهارم و گارنت نیز محدود به فاز سوم است. بررسی ژئوشیمیایی عناصر اصلی در کمپلکس گرانیتویید مصر، حاکی از روند نزولی Al2O3، FeO، Fe2O3، MgO، CaO، MnO، P2O5 و  TiO2و روند صعودی  K2Oدر برابر سیلیس است، که روند نزولی CaO و Al2O3 به تبلور کانی پلاژیوکلاز، روند نزولی TiO2 و FeO را به تبلور کانی‌های اسفن و تیتان می‌توان نسبت داد. ماگمای مولد سنگ‌ها ماهیت کالک‌آلکالن و طیفی از پرآلومین شدید تا ضعیف و در نهایت متاآلومین است. طبق نمودارهای ژئوشیمیایی نمونه‌های منطقه مورد مطالعه، هم‌زمان با برخورد و نوع ماگما هیبرید (S و I) تشخیص داده شد. در بررسی‌های زمین‌دماسنجی با استفاده از ترکیب فلدسپارها، دماهای به‌دست آمده بسیار کمتر از دماهایی است که بیانگر محیط‌های آذرین باشد و می‌توان نتیجه گرفت که ترکیب فلدسپارها تحت ﺗﺄثیر فرآیندهای ساب‌سولیدوس و میلونیتی‌شدن تغییر یافته است. ‌دماسنجی بیوتیت‌های موجود در فاز اول دمای 642- 718 درجه سانتی‌گراد را پیشنهاد می‌کند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrology of Mesr granitoid complex (NE of Isfahan Province)

نویسندگان [English]

  • Zohreh Ebrahimiyan 1
  • Ghodrat Torabi 1
  • Jamshid Ahmadian 2
  • Hamideh Baharzadeh 2
چکیده [English]

The Mesr granitoid complex situated in the NE of Isfahan Province and from structural viewpoint belongs to Central Iran. In this area, three granitoid phases and one pegmatite phase with the age of Middle Jurassic, cross cut the ophiolite and metamorphic rocks. The phases 3 and 1 present the maximum and the minimum volume of intrusive bodies, restectively. Also, the phases 4 and 1 present the youngest and the oldest intrusive bodies respectively. There are quartz, K-feldspar, plagioclase, and muscovite in all the studied rocks. Biotite exists in only phases 1, 2 and 3. Tourmaline belongs to the phases 2 and 4 and garnet is limited in phase 3. The geochemistry of the major elements in the granitoid complex points to the descending trend of MgO, Al2O3, Fe2O3, FeO, TiO2, P2O5, MnO, CaO and ascending trend of K2O vs. silica, which can be related to plagioclase crystallization (Al2O3, CaO) and precipitation of titanite (TiO2, FeO). The magma that produced these rocks have calc-alkaline nature with weakly to strongly peraluminous to metaluminous. According geochemical diagrams, the samples of the study area are recognized syncollision and the type of magma is recognized as hybrid. Geothermometric investigations were carried out using two-feldspar composition and the given temperatures are lower than the temperature of igneous environments. Thus, we can conclude that the feldspars composition have changed by the subsolidus effects and mylonitization. Biotite thermometry yields a temperature of 642-718 °C for biotites in phase 1 suggesting the magmatic environment temperature.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Granitoid complex
  • Pegmatite
  • Middle Jurassic
  • Mesr
  • Central Iran

مقدمه

گرانیتوییدها فراوان‌ترین سنگ‌های آذرین درونی هستند که به‌صورت باتولیت و استوک یافت می‌شوند. اصطلاح گرانیتویید برای سنگ‌های آذرین درونی که بیش از 20 درصد کوارتز دارند، به‌کار برده می‌شود (Streckeisen and Le Maitre, 1979). ماگماتیسم ایران در دوران مزوزوییک در مقایسه با پدیده‌های ماگمایی پالئوزوییک از گستردگی و تنوع بیشتری برخوردار است.

این ماگماتیسم در فازهای گوناگون ظاهر شده، متناسب با جنبش‌های زمین‌ساختی آلپین آغازی، از جمله کیمرین پیشین و کیمرین پسین، فاز اتریشین و فاز لارامید، به‌صورت فعالیت‌های ماگمایی هم‌زمان با جنبش‌ها (Syn-tectonic) و یا فازهای پس از کوهزایی (Post-tectonic) مشاهده می‌شود (آقانباتی، 1383؛ امامی، 1387). منطقه مورد مطالعه در شمال‌شرق استان اصفهان در روستاهای امیرآباد، مصر و فرح‌زاد قرار داشته که از لحاظ تقسیمات زمین‌شناسی ایران قسمتی از ایران مرکزی محسوب می‌شود (شکل‌های 1 و 2) (آقانباتی، 1383؛ Technoexport, 1984).

 

 

 

شکل 1- نقشه راه‌های دسترسی به منطقه مورد مطالعه

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه مورد مطالعه (Technoexport,  1984)

 

 


در این منطقه یک فاز پگماتیتی و چند فاز گرانیتویید، دگرگونه‌ها و افیولیت‌های جندق را قطع کرده‌اند و سازند ژوراسیک بالایی چاه‌پلنگ روی گرانیتویید را می‌پوشاند. به همین جهت، سن گرانیتویید را می‌توان ژوراسیک میانی در نظر گرفت. اطلاعات حاصل از روش K- Ar (Susov et al., 1979) و Fission track برای مسکوویت‌ها نیز سن ژوراسیک میانی را برای این توده نفوذی پیشنهاد می‌کند.

واحدهای گرانیتوییدی به ترتیب نفوذ شامل فاز اول، فاز دوم، فاز سوم و فاز چهارم پگماتیت هستند که فاز سوم دارای بیشترین حجم و فاز اول دارای کمترین حجم هستند.

فاز اول به واسطه فراوانی قابل ملاحظه بیوتیت، با رنگ تیره در نمونه دستی قابل تمایز هستند و نسبت به بقیه واحدهای سنگی به‌صورت ریز دانه‌تر دیده می‌شوند.

فاز دوم به‌علت ارتوکلاز فراوان در نمونه دستی صورتی رنگ و دانه ریز هستند.

فاز سوم در نمونه دستی به رنگ خاکستری- سفید، فانریتیک و دارای خرد‌شدگی و فولیاسیون بیشتر از بقیه واحدهای گرانیتویید هستند.

فاز دوم، فاز اول را قطع کرده‌اند، به همین علت، جوان‌تر از آن هستند. همچنین، قطعاتی از فاز اول در فاز دوم و فاز سوم وجود دارد، در نتیجه، قدیمی‌تر از آن‌هاست.

دگرگونه‌های منطقه مورد مطالعه شامل شیست و مرمر هستند. مرز انواع گرانیتویید با سنگ‌های دگرگونی و افیولیت‌ها عمدتاً مشخص است (شکل‌های 3 و 4). امتداد دایک‌های آلکالی‌گرانیتی با جهت فولیاسیون دگرگونی‌ها یکسان است.

 

شکل 3- نمایی از فاز اول و سنگ دگرگونی

 

 

شکل 4- نمایی از فاز دوم در دگرگونه‌های منطقه

 

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های صحرایی به منظور مطالعه میکروسکوپی و دسترسی به ترکیب شیمیایی کانی‌ها، از تمام فازهای نفوذی موجود در منطقه نمونه‌برداری شد. پس از تهیه مقاطع نازک صیقلی، نمونه‌های مناسب با استفاده از الکترون میکروپروب JEOL مدل JXA-8800 (WDS) دانشگاه کانازاوای ژاپن با ولتاژ شتاب‌دهنده20kV و جریان 15nA و در دانشگاه هانوور آلمان با میکروپروب CAMECA SX 100 با ولتاژ شتاب دهنده  15kV و جریان 15nA بررسی شدند. در محاسبه مقدار Fe3+ برای دسترسی به فرمول ساختاری کانی‌ها از روش استوکیومتری ارائه شده توسط Droop (1987) استفاده شد. نتایج آنالیز میکروپروپ فلدسپار و بیوتیت در جدول‌های 1 و 2 آورده شده است.

 

 

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز میکروپروب فلدسپارهای موجود در منطقه مورد مطالعه (Wt%) به‌همراه نتایج محاسبه فرمول ساختاری بر اساس 8 اتم اکسیژن و درصد اعضای پایانی آن‌ها.

Rock

Name

Phase 1

Phase 2

Phase 3

Phase 4

Mineral

 Type

Ab

Mic

Or

Or

Mic

Ab

Or

Ab

Ab

Ab

Mic

Ab

Mic

Ab

Mic

And

Or

And

Or

And

And

Ab

SiO2

68.81

65.60

65.58

65.49

64.40

65.37

64.47

64.55

66.23

65.97

64.72

65.52

64.83

67.34

65.00

59.01

64.82

59.27

63.35

60.74

60.65

68.67

TiO2

0.02

0.00

0.03

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

Al2O3

19.52

18.47

18.39

18.23

18.43

20.83

18.62

21.79

21.42

21.40

18.41

21.41

18.32

19.68

18.49

25.44

18.39

25.41

18.27

25.26

24.97

19.37

FeO*

0.03

0.04

0.03

0.05

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.03

0.01

0.00

0.04

0.03

0.09

0.02

0.16

0.00

0.04

0.02

0.02

MnO

0.00

0.00

0.03

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.02

0.01

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.01

MgO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

CaO

0.28

0.00

0.03

0.03

0.01

1.79

0.00

1.97

2.20

2.26

0.01

2.32

0.00

0.32

0.01

6.93

0.01

7.26

0.03

6.62

6.41

0.10

Na2O

11.81

0.61

0.58

0.37

0.91

10.75

0.83

10.00

10.62

10.72

1.04

10.32

0.64

11.71

0.74

7.47

0.39

7.53

0.48

8.10

7.94

11.84

K2O

0.11

15.99

15.98

15.94

15.10

0.11

15.55

0.50

0.09

0.09

14.85

0.32

15.69

0.07

15.76

0.27

15.96

0.18

15.91

0.26

0.16

0.07

Total

100.58

100.71

100.65

100.12

98.85

98.86

99.48

98.83

100.58

100.45

99.07

99.90

99.47

99.20

100.04

99.21

99.58

99.83

98.04

101.02

100.14

100.10

Si

2.99

3.00

3.01

3.01

3.00

2.91

2.99

2.87

2.89

2.89

3.00

2.89

3.00

2.97

3.00

2.65

3.00

2.65

2.99

2.68

2.69

3.00

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe+3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe+2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

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

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.09

0.00

0.09

0.10

0.11

0.00

0.11

0.00

0.02

0.00

0.33

0.00

0.35

0.00

0.31

0.31

0.00

Na

1.00

0.05

0.05

0.03

0.08

0.93

0.08

0.86

0.90

0.91

0.09

0.88

0.06

1.00

0.07

0.65

0.04

0.65

0.04

0.69

0.68

1.00

K

0.01

0.93

0.93

0.94

0.90

0.01

0.92

0.03

0.01

0.01

0.88

0.02

0.93

0.00

0.93

0.02

0.94

0.01

0.96

0.01

0.01

0.00

Cations

5.01

4.99

4.99

4.98

4.99

5.01

5.00

5.00

5.01

5.01

4.98

5.01

4.99

5.02

5.00

5.00

4.98

5.01

5.01

5.01

5.00

5.01

Ab

98.10

5.50

5.30

3.40

8.40

91.10

7.50

87.60

89.30

89.10

9.60

87.30

5.80

98.10

6.60

65.10

3.60

64.60

4.40

67.90

68.50

99.20

An

1.30

0.00

0.20

0.10

0.10

8.40

0.00

9.50

10.20

10.40

0.00

10.90

0.00

1.50

0.00

33.40

0.00

34.40

0.20

30.70

30.60

0.40

Or

0.60

94.50

94.50

96.50

91.50

0.60

92.50

2.80

0.50

0.50

90.40

1.80

94.20

0.40

93.40

1.50

96.40

1.00

95.40

1.40

0.90

0.40

 

جدول 2- نتایج آنالیز میکروپروب بیوتیت‌ها و محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها بر مبنای 22 اکسیژن

Rock Name

Phase 1

SiO2

35.50

36.05

36.62

34.42

34.83

35.32

34.25

34.00

31.71

31.29

TiO2

2.52

2.49

4.34

3.08

3.35

3.25

2.86

3.08

3.38

3.36

Al2O3

18.38

18.70

14.82

15.46

15.44

15.18

15.39

15.22

13.74

13.77

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.02

0.00

0.02

0.05

0.05

FeO*

19.61

19.45

23.31

23.71

22.14

23.61

23.84

22.90

24.13

23.74

MnO

0.30

0.27

0.30

0.40

0.33

0.39

0.34

0.39

0.30

0.41

MgO

9.88

9.65

8.27

8.89

9.05

8.39

9.13

8.22

7.89

7.90

CaO

0.05

0.02

0.01

0.11

0.04

0.01

0.02

0.08

0.04

0.05

Na2O

0.09

0.07

0.07

0.05

0.11

0.00

0.01

0.11

0.07

0.09

K2O

9.49

9.64

9.38

7.98

8.44

8.79

8.13

8.30

8.60

8.25

Total

95.83

96.34

97.10

94.11

93.73

94.96

93.97

92.32

89.91

88.91

Oxygen

22.00

22.00

22.00

22.00

22.00

22.00

22.00

22.00

22.00

22.00

Si

5.39

5.43

5.59

5.43

5.48

5.53

5.42

5.47

5.34

5.32

Ti

0.29

0.28

0.50

0.37

0.40

0.38

0.34

0.37

0.43

0.43

AlIV

2.61

2.57

2.41

2.57

2.52

2.47

2.58

2.53

2.66

2.68

AlVI

0.68

0.75

0.26

0.30

0.34

0.33

0.29

0.35

0.07

0.08

Fe+2

2.49

2.45

2.98

3.13

2.91

3.09

3.16

3.08

3.40

3.38

Fe+3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

Mn

0.04

0.03

0.04

0.05

0.04

0.05

0.05

0.05

0.04

0.06

Mg

2.24

2.17

1.88

2.09

2.12

1.96

2.15

1.97

1.98

2.00

Ca

0.01

0.00

0.00

0.02

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

Na

0.03

0.02

0.02

0.02

0.03

-0.02

0.00

0.03

0.02

0.03

K

1.84

1.85

1.83

1.61

1.69

1.76

1.64

1.70

1.85

1.79

Cations

15.61

15.56

15.50

15.58

15.55

15.55

15.63

15.58

15.80

15.78

AlT/Ca+Na+K

1.75

1.77

1.44

1.75

1.65

1.60

1.74

1.65

1.45

1.51

Fe/(Fe+Mg)

0.53

0.53

0.61

0.60

0.58

0.61

0.59

0.61

0.63

0.63

Mg/(Fe+Mg)

0.47

0.47

0.39

0.40

0.42

0.39

0.41

0.39

0.37

0.37

 

 


علاوه بر این، از میان گرانیتویید و پگماتیت‌های موجود در منطقه مورد بررسی تعداد 21 نمونه انتخاب و در مرکز تحقیقات و تولید سوخت هسته‌ای اصفهان با استفاده از روش فعال‌سازی نوترونی (NAA=Neutron Activation Analysis) مورد آنالیز سنگ کل قرار گرفتند که در جدول‌ 3 آورده شده است.

 

 

جدول 3- نتایج آنالیز اکسیدهای اصلی و نتایج آنالیز عناصر نادر و نادر خاکی سنگ‌های گرانیتوییدی مورد بررسی

Rock Name

Phase 1

Phase 2

Phase 3

Phase 4

Sample No.

739

682

644

630

629

2*

3*

4*

5*

6*

7*

8*

635

626

12*

13*

636

639

J2*

J4*

630-1

(wt%)

       

 

                     

 

 

     

SiO2

64.19

56.63

65

65.38

69.92

70.57

72.67

74.89

75.71

70.8

75.14

75.93

71.98

73.58

64.37

65.33

72.89

71.82

74.71

70.39

63.28

TiO2

0.37

1.07

0.55

0.2

0.22

0.23

0.37

0.18

0.14

0.13

0.03

0.04

0.2

0.17

0.65

0.61

0.2

0.18

0.36

0.42

0.22

Al2O3

16.44

16.48

15.21

16.59

13.27

13.97

13.15

12.42

12.87

13.75

12.88

12.7

14.38

12.76

14

15.28

14.25

13.97

13.63

17.37

20.69

Fe2O3

2.42

3.33

2.4

2.09

0.24

0.65

0.83

0.59

0.17

0.28

0.3

0.23

0.34

0.76

1.55

1.98

0.2

0.33

0.19

0.33

0.03

FeO

2.62

3.9

2.59

2.26

0.18

1.64

2.08

1.46

1.21

1.39

0.93

0.69

0.27

0.52

4.33

3.03

0.15

0.28

0.17

0.32

0.1

FeOT

4.8

6.9

4.75

4.14

0.39

2.22

2.83

1.99

1.36

1.64

1.2

0.9

0.58

1.21

5.72

4.81

0.33

0.57

0.34

0.61

0.12

Fe2O3T

5.33

7.66

5.28

4.6

0.43

2.47

3.14

2.21

1.51

1.82

1.33

1

0.64

1.34

6.36

5.35

0.36

0.63

0.38

0.68

0.13

MnO

0.11

0.13

0.07

0.08

0.01

0.04

0.07

0.07

0.03

0.05

0.05

0.02

0.01

0.04

0.18

0.08

0.1

0.04

0.03

0.05

0.01

MgO

1.95

2.3

1.94

2.16

3.65

0.73

0.69

0.34

0.25

0.58

0.32

0.37

1.14

0.92

2.97

2.18

1.41

2.79

1.18

1.14

1.2

CaO

4.18

8.21

4.34

3.6

1.4

0.97

0.98

1.17

0.59

1.42

0.53

0.4

1.4

1.32

1.38

1.95

1.4

1.4

1.39

1.5

2.77

Na2O

3.69

3.61

3.28

3.67

3.72

3.1

3.45

2.54

3.03

3.1

3.4

3.65

4.7

3.02

2.95

3.55

5.45

3.88

4.39

4.17

9.84

K2O

2.61

2.22

2.7

2.13

5.87

5.44

4.08

4.6

4.75

6.43

4.78

4.99

4.26

5.79

2.46

3.24

3.13

4.36

3.38

2.87

0.87

P2O5

0

0

0

0

0

0.08

0.09

0.04

0.04

0.15

0.03

0.07

0

0

0.07

0.12

0

0

0

0

0

CO2

0

0

0

0

0

0.35

0.23

0.44

0

0.6

0.36

0.2

0

0

0.5

0.6

0

0

0

0

0

LOI

1.14

1.73

1.67

1.62

1.52

2.22

0.82

1.04

0.89

1.82

1

1.4

1.27

1.08

3.94

1.76

0.82

0.93

0.59

1.48

0.88

Total

100

100

100

100

100

99.64

99.28

99.34

99.68

99.9

99.39

100.5

100

100

99.85

99.12

100

100

100

100

100

A/CNK

0.99

0.71

0.94

1.12

0.88

1.1

1.11

1.1

1.14

0.94

1.1

1.05

0.97

0.94

1.38

1.19.

0.96

1.02

1.01

1.37

0.93

(ppm)

       

 

                     

 

 

     

Ba

-

-

-

327

251

             

-

419

   

-

-

558

1100

-

Rb

96

106

103

61

118

             

194

151

   

112

176

123

270

10

Sr

-

712

 

-

-

             

-

-

   

-

-

124

133

173

Th

45

7.3

9.3

0.4

5

             

0.6

6.8

   

1.2

19

2.7

1.6

7.8

Ga

-

-

-

-

-

             

-

-

   

-

-

16

30

-

Zn

91

83

55

-

-

             

15

-

   

-

-

20

52

-

Ni

-

-

-

-

152

             

90

76

   

161

85

-

-

141

V

88

183

106

95

9

             

10

8

   

10

9

17

19

11

Cr

-

229

152

142

266

             

199

205

   

280

181

3

3

226

Hf

5.2

2

5.6

2.2

1.2

             

0.7

1.8

   

0.3

2.9

1.4

2.6

0.8

Cs

4.4

2.5

6.7

3.5

1.1

             

5.2

4.1

   

1.8

1.7

2.1

3.5

0.5

Sc

14

22

14

11

1.6

             

0.9

2.8

   

1.4

3.5

1.8

3.2

1

Ta

0.9

1.2

1

0.8

0.6

             

1.2

2.9

   

0.2

2.4

1.4

2.9

0.4

Co

11

23

11

9

14

             

0.9

3.3

   

1.3

0.9

1

1

0.9

U

-

-

-

-

-

             

-

-

   

-

-

1.8

0.8

-

W

-

-

-

-

-

             

-

-

   

-

-

10

12

-

Au

-

-

-

-

-

             

-

-

   

-

-

4.4**

6.2**

-

La

54

47

20

6.6

5.1

             

3

5.9

   

2.1

19

5.6

8.5

4.5

Ce

99

80

45

15

9

             

5.3

14

   

3.1

43

11

17

7.7

Nd

47

29

15

7.4

6.5

             

2.9

5.1

   

1.9

23

7.2

11

3.5

Sm

9.3

5.3

4.1

2.1

1.8

             

0.8

1.2

   

0.6

7.3

2.4

3.7

0.7

Eu

2.5

1.5

1

0.6

0.7

             

0.3

0.3

   

0.2

2.1

0.9

1.4

0.2

Gd

5.9

3.7

3.5

-

-

             

0.7

1

   

0.7

7.4

2.9

5.3

0.7

Tb

0.9

0.5

0.6

0.3

0.5

             

0.1

0.2

   

0.1

1.4

0.5

0.9

0.1

Dy

4.7

2.8

3.7

1.5

2.7

             

0.8

1.1

   

0.6

9.2

3.6

6.4

0.7

Ho

1.1

0.5

0.9

0.3

0.5

             

0.2

0.2

   

0.1

2

0

0

0.2

Tm

0.5

0.2

0.4

0.1

0.2

             

0.1

0.1

   

0

1

0.4

0.5

0.1

Yb

3

1.4

2.6

0.8

1.5

             

0.6

0.6

   

0.3

6

2.7

3.2

0.6

Lu

0.5

0.2

0.4

0.1

0.2

             

0.1

0.1

   

0

0.9

0.4

0.5

0.1

* برگرفته از Technoexport (1984)، ** بر حسب ppb

 


پتروگرافی و شیمی کانی‌ها

بر اساس مطالعات میکروسکوپی، سنگ‌های مورد مطالعه از نظر کانی‌شناسی به‌طور کلی به چهار دسته تقسیم می‌شوند: فاز اول، فاز دوم، فاز سوم و فاز چهارم (پگماتیت). قطعاتی از فاز اول در فازهای دوم و سوم مشاهده می‌شود. همچنین فاز دوم فاز اول را قطع کرده است، به همین دلایل، ترتیب نفوذ توده‌ها در ابتدا فاز اول، فاز دوم و سپس فاز سوم است.

فاز چهارم (پگماتیت) از کانی‌های آلکالی‌فلدسپار (ارتوکلاز)، پلاژیوکلاز (آلبیت)، کوارتز، تورمالین، مسکوویت فراوان و به مقدار خیلی کم بیوتیت تشکیل شده است (شکل 5).

شکل 5- نمایی از بلورهای تورمالین در فاز چهارم

 

فاز سوم از کانی‌های پلاژیوکلاز (آلبیت)، آلکالی‌فلدسپار (میکروکلین)، کوارتز، بیوتیت و مسکوویت که 5 تا 10 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهند. علاوه بر این، این فاز دارای گارنت از نوع آلماندین- اسپسارتین نیز هستند (Deer et al., 1991). همچنین کلسیت ثانویه نیز در این واحد سنگی مشاهده شده است (شکل 6).

فاز دوم از کانی‌های اصلی آلکالی فلدسپار از نوع میکروکلین- ارتوکلاز، کوارتز و کانی‌های فرعی پلاژیوکلاز از نوع آلبیت و مسکوویت که 3 تا 8 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهند، تورمالین از نوع اسکورلیت (London and Manning, 1995)، بیوتیت، اسفن ثانویه و کلسیت تشکیل شده است (شکل 7).

فاز اول از آلکالی فلدسپار نوع میکروکلین- ارتوکلاز، پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین، کوارتز، بیوتیت (آنیت- سیدروفیلیت) که به‌صورت اولیه هستند و 10 تا 15 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهند (Deer et al., 1991) و مسکوویت تشکیل شده‌اند (شکل 8).

درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم
(ASI= Al2O3/CaO+Na2O+K2O) در بیوتیت‌های ناحیه بین 5/1 تا 7/1 است که به‌ علت اکتیویته بالای آلومینیم در ماگمای سازنده بیوتیت‌هاست.

 

شکل 6- نمایی از مقطع میکروسکوپی کانی گارنت در فاز سوم

 

 

شکل 7- نمایی از کانی اسفن در فاز دوم

 

 

شکل 8- نمایی از بیوتیت‌های شکل‌دار در فاز اول

 

نتیجه بررسی مودال کمپلکس گرانیتویید و فاز پگماتیتی در دیاگرام QAP نشان داده شده است (شکل 9). فاز اول در این دیاگرام در قسمت‌های آلکالی‌گرانیت، سینو‌گرانیت، مونزوگرانیت، گرانودیوریت، دیوریت و کوارتز دیوریت، فاز دوم در قسمت‌های آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت و مونزوگرانیت، فاز سوم در قسمت‌های آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت، مونزوگرانیت و گرانودیوریت قرار می‌گیرند‌؛ با این تفاوت که میزان کوارتز این فاز از فاز اول بیشتر است. موقعیت فاز چهارم در مرز بین آلکالی‌گرانیت و سینوگرانیت است. بررسی کانی‌شناسی واحدهای سنگی منطقه مورد مطالعه مشخص کرده است که تورمالین در فاز دوم و چهارم، گارنت محدود به فاز سوم، بیوتیت در فاز اول- دوم و سوم و خیلی کم در فاز چهارم و مسکوویت در تمام واحدهای سنگی دیده می‌شود. حضور مسکوویت در تمام انواع گرانیتوییدها از یک سو و از سوی دیگر، پاراژنز کانی‌شناسی در مجموعه گرانیتوییدی مصر سبب شده است که گرانیتوییدهای مورد بحث را از انواع MPG یا گرانیتوییدهای پرآلومین مسکوویت‌دار در تقسیم‌بندی Barbarin (1999) بدانیم، که این نوع از گرانیتوییدها را جز گرانیتوییدهای پوسته‌ای می‌داند که در زون‌های برشی به‌وجود آمده‌اند. ترکیب شیمیایی آن‌ها غنی از آلومینیوم و فقیر از آهن و منیزیم است (Dorais, 1991)، که ویژگی پرآلومینه منطقه مورد مطالعه را اثبات می‌کند که احتمالاً بازگو کنندة ماهیت پرآلومین گرانیتوییدهای مورد مطالعه است. وجود بلورهای گارنت در مقاطع میکروسکوپی بعضی از این سنگ‌ها نشان دهنده ماهیت پرآلومین در آن‌هاست. تحت‌ﺗﺄثیر محلول‌های بور و فلوئور بر بعضی از این سنگ‌ها تورمالین‌زایی، مخصوصاً در پگماتیت‌ها در مقیاس وسیع و فاز دوم صورت گرفته است.

 

ژئوشیمی

تعداد 21 نمونه از گرانیتوییدها و پگماتیت‌ها به روش فعال‌سازی نوترونی در مرکز تحقیقات و تولید سوخت هسته‌ای اصفهان به منظور تجزیه عناصر اصلی و فرعی آنالیز شدند (جدول‌های 1 و 2).

 

 

 

شکل 9- موقعیت قرارگیری نمونه‌های کمپلکس گرانیتویید در دیاگرام QAP  (Streckeisen and Le Maitre, 1979)

 

 

 

سیلیس واحدهای گرانیتوییدی مصر در طیف گسترده‌ای از 57 تا 75 درصد سیلیس قرار دارد. بیشترین میزان سیلیس در فاز سوم مشاهده می‌شود. این توده گرانیتوییدی، با استفاده از رده‌بندی شیمیایی Middlemost (1991)، LeBas و همکاران (1986) بررسی شده و نتایج حاصل از آن بیانگر این است که سه فاز اول آلکالی‌گرانیت، مونزو‌گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت بوده، فاز چهارم در قسمت سینیت قرار دارد (شکل‌های 10 و 11).

 

 

شکل 10- دیاگرام SiO2 در برابر Na2O+K2O (Middlemost, 1991) و موقعیت قرارگیری نمونه‌های منطقه

 

 

شکل 11- در نمودار Na2O+K2O نسبت به SiO2 (Le bas et al., 1986) موقعیت نمونه‌های منطقه نشان داده شده است. نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

هر چند که گرانیتوییدهای مورد بررسی، به ماگماهای مختلف با سن‌های متفاوتی متعلق هستند و رسم آن‌ها همراه با هم در دیاگرام‌های هارکر صحیح نیست، اما به‌منظور دسترسی به تغییرات عناصر در طی تفریق و مقایسه واحدهای مختلف با یکدیگر از دیاگرام‌های Harker (1909) استفاده شد (شکل 12). روند ژئوشیمیایی مشاهده شده، بیانگر وجود قرابت ژئوشیمیایی بین واحدهای مختلف نفوذی است.

کاهش اکسیدهای Al2O3، FeO، Fe2O3، CaO، TiO2، P2O5، MnO و MgO و افزایش اکسیدهای Na2O و K2O درمقابل افزایش SiO2 به‌خوبی مشخص است. کاهش اکسیدهای Al2O3 و CaO بیانگر تبلور کانی پلاژیوکلاز، و تبلور کانی‌های اسفن و ایلمنیت به‌علت کاهش اکسیدهای FeO و  TiO2در برابر سیلیس هستند. طبق جدول 3 میزان Rb نمونه‌ها بالاست. Sr عنصر سازگاری است که در تفریق پلاژیوکلاز نقش مهمی را ایفا می‌کند. Ba یک عنصر سازگار در تفریق آلکالی‌فلدسپار‌هاست. در دیاگرام نسبت مولکولی Chappell و White (1974) A/CNK در برابر SiO2 (شکل 13) نمونه‌ها در موقعیت پرآلومین ضعیف تا شدید و متاآلومین قرار گرفته‌اند.

طبق دیاگرام SiO2 در برابر K2O+ Na2O-CaO (Frost et al., 2001) غالب نمونه ها آلکالی‌کلسیک- کلسیک‌آلکالی هستند (شکل 14). میزان K2O+Na2O-CaO همان ضریب MALI است؛ هرچه میزان سیلیس افزایش یابد، MALI (Modified alkali- lime index) هم افزایش می‌یابد. بر اساس دیاگرام Na2O+K2O نسبت به SiO2 نشان می‌دهند (Irvine and Barager, 1971) که ماگمای سازنده گرانیتوییدها از نوع ساب‌آلکالن است (شکل 15).

 

 

 

 

شکل 12- دیاگرام‌های اکسید- اکسید Harker (1909) در واحدهای گرانیتویید کمپلکس مصر. نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

 


 

شکل 13- موقعیت نمونه‌های منطقه مورد نظر در دیاگرام A/CNK در مقابل SiO2 (Chappell and White, 1974). نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

 

شکل 14- موقعیت نمونه‌های منطقه مورد نظر در دیاگرام SiO2 در برابر CaO-Na2O+ K2O (Frost et al., 2001). نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

 

با توجه به نمودار AFM (Irvine and Barager, 1971) (شکل 16) نیز نمونه‌های مورد بررسی در محدوده کالک‌آلکالن قرار گرفته‌اند. در شکل 17 تمام واحدهای سنگی در محدوده منیزین قرار گرفته‌اند (Frost et al., 2001). برای بررسی تحولات ماگمایی، از نمودارهای عنکبوتی که توسط Sun و McDonough (1989) برای کندریت و گوشته اولیه پیشنهاد شده است، استفاده شد که در شکل 18 آورده شده‌اند.

 

 

شکل 15- ماگمای سازنده کمپلکس گرانیتویید طبق  Barager و Irvine (1971) ساب‌آلکالن است. نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

 

شکل 16- در دیاگرام AFM (Barager and Irvine, 1971) موقعیت نمونه‌های منطقه نشان داده شده است. نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

شکل 17- دیاگرام SiO2 در مقابل FeOt/(FeOt+MgO) واحدهای گرانیتی در قسمت منیزین‌دار قرار گرفته‌اند (Frost et al., 2001). نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

 

شکل 18= دیاگرام چند عنصری و موقعیت مقادیر عنصر کمیاب نمونه‌های منطقه بر پایه ترکیب کندریت و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989). نمادها مانند شکل 10 هستند.

میزان عناصر نادر خاکی سبک بیشتر از عناصر نادر خاکی سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 19). غنی‌شدگی مذکور معمولاً به عواملی همچون میزان پایین ذوب‌بخشی و عدم شرکت گارنت در فاز مذاب نسبت داده می‌شود. شیب منفی این نمودار بیانگر سری‌های کالک‌آلکالن است (Rollinson, 1993).

طبق نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985) (شکل20) نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده هم‌زمان با برخورد قرار گرفته‌اند.

 

 

شکل 19- الگوهای عناصر نادر خاکی به‌هنجار شده نسبت به کندریت و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989).

 

 

شکل 20- نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985). نمادها مانند شکل 10 هستند.

 

زمین‌دماسنجی

برای انجام بررسی‌های زمین‌دماسنجی با استفاده از ترکیب فلدسپار‌ها از کالیبراسیون مختلفی که تاکنون ارائه شده است (Fuhrman and Lindsley, 1988; Lindsley and Nekvasil, 1989; Haselton and Hovis, 1983; Benisek et al.,  2004) استفاده شد. دمای به‌دست آمده در گرانیتوییدها در فشار 1 تا 5 کیلو بار 2/223 تا 66/425 است (جدول 4)، اما دماهای به‌دست آمده بسیار کمتر از دماهایی است که بیانگر محیط‌های آذرین هستند و می‌توان نتیجه گرفت که ترکیب فلدسپارها بر اثر پدیده‌های ساب‌سولیدوس و میلونیتی شدن تغییر یافته است.

همچنین، با استفاده از ترمومتر یک فلدسپار Kretz (1994) میزان K/(K+Na) از 90/ 0تا 96/. به‌دست آمد که منحنی‌های تعیین دما را قطع نمی‌کند که بیانگر تغییر ترکیب فلدسپار‌ها توسط پدیده‌های ساب‌سولیدوس و میلونیتی‌شدن است. از آنجا که با استفاده از ‌دماسنجی فلدسپار‌ها نتایج قابل قبولی به‌دست نیامد؛ بنابراین، با کمک مقدار تیتان موجود در بیوتیت‌ها به عنوان یک ترمومتر استفاده شد که بین میزان Mg/(Mg+Fe)، تیتان و دما در بیوتیت‌ها ارتباطی وجود دارد (Henry et al., 2005). در سنگ‌های آذرین و دگرگونی ترمومتر بیوتیت می‌توان برای به‌دست آوردن دمای تبلور بیوتیت‌ها استفاده کرد (Patino, 1993).

بر اساس Henry و همکاران (2005)، مقدار درجه حرارت از رابطه T={[Ln(Ti)-a-c(XMg)3/b}0.333 محاسبه می‌شود، که T بر حسب درجه سیلسیوس، XMg=Mg/Mg+Fe، a=-2.3594، b=4.6482×10-9، c=-1.7283 و برای 275-1.000=XMg و 0.60-Ti=0.04، حدود کالیبراسیون به‌صورت C°T=480-800 است.

دمای به‌دست آمده برای فاز اول توسط این ترمومتر از 642 تا 718 درجه است که در فشار 4 تا 6 کیلو بار و نشان‌دهندة شرایط ماگمایی و دمای تبلور فاز اول است.

 

 

جدول 4- نتیجه بررسی‌های زمین‌دماسنجی با استفاده از ترکیب فلدسپارها

Monzogranite

Granodiorite

Alkali granite

Rock Type

5

3

1

5

3

1

5

3

1

Model:

Pressure

(Kbar)

394.81

380.8

367.36

425.66

408.96

388.74

397.26

380.39

362.33

Nekvasil and Burnham (1987)

Temperature (ºC)

271.66

263.34

248.89

401.85

347.41

326.09

359.11

327.79

299.38

Elkins and Grove (1990)

258.73

237.82

223.2

357.22

333.78

321.88

337.13

327.73

314.81

Lindsley and Nekvasil (1988)

263.4

253.52

242.24

371.77

339.35

319.47

352.69

321.17

315.34

Fuhrman and Lindsley (1988)

272.8

272.78

272.76

324.86

324.84

324.82

279.85

279.83

279.81

Haselton  and Hovis (1983)

 

 

بحث

روند نزولی Al2O3 و CaO در نمودارهای هارکر به‌علت تبلور پلاژیوکلازهاست. روند نزولی FeO و TiO2 به تشکیل کانی‌های ایلمنیت و اسفن می‌تواند مرتبط باشد. الگوی عناصر نادر خاکی، حاکی از غنی‌شدگی عناصر نادر خاکی سبک نسبت به عناصر نادر خاکی سنگین است. غنی‌شدگی مذکور معمولا به عواملی، همچون نرخ پایین ذوب‌بخشی و عدم شرکت گارنت در فاز مذاب نسبت داده می‌شود. طبق نظر Drake و Weill (1975) در شرایط فعالیت زیاد اکسیژن ضرایب جدایش برای Eu پایین بوده، Eu مانند سایر عناصر نادر خاکی رفتار می‌کند و فاقد آنومالی است. آنومالی منفی در Sr نیز در نتیجه تبلور پلاژیوکلاز در مراحل اولیه تفریق است (Rollinson, 1993).

وجود آنومالی مثبت Th در بعضی از نمونه‌ها دلیلی بر آغشتگی پوسته‌ای ماگماست. تمرکز عناصر کمیاب خاکی سبک خیلی بیشتر از عناصر کمیاب سنگین است زیرا گرانیتوییدها از فلدسپار‌ها تشکیل شده‌اند،.

اغلب پترولوژیست‌ها سه ﻣﻨﺸﺄ را برای انواع گرانیتویید پیشنهاد نموده‌اند: 1- ﻣﻨﺸﺄ پوسته‌ای؛ 2- ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای و 3- ﻣﻨﺸﺄ پوسته و گوشته‌ای.

همچنین‌ با اندیس درجه اشباع‌شدگی آلومینیم یا ASI که یک پارامتر شیمیایی است، می‌توان انواع گرانیتویید را از یکدیگر شناسایی کرد. گرانیتویید پرآلومینه دارای ASI>1 و گرانیتویید متاآلومینه دارای ASI<1 است. ترکیب متاآلومینه می‌تواند به‌صورت Al2O3> Na2O+K2O molar و گرانیتویید کالک‌آلکالن یا به‌صورت Al2O3≤ Na2O+K2O molar یعنی گرانیتویید آلکالن تا پرآلکالن باشد.

اطلاعات ایزوتوپی و شیمیایی پیشنهاد می‌کنند که گرانیتویید پرآلومینه ﻣﻨﺸﺄ پوسته‌ای، گرانیتویید کالک‌آلکالن ﻣﻨﺸﺄ پوسته و گوشته و گرانیتویید آلکالن تا پرآلکالن ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای دارند.

گرانیت‌های I-type دارای دامنه تغییرات گسترده از محدوده مافیک تا اسید، مقدار سدیم بالا (Na2O>%3.2)، مقدار کرندوم نورم کمتر از یک درصد، درجه اشباع‌شدگی آلومینیم کمتر از 1/1، حاوی هورنبلند و زینولیت‌های مافیک فراوان و اسفن و مگنتیت هستند در حالی‌که گرانیت‌های S-type دارای دامنه تغییرات محدود و عمدتاً اسیدی، مقدار سدیم کم (Na2O<%3.2)، کرندوم نورم بیشتر از یک درصد، درجه اشباع‌شدگی آلومینیم بیشتر از 1/1، حاوی مسکوویت، بیوتیت،گارنت، سیلمانیت، مونازیت و ایلمنیت هستند.

با توجه به مطالب بیان شده، ﻣﻨﺸﺄ سنگ‌های منطقه مورد مطالعه احتمالاً هیبرید است. به‌علت عدم وجود زوج کانی مناسب برای بارومتری سنگ‌های منطقه مورد مطالعه، قادر به تعیین سطح رخنمون برای منطقه مورد مطالعه نیستیم.

نتیجه‌گیری

نتایج حاصل از بررسی‌های سنگ‌شناسی، ژئوشیمیایی در کمپلکس گرانیتوییدی که در روستای مصر وجود دارد نشان می‌دهد که از یک فاز پگماتیتی و سه فاز گرانیتوییدی تشکیل شده است، فاز چهارم جوان‌ترین و فاز اول قدیمی‌ترین عضو این مجموعه هستند و می‌توان گفت که بخش عمده پیکرة توده نفوذی متشکل از فاز سوم است. کانی گارنت تنها در فاز سوم، تورمالین در فاز چهارم و فاز دوم، بیوتیت در فاز اول، فاز دوم و فاز سوم و کانی مسکوویت در تمام واحدها مشاهده شد. همچنین، این بررسی‌ها نشان می‌دهد که ماگمای سازنده این توده از نوع کالک‌آلکالن و دارای ماهیت پرآلومین شدید تا ضعیف و متاآلومین است و محیط تکتونیکی را هم‌زمان با برخورد بیان می‌کند. ماگمای سازنده این سنگ‌ها هیبرید (S و I) است. دماهای به‌دست آمده با استفاده از زمین‌دماسنجی فلدسپار‌ها بسیار کمتر از محیط‌های آذرین هستند که پدیده ساب‌سولیدوس و میلونیتی شدن را اثبات می‌کند. به‌همین علت، از ‌دماسنجی بیوتیت‌ها استفاده شد که دمای حدود 642  - 718 درجه سانتی‌گراد، در فشار 4 تا 6 کیلوبار را پیشنهاد می‌نماید که دمای آذرین و دمای تبلور بیوتیت‌هاست.

آقانباتی، ع. (1378) زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

امامی، م. ح. (1379)‌ ماگماتیسم در ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی، تهران، ایران.

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46: 605- 626

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic para. Chemical Geology 48: 43- 55.

Benisek, A., Kroll, H. and Cemi, L. (2004) New developments in two-feldsparthermometry. American Mineralogist 89(10): 1496-1504.

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

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An Introduction to the Rock – forming minerals, Longman, London.

Dorais, M. J. (2003) The petrogenesis and emplacement of the new Hampshire plutonic suite″, American Mineralogist 303: 447- 487.

Drake, M. J. and Weill, D. F. (1975) Partition of Sr, Ba, Ca, Y, Eu2+, Eu3+ and other REE between plagioclase feldspar and magmatic liquid and experimental study. Geochemical Cosmochimica Acta 39: 689-712.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Frost, R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal Of Petrology 42: 2003- 2048.

Fuhrman, M. L. and Lindsley, D. H. (1988) Ternary-feldspar modeling and thermometry. American Mineralogist 73: 201- 215.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen. London.

Haselton, J. R. U. S. and Hovis, G. L. (1983) Calorimetric investigation of the excess entropy of mixing in an albite-sanidine solid solution: lack of evidence for Na, K short-range order and implications for two-feldspar thermometry. American Mineralogist 68: 398-413.

Henry, D. J., Guidotti, C. V. and Thomson, J. A. (2005) The Ti-saturation surface for low- to- medium pressure metapelitic biotite: Implications for geothermometry and Ti- substitution mechanisms. American Mineralogist 90: 316-328.

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

Kretz, R. (1994) Metamorphic crystallization, John Wiley and Sons Ltd, England.

Le Bas, M. J. , Le maitre, R. W. , Streckeisin, A. and  Zanettin, B. A. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali- silica diagram. Journal Of Petrology 27 : 745-750.

Lindsley, D. H. and Nekvasil, H. (1989). A ternary feldspar model for all reasons (abs), EOS. 70(15): p. 506.

London, D. and Manning, D. (1995) Chemical variations and significance of tourmaline from southwest England. Economic Geology 90: 495- 519.

Middlemost, E. A. K. (1991) Towards a comprehensive classification of igneous rocks and magmas. Earth Sciences Reviews 31: 73- 87.

Patino, D. A. E. (1993) Titanium substitution in biotite: an empirical model with applications to thermometry, O2 and H2O barometries, and consequences for biotite stability. Chemical Geology 108:133- 162.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation, Addison, Wesley Longman, Harlow.

Streckeisen, A. L. and Le Maitre, R. W. (1979) chemical approximation to the modal QAPF classification of the igneous rocks. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen 136: 169–206.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: A. D. Saunders and M. J. Norry (Eds.): Magmatism in Ocean Basins. Geology Society Special Publication London 313- 345.

Susov, M., Dvoryankin, A., Selivanov, E., et al. (1979) Geology and minerals of Jandaq area (Central Iran), Moscow, V/O “Technoexport”, Report No. 4, 171 p.

Technoexport (1984) Geological maps of Jandaq (1/250,000). Sheet: H6, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Technoexport (1984) Geological maps of Mesr (1/100,000). Sheet: 6958, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Technoexport (1984) Geological maps of Arusan (1/100,000). Sheet: 7058, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Technoexport (1984) Geological maps of Khur (1/250,000). Sheet: H7, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.