دما- فشارسنجی توده‌های نفوذی منطقه سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار) با نگرشی ویژه به هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی اطراف توده‌ها

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بین‌المللی امام خمینی،‌ قزوین،‌ ایران

چکیده

چند توده نفوذی تونالیتی- ترونجمیتی کالک‌آلکالن در منطقه سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار) به داخل مجموعه دگرگونی شامل شیست سبز، شیست آبی و گارنت- آمفیبولیت تزریق شده‌اند. دما- فشارسنجی این توده‌ها که با استفاده از ترکیب شیمیایی سنگ کل، حضور گارنت و اپیدوت ماگمایی و شیمی ‌کانی‌های آمفیبول و فلدسپات صورت گرفته، نشان‌دهنده دمای تبلور بین 665 تا 749 درجه‌سانتیگراد و فشار 8 تا 11 کیلوبار است. در کنار این محاسبات، به کمک تعیین شرایط دما و فشار هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی واقع در حاشیه خارجی توده‌های نفوذی، ارزیابی دقیق‌تری از عمق جایگزینی و دمای انجماد توده‌ها به‌دست آمد. شرایط فشار و حرارت انجماد و جایگزینی توده‌های نفوذی با ساز و کار ذوب‌بخشی لیتوسفر اقیانوسی جوان فرورو و تشکیل مذاب‌های حدواسط تا اسیدی در اعماق یک زون فرورانش داغ سازگار است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Thermobarometry of intrusion bodies from Soltanabad area (NE Sabzevar): with special reference to their adjoining metamorphic aureole and reaction rim

نویسنده [English]

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

Several tonalitic-trondhjemitic intrusion bodies have been injected into the metamorphic complex consisting of greenschist, blueschist and Grt-amphibolites in the Soltanabad area (NE Sabzevar). Thermobarometry of these bodies that carried out by whole rock chemical chemistry, the occurrence of magmatic garnet and epidote as well as geochemical characteristics of amphibole and plagioclase point to crystallization temperature of 665 to 749 °C and pressure between 8 to 11 Kbar. In order to estimate the depth of emplacement and to obtain the more precise crystallization temperature, temperature and pressure conditions of metamorphic aureole and reaction rim of the outer margins of the intrusion bodies, were calculated. On the base of obtained data, the conditions of pressure and temperature of emplacement and solidifications of intrusion bodies are compatible with the scenario of partial melting of young subducted oceanic lithosphere at depth of a hot subduction zone.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Tonalite
  • Tonalite-Trondhjemite
  • Trondhjemite
  • Thermobarometry
  • Metamorphic aureole
  • Soltanabad Metamorphic Complex

مقدمه

فهم تحولات پترولوژی نفوذی‌های گرانیتی، مستلزم محاسبه عمق تبلور و جایگیری مذاب با استفاده از محاسبات فشار- دماسنجی کانی‌های مختلف ماگمایی و یا هاله مجاورتی اطراف آن‌هاست. از طرفی با تخمین عمق جایگیری توده‌های نفوذی تعیین سن شده می‌توان شواهد صعود و یا فرونشینی بخش‌های پوسته‌ای در طی زمان را اثبات کرد و اطلاعات با ارزشی درباره فرآیندهای تکتونیکی حاکم در نوارهای کوه‌زایی به‌دست آورد (Tulloch and Challis, 2000).

در توده‌های نفوذی کالک‌آلکالن مناطق کوه‌زایی، کانی آمفیبول اهمیت زیادی در تخمین شرایط دما- فشار دارد زیرا این کانی در بیشتر توده‌های نفوذی این مناطق موجود بوده و تحت دامنه وسیعی از شرایط حرارت و فشار پایدار است (Holland and Blundy, 1994; Stein and Dietl, 2001). از طرفی حضور گارنت و اپیدوت ماگمایی در سنگ‌های نفوذی فلسیک از اهمیت ویژه‌ای در بررسی پتروژنز و ارزیابی شرایط تبلور و جایگزینی و در نهایت فهم تکتونیک حاکم در زمان جایگزینی برخوردار است.

در منطقه سلطان‌آباد، چند توده کالک‌آلکالن نفوذی با ویژگی‌های آداکیت برونزد دارند که از نظر کانی‌شناسی منحصر به فرد بوده و علاوه بر پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول، بیوتیت و موسکویت دارای گارنت و اپیدوت ماگمایی نیز هستند (نصرآبادی، 1390).

در این نوشتار، سعی شده است که به کمک ترکیب شیمیایی سنگ کل توده‌های نفوذی، شیمی کانی آمفیبول و حضور کانی‌های غیر معمول گارنت و اپیدوت ماگمایی موجود در آن‌ها و به‌ویژه با استفاده از تعیین شرایط دگرگونی هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی اطراف توده‌ها، شرایط تبلور و جایگیری توده‌های تونالیتی و ترونجمیتی منطقه سلطان‌آباد بررسی شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه مورد مطالعه در شمال‌شرق ایران، در استان خراسان رضوی واقع است. این منطقه از نظر جایگاه زمین‌شناسی، متعلق به زون ایران مرکزی است (Stocklin, 1968, 1977). اما Alavi (1991) زون سبزوار را در نقشه تکتونیک خاورمیانه از این زون متمایزکرده است. در تقسیم‌بندی Pilger (1971)، منطقه مورد مطالعه که به زون سبزوار معروف است در محدوده ایران مرکزی قرار گرفته و از شمال توسط کوه‌های بینالود و البرز و از جنوب توسط بلوک لوت محدود می‌شود. در شمال و جنوب این منطقه به ترتیب گسل‌های میامی و درونه (گسل بزرگ کویر) واقع است (شکل 1- a).

در این منطقه یک مجموعه دگرگونی (مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد) مرتبط با مجموعه افیولیتی شمال‌شرق سبزوار وجود دارد که در منطقه سلطان‌آباد برونزد دارد (شکل 1- a). این مجموعه دگرگونی شامل سنگ‌های دگرگونی رخساره‌های شیست سبز، شیست آبی و آمفیبولیت است و به داخل آن توده‌های آداکیتی با ترکیب تونالیت و ترونجمیت تزریق شده (شکل 1- b)که بررسی شرایط عمق و حرارت تبلور و جایگیری آن‌ها موضوع این نوشتار است.

در انتهای نوار دگرگونی جنوب‌غرب سلطان‌آباد (جنوب خوشاب) آهک‌های نومولیت‌دار به‌صورت دگرشیب بر روی شیست‌های آبی قرار گرفته‌اند و حاوی خرده‌های آواری از توده‌های نفوذی و سنگ‌های دگرگونی منطقه هستند (نصرآبادی، 1388). این امر بیانگر خاتمه دگرگونی قبل از ائوسن میانی بوده و قرارگیری توده‌های نفوذی در بخش‌های سطحی پوسته در زمان ائوسن میانی صورت گرفته است.

Baroze و همکاران (1983) ضمن تعیین سن توده‌های نفوذی و سنگ‌های دگرگونی اطراف، به هم‌زمانی ماگماتیسم و دگرگونی در منطقه سلطان‌آباد پی برده‌اند. این محققین معتقدند که این توده‌ها، پلاژیوگرانیت اقیانوسی نیستند بلکه تشکیل آن‌ها مرتبط با فرآیند دگرگونی منطقه است.

در بخش غربی نوار دگرگونی و در مجاورت با توده‌های ترونجمیتی، بلوک‌های گارنت- هورنبلندیتی عاری یا فقیر از پلاژیوکلاز رخنمون دارند (شکل 1- b). کانی‌شناسی، ترکیب شیمیایی سنگ کل و نتایج حاصل از محاسبات دما- فشارسنجی این بلوک‌ها بیانگر منشأ رستیتی آن‌هاست (نصرآبادی، 1388). در داخل این بلوک‌ها لوکوسوم‌هایی متشکل از کوارتز و آلبیت دیده می‌شود که ویژگی‌های ژئوشیمیایی آداکیت‌ها را داشته و از نظر ترکیبی و سنی، مشابه توده‌های نفوذی آداکیتی منطقه هستند (نصرآبادی، 1388). بنابراین با توجه با مباحث بالا، ژنز توده‌های تونالیتی و ترونجمیتی منطقه مرتبط با فرآیندهای حاکم در بخش‌های عمقی بوده و ساز و کار ذوب‌بخشی ورقه اقیانوسی فرورو در اعماق زون فرورانش داغ و تشکیل رستیت گارنت- هورنبلندیتی همراه با مذاب آداکیتی اثبات شده است (نصرآبادی، 1388).

آنچه که مسلم است در طی دوران سنوزوئیک در منطقه سبزوار با گذشت زمان، تبدیل رژیم حرارتی سرد منطقه فرورانش (حضور شیست‌های آبی منطقه به‌صورت زینولیت در توده‌های نفوذی آداکیتی و هاله‌های مجاورتی اطراف آن‌ها) به رژیم حرارتی داغ (ذوب‌بخشی پوسته اقیانوسی فرورو و تشکیل آداکیت) رخ داده است. در این رابطه تفسیرهای مختلفی ازجمله فرورانش پشته میان اقیانوسی، گسیختگی صفحه اقیانوسی فرورو (slab break off) و دلامینیشن آستنوسفری و تغییرات سرعت فرورانش در حال بررسی و ارزیابی است.

 

الف)

 

ب)

 

شکل 1- (a موقعیت افیولیت‌های شمال سبزوار (رنگ تیره) و مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد (رنگ خاکستری) در شکل نشان داده شده است. در شمال پهنه سبزوار کوه‌های البرز و بینالود و در جنوب آن بلوک لوت واقع است (Pilger, 1971). (b نقشه زمین‌شناسی ساده از مجموعه دگرگونی غرب سلطان‌آباد، توده‌های نفوذی فلسیک با برونزد طویل و کشیده در داخل مجموعه دگرگونی غرب سلطان‌آباد دیده می‌شوند.

 

 


مشاهدات صحرایی

مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد به طول تقریبی 30 کیلومتر و عرض 2 تا 5 کیلومتر، به‌صورت یک نوار دگرگونی در بخش شمالی افیولیت‌های شمال‌شرق سبزوار رخنمون دارد (شکل 1- a). به موازات برگوارگی این مجموعه دگرگونی چند توده کوچک ترونجمیتی و تونالیتی به‌صورت ورقه‌ای در راستای تقریباً شمال‌غربی- جنوب‌شرقی تزریق شده‌اند و از توپوگرافی مرتفع‌تری نسبت به متابازیت‌های اطراف برخوردارند (شکل 2- a). یکی از این توده‌ها با داشتن دایک‌های بازیک متعدد با امتداد تقریباً شرقی- غربی نظر هر بیننده‌ای را به خود جلب می‌کند (شکل 2- b).

در بعضی از این توده‌ها، زینولیت‌هایی از شیست آبی و سرپانتینیت در ابعاد مختلف وجود دارند. مرز بین توده‌ها و سنگ‌های دگرگونی اطراف در بعضی مناطق عادی بوده و به تشکیل هاله دگرگونی با ضخامت حداکثر 50 متر منجر شده (شکل 2- a) و در بعضی موارد نیز تکتونیکی است به‌طوری‌که توده‌های نفوذی ساختارهای میلونیتی نشان می‌دهند.

 

 

شکل 2- (a نمایی از توده‌های ترونجمیتی جنوب‌غرب سلطان‌آباد که بیانگر تزریق ورقه‌ای و سیل‌مانند آن‌ها به داخل مجموعه دگرگونی است. در اطراف بعضی از این توده‌ها، هاله مجاورتی نیز دیده می‌شود؛ (b تزریق دایک‌های هورنبلندیتی متعدد با امتداد شرقی- غربی به داخل توده تونالیت- ترونجمیتی جنوب‌غرب سلطان‌آباد.

 

 

در نمونه‌دستی ترونجمیت‌های منطقه لوکوکرات، گرانولار، متوسط تا درشت‌بلور بوده و بلورهای کوارتز، فلدسپات و گاهی منشورهای سوزنی اپیدوت و ورقه‌های میکا با چشم غیر مسلح قابل مشاهده هستند
(شکل 3- a). در نمونه‌های تونالیتی، آمفیبول از فراوانی بالایی برخوردار است (شکل 3- b).

با توجه به پروتولیت متابازیتی سنگ میزبان، تزریق توده‌های نفوذی باعث اپیدوت‌زایی و تشکیل ساختارهای پگماتوییدی به‌صورت توده‌هایی متشکل از بلورهای درشت آمفیبول، کوارتز و اپیدوت در بعضی از هاله‌های دگرگونی شده که بیانگر فراوانی سیالات و مذاب‌های آب‌دار منشأ گرفته از توده نفوذی در هنگام رخداد دگرگونی مجاورتی است (نصرآبادی، 1390). متابازیت‌های فولیاسیون‌دار مجموعه دگرگونی (شیست آبی) که در تماس با توده‌های نفوذی قرار گرفته‌اند متحمل تبلور مجدد شده و غالباً ساخت گرانولار پیدا کرده‌اند (شکل 3- c). در حاشیه خارجی بعضی از توده‌های ترونجمیتی که در تماس با متابازیت گارنت- هورنبلندیتی است، حاشیه‌ای باریک با گارنت‌های فراوان وجود دارد (شکل 3- d).

 

   
   

شکل 3- نمونه‌دستی توده‌های نفوذی و هاله مجاورتی؛ (a ترونجمیت‌ها، متوسط‌بلور بوده و شامل بلورهای روشن پلاژیوکلاز، کوارتز خاکستری و ورقه‌های میکای سفید هستند. (b تونالیت (I-09) که نشان‌دهنده فراوانی آمفیبول در آن‌هاست. (c نمونه حاشیه واکنشی (es207) که در محل همبری ترونجمیت و متابازیت میزبان تشکیل شده است. (d نمونه‌ای از شیست آبی واقع در هاله مجاورتی (cm25) که متحمل تبلور مجدد شده و در آن آمفیبول‌های جهت‌یافته و غیر جهت‌یافته در زمینه‌ای متشکل از آلبیت و فنژیت قرار دارند.

 


روش مطالعه

روش مطالعه شامل نمونه‌برداری از بخش‌های مختلف توده‌های نفوذی و هاله مجاورتی اطراف آن‌ها، تهیه مقاطع نازک از نمونه‌ها، بررسی‌های دقیق پتروگرافی و آنالیز نقطه‌ای روی بیش از 500 نقطه از کانی‌های گوناگون در دانشگاه اشتوتگارت (آلمان) و رم (ایتالیا) است. دستگاه ریزپردازنده دانشگاه اشتوتگارت از نوع Cameca SX100 و دانشگاه لاسپینزای رم از نوع Cameca SX50 است. در طول انجام آنالیز ریزپردازشی ولتاژ شتاب‌دهنده هر دو دستگاه15 KV ، شدت جریان 15 nA و زمان شمارش سی‌ثانیه برای هر دو دستگاه بوده است. غلظت زیرکنیم بلورهای روتیل به کمک دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب مجهز به اشعه لیزر صورت گرفته است (laser ablation electron microprobe).

در محاسبه فرمول ساختمانی کانی‌ها از نرم‌افزار کالک‌مین (Calc Min) و AX و به‌منظور تخمین شرایط حرارت و فشار از نرم‌افزار ترموکالک و دما- فشارسنج‌های قراردادی و محدوده پایداری کانی‌ها استفاده شد.

 

پتروگرافی

توده‌های نفوذی

کانی‌های سنگ‌ساز توده‌های تونالیت- ترونجمیتی منطقه با بافت گرانولار در زیر میکروسکوپ شامل آلبیت + کوارتز ± اپیدوت (زوئیزیت، کلینوزوئیزیت و پیستاسیت) ± میکای سفید ± آمفیبول ± گارنت (شکل‌های 4- a و 4- b).

از کانی‌های فرعی، اسفن و آپاتیت را می‌توان نام برد. از کانی‌های ثانویه نیز می‌توان به کلریت اشاره کرد. با توجه به ویژگی‌های میکروسکوپی و شیمیایی، کانی‌های موسکویت، اپیدوت و آمفیبول با دو نسل ماگمایی و دگرسانی در توده‌های نفوذی منطقه شناسایی شده‌اند (نصرآبادی، 1390).

 

هاله مجاورتی

هر چند که بیشتر نمونه‌های واقع در هاله مجاورتی درشت‌بلورتر از آن هستند که بتوان مقطع میکروسکوپی مناسبی جهت انجام مطالعات پتروگرافی تهیه نمود، با وجود این، بعضی از نمونه‌های مورد مطالعه شامل پورفیروبلاست‌های آمفیبول و آلبیت هستند که در زمینه‌ای متشکل از کوارتز، موسکویت، اپیدوت و اسفن قرار دارند (شکل 4- c).

پورفیروبلاست‌های آمفیبول حاوی ادخال‌هایی از کانی‌های زمینه است. در بعضی از این نمونه‌ها، بلورهای گارنت در زمینه و یا به‌صورت ادخال در آمفیبول و آلبیت دیده می‌شوند.

سنگ اولیه نمونه‌های هاله مجاورتی، متابازیت‌های فولیاسیون‌دار (شیست آبی، شیست سبز و آمفیبولیت) مجموعه دگرگونی سلطان آباد هستند که در نتیجه تأثیر حرارتی توده‌های نفوذی، متحمل تبلور مجدد شده‌اند و از شدت برگوارگی آن‌ها کاسته شده است.

برای مثال شیست‌های آبی که در فاصله دور از توده‌ها واقع شده‌اند، آمفیبول‌های کاملاً آبی‌رنگ و از نوع گلوکوفان- ریه‌بکیت دارند در حالی‌که با نزدیک شدن به توده‌های نفوذی، آمفیبول‌های سدیک به‌طور بخشی از حاشیه توسط آمفیبول سبزرنگ نوع باروئیزیت- وینچیت جایگزین شده‌اند و در نمونه‌های واقع در هاله مجاورتی اثری از آمفیبول سدیک دیده نمی‌شود (نصرآبادی، 1388؛ نصرآبادی و همکاران، 1391).

 

حاشیه واکنشی

در بخش‌هایی از خارجی‌ترین قسمت یکی از توده‌های ترونجمیتی که در تماس با متابازیت‌های میزبان است، حاشیه واکنشی در حد سانتیمتر دیده می‌شود که معادل اندواسکارن در سیستم‌های سیلیکاته- کربناته است (شکل 3- d). در این بخش، بلورهای گارنت 40 تا 50 درصد حجمی سنگ را تشکیل می‌دهند. احتمالاً انتقال منیزیم و آهن از سنگ متابازیت میزبان به توده ترونجمیتی غنی از آلومینیم سبب فراهم شدن شرایط ژئوشیمیایی جهت تسهیل تبلور گارنت در حاشیه خارجی آن شده است. ترکیب شیمیایی این گارنت‌ها با گارنت‌های موجود در متابازیت میزبان متفاوت است (نصرآبادی، 1388). در زیر میکروسکوپ بلورهای تقریباً خودشکل گارنت در زمینه‌ای متشکل از کوارتز، آلبیت، اپیدوت، میکای سفید و روتیل قرار دارند (شکل 4- d).

 

 

 

   
   
   
   

شکل 4- مقاطع میکروسکوپی نمونه‌های مورد مطالعه؛ (a تونالیت آمفیبول‌دار (I-09) که پلاژیوکلازهای آن سوسوریتی شده‌اند. علاوه بر منشورهای طویل و بلورهای هم‌بعد درشت از اپیدوت ماگمایی، بلورهای ریز اپیدوت با منشأ دگرسانی نیز توسط آلبیت در بر گرفته شده‌اند. (b ترونجمیت با منشورهای طویل اپیدوت ماگمایی که در زمینه‌ای متشکل از کوارتز و پلاژیوکلاز سوسوریتی و سریسیتی‌شده قرار دارند. (c نمونه‌ای از سنگ دگرگونی مجاورتی (cm25) که شامل بلورهای آمفیبول در زمینه‌ای گرانولار متشکل از آلبیت، کوارتز، اپیدوت و گارنت است. (d نمونه‌ای از حاشیه واکنشی (es207) که بلورهای گارنت در زمینه‌ای متشکل از کوارتز و پلاژیوکلازهای سوسوریتی و سریسیتی‌شده قرار دارند. بلورهای ریز روتیل نیز در این سنگ دیده می‌شوند (تصاویر سمت چپ در نور طبیعی و سمت راست در نور پلاریزه است).

 

 


دما- فشارسنجی توده‌های نفوذی

شواهد صحرایی و بافتی

ارتباط مکانی نزدیک بین توده‌های نفوذی منطقه و مجموعه افیولیتی در ابتدا پلاژیوگرانیت بودن آن‌ها را در ذهن تداعی می‌کند، اما وجود زینولیت‌هایی از جنس شیست آبی بیانگر تشکیل آن‌ها در ارتباط با فرآیندهای تکتونوماگمایی قبل از انجام فرورانش، مانند تفریق ماگمای بازالتی در اعماق سطحی پشته میان اقیانوسی نیست. به‌عبارتی توده‌های نفوذی منطقه، پلاژیوگرانیت اقیانوسی نبوده و ژنز آن‌ها در رابطه با فرآیند فرورانش است. نبود بافت‌هایی از جمله بافت گرافیک و گرانوفیری در توده‌های نفوذی منطقه با جایگیری این توده‌ها در بخش‌های سطحی پوسته مغایرت دارد. زیرا تشکیل این نوع بافت‌ها غالباً ناشی از سرد شدن سریع و در نتیجه رشد هم‌زمان کوارتز و فلدسپات آلکالن در اعماق کم است (Shelly, 1993).

 

شاخص‌های ژئوشیمیایی سنگ کل توده‌های نفوذی

میزان آلومینیم

وجود شاخص‌های آداکیتی در یک ماگما در بیشتر موارد مرتبط با فرآیندهای ذوب‌بخشی متابازیت‌ها یا جدایش فازهای ماگمایی آمفیبول و گارنت از یک مذاب در اعماق بیشتر از پوسته تحتانی است. همان‌طور که در بخش زمین‌شناسی اشاره شد با توجه به داده‌های میکروسکوپی و صحرایی، ترکیب ژئوشیمیایی سنگ کل توده‌های نفوذی و بلوک‌های گارنت- هورنبلندیت مجاور آن‌ها، محاسبات دما- فشارسنجی گارنت- هورنبلندیت و هم‌زمانی ماگماتیسم و دگرگونی در منطقه، ارتباط پترولوژیک بین توده‌های نفوذی و گارنت- هورنبلندیت‌های مجاور اثبات شده است (نصرآبادی، 1388) به‌طوری‌که ذوب‌بخشی لیتوسفر اقیانوسی جوان، در یک پهنه فرورانش داغ در شرایط رخساره آمفیبولیت یا اکلوژیت، به تشکیل رستیت گارنت- هورنبلندیتی و مذاب حدواسط تا اسیدی با ویژگی‌های آداکیتی منجر شده است. نتایج حاصل از ذوب‌بخشی متابازیت‌ها در شرایط آزمایشگاهی بیانگر آن است که ترکیب مذاب تشکیل شده به شرایط حاکم بر فرآیند ذوب از جمله فشار، حرارت، میزان و ترکیب سیالات بستگی دارد (Heltz, 1976; Rushmer, 1991; Rapp et al., 1991; Peacock et al., 1994; Sen and Dunn, 1994; Rapp and Watson, 1995). در این رابطه محتوای آلومینیم مذاب، شاخص مناسبی جهت ارزیابی فشار و میزان سیالات در طی فرآیند ذوب‌بخشی است. میزان Al2O3 مذاب‌های تجربی حاصل از ذوب‌بخشی متابازیت با افزایش فشار و مقدار سیالات آب‌دار افزایش می‌یابد. به‌طوری‌که مذاب‌های با محتوای آلومینیم بیشتر از 15 درصد در فشارهای بین 16 تا 20 کیلوبار حاصل می‌شوند (Rapp et al., 1991). در توده‌های نفوذی منطقه، میزان آلومینیم از 5/15 تا 20 درصد متغیر است (نصرآبادی، 1388). با توجه به مبحث بالا، تشکیل مذاب اولیه در فشار بین 16 تا 20 کیلوبار رخ داده است.

 

دماسنجی درجه اشباعی زیرکن

با توجه به مقادیر سدیم، آلومینیم، کلسیم، پتاسیم، منیزیم و سیلیسیم ماگما و مقادیر کمتر از 100 قسمت در میلیون زیرکنیم (جدول 1) بیشتر نمونه‌ها (نصرآبادی، 1388) دماسنجی درجه اشباعی زیرکن (Watson and Harrison, 1983)، دمای تبلور توده‌های نفوذی منطقه را کمتر از 750 درجه‌سانتیگراد نشان می‌دهد.

 

شاخص‌های شیمیایی کانی‌ها

دما- فشارسنجی به کمک ترکیب شیمیایی آمفیبول

آمفیبول از جمله کانی‌های معمول موجود در ماگماهای کالک‌آلکالن آبدار تبلور یافته در بخش‌های عمقی پوسته  است. ترکیب شیمیایی آمفیبول تحت تأثیر عواملی مانند فشار، حرارت، فوگاسیته اکسیژن و میزان آب است (Spear, 1981; Heltz, 1982). وجود یک رابطه تقریباً خطی بین میزان آلومینیم و تیتانیم آمفیبول و عمق و دمای تبلور توده‌های نفوذی آمفیبول‌دار توسط مطالعات آزمایشگاهی محققین مختلف به اثبات رسیده است (Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992; Anderson and Smith, 1995). بر اساس این رابطه، دما- فشارسنجی به کمک ترکیب شیمیایی آمفیبول توده‌های نفوذی، به‌طور گسترده‌ای جهت تخمین عمق جایگزینی و دمای انجماد ماگما مورد استفاده قرار می‌گیرد. نصرآبادی (1390) با توجه به بررسی‌های پتروگرافی و شاخص‌های شیمیایی، دو نسل آمفیبول ماگمایی، غالباً از نوع منیزیوهورنبلند و آمفیبول غیرماگمایی نوع باروئیزیت و اکتینولیت که در حاشیه آمفیبول‌های ماگمایی واقع‌اند و از دگرگونی برگشتی آن‌ها حاصل شده‌اند را در توده‌های نفوذی منطقه سلطان‌آباد شناسایی کرده است. در بعضی از موارد نیز، آمفیبول‌های غیرماگمایی به‌صورت شکل‌های دروغین حاصل از جایگزینی کامل آمفیبول ماگمایی، سازنده بلورهای مجزایی در متن سنگ هستند. نتایج آنالیز شیمیایی آمفیبول‌های ماگمایی (پارگازیت) یک نمونه تونالیت در جدول 2 ارائه شده است. با توجه به این جدول، تعداد کاتیون‌های آلومینیم و تیتانیم موجود در ترکیب شیمیایی آمفیبول به ترتیب از 75/2 تا 88/2 و 11/0 تا 15/0 متغیر است. با توجه به رابطه‌های دما- فشارسنجی ارائه شده توسط محققین مختلف، این مقادیر معادل فشارهای بین 8 تا 11 کیلوبار و حرارت‌های بین 682 تا 724 درجه‌سانتیگراد است (جدول 3).

 

جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی آمفیبول و پلاژیوکلاز تونالیت غنی از آمفیبول. فرمول ساختاری آمفیبول بر اساس 23 اکسیژن و پلاژیوکلاز بر اساس 8 اکسیژن است. آهن کل به‌صورت FeOt محاسبه شده است.

Tonalite (I-09)

Rock type

Fsp

Am

Mineral

#12

#11

#10

#18

Analyse point

67.16

66.83

39.42

38.81

SiO2

0.0

0.0

1.01

1.3

TiO2

19.41

19.4

16.45

15.74

Al2O3

0.07

0.09

16.81

18.17

FeOt

0.0

0.0

0.1

0.18

MnO

0.0

0.01

8.29

8.38

MgO

0.51

0.77

10.39

10.86

CaO

11.34

11.22

3.11

2.75

Na2O

0.03

0.03

1.01

1.05

K2O

98.52

98.35

96.59

97.24

Total

2.98

2.98

5.84

5.75

Si

0.0

0.0

0.11

0.15

Ti

0.99

0.99

2.16

2.25

AlIV

 

 

0.72

0.5

AlVI

0.0

0.0

0.75

0.76

Fe3+

0.0

0.0

1.33

1.49

Fe2+

0.0

0.0

0.01

0.02

Mn

0.0

0.0

1.83

1.85

Mg

0.03

0.04

1.65

1.72

Ca

0.96

0.95

0.89

0.79

Na

0.0

0.0

0.19

0.2

K

4.96

4.96

15.48

15.3

Sum Cat.

 

 

0.57

0.56

Mg#

2.7

2.54

 

 

An

97.39

97.32

 

 

Ab

0.04

0.04

 

 

Or

 

 

 

جدول 1- مقادیر میانگین تمرکز زیرکنیم بر حسب قسمت در میلیون و سایر عناصر بر حسب درصد، بیان شده است.

T

Fe

K

Mg

Si

Ca

Al

Na

Zr (ppm)

 

M

FM

1.73

1.99

<750°C

1.72

1.4

0.48

69.01

3.15

16.6

5.44

90.66

Medium%

0.023

0.014

0.008

1.15

0.056

0.162

0.087

 

Medium (Mole ratio)

0.015

0.009

0.005

0.764

0.037

0.108

0.058

 

Medium (cation ratio)

M = (Na+K+(2*Ca))/(Al*Si)

FM = (Na+K+(2*Ca+Fe+Mg))/(Al*Si)

 

جدول 3- نتایج دما- فشارسنجی آمفیبول توده تونالیتی غنی از آمفیبول

sample

Analyses points

Thermometry (°C)

Barometry (Kb)

Otten, 1984

Hammarstrom and Zen, 1986

Hollister et al., 1987

Johnson and Rutherford, 1989

Schmidt, 1992

Anderson and Smith (1995)

I-09

Am#18

724

9.91

10.75

8.17

10.08

(at T=749): 8.47

(at T=724): 9.09

Am#10

682

10.56

11.48

8.72

10.69

(at T=665): 10.87

(at T=682): 10.57

P (±3 kbar)=-3.92+5.03 Altot,r2=0.80 (Hammarstrom and Zen, 1986);

P (±1 kbar)=-4.76+5.64 Altot,r2=0.97 (Hollister et al., 1987);

P (±0.5 kbar)=-3.46+4.23 Altot,r2=0.99 (Johnson and Rutherford, 1989).

P (±0.6 kbar)=-3.01+4.76 Altot,r2=0.99 (Schmidt, 1992).

P(±0.6 kbar) = 4.76 Altot - 3.01 - {[(T°C) - 675]/85}×{0.530 Al+0.005294[T(°C)- 675]},r2=0.99 Anderson and Smith (1995).

 

 

 

دماسنجی آمفیبول- فلدسپات

روش دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز مهم‌ترین روش تعیین دمای انجماد توده‌های نفوذی گرانیتی است. ابتدا Blundy و Holland (1990) بر مبنای جانشینی ادنیتی و چرماکیتی صورت گرفته در ترکیب شیمیایی آمفیبول‌ها، اولین دماسنجی بر مبنای زوج کانی هورنبلند- پلاژیوکلاز را ابداع نمودند و سپس Holland و Blundy (1994) این نوع دماسنجی را مجدداً کالیبره نموده و با توجه به واکنش‌های

Edenite + 4 quartz = tremolite + albite

Edenite + albite = richterite + anorthite

دو دماسنج مستقل برای سنگ‌های کوارتزدار و عاری از کوارتز ارائه نمودند.

با توجه به فراگیر بودن فرآیندهای دگرسانی در نمونه‌های مورد مطالعه، بهترین نمونه جهت ارزیابی دمای انجماد ماگما، نمونه تونالیت غنی از آمفیبول است که در آن آمفیبول‌های ماگمایی، تغییرات ترکیبی کمتری را در طی دگرسانی متحمل شده‌اند. دماهای حاصل از دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز این نمونه در جدول 4 ارائه شده است. دماهای به‌دست آمده زوج بلورهای آمفیبول و پلاژیوکلاز مجاور هم، در فشار 8 کیلوبار از 665 تا 749 درجه‌سانتیگراد متغیر است. دماهای پایین محاسبه شده را می‌توان به تأثیر دگرسانی بر روی بلورهای پلاژیوکلاز نسبت داد.

 

جدول 4- نتایج دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز توده تونالیتی غنی از آمفیبول

sample

Analyses points

Thermometry

Holland and Blundy (1994)

I-09

Am 10-Pl11

At 8Kb: 665

Am 18-Pl12

At 8Kb: 749

 

ارزیابی دما و فشار به کمک تبلور گارنت ماگمایی و منطقه‌بندی ترکیبی آن

گارنت از جمله کانی‌هایی است که انواع آهن و کلسیم‌دار آن (آلماندن- گروسولار) می‌تواند در شرایط فشار بالای موجود در پوسته تحتانی از تبلور ماگماهای با منشأ آذرین (I-type) حاصل شود (Green and Ringwood, 1968; Harangi et al., 2001).

Green و Ringwood (1968) با توجه به مطالعات تجربی خود خاطر نشان کرده‌اند که گارنت غنی از آلماندن، یک فاز اولیه در لیکیدوس ماگماهای اسیدی تحت فشارهای 9 تا 18 کیلوبار است. مقادیر نسبتاً زیاد گروسولار و تمرکز کم اسپسارتین در ترکیب این گارنت‌ها (نصرآبادی، 1388 و 1390) نیز بیانگر تبلور آن‌ها در فشار بالا (بیشتر از 7 کیلوبار) است (Conrad et al., 1988; Green, 1992; Harangi et al., 2001).

گارنت‌های ماگمایی که در دمای بالاتر از 700 درجه‌سانتیگراد متبلور می‌شوند دارای ترکیب شیمیایی همگن بوده و منطقه‌بندی ترکیبی نشان نمی‌دهند (Yardly, 1977; Manning, 1983; Harrison, 1988). بنابراین، نبود منطقه‌بندی ترکیبی در بعضی از گارنت‌های ماگمایی منطقه (نصرآبادی، 1388 و 1390) نیز گویای تبلور آن‌ها در دمای بالاتر از700 درجه‌سانتیگراد است.

 

دما- فشارسنجی به کمک تبلور اپیدوت ماگمایی

اپیدوت یک کانی معمول در فرآیندهای دگرسانی و دگرگونی است، اما در شرایط مناسب از نظر عمق تبلور، ترکیب شیمیایی و فوگاسیته اکسیژن، این کانی نیز می‌تواند به‌صورت یک فاز ماگمایی در بالای سالیدوس مذاب‌های اسیدی و حدواسط ظاهر شود (Brandon, 1996; Schmidt and Thompson, 1996). شواهد شیمیایی (مقادیر پیستاسیت) و به‌ویژه پتروگرافی (آثار خوردگی و انحلال اپیدوت) نشان‌دهنده منشأ آذرین بیشتر بلورهای اپیدوت توده‌های نفوذی منطقه سلطان‌آباد است (نصرآبادی، 1390).

از اپیدوت‌های ماگمایی می‌توان به‌عنوان ابزار مناسبی جهت محاسبات دما- فشارسنجی استفاده نمود. از طرفی با توجه به حضور و بقاء اپیدوت ماگمایی، نرخ صعود ماگما و مکانیسم جایگزینی آن قابل ارزیابی است. از این رو می‌توان شناخت بهتری از فرآیندهای تکتونیکی حاکم در زمان ماگماتیسم به‌دست آورد.

داده‌های تجربی بیانگر آن است که اپیدوت‌های ماگمایی در اعماق 20 تا 30 کیلومتری (معادل فشار تقریباً 6 تا 8 کیلوبار) تشکیل می‌شوند (Naney, 1983; Zen and Hammarstrom, 1984). اما تحقیقات آزمایشگاهی بعدی نشان داد که در شرایط فوگاسیته اکسیژن بالا، اپیدوت ماگمایی در فشارهای کم نیز قادر به تبلور است به‌طوری‌که در فوگاسیته اکسیژن معادل بافر هماتیت- مگنتیت، شروع تبلور اپیدوت ماگمایی از اعماق 10 کیلومتر است (Schmidt and Thompson, 1996). شواهد فوگاسیته بالای اکسیژن (حضور بلورهای هماتیت و مگنتیت) در توده‌های نفوذی منطقه مشاهده نمی‌شود. بنابراین تبلور اپیدوت‌های ماگمایی در فشار بیشتر از 6 کیلوبار رخ داده است.

Johanston و Wyllie (1988) و Van der Laan و Wyllie (1992) با توجه به نتایج تحقیقات آزمایشگاهی انجام شده بر روی مذاب‌های ترونجمیتی، دمای تبلور اپیدوت ماگمایی را بین 710 تا 750 درجه‌سانتیگراد در فشارهای معادل 8 تا 18 کیلوبار به‌دست آورده‌اند. Schmidt و Thompson (1996) نیز دمای تبلور اپیدوت در مذاب‌های تونالیتی را بین 680 تا 790 درجه‌سانتیگراد در فشار بین 6 تا 14 کیلوبار محاسبه کرده‌اند.

 

دما- فشارسنجی بلوک‌های گارنت- هورنبلندیت مجاور توده‌های ترونجمیتی

با توجه به اثبات رابطه پترولوژیک بین دگرگونی و ماگماتیسم در منطقه سلطان‌آباد (نصرآّبادی، 1388؛ Baroze et al., 1983)، با تعیین شرایط فشار و حرارت، اوج دگرگونی بلوک‌های گارنت- هورنبلندیت فقیر یا عاری از پلاژیوکلاز (تفاله حاصل از ذوب بخشی) می‌توان ارزیابی مناسبی از شرایط ذوب‌بخشی و دما و فشار تشکیل توده‌های نفوذی منطقه داشت.

با استفاده از روش‌های مختلف دما- فشارسنجی از جمله دما- فشارسنج‌های قراردادی، شبکه‌های پتروژنتیک، فازدیاگرام‌های محدوده پایداری کانی‌ها و نرم‌افزار ترموکالک، شرایط اوج دگرگونی گارنت- هورنبلندیت‌ها که فرآیند ذوب‌بخشی در آن صورت گرفته، معادل حرارت 650 تا 880 درجه‌سانتیگراد و فشار 14 تا 18 کیلوبار است (نصرآبادی، 1388).

 

شیمی کانی‌های هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی

به‌منظور شناخت ترکیب شیمیایی کانی‌ها و به‌دنبال آن، انجام محاسبات دما- فشارسنجی بر روی کانی‌های یک نمونه از متابازیت هاله مجاورتی (cm25) و یک نمونه از حاشیه واکنشی بخش خارجی توده ترونجمیتی (es207) بیش از 300 آنالیز نقطه‌ای انجام شد (جدول‌های 5، 6 و 7). در این بخش به تفصیل ترکیب شیمیایی کانی‌های سازنده این دو واحد سنگی تشریح می‌شود.

 

آمفیبول

آمفیبول، تنها در هاله مجاورتی اطراف توده‌ها دیده می‌شود و نمونه‌های حاشیه واکنشی فاقد آمفیبول هستند. نتایج آنالیز نقطه‌ای آمفیبول هاله مجاورتی در جدول 5 ارائه شده است. با توجه به مقادیر سدیم موجود در جایگاه B (NaB)، آمفیبول‌های مورد مطالعه غالباًَ متعلق به گروه آمفیبول‌های کلسیک- سدیک (0.5<NaB<1.5) بوده و از نوع باروئیزیت و ندرتاً وینچیت است (شکل 5- a).

سنگ‌های رخساره شیست آبی گسترش نسبتاً وسیعی در مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد دارند. به‌نظر می‌رسد که سنگ اولیه (سنگ‌های رخساره شیست آبی) قبل از دگرگونی مجاورتی، دارای برگوارگی بوده که در نتیجه تأثیر حرارتی توده‌های نفوذی، بلورهای گلوکوفان جهت یافته توسط باروئیزیت غیرجهت یافته جایگزین شده‌اند.

آمفیبول‌های گروه کلسیک (NaB<0.5) نوع
اکتینولیت- ترمولیت (شکل 5- b) به‌صورت محصول دگرگونی برگشتی در حاشیه بلورهای باروئیزیت دیده می‌شوند. از ویژگی‌های شیمیایی بارز آمفیبول‌های مورد مطالعه، غنی بودن آن‌ها از منیزیم است به‌طوری‌که عدد منیزیم بیشتر آن‌ها بالاتر از 69 است.

 

 

جدول 5- نتایج آنالیز نقطه‌ای آمفیبول‌های سدیک- کلسیک (باروئیزیت و وینچیت) و کلسیک (اکتینولیت- ترمولیت). فرمول ساختمانی آمفیبول بر اساس 23 اکسیژن و آهن کل به‌صورت FeOt محاسبه شده است.

Metamorphic aureole (cm25)

Rock type

Ca-Na-Am

Ca -Am

Ca-Na-Am

Ca-Na-Am

Ca-Na-Am

Ca-Na-Am

Ca-Na-Am

Ca-Na-Am

Ca-Na-Am

Ca -Am

Ca -Am

Ca-Na-Am

Ca-Na-Am

Mineral

48.02

51.94

43.44

47.46

50.21

47.27

45.95

46.96

50.21

53.71

51.53

47.66

45.94

SiO2

0.26

0.06

0.24

0.19

0.18

0.27

0.25

0.22

0.18

0.02

0.02

0.20

0.29

TiO2

6.89

2.46

10.49

6.33

5.99

7.7

7.67

7.22

5.99

1.52

2.16

7.82

8.38

Al2O3

19.18

15.77

20.44

19.17

18.44

19.66

20.27

19.84

18.44

14.75

18.02

19.46

19.96

FeOt

0.78

0.73

2.37

0.8

0.7

0.66

0.85

0.83

0.7

0.79

0.97

0.71

0.76

MnO

9.87

13.43

7.69

10.15

10.27

9.51

9.46

9.45

10.27

14.57

12.49

9.72

9.4

MgO

7.62

10.56

8.67

8.23

8.71

7.58

8.88

8.1

8.71

10.86

10.72

7.33

8.82

CaO

3.69

1.41

2.76

3.25

2.78

3.89

3.16

3.51

2.78

1.12

1.32

4.01

3.07

Na2O

0.57

0.30

0.85

0.5

0.59

0.6

0.79

0.58

0.59

0.18

0.21

0.60

0.89

K2O

96.88

96.66

96.95

96.08

97.87

97.14

97.28

96.71

97.87

97.52

97.44

97.51

97.51

Total

6.93

7.55

6.37

6.93

7.22

6.80

6.65

6.97

7.22

7.72

7.51

6.82

6.62

Si

0.02

0.00

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.02

0.01

0.00

0.00

0.0

0.03

Ti

1.06

0.44

1.62

1.06

0.77

1.19

1.34

1.02

0.77

0.27

0.48

1.17

1.37

AlIV

0.11

0.0

0.18

0.02

0.24

0.11

0.0

0.0

0.24

0.0

0.0

0.14

0.05

AlVI

2.03

0.91

2.33

2.01

1.37

2.21

2.36

2.16

1.37

0.63

1.01

2.21

2.27

Fe3+

0.28

1.00

0.17

0.32

0.84

0.15

0.09

0.44

0.84

1.14

1.18

0.11

0.13

Fe2+

0.09

0.09

0.29

0.09

0.08

0.08

0.10

0.09

0.08

0.09

0.12

0.08

0.09

Mn

2.12

2.91

1.68

2.21

2.20

2.04

2.04

1.98

2.20

3.12

2.71

2.07

2.02

Mg

1.17

1.64

1.36

1.28

1.34

1.17

1.37

1.12

1.34

1.67

1.67

1.12

1.36

Ca

1.03

0.40

0.78

0.92

0.77

1.08

0.88

1.03

0.77

0.31

0.37

1.11

0.85

Na

0.10

0.05

0.15

0.09

0.10

0.11

0.14

0.13

0.10

0.03

0.03

0.11

0.16

K

14.94

14.99

14.95

14.95

14.94

14.96

14.99

14.96

14.94

14.98

15.08

14.94

14.95

Sum Cat.

88

74

90

87

72

93

95

81

72

73

69

94

93

Mg#

 

   

شکل 5- بر اساس نمودارهای تقسیم‌بندی آمفیبول‌ها (Leak et al., 2004)، آمفیبول‌های سنگ‌های دگرگونی مجاورتی غالباً از انواع باروئیزیت و ندرتاً وینچیت (a) و اکتینولیت (b) هستند.

 

 

گارنت

گارنت‌های نمونه هاله مجاورتی (mb25) که به‌صورت ادخال در آمفیبول و آلبیت است و نمونه حاشیه واکنشی (es207) آنالیز شدند (جدول 6). گارنت‌های موجود در این دو نمونه از نظر ترکیبی تفاوت قابل ملاحظه‌ای را نشان می‌دهند. متشکله اصلی گارنت نمونه mb25 آلماندن (14 تا 61 درصد) و اسپسارتین (9 تا 63 درصد) است و از سازنده‌های دیگر آن می‌توان به گروسولار (17 تا 25 درصد) و پیروپ (9/0 تا 2/3 درصد) اشاره کرد. در صورتی‌که بر خلاف این نمونه، گارنت‌های نمونه es207 فقیر از سازنده اسپسارتین (4/3 تا 7/6 درصد) و غنی از سازنده پیروپ (16تا 21 درصد) هستند و متشکله‌های آلماندن، گروسولار و آندرادیت به ترتیب 45 تا 48، 27 تا 30 و 5/4 تا 6/7 درصد ترکیب شیمیایی گارنت را تشکیل می‌دهند. از تفاوت‌های دیگر این دو نوع گارنت، وجود منطقه‌بندی ترکیبی بارز آهن در گارنت نمونه mb25 و نبود آن در گارنت‌های نمونهes207 است. نیم‌رخ منطقه‌بندی ترکیبی دو عدد از ادخال‌های گارنت نمونه mb25 در شکل 6 نمایش داده شده است. همان‌طور که در شکل پیداست منطقه‌بندی ترکیبی متقارن (6- a) و نامتقارن (6- b) عناصر آهن و منگنز در گارنت‌ها دیده می‌شود. افزایش میزان آهن و کاهش مقدار منگنز از مرکز به طرف حاشیه بلور نشان‌دهنده تبلور گارنت در طی دگرگونی پیش‌رونده ناشی از تأثیر حرارتی تزریق توده‌های نفوذی است. تصاویر کموگرافی دو عدد از گارنت‌های حاشیه واکنشی در شکل 7 نشان داده شده است. در هر دو گارنت، آهن تغییرات ترکیبی نشان نمی‌دهد اما منیزیم در گارنت شکل 7- b بر خلاف شکل 7- a دارای منطقه‌بندی ترکیبی به‌صورت افزایش آن از مرکز به طرف حاشیه بلور است. عنصر کلسیم در هر دو گارنت دارای منطقه‌بندی ترکیبی نامتقارن است و میزان منگنز نیز به‌صورت نوسانی (شکل 7- a) یا یکنواخت (شکل 7- b) از مرکز به طرف حاشیه کاهش می‌یابد.

 

 

جدول 6- نتایج آنالیز شیمیایی گارنت هاله مجاورتی و نمونه حاشیه واکنشی؛ فرمول ساختاری گارنت بر اساس 12 اکسیژن و آهن کل به‌صورت FeOt محاسبه شده است.

Reaction rim (es207)

Metamorphic aureole (cm25)

Rock type:

Grt

Grt

Mineral:

core

core

core

core

rim

rim

rim

core

core

core

core

rim

rim

rim

Position:

37.8

37.8

37.88

37.58

38.12

37.65

38.26

36.61

35.75

36.12

36.54

36.22

36.26

36.53

SiO2

0.7

0.75

0.69

0.66

0.47

0.45

0.45

0.15

0.19

0.27

0.22

0.08

0.08

0.06

TiO2

20.3

20.33

20.56

20.48

20.96

20.31

20.99

20.5

20.29

20.11

20.361

20.86

21.01

20.67

Al2O3

24.08

24.34

23.73

24.31

24.36

24.52

23.5

16.94

13.17

10.16

16.14

23.97

29.12

20.84

FeOt

2.89

3.05

2.56

2.62

1.45

1.57

1.55

18.66

24.63

27.2

20.28

10.40

3.97

14.85

MnO

4.15

4.29

4.43

4.66

5.25

5.3

5.46

0.64

0.24

0.17

0.31

0.65

0.75

0.43

MgO

10.01

9.98

10.58

9.53

9.79

10.09

9.97

6.87

5.91

6.9

6.34

8.11

8.76

7.10

CaO

0.05

0.02

0.06

0.04

0.04

0.05

0.01

0.05

0.0

0.04

0.03

0.03

0.03

0.04

Na2O

99.98

100.56

100.49

99.98

100.44

99.94

100.19

99.63

100.18

100.97

100.22

100.32

99.98

100.52

Total

2.97

2.95

2.95

2.95

2.95

2.94

2.96

2.95

2.91

2.92

2.96

2.92

2.92

2.95

Si

0.04

0.04

0.04

0.03

0.02

0.02

0.02

0.0

0.01

0.01

0.01

0.0

0.0

0.0

Ti

0.02

0.04

0.04

0.04

0.04

0.05

0.03

0.04

0.08

0.07

0.03

0.07

0.07

0.04

AlIV

1.85

1.83

1.84

1.84

1.87

1.81

1.89

1.9

1.86

1.83

1.91

1.9

1.92

1.91

AlVI

1.47

1.45

1.4

1.45

1.45

1.38

1.42

1.01

0.67

0.45

0.99

1.43

1.81

1.27

Fe2+

0.09

0.12

0.12

0.12

0.11

0.19

0.08

0.11

0.19

0.2

0.08

0.16

0.13

0.12

Fe3+

0.19

0.2

0.16

0.17

0.09

0.1

0.1

1.27

1.7

1.86

1.39

0.71

0.27

1.01

Mn

0.48

0.5

0.51

0.54

0.6

0.61

0.63

0.07

0.03

0.02

0.03

0.07

0.09

0.05

Mg

0.84

0.83

0.88

0.8

0.81

0.84

0.82

0.59

0.51

0.59

0.55

0.70

0.75

0.61

Ca

0.0

0.0

0.01

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Na

7.95

7.96

7.95

7.94

7.94

7.94

7.95

7.94

7.96

7.95

7.95

7.96

7.96

7.96

Sum Cat.

23.0

21.8

24.1

21.4

22.8

20.8

21.9

20.1

17.8

20.6

18.6

23.9

25.8

20.8

Grs

16.2

16.6

17.2

18.1

20.2

20.5

20.9

2.6

1.1

0.9

1.2

2.7

3.2

1.7

Prp

49.1

48.6

47.6

49.2

49.4

47.7

48.5

34.1

22.8

14.9

33.2

48.9

61.6

42.9

Alm

6.4

6.7

5.6

5.8

3.1

3.4

3.3

43.2

58.3

63.6

46.8

24.3

9.4

34.6

Sps

5.3

6.3

5.5

5.5

4.5

7.6

5.4

             

Adr

 

 

میکای سفید (فنژیت)

نتایج تجزیه شیمیایی میکای سفید در جدول 7 ارائه شده است. متشکله‌های اصلی نمونه cm25 شامل موسکویت (25 تا 46 درصد)، سلادونیت (35 تا 60 درصد) و پاراگونیت (3 تا 16 درصد) است. هر دو نوع میکای سفید موجود در زمینه و محصور در پورفیروبلاست‌های آمفیبول آنالیز نقطه‌ای شدند. تفاوت ترکیبی چندانی بین این دو نوع میکای سفید وجود ندارد. سازنده‌های میکای سفید نمونه as207 شامل موسکویت (50 تا 57 درصد)، سلادونیت (16 تا 25 درصد) و پاراگونیت (15 تا 16 درصد) است. میکای سفید موجود در نمونه حاشیه واکنشی نسبت به نمونه هاله مجاورتی از مقادیر بیشتر آلومینیم، تیتانیم، منگنز و سدیم برخوردار است، اما میزان عناصر منیزیم و آهن در آن کمتر است (جدول 7).

 

 

   
   

 

شکل 6- تصاویر BSE پورفیروبلاست‌های آمفیبول و ادخال‌های آن در نمونه cm25. در راستای نیم‌رخ عرضی گارنت محصور در آمفیبول (شکل a) و آلبیت (شکل b) چندین آنالیز نقطه‌ای انجام شده است. گارنت موجود در پورفیروبلاست آمفیبول منطقه‌بندی ترکیبی متقارنی به‌صورت کاهش سازنده اسپسارتین و افزایش سازنده آلماندن از مرکز به‌طرف حاشیه بلور نشان می‌دهد (شکل a) که گویای تبلور گارنت در طی دگرگونی پیش‌رونده است. اما منطقه‌بندی ترکیبی گارنت محصور در بلور آلبیت به‌صورت نامتقارن و نامنظم است (شکل b).

 

 

شکل 7- تصاویر BSE و کموگرافی گارنت‌های نمونه es207. همان‌طور که در تصاویر دیده می‌شود سازنده گروسولار منطقه‌بندی ترکیبی نامنظمی نشان می‌دهد. سازنده اسپسارتین دارای منطقه‌بندی نوسانی (شکل 6- a) یا یکنواخت (شکل 6- b) به‌صورت کاهش مقدار آن از مرکز به طرف حاشیه بلور است. آهن فاقد منطقه‌بندی ترکیبی و منیزیم نیز دارای توزیع یکنواخت در بلور (شکل 6- a) و یا دارای منطقه‌بندی با افزایش تمرکز آن (شکل 6- b) از مرکز به حاشیه است.

جدول 7- نتایج آنالیز نقطه‌ای میکای سفید، اپیدوت، فلدسپات و کلریت نمونه هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی واقع در حاشیه خارجی توده ترونجمیتی. فرمول ساختاری میکای سفید بر اساس 11 اکسیژن، اپیدوت 5/12 اکسیژن، فلدسپات 8 اکسیژن و کلریت 28 اکسیژن محاسبه شده است. آهن کل به‌صورت FeOt محاسبه شده است.

Reaction rim (es207)

Metamorphic aureole (cm25)

Rock type:

Chl

Ep

Fsp

Wmca

Ep

Fsp

Wmca

Mineral

27.6

37.69

38.82

68.33

69.25

48.32

46.80

47.13

38.08

38.82

68.87

69.25

68.33

47.87

49.32

48.88

SiO2

0.04

0.11

0.09

0.01

0.00

0.84

1.03

0.79

0.09

0.09

0.01

0.00

0.01

0.33

0.27

0.36

TiO2

20.9

23.78

30.21

20.10

19.51

29.79

31.57

31.29

25.40

30.21

19.75

19.51

20.10

17.38

23.74

24.19

Al2O3

16.02

13.13

5.14

0.17

0.06

2.77

3.02

2.66

10.83

5.14

0.37

0.06

0.17

13.26

7.06

7.62

FeOt

0.87

0.57

0.47

0.00

0.01

0

0

0.02

0.58

0.47

0.03

0.01

0.00

0.38

0.1

0.07

MnO

22.79

0.00

0.11

0.03

0.00

2.19

2.18

1.99

0.07

0.11

0.00

0.00

0.03

5.67

3.23

3.07

MgO

0.0

22.54

23.32

0.73

0.34

0.05

0.05

0.04

23.03

23.32

0.59

0.34

0.73

3.37

0.03

0.05

CaO

0.0

0.01

0.00

11.56

11.93

1.21

1.14

1.25

0.04

0.00

11.76

11.93

11.56

1.33

0.25

0.27

Na2O

0.0

0.0

0.0

0.09

0.10

9.84

10.01

9.79

0.00

0.00

0.08

0.10

0.09

6.88

11.25

11.14

K2O

88.22

97.83

98.16

101.02

101.2

95.01

96.2

94.96

98.12

98.16

101.46

101.2

101.02

96.47

95.25

95.65

Total

5.51

2.98

2.99

2.96

2.99

3.24

3.126

3.171

3.00

2.98

2.97

2.99

2.96

3.291

3.37

3.35

Si

 

0.0

0.0

0.0

0.0

0.042

0.052

0.79

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.017

0.01

0.018

Ti

2.48

2.22

2.73

1.02

0.99

0.75

0.85

0.82

2.36

2.74

1.01

0.99

1.03

0.69

0.61

0.65

AlIV

2.42

       

1.56

1.64

1.64

         

0.72

1.30

1.29

AlVI

2.67

0.0

0.0

0.0

0.0

0.31

0.119

0.15

0.0

0.0

0.01

0.00

0.01

0.229

0.198

0.2

Fe2+

0.0

0.78

0.29

0.0

0.0

0.00

0.00

0.0

0.64

0.29

     

0.534

0.206

0.235

Fe3+

0.14

0.3

0.2

0.0

0.0

0.00

0.00

0.001

0.03

0.02

0.00

0.00

0.00

0.022

0.006

0.004

Mn

6.76

0.0

0.1

0.0

0.0

0.219

0.217

0.2

0.0

0.01

0.00

0.00

0.00

0.581

0.33

0.312

Mg

0.0

1.92

1.92

0.03

0.01

0.004

0.004

0.003

1.94

1.92

0.03

0.02

0.03

0.248

0.002

0.004

Ca

0.0

0.0

0.0

0.97

0.99

0.158

0.148

0.161

0.0

0.0

0.98

1.00

0.97

0.177

0.003

0.036

Na

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.844

0.853

0.84

0.0

0.0

0.00

0.01

0.01

0.603

0.983

0.97

K

19.98

8.2

8.23

4.98

4.98

7.031

7.055

7.05

7.98

7.96

5

5

5

7.112

7.04

7.06

Sum cat.

     

3.3

1.5

         

2.8

1.5

3.4

 

 

 

An

     

96.2

98.0

         

96.8

97.9

96.2

 

 

 

Ab

     

0.5

0.5

         

0.4

0.5

0.4

 

 

 

Or

 

26

9

         

21

9

       

 

 

XPs

 

 

فلدسپات

فلدسپات نمونه cm25 آلبیت خالص است (جدول 7) و حاصل دگرگونی برگشتی به هنگام بالا رفتن گرادیان زمین‌گرمایی منطقه و به‌دنبال تزریق توده‌های نفوذی، از شیست آبی میزبان متبلور شده است. فلدسپات نمونه es207 نیز از نوع آلبیت است
(جدول 7).

 

دما- فشارسنجی هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی

تعیین شرایط دگرگونی هاله مجاورتی از اهمیت ویژه‌ای در فهم شرایط فشار و حرارت انجماد و جایگزینی توده‌های نفوذی برخوردار است به‌طوری‌که فرمول‌سازی اولیه فشارسنج آمفیبول، جهت تعیین عمق جایگزینی توده‌های نفوذی ابتدا بر اساس آمفیبول‌های موجود در هاله‌های مجاورتی صورت گرفته است (Anderson and Smith, 1995).

در این بخش بر اساس روابط تعادلی پاراژنزهای کانی‌شناسی موجود در هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی بخش خارجی توده ترونجمیتی و با استفاده از نرم‌افزار ترموکالک و همچنین به‌کمک دما- فشارسنج‌های قراردادی و محدوده پایداری کانی‌ها، شرایط دگرگونی حاکم بر هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی ارزیابی می‌شود. در محاسبه فشار و حرارت توسط نرم افزار ترموکالک، مجموعه کانی‌هایی که به‌صورت پاراژنز در نظر گرفته شده است در تماس با یکدیگر بوده و مرز مستقیم بین آن‌ها نیز، بیانگر حالت تعادلی آن‌هاست.

 

محاسبه دما و فشار دگرگونی هاله مجاورتی

ترموکالک

میانگین فشار و حرارت محاسبه شده توسط نرم افزار ترموکالک (Holland and Powell, 2008) نسخه 3.26 به‌دست آمده و در این محاسبات اکتیویته اعضاء نهایی کانی‌ها به‌کمک نرم افزار AX (Holland and Powell http://www.esc.cam.ac.uk/astaff/holland) محاسبه شده‌اند.

میانگین فشار و حرارت دگرگونی که با انتخاب مجموعه کانی‌های متعادل نمونه متابازیت هاله مجاورتی (cm25) به‌دست آمده، به‌صورت زیر است:

T=580 ±70°C and P=8.2 ± 1.5 K

 

محاسبه میانگین فشار و دما، بر اساس واکنش‌های زیر صورت گرفته است (علامت اختصاری کانی‌ها به‌ استثناء آمفیبول، فلدسپات و میکای سفید از Kretz (1983) اقتباس شده و در جدول 8 معرفی شده‌اند).

 

1) 10Prp + 3Tr + 24Czo = 4Grs + 15Ts + 12An

2) 2Prp + 4Grs + 3Ts + 12 Qtz = 3Tr + 12An

3) 19Ts = 14Prp + 3Tr + 16Czo + 8H2O

4) 4Grs + 5Alm + 6Czo + 15Qtz = 3Fact + 18An

5) 4Prp + 2Grs + 3Tr + 6Pg = 6Ts + 3Gln

6) 3Tr + 6Prg + 18An = 4Prp + 8Grs + 6Ts + 3Gln

7) 5Alm + 15Fcel + 12Czo = 2Grs + 6Fact + 15Ms + 6An

8) 7Grs + 5Alm + 3Pg + 18 Qtz = 3Fact + 15An + 3Ab

9) 6Prg + 12Cel + 18An = 4Prp + 8Grs + 3Tr + 3Gln + 12Ms

 

جدول 8- علائم اختصاری کانی‌ها (Kretz, 1983)

نام کانی

علامت اختصاری

 

نام کانی

علامت اختصاری

پلاژیوکلاز

Pl

 

فرواکتینولیت

Fact

آنورتیت

An

 

کوارتز

Qtz

ارتوز

Or

 

موسکویت

Ms

آلبیت

Ab

 

پاراگونیت

Pg

گارنت

Grt

 

فروسلادونیت

Fcel

گروسولار

Grs

 

میکای سفید

Wmca

پیروپ

Prp

 

سلادونیت

Cel

آلماندن

Alm

 

فلوگوپیت

Phl

آندرادیت

Adr

 

پیستاسیت

Ps

فلدسپار

Fsp

 

کلینوزوئیزیت

Czo

آمفیبول

Am

 

زوئیزیت

ZO

پارگازیت

Prg

 

ژادئیت

Jd

چرماکیت

Ts

 

کلریت

Chl

گلوکوفان

Gln

 

اپیدوت

Ep

 

قلمرو پایداری انواع آمفیبول

با استفاده از قلمرو پایداری انواع آمفیبول (Otsuki and Banno, 1990) نیز می‌توان به‌صورت نیمه‌کمی شرایط دما و فشار دگرگونی ناشی از تزریق توده‌های نفوذی منطقه (مرحله دوم دگرگونی) را که به افزایش گرادیان زمین‌گرمایی و جایگزینی آمفیبول سدیک توسط باروئیزیت منجر شده است را ارزیابی کرد. تبلور باروئیزیت بیانگر آن است که مرحله دوم دگرگونی در حرارت بیشتر از 400 درجه‌سانتیگراد و فشار بالاتر از 5 کیلوبار صورت گرفته است.

 

دما- فشارسنجی آمفیبول

دما- فشارسنجی نیمه‌کمی که با استفاده از مقادیر آلومینیم و تیتانیم موجود در ترکیب آمفیبول‌های نوع باروئیزیت (Ernest and Liu, 1998) صورت گرفته، دمای کمتر از 580 درجه‌سانتیگراد و فشار 8 تا 15 کیلوبار را نشان می‌دهد.

 

دما- فشارسنجی به‌کمک محدوده پایداری فازهای تیتانیم‌دار

با توجه به حضور اسفن در هاله مجاورتی و به استناد نمودار محدوده پایداری فازهای تیتانیم‌دار (روتیل- ایلمنیت- اسفن (Liu et al., 1996) فشار و حرارت دگرگونی به‌ترتیب کمتر از 12 کیلوبار و 770 درجه‌سانتیگراد بوده است.

 

محاسبه دما و فشار دگرگونی حاشیه واکنشی

ترموکالک

در حالتی که اپیدوت، میکای سفید و فلدسپات موجود در زمینه، با حاشیه گارنت به‌صورت پاراژنز در نظر گرفته می‌شود مقادیر دما و فشار محاسبه شده به‌کمک نرم‌افزار ترموکالک به‌صورت زیر است:

T=730 ±40 °C and P=15.1 ± 1.4 Kb

واکنش‌های دگرگونی احتمالی که به‌کمک آن‌ها، میانگین فشار و حرارت محاسبه شده در زیر آمده است:

1) Pg + An + Grs + Qtz = 2Czo + Ab

2) 5Pg + 4Grs + 6 Qtz = 6Czo + 5Ab + 2H2O

3) 3Ms + Prp + 2Grs + 6Qtz = 3Cel + 6An

4) 3Ms + 2Grs + Alm + 6Qtz = 3Fcel + 6An

5) 3Ms + 4Czo + Prp + 2Adr + 6Qtz = 3Cel + 4Ep + 6An

دماسنجی روتیل

امروزه دماسنجی روتیل با استفاده از میزان زیرکنیم موجود در آن، ابزار مناسبی برای محاسبه حرارت سنگ‌های دگرگونی است (Zack et al., 2004a; Watson et al., 2006; Tomkins et al., 2007). به‌منظور انجام دماسنجی، روتیل‌های موجود در حاشیه واکنشی توده ترونجمیتی آنالیز نقطه‌ای شدند. مقادیر زیرکنیم موجود در بلورهای روتیل از 085/0 تا177/0 درصد متغیر است که معادل حرارت‌های بین 707 تا 907 درجه‌سانتیگراد است. نتایج محاسبات در جدول 9 نمایش داده شده است. دماسنجی Zack و همکاران (a 2004) نسبت به دماسنجی Tomkins و همکاران (2007) و Watson و همکاران (2006)، دمای تبلور روتیل را 80 تا 100 درجه بیشتر نشان می‌دهد.

 

جدول 9- نتایج دماسنجی روتیل

Rutile Thermometry

 

T°C (Zack et al., 2004a)

T°C (Watson et al., 2006)

T°C (Tomkins et al., 2007)

P (kbar) =15

ZrO2(wt%)

876

755

786

0.139

857

739

771

0.119

814

707

739

0.085

836

723

755

0.101

907

781

811

0.177

843

729

760

0.107

870

750

781

0.132

830

719

751

0.097

864

745

776

0.126

857

739

771

0.119

839

726

758

0.104

849

733

765

0.112

845

731

762

0.109

814

707

739

0.085

862

744

775

0.124

841

727

758

0.105

857

739

771

0.119

862

744

775

0.124

843

729

760

0.107

 

نتیجه‌گیری

در بیشتر مطالعات زمین‌شناسی، شرایط انجام رخساره دگرگونی مجاورتی در اعماق کمتر از 3 کیلوبار تعریف شده است. نتایج محاسبات فشارسنجی هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی اطراف توده‌های نفوذی منطقه سلطان‌آباد بیانگر جایگیری ماگما در اعماق زیاد است. ارزیابی شرایط دما- فشار توده‌های نفوذی که به کمک شاخص‌های ژئوشیمیایی سنگ کل، ترکیب شیمیایی کانی‌های ماگمایی توده‌های نفوذی و محاسبات دما- فشارسنجی هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی اطراف آن‌ها صورت گرفته، نشان‌دهنده تشکیل و جایگیری ماگما در فشار بالاتر از 8 کیلوبار و دمای بیشتر از 665 درجه‌سانتیگراد است. بنابراین تشکیل این توده‌ها با فرآیندهای پترولوژیک واقع در اعماق مرتبط است. با توجه به شواهد صحرایی، میکروسکوپی، ژئوشیمیایی، سن‌سنجی و محاسبات دما- فشارسنجی بلوک‌های گارنت- هورنبلندیتی مجاور ترونجمیت‌ها، ساز و کار ذوب‌بخشی لیتوسفر اقیانوسی داغ و جوان فرورو و تشکیل رستیت گارنت- هورنبلندیتی و مذاب تونالیتی- ترونجمیتی با ویژگی‌های آداکیتی در منطقه فرورانش به اثبات رسیده است (نصرآبادی، 1388). عمق زیاد محاسبه شده برای تشکیل و جایگیری توده‌های نفوذی منطقه نیز با این مدل ارائه شده سازگار است. پس از تشکیل مذاب با ترکیب تونالیت و ترونجمیت در اعماق کانال فرورانش، تزریق آن‌ها به بخش‌های سطحی‌تر منطقه فرورانش، سنگ‌های رخساره شیست آبی واقع در آن منطقه، متحمل دگرگونی مجاورتی شده‌اند.

وجود و حفظ اپیدوت و گارنت ماگمایی در توده‌های نفوذی منطقه بیانگر سرعت صعود بالا در طی جایگیری است که این امر با اعمال تکتونیک کششی حاکم بر منطقه در زمان جایگزینی همراه بوده است (نصرآبادی، 1390) به‌طوری‌که شکل‌های ورقه‌ای و سیل‌مانند توده‌های نفوذی گویای این امر است. با توجه به جهت تقریباً شرقی- غربی دایک‌های مافیک موجود در منطقه، رژیم تکتونیکی کششی بعد از جایگیری و انجماد توده‌های نفوذی نیز ادامه داشته است.

 

تشکر و قدردانی

این تحقیق در قالب طرح پژوهشی انجام شده و هزینه آن از سوی حوزه معاونت پژوهشی دانشگاه بین‌المللی امام خمینی قزوین تأمین اعتبار شده است که از آن معاونت محترم تشکر و قدردانی می‌شود. همچنین از آقایان پروفسور فدریکو روزتی، دومنیکو کوتسوپولی و دکتر جیانلوکا ویگنارولی از دانشگاه رم ایتالیا و دکتر توماس‌تی از دانشگاه اشتوتگارت آلمان که با انجام آنالیزهای مایکروپروب سهم به‌سزایی در به ثمر رسیدن این تحقیق داشتند سپاسگزاری می‌شود. در نهایت از داوران محترم مجله که با ارائه پیشنهادات سازنده به ارتقاء سطح مقاله کمک نموده‌اند قدردانی می‌شود..

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

نصرآبادی، م. (1390)پیدایش کانی‌های غیرمعمول در ترونجمیت‌های منطقه سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار): شواهدی از شرایط تبلور و جایگزینی ماگما. مجله پترولوژی دانشگاه اصفهان 5 (2): 132-113.

نصرآبادی، م.، روزتی، ف.، معین‌وزیری، ح.، رضوی، م. ح. و محجل، م. (1391) کانی‌شناسی و دما- فشارسنجی شیست‌های آبی مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار). مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی (1)20: 123-140.

Alavi, M. (1991) Tectonic map of the Middle East, 1/500000. Geological Survey of Iran.

Baroze, J., Macaudiere, J., Montigny, R., Noghreyan, M., Ohnenstetter, M. and Rocci, G. A. (1983) Ophiolites and related formations in the central part of the Sabzevar (Iran) and possible geotectonic reconstructions, Geodynamic Project (Geotraverse) in Iran. Geological Society of Iran, Iran.

Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104: 208-224.

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.

Conrad, W. K., Nichollas, I. A. and Wall, V. J. (1988) Water-saturated and undersaturated melting of metaluminous and peraluminous crustal compositions at 10kb: evidence for the origin of silicic magmas in the Taupo Volcanic zone, New Zealand and other occurrences. Journal of Petrology 29: 756-803.

Ernest, W. G. and Liu, J. (1998) Experimental phase-equilibrium study of Al- and Ti-contents of calcic amphibole in MORB-A semiquantitative thermobarometer. American Mineralogist 83: 952-969.

Ferry, J. and Watson, E. B. (2007) New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers. Contributions to Mineralogy and Petrology 154: 429-437.

Green,D. H. and Ringwood, A. E. (1968) Origin of the garnet phenocrysts in calc-alkaline rocks. Contributions 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 Sciences 83: 429-438.

Hammarstrom, J. M. and Zen, E. (1986) Aluminum in hornblende: An empirical ipeous geobarometer. American Mineralogist 71: 1297-1313.

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

Harrison, T. N. (1988) Magmatic garnets in the Cairngorm granite, Scotland. Mineralogical Magazine 52: 659-667.

Heltz, R. T. (1976) Phase relations of basalt in their melting ranges at PH2O=5kb, Part II: Melt compositions. Journal of Petrology 17: 139-193.

Heltz, R. T. (1982) Phase relations and compositions of amphiboles produced in studied of the melting behavior of rocks. Mineralogical Society of American Reviews in Mineralogy 9B: 279-346.

Holland, T. and Blundy, J. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116: 433-447.

Holland, T. J. B. and Powell, R., The AX computer program. unpublished data, www.esc.cam.ac.uk/ astaff/ holland/ index.html.

Hollister, L. S., Grissom, G. E., Peters, E. K., Stowell, H. H. and Sisson, V. R. (1987) Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist 72: 231-239.

Johnson, M. C. and Rutherford, M. J. (1989) Experimental calibration of the aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks. Geology 17: 837-841.

Johnston, A. D. and Wyllie, P. J. (1988) Constraints on the origin of Archean trondhjemites based on phase relationship of NUk gneiss with H, O at 15kbar. Contributions to Mineralogy and Petrology 100: 35-46.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogists 68: 277-279.

Manning, D. A. C. (1983) Chemical variation in garnets from aplites and pegmatites, peninsular Thailand. Mineralogical Magazine 47: 353-358.

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

Otsuki, M. and Banno, S. (1990) Prograde and retrograde metamorphism of hematite-bearing basic schists in the Sanbagawa belt in central Shikoku. Journal of Metamorphic Geology 8: 425-439.

Otten, M. T. (1984) The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites. Contributions to Mineralogy and Petrology 86: 189-99.

Peacock, S. M., Rushmer, T. and Thompson, A. B. (1994) Partial melting of subducting oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 121: 227-244.

Pilger, A. (1971) Die zeitlich-tectonische Entwicklung der Iranischen Gebirge. Clausthaler Geologische Abhandlungen 8: 27-41.

Powell, R. and Holland, T. J. B. (2008) On thermobarometry. Journal of Metamorphic Geology 26: 155-179.

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.

Rapp, R. P., Watson, E. B. and Miller, C. F. (1991) Partial melting ofamphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites andtonalites. Precambrian Research 51: 1-25.

Rushmer, T. (1991) Partial melting of two amphibolites: contrasting experimental results under fluid absent conditions. Contributions to Mineralogy and Petrology 107: 41-59.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: An experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 304-310.

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

Sen, C. and Dunn, T. (1994) Dehydration melting of basaltic composition amphibolite at 1.5 and 2 Gpa: Implications for the origin of adakites. Contributions to Mineralogy and Petrology 117: 394-409.

Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.

Spear, F. S. (1981) An experimental study of hornblende stability and compositional variability in amphibolites. American Journal of Science 281: 697-734.

Stein, E. and Dietl, C. (2001) Hornblende thermobarometry of granitoids from the Central Odenwald (Germany) and their implications for the geotectonic development of the Odenwald. Mineralogy and Petrology 72: 185-207.

Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran, a review. American Association of Petroleum Geologist Bulletin 52: 1229-1258.

Stocklin, J. (1977) Structural correlation of the Alpine ranges between Iran and Central Asia. Mémoires hors série de la société Géologique de France 8: 333-353.

Tomkins, H. S., Powell, R. and Ellis, D. J. (2007) The pressure dependence of the zirconium-in-rutile thermometer. Journal of Metamorphic Geology 25: 703-713.

Tulloch, A. J. and Challis, G. A. (2000) Emplacement depths of Paleozoic-Mesozoic plutons from western New Zealand estimated by hornblende-Al geobarometry. New Zealand Journal of Geology and Geophysics 43: 555-567.

van der Laan, S.R. and Wyllie, P. J. (1992) Constraints on Archeantrondhjemite genesis from hydrous crystallization experiments on NUkGneiss at 10-17 kbar. Journal of Geology 100: 57-68.

Watson, E. B. and Harrison,T. M. (1983) Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Scince Letters 64: 295-304.

Watson, E. B., Wark, D. and Thomas, J. B. (2006) Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology 151: 413-433.

Yardley, B. W. D. (1977) An empirical study of diffusion in garnet. American Mineralogists 62: 793-800.

Zackt, T., Moraes, R., Kronz, A. (2004a) Temperature dependence of Zr in rutile: empirical calibration of a rutile thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 148: 471-488.

Zen, E. and Hammarstrom, J. M. (1984) Magmatic epidote and it's petrologic significance. Geology 12: 515-518.