پتروژنز دایک‌های هورنبلندیتی جنوب غرب سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

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

چکیده

مجموعه‌ای از دایک‌های بازیک و ندرتاً حدواسط در یکی از توده‌های تونالیتی جنوب غرب سلطان‌آباد تزریق شده‌اند. در بیشتر نمونه‌ها آمفیبول، سازنده اصلی سنگ است و کانی‌های پلاژیوکلاز، اپیدوت و میکای سفید با فراوانی مودال متغیر مشاهده می‌شوند. ویژگی‌های شیمیایی آمفیبول، دلالت بر منشأ ماگمایی آن دارد و شاخص‌های ترکیبی و محاسبات فشارسنجی بیانگر تبلور آن در اعماق زیاد است. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل بیشتر نمونه‌ها گویای ترکیب بازالتی با ماهیت تولئیتی آن‌هاست. الگوی نمودارهای عنکبوتی و عناصر نادر خاکی آن‌ها با تمرکز آمفیبول و تشکیل در منطقه فرورانش همخوانی دارد. بر اساس شواهد صحرایی از جمله رابطه مکانی نزدیک دایک‌ها و توده تونالیتی میزبان و فراوانی کم آمفیبول در توده‌های نفوذی منطقه، متداول بودن هورنبلندیت به‌صورت کومولا در نوارهای کوهزایی، تعادلات فازی بازالت آب‌دار، منشأ ماگمایی آمفیبول و تبلور آن در عمق نسبتاً زیاد، شاخص‌های شیمیایی سنگ کل دایک‌ها (مقادیر کم سیلیس و تقعر رو به بالای عناصر نادر خاکی میانی در نمودارهای عنکبوتی) و همچنین مقادیر در خور توجه سیلیس و ویژگی‌های آداکیتی بسیار شاخص در تونالیت میزبان، موضوع تفریق آمفیبول از یک مذاب آداکیتی حدواسط حاصل از ذوب بخشی صفحه اقیانوسی فرورو و تشکیل کومولای غنی آمفیبول و مذاب فلسیک تونالیتی- ترونجمیتی، به اثبات رسیده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrogenesis of hornblenditic dykes from southwest Soltan Abad (NE Sabzevar)

نویسنده [English]

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

The basic and rarely intermediate dyke swarms have been injected into one of the tonalitic bodies in the southwest of Soltan Abad. Amphibole is the main constituent of the most samples and variable modal abundance of epidote, plagioclase and white mica are observed. Chemical characteristics of amphiboles indicate their magmatic origin and compositional indicators along with barometry calculations point to their crystallization at high depths. Whole rock geochemical characteristics of dykes signifying basaltic composition with tholeiitic affinity. Their spider diagrams and rare earth elements patterns are compatible with amphibole accumulation and their generation in the subduction zone. On the basis of field evidences such as intimate spatial relation between dyke and the host tonalitic-trondhjemitic body and the paucity of amphibole in the intrusion bodies of the study area, the prevalence of hornblendite as cumulate in the orogenic belts and phase equilibria of water-bearing basalts a hypothesis of amphibole fractionation from an intermediate adakitic melt produced by subducted oceanic crust partial melting and the formation of amphibole-riched cumulate and felsic tonalitic-trondhjemitic melt. Magmatic origin of amphibole and its crystallization at relatively high depth, whole rock geochemical characteristics of dykes like low contents of SiO2 and upward convex of middle rare earth elements in the spider diagrams and furthermore according to the considerable contents of SiO2 and very prominent adakitic characteristics of host tonalite also support this phenomenon.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mafic dyke
  • Hornblendite
  • Amphibole fractionation
  • Cumulate
  • Soltan Abad
  • Sabzevar

مقدمه

وجود ماگماهای با طیف ترکیبی وسیع که دارای قرابت پتروژنتیکی نیز هستند در مناطق کوه‌زایی امری متداول است. این چنین تنوع ترکیبی را می‌توان به تنوع ترکیب شیمیایی سنگ منشأ (گوه گوشته‌ای، لیتوسفر اقیانوسی فرورو و رسوبات همراه آن و پوسته تحتانی قاره‌ای در مناطق برخوردی)، نرخ ذوب بخشی، شرایط فشار و حرارت تشکیل ماگما و میزان تأثیر فرآیندهای تفریق ماگمایی، اختلاط ماگمایی و آلایش با مواد پوسته‌ای نسبت داد. تشخیص مشارکت هر یک از این عوامل در ایجاد تنوع ترکیبی ماگما از موضوعات اساسی علم پترولوژی آذرین بوده، مستلزم بهره‌گیری از شواهد صحرایی و میکروسکوپی، شاخص‌های زمین‌شیمیایی کانی‌ها و سنگ کل، داده‌های سن‌سنجی و نسبت‌های ایزوتوپی است.

پژوهشگران مختلف (De Bari and Coleman, 1989؛ Burg et al., 1998؛ (Ulmer, 2007، هم‌زیستی واحدهای ماگمایی فلسیک، مافیک و الترامافیک (پیروکسنیت و هورنبلندیت) مرتبط با فرورانش را در بسیاری از کمربندهای کوه‌زایی گزارش کرده‌اند. این هم‌زیستی را می‌توان به دگرگونی پیش‌رونده و ذوب بخشی ناشی از ناپایداری آمفیبول(Petford and Atherton, 1996) و یا تبلور ماگمای اولیه در فشار بالا De Bari and Coleman, 1989)؛ Ringuette et al., 1999؛ (Ulmer, 2007 نسبت داد. با مطالعه طیف‌های سنگی هم‌زاد و متنوع قوس‌های ماگمایی، ضمن شناخت فرآیندهای ماگمایی اعماق پوسته قوس، می‌توان به ارزیابی هر یک از مکانیسم‌های ذوب مجدد پوسته و تبلور تفریقی و نقش جدایش آمفیبول در تولید ماگمای کالک‌آلکالن پرداخت.

تمرکز عناصر اصلی و کمیاب سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی مناطق کوه‌زایی (آلپ، آند، هیمالیا و آلاسکا) بیانگر آنست که تبلور کانی‌های فقیر از سیلیس مانند گارنت، آمفیبول و اکسیدهای آهن، نقش مهمی در تفریق ماگما و ایجاد کومولاهای غنی از آمفیبول و گارنت همراه با مذاب‌های تفریق یافته غنی از سیلیس ایفا می‌نماید Jan and Howie, 1981)؛ Ulmer et al., 1983؛ De Bari and Coleman, 1989؛ Greene et al., 2006). تشکیل کومولای غنی از آمفیبول در واحدهای ماگمایی مناطق قوس، مستلزم تفریق ماگما در اعماق متوسط پوسته و فراوانی آب در ماگماست (Fischer and Marty, 2005; Wallace, 2005).

جدایش آمفیبول و گارنت در اعماق بیشتر از 35 کیلومتر به‌صورت فازهای کومولا، از ماگمای حدواسط و بازیک، سبب ایجاد شاخص‌های آداکیتی در مذاب باقی‌مانده می شود (Wareham et al., 1997; Mütener et al., 2001). تفریق آمفیبول باعث تهی‌شدگی مذاب از عناصر نادر خاکی متوسط و تا اندازه‌‌ای عناصر نادر خاکی سنگین، افزایش میزان سیلیس و تشدید ماهیت پرآلومین و ایجاد روند کالک‌آلکالن در مذاب‌های تحول‌یافته نهایی می‌گردد (Drummond et al., 1996; Wareham et al., 1997).

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه مورد مطالعه در شمال‌شرق ایران، در استان خراسان رضوی واقع است و بخشی از محدوده نوار افیولیتی شمال سبزوار محسوب می‌شود (شکل 1- a). در این منطقه، یک مجموعه دگرگونی مرتبط با مجموعه افیولیتی شمال‌شرق سبزوار وجود دارد که برونزد آن در منطقه سلطان‌آباد است. این مجموعه شامل سنگ‌های دگرگونی رخساره‌های شیست سبز، شیست آبی و آمفیبولیت است که چند توده نفوذی با ترکیب تونالیت و ترونجمیت در آن تزریق شده است (شکل 1- b). یکی از توده‌های نفوذی واقع در جنوب‌غرب سلطان‌آباد، توسط تعداد زیادی دایک هورنبلندیتی در راستای تقریباً شرقی- غربی قطع شده است. هم‌زیستی مکانی نزدیکی بین توده نفوذی میزبان و دایک‌ها وجود دارد. به‌طوری‌که رخنمون صحرایی این نوع دایک‌ها در منطقه افیولیتی شمال سبزوار محدود به توده تونالیتی غرب سلطان‌آباد است.

Baroz و همکاران (1983) با تعیین سن توده‌های نفوذی و سنگ‌های دگرگونی اطراف، به هم‌زمانی ماگماتیسم و دگرگونی در منطقه سلطان‌آباد پی برده و از این رو تشکیل توده‌های نفوذی را مرتبط با فرآیند دگرگونی منطقه در نظر گرفته‌اند. 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.

تعیین ترکیب شیمیایی دقیق این گرانیتوئیدها به روش ICP-MS، مشخص کرد که این سنگ‌ها ترونجمیت و تونالیت هستند. همچنین با توجه به مقادیر کم پتاسیم، تهی‌شدگی از عناصر خاکی سنگین (مانند ایتریم و ایتربیم)، مقادیر بالای آلومینیم و غنی‌شدگی از استرانسیم، خصوصیات آداکیتی را نشان می‌دهند (نصرآبادی، 1388). سن این توده‌ها به روش اورانیم- سرب زیرکن، پالئوسن میانی به‌دست آمده است (نصرآبادی، 1388). از نظر چینه‌شناسی نیز وجود قطعاتی از توده‌های نفوذی و سنگ‌های دگرگونی اطراف در آهک‌های نومولیت‌دار جنوب خوشاب نشان‌دهنده این است که توده‌های نفوذی منطقه در طی ائوسن میانی در بخش‌های سطحی زمین برونزد داشته و فرآیندهای تکتونیکی و دگرگونی منطقه قبل از ائوسن میانی پایان یافته است (نصرآبادی، 1382).

در این نوشتار سعی شده است تا به کمک بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی، آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها و شاخص‌های ژئو‌شیمیایی سنگ کل، شرایط تشکیل و ژنز دایک‌های مافیک تزریق شده به توده تونالیتی جنوب غرب سلطان‌آباد بحث و بررسی شود.

 

 

 

 

 

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 و همکاران (1977)). (b نقشه زمین‌شناسی ساده شده از نوار دگرگونی غرب و جنوب‌غرب سلطان‌آباد (نصرآبادی، 1388)

 


روش انجام پژوهش

روش مطالعه شامل نمونه‌برداری از برونزد دایک‌های مافیک جهت مطالعات میکروسکوپی و آنالیز سنگ کل، تهیه مقاطع نازک از نمونه‌ها، بررسی‌های دقیق پتروگرافی و آنالیز نقطه‌ای 250 نقطه از کانی‌های گوناگون دایک‌ها در دانشگاه اشتوتگارت (آلمان) و رم (ایتالیا) است. دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب دانشگاه اشتوتگارت از نوع Cameca SX100 و دانشگاه لاسپینزای رم از نوع Cameca SX50 است. در طول انجام آنالیز نقطه‌ای، ولتاژ شتاب‌دهنده هر دو دستگاه 15 KV، شدت جریان 15 nA و زمان شمارش 30 S بوده است. عناصر اصلی، فرعی و نادر 12 نمونه از دایک‌ها نیز در آزمایشگاه فعال‌سازی (Activation Lab) انتاریای کانادا به روش ICP-MS اندازه‌گیری شده است.

در محاسبه فرمول ساختمانی کانی‌ها از نرم افزار کالک‌مین (Calc Min) و به‌منظور تخمین شرایط حرارت و فشار از دما- فشارسنج آمفیبول، دماسنج آمفیبول- پلاژیوکلاز و محدوده پایداری کانی‌ها استفاده شده است.

 

روابط صحرایی

در مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد، چندین برونزد سیل مانند از توده‌های نفوذی فلسیک وجود دارد. یکی از آن‌ها که در غرب سلطان‌آباد و در بخش جنوبی ارتفاعات گنیسی چیلی واقع است، دارای ترکیب تونالیتی بوده و با داشتن دایک‌های بازیک متعدد، نظر هر بیننده‌ای را به خود جلب می‌کند (شکل 2- a). دایک‌ها تقریباً موازی با یکدیگر بوده و دارای امتداد شرقی- غربی هستند (N89E-N110E) و شیب آن‌ها به‌طرف شمال‌شرق (65-85NE) است (شکل‌های 2- a و b). ضخامت این دایک‌ها از مقیاس سانتی‌متری تا 5 متر متغیر است. ترکیب بازالتی و مقادیر زیاد آب (فراوانی کانی‌های آب‌دار) با کم کردن گرانروی، باعث نفوذ مذاب غنی از آمفیبول به شکاف‌های باریک (شکل2- c) شده است. در بعضی از دایک‌ها می‌توان قطعات زاویه‌دار (شکل 2- d) تا مدور از سنگ میزبان تونالیتی را مشاهده کرد. با توجه به ضخامت کم دایک‌ها، تأثیر حرارتی آن‌ها کمتر از آن بوده که سبب ذوب بخشی توده تونالیتی شده باشد و شواهد ذوب بخشی نیز در سنگ میزبان دیده نمی‌شود. در نمونه دستی، سوزن‌های آمفیبول، سازنده اصلی سنگ است و با توجه به فراوانی مودال آمفیبول، فلدسپات و اپیدوت، نمونه‌های مورد مطالعه از نظر ضریب رنگینی مزوکرات تا هولوملانوکرات هستند. در بیشتر نمونه‌ها، منشورهای آمفیبول، غیر جهت یافته هستند اما در مواردی نیز بر اثر فرآیند میلونیت‌زایی، برگوارگی پیدا کرده‌اند. از نکات در خور توجه دیگر، وجود بیگانه‌سنگ‌های بزرگ ورقه‌ای از شیست آبی به طول چندین متر و به موازات دایک‌های مافیک در توده تونالیتی است. نمونه دستی این بیگانه‌سنگ‌های بزرگ، دارای برگ‌وارگی بوده و در زیر میکروسکوپ باقی‌مانده‌هایی از بلور گلوکوفان با چندرنگی آبی را نشان می‌دهند.

 

پتروگرافی

کانی سنگ‌ساز اصلی در بیشتر نمونه‌ها آمفیبول است و بیش از 90 درصد سنگ را شامل می‌شود (شکل 3- a). از کانی‌های اصلی دیگر، می‌توان به پلاژیوکلاز غنی از آلبیت و اپیدوت اشاره کرد که در نمونه‌های مختلف دارای فراوانی مودال متغیر هستند (شکل 3- b). کانی‌های فرعی و ثانویه سنگ، کلریت، میکای سفید، اسفن و اکسید آهن هستند. به‌ غیر از انواع میلونیتی‌شده، بلورهای آمفیبول، هیچ‌گونه جهت‌یافتگی ترجیحی نشان نمی‌دهند. در نمونه‌های غنی از پلاژیوکلاز، این کانی، سازنده زمینه سنگ است و فضای بین بلورهای اپیدوت و آمفیبول را پر می‌کند (شکل 3- b). اپیدوت به‌صورت بلورهای درشت خودشکل (شکل 3- b) و یا تجمع‌هایی از بلورهای ریزتر در سنگ حضور دارد.


 

شکل 2- (a نمایی از توده تونالیتی غرب سلطان‌آباد و دایک‌های مافیک تزریق شده به داخل آن، (b نمایی نزدیک از دایک‌های مافیک باریک که بیانگر گرانروی کم ماگما است، (c مرز واضح بین دایک‌های مافیک و توده تونالیتی میزبان و (d قطعات زاویه‌دار سنگ میزبان تونالیتی در یک دایک ضخیم‌تر که بیانگر منجمد بودن توده نفوذی در زمان تزریق دایک‌های مافیک است.

 

 

شکل 3- مقاطع میکروسکوپی دایک‌های مافیک: (a سازنده اصلی بیشتر دایک‌های مافیک آمفیبول است و بیش از 90 درصد حجمی سنگ را تشکیل می‌دهد، (b در بعضی از نمونه‌ها، اپیدوت نوع فقیر از آهن و پلاژیوکلاز از فراوانی در خور توجهی برخوردار هستند و فضای بین بلورهای آمفیبول را پر می‌کنند (تصاویر سمت چپ در نور طبیعی و سمت راست در نور پلاریزه).

 


ترکیب کانی‌شناسی

برای شناخت ترکیب شیمیایی کانی‌ها و متعاقب آن، انجام محاسبات دما- فشارسنجی، از کانی‌های سه نمونه از دایک‌های مافیک، بیش از 250 آنالیز نقطه‌ای انجام شد. در این بخش، ترکیب کانی‌های سازنده دایک‌های مافیک تشریح می‌شود.

 

آمفیبول

آنالیز نقطه‌ای آمفیبول‌های دو نمونه از دایک‌های مافیک و یک نمونه تونالیت آداکیتی غنی از آمفیبول در جدول 1 ارائه شده است. همان‌طور که از نتایج آشکار است، یکی از شاخص‌های زمین‌شیمیایی بارز در مورد آمفیبول دایک‌های مورد مطالعه، مقادیر زیاد آلومینیم در ترکیب شیمیایی آن‌هاست؛ به طوری‌که میزان آن تا 79/17 درصد نیز می‌رسد. در راستای شناخت منشأ این آمفیبول‌ها، از نمودار متمایز کننده آمفیبول‌های آذرین از انواع دگرگونی (Leake, 1971) استفاده شد. بر اساس این نمودار (شکل 4)، آمفیبول‌های مورد مطالعه از نوع آذرین هستند. در نمودارهای طبقه‌بندی آمفیبول (Leake et al., 2004)، بیشتر آن‌ها از گروه کلسیک (پارگازیت، منیزیوهاستینگزیت، چرماکیت و منیزیوهورنبلند) و به ندرت کلسیک- سدیک (باروئیزیت) هستند (شکل 5). میزان کاتیون‌های آلومینیم و تیتانیم در مرکز بلورهای آمفیبول نسبت به حاشیه بیشتر است و منطقه‌بندی ترکیبی در آمفیبول‌ها به‌صورت آمفیبول نوع منیزیوهاستینگسیت و پارگازیت در مرکز، تا چرماکیت، منیزیوهورنبلند و باروئیزیت در حاشیه بلور رخ داده است. این منطقه‌بندی ترکیبی احتمالاً بیانگر تبلور حاشیه آمفیبول در شرایط دما و فشار کمتر نسبت به شرایط تبلور مرکز بلور است. از طرفی، ممکن است آمفیبول نوع باروئیزیت موجود در حاشیه آمفیبول‌های کلسیک، حاصل دگرسانی باشد، به‌طوری‌که فرآیندهای سوسوریت‌زایی و سریسیت‌زایی با جایگزینی آمفیبول‌های ماگمایی توسط انواع دگرگونی در بعضی از نمونه‌ها همراه بوده است. همان‌طور که در شکل های 5- a و 5- b مشاهده می‌شود، آمفیبول موجود در تونالیت آداکیتی منطقه نیز از نوع کلسیک بوده و مانند انواع موجود در دایک‌های مافیک، دارای ترکیب منیزیوهاستینگزیت است.

 

 

شکل 4- با توجه به نمودار متمایز کننده آمفیبول‌های ماگمایی و دگرگونی (Leake, 1971) اکثر آمفیبول‌های مورد مطالعه دارای منشأ ماگمایی هستند.

 

 

 

شکل 5- طبقه‌بندی آمفیبول‌های مورد مطالعه بر اساس تقسیم‌بندی Leake و همکاران (2004). مطابق این نمودارها، آمفیبول‌ها، از گروه کلسیک (پارگازیت، منیزیوهاستینگزیت، چرماکیت و منیزیوهورنبلند (شکل‌های a، b و c) و کلسیک- سدیک (باروئیزیت (شکل d)) هستند. از نکات شایان توجه، شباهت ترکیبی آمفیبول در تونالیت آداکیتی و دایک‌های غنی از هورنبلند است (شکل‌های a و b).

 

 

 

میکای سفید

آنالیز شیمیایی میکای سفید در جدول 2 ارائه شده است. متشکله‌های اصلی میکای سفید شامل موسکویت (53 تا 57 درصد)، سلادونیت (14 تا 21 درصد)، پاراگونیت (13 تا 22 درصد) هستند.

 

فلدسپار

فلدسپار نمونه‌های مورد مطالعه بیشتر از نوع آلبیت است و در بعضی از موارد، میزان سازنده آنورتیت تا 16 درصد فلدسپات را تشکیل می‌دهد (جدول 2). با توجه به حضور بلورهای اپیدوت ثانویه، بیشتر بلورهای فلدسپات متحمل دگرسانی شده‌اند.

 

اپیدوت

از اپیدوت موجود در یکی از دایک‌های حدواسط غنی از اپیدوت و پلاژیوکلاز، آنالیز نقطه‌ای به‌عمل آمده است (جدول 2). میزان سازنده پیستاشیت در اپیدوت‌ها از 9 تا 31 درصد متغیر است. احتمالاً اپیدوت‌های خودشکل و درشت موجود در دایک‌های حدواسط دارای منشأ ماگمایی هستند. از نظر زمین‌شیمیایی، اپیدوت‌های ماگمایی دارای بیشتر از 25 درصد سازنده پیستاشیت هستند (Tulloch, 1979). با وجود آمفیبول‌های ماگمایی غنی از آلومینیم، امکان حضور اپیدوت‌های ماگمایی در نمونه‌های مورد مطالعه وجود دارد. لازم به ذکر است که در توده تونالیتی میزبان نیز اپیدوت ماگمایی وجود دارد (نصرآبادی، 1390). بنابر این، با توجه به مقادیر پیستاشیت (9 تا 31 درصد)، اپیدوت موجود در دایک‌های منطقه از هر دو نوع ماگمایی و دگرسانی هستند.

 

کلریت

کلریت‌ها دارای منشأ ثانویه بوده و حاصل تجزیه آمفیبول‌ها هستند. از ویژگی‌های ترکیبی این کانی، فراوانی منیزیم در آن است (جدول 2).

 

اسفن

مقادیر کم آلومینیم موجود در اسفن، بیانگر منشأ ثانویه و تشکیل آن‌ها تحت شرایط دگرسانی است. زیرا مقادیر کم آلومینیم (1 تا 2 درصد) نشان‌دهنده خاستگاه دگرسانی اسفن است (Franz and Spear, 1985).

 

بحث

حرارت و عمق تشکیل ماگمای سازنده دایک‌ها

دما- فشار سنجی آمفیبول

آمفیبول از جمله کانی‌های معمول موجود در ماگماهای آب‌دار تبلور یافته در بخش‌های عمقی پوسته است. ترکیب شیمیایی آمفیبول، تحت تأثیر عواملی مانند فشار، حرارت، ترکیب شیمیایی مذاب، فوگاسیته اکسیژن و میزان آب است (Spear, 1981; Heltz, 1982). وجود یک رابطه خطی مستقیم بین میزان آلومینیم و تیتانیم آمفیبول و عمق و دمای تبلور ماگما توسط مطالعات آزمایشگاهی بسیاری از پژوهشگران به اثبات رسیده است Otten, 1984)؛ Hammarstrom and Zen, 1986؛ Hollister et al., 1987؛ Johnson and Rutherford, 1989؛ Schmidt, 1992؛ Anderson and Smith, 1995). به‌واسطه این رابطه، دما- فشار سنجی آمفیبول توده‌های نفوذی و آتشفشانی، به‌منظور تخمین عمق تبلور و جایگزینی و دمای انجماد ماگما استفاده می‌شود. تعداد کاتیون‌های آلومینیم موجود در آمفیبول دایک‌های مورد مطالعه، از 11/3 در مرکز تا 27/2 در حاشیه بلور و به استثنای یکی از آمفیبول‌ها که دارای بیش از 10 درصد وزنی تیتانیم است (کرسوتیت) میزان کاتیون‌های تیتانیم از 38/0 در مرکز تا 13/0 در حاشیه بلور متغیر است. این مقادیر، معادل فشار 9 تا 12 کیلوبار و حرارت 980 درجه‌سانتیگراد برای تبلور مرکز آمفیبول و فشار 6 تا 8 کیلوبار و حرارت 703 درجه سانتیگراد در طی تبلور حاشیه آمفیبول است
(جدول 3).

به‌نظر می‌رسد که شرایط فشار و حرارت محاسبه شده با کمک داده‌های مرکز آمفیبول‌ها، معادل عمق تبلور فاز آمفیبول در ماگمای سازنده دایک‌هاست در حالی‌که مقادیر کمتر دما و فشار محاسبه شده به کمک داده‌های حاشیه آمفیبول، معرف جایگزینی و تزریق دایک‌ها در بخش‌های سطحی‌تر و یا تأثیر فرآیندهای دگرسانی بر حاشیه آمفیبول‌هاست.

 

 

جدول1- نتایج آنالیز شیمیایی آمفیبول، آهن کل به‌صورت FeOt است.

Sample

D-G200 (dyke)

D23 (dyke)

SiO2

39.68

38.95

39.12

42.71

41.64

40.89

40.45

39.13

39.89

40.49

TiO2

1.31

10.17

1.71

1.34

1.36

1.28

1.51

1.37

3.43

1.4

Al2O3

14.75

11.42

16.11

13.14

12.5

14.45

14.86

15.29

15.25

15.78

FeOt

13.69

13.68

16.15

11.46

13.41

14.3

15.23

15.35

15.03

14.69

MnO

0.32

0.35

0.35

0.24

0.28

0.24

0.37

.024

0.34

0.31

MgO

11.22

9.55

9.18

13.17

12.16

11.41

10.74

10.59

9.84

10.32

CaO

11.0

8.54

10.49

10.52

10.36

11.25

9.95

9.84

10.69

10.61

Na2O

2.85

2.81

2.81

2.95

2.91

2.93

2.79

2.64

2.96

3.04

K2O

0.69

0.32

0.68

0.67

0.64

0.79

0.65

0.75

0.71

0.79

Total

95.6

95.82

96.68

96.2

95.26

97.54

96.53

96.41

98.14

97.41

O# 23

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Si

5.98

5.89

5.88

6.28

6.25

6.04

5.97

5.9

5.6

5.68

Ti

0.14

1.15

0.19

0.14

0.15

0.14

0.17

0.19

0.38

0.16

AlIV

2.01

2.03

2.11

1.71

1.74

1.96

2.04

2.1

2.1

2.02

AlVI

0.61

0

0.73

0.56

0.47

0.55

0.55

0.56

0.55

0.72

Fe2+

1.09

1.51

1.3

0.8

0.96

1.19

0.8

0.74

1.44

1.2

Fe3+

0.99

0.19

0.65

0.54

0.65

0.58

1.08

1.15

0.41

0.61

Mn

0.04

0.04

0.04

0.03

0.03

0.03

0.05

0.03

0.04

0.04

Mg

2.52

2.15

2.05

2.89

2.72

2.51

2.36

2.33

2.17

2.27

Ca

1.77

1.38

1.69

1.66

1.64

1.78

1.57

1.56

1.69

1.68

Na

0.83

0.82

0.81

0.84

0.4

0.84

0.8

1.76

0.85

0.87

K

0.13

0.06

0.19

0.12

0.12

0.15

0.12

0.14

0.13

0.15

Sum Cat.

15.16

15.26

15.63

15.57

15.59

15.77

15.49

15.45

15.68

15.7

NaB

0.3

0.64

0.38

0.4

0.39

0.22

0.43

0.44

0.3

0.32

Mg#

0.69

0.58

0.61

0.78

0.73

0.68

0.75

0.76

0.6

0.65

 

جدول1- ادامه.

Sample

D23 (dyke)

I-09 (Am-bearing tonalite)

SiO2

39.93

40.58

39.67

40.07

39.75

38.81

39.4

39.42

39.07

TiO2

1.58

1.26

1.3

1.27

1.18

1.3

1.44

1.1

1.31

Al2O3

15.85

16.37

16.48

17.25

17.79

15.74

15.26

16.45

15.54

FeOt

16.59

15.17

14.87

14.65

14.89

18.17

17.83

16.81

17.56

MnO

0.27

0.26

0.26

0.29

0.27

0.18

0.22

0.1

0.21

MgO

9.1

9.28

9.95

9.21

9.04

8.38

8.2

8.29

8.47

CaO

11.53

10.92

11.15

11.13

10.75

10.86

10.67

10.39

10.62

Na2O

2.15

2.82

2.89

2.86

3.04

2.75

2.8

3.11

2.42

K2O

0.97

0.86

0.87

0.88

1

1.05

1.07

1.01

1.07

Total

97.97

97.5

97.44

97.59

97.7

97.24

96.89

96.59

96.27

O# 23

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Si

5.94

6.03

5.89

5.95

5.89

5.75

5.87

5.84

5.83

Ti

0.18

0.14

0.15

0.14

0.13

0.15

0.16

0.11

0.15

AlIV

2.07

1.98

2.11

2.05

2.11

2.25

2.14

2.16

2.17

AlVI

0.71

0.89

0.77

0.97

1

0.5

0.54

0.72

0.57

Fe2+

1.55

1.53

1.35

1.55

1.47

1.49

0.9

1.33

0.82

Fe3+

0.52

0.35

0.5

0.27

0.38

0.76

1.32

0.75

1.37

Mn

0.03

0.03

0.03

0.04

0.03

0.02

0.03

0.01

0.82

Mg

2.02

2.05

2.2

1.04

2

1.85

1.82

1.83

1.89

Ca

1.84

1.74

1.77

1.77

1.71

1.72

1.7

1.65

1.7

Na

0.62

0.81

0.83

0.82

0.87

0.79

0.81

0.89

0.7

K

0.18

0.16

0.17

0.17

0.19

0.2

0.2

0.18

0.2

Sum Cat.

15.65

15.71

15.77

15.76

15.77

15.28

15.49

15.29

16.22

NaB

0.16

0.26

0.22

0.23

0.29

0.28

0.3

0.35

0.3

Mg#

0.57

0.57

0.62

0.57

0.58

0.71

0.67

0.71

0.7

جدول 2- نتایج آنالیز نقطه‌ای کانی‌های میکای سفید، اپیدوت، آلبیت، کلریت و اسفن. جدایش آهن دو و سه ظرفیتی به روش تعادل بار صورت گرفته و آهن کل به‌صورت FeOt محاسبه شده است. Ti-Mn-Ca-WM متشکله میکای سفید دارای تیتانیم، منگنز و کلسیم است. XPs درصد متشکله پیستاشیت کانی اپیدوت است.

Sample

G-D200

D23

mineral

میکای سفید

کلریت

اپیدوت

اسفن

پلاژیوکلاز

میکای سفید

پلاژیوکلاز

SiO2

47.06

27.22

38.03

38.8

38.48

30

65.46

47.46

47.21

66.44

68.29

TiO2

0.44

0

0.16

0.22

0.06

36.69

0.01

0.63

0.28

0.01

0.02

Al2O3

30.22

21.15

20.52

30.57

27.37

1.51

20.57

33.06

30.5

20.93

19.6

FeOt

2.66

18.52

14.16

4.82

9.48

0.47

0.12

2.66

3.64

0.14

0.21

MnO

0.01

0.38

0.16

0.06

0.33

0.06

0

0

0

0

0

MgO

2.21

20.1

0.06

0.02

0.03

0

0.01

1.62

2.22

0

0.07

CaO

0.01

0

22.35

23.25

22.9

28.03

1.34

0.07

0

2.14

0.19

Na2O

0.99

0

0.1

0

0

0.04

10.53

1.96

1.13

10.67

11.49

K2O

9.38

0

0

0

0

0

0.03

8.91

10.42

0.05

0.28

Total

93.49

87.71

97.37

97.82

98.7

96.84

98.09

94.57

95.01

100.41

100.19

O#

22

28

12.5

 

 

4

8

22

 

8

 

Si

6.42

5.53

3.08

2.94

2.93

1

2.92

6.26

6.34

3.08

3.17

Ti

0.04

0

0

0.01

0

0.92

0

0.06

0.08

0

0

 

Al

 

AlIV

1.57

2.46

1.96

 

2.73

 

2.46

 

0.05

 

1.08

 

1.73

1.65

1.14

1.07

AlVI

3.29

2.6

3.41

3.17

 

 

Fe2+

0.3

3.15

0

0

0

0

0

0.29

0.28

0

0

Fe3+

0

0

0.88

0.27

0.54

0.01

0

0

0.1

0

0

Mn

0

0.06

0.01

0

0.01

0

0

0

0

0

0

Mg

0.45

6.09

0

0

0

0

0

0.31

0.44

0

0.07

Ca

0

0

1.94

1.89

1.87

1

0.06

0.1

0

0.1

0.009

Na

0.26

0

0.01

0

0

0

0.91

0.44

0.29

0.9

0.97

K

0.63

0

0

0

0

0

0

1.5

1.78

0.003

0.01

Sum Cat.

13.71

19.89

7.88

7.83

7.81

2.98

4.97

14.15

14.13

5.22

5.2

XPs

 

 

0.31

0.09

0.18

 

 

 

 

 

 

Ms

57.5

 

 

 

 

 

 

57.8

53.2

 

 

Cel

21.4

 

 

 

 

 

 

14.6

19.3

 

 

Pg

13.8

 

 

 

 

 

 

22.5

18.5

 

 

Ti-Mn-Ca-Ms

2.6

 

 

 

 

 

 

4.4

4

 

 

 Ab

 

 

 

 

 

 

93.27

 

 

82.9

96

An

 

 

 

 

 

 

6.5

 

 

16.6

1.6

Or

 

 

 

 

 

 

0.1

 

 

0.5

2.4

 

جدول 3- نتایج دما- فشار سنجی آمفیبول دایک‌ها

sample

Al and Ti
Cantions of amphibole

Pressure (Kb)

Temperature (°C)

H and Z

H

J and R

S

A and S

O

O

H and B

730°C

752°C

735°C

726°C

686°C

671°C

 

G-D200

Al

Max

2.84

10.36

11.25

8.55

10.5

9.34

 

 

 

10.3

10.57

 

Min

2.27

7.49

8.04

6.14

7.79

6.82

 

 

 

7.63

7.85

 

Med

2.39

8.1

8.7

6.64

8.3

7.35

 

 

 

8.11

8.42

 

Ti

Max

0.19

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

777

Min

0.14

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

723

Med

0.15

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

730

D23

Al

Max

3.11

11.73

12.78

9.69

11.79

-

9.93

10.4

10.64

 

 

 

Min

2.51

8.7

9.39

7.15

8.93

-

7.36

7.77

7.97

 

 

 

Med

2.78

10.06

10.91

8.29

10.22

 

8.51

8.95

8.41

 

 

 

Ti

Max

0.38

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

981

Min

0.13

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

703

Med

0.17

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

752

O: [Otten, 1984]; H and Z: [Hammarstrom and Zen, 1986]; H: [Hollister et al., 1987]; J and R: [Johnson and Rutherford, 1989]; S: [Schmidt, 1992]; A and S: [Anderson and Smith, 1995]; H and B: [Holland and Blundy, 1994].

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]


 

 

وجود ادخال‌های زاویه‌دار تا گرد شده از تونالیت در دایک‌های مافیک، بیانگر سرد بودن سنگ میزبان در حین تزریق دایک‌هاست. با توجه به گرادیان زمین‌گرمایی پایین مربوط به منطقه تزریق توده‌های نفوذی و دایک‌ها (نصرآبادی و همکاران، 1391) امکان سرد شدن آن‌ها در عمق نسبتاً زیاد نیز امکان‌پذیر بوده است. لازم به ذکر است که شرایط تبلور آمفیبول دایک‌های مافیک منطقه به‌ویژه از نظر فشار، بسیار مشابه آمفیبول‌های ماگمایی موجود در توده‌های تونالیتی همجوار است (نصرآبادی، 1388).

 

دما- فشارسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز

روش دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز، مهم‌ترین روش تعیین دمای انجماد توده‌های ماگمایی است. نخست، 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. دماهای حاصل از دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز در جدول 4 ارائه شده است. در گستره فشار بین 5 تا 10 کیلوبار، دما از 671 تا 735 درجه سانتیگراد متغیر است که معادل حرارت سرد شدن توده بعد از تبلور پلاژیوکلاز و آمفیبول است.

 

جدول 4- نتایج دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز (Holland and Blundy, 1994) دایک‌های مافیک

10

5

P (Kb)

Sample

735

726

T (ed-tr) °c

D23

671

686

T (ed-tr) °c

g-d200

ترکیب شیمیایی سنگ کل دایک‌ها

به‌منظور بررسی شیمی سنگ کل، 12 نمونه از دایک‌های منطقه به روش ICP-MS در مؤسسه آزمایشگاهی فعال‌سازی شهر اونتاریای کانادا آنالیز شد (جدول 5). همان‌طور که قابل پیش‌بینی است با توجه به مقادیر زیاد آمفیبول در نمونه‌های تجزیه شده (غیر از نمونه Y3) ترکیب شیمیایی سنگ کل آن‌ها تقریباً معادل ترکیب شیمیایی آمفیبول است. مقدار سیلیس بیشتر نمونه‌ها کمتر از 50 درصد است و از مقادیر اندکی پتاسیم (56/0 تا 36/1) نیز برخوردار هستند. میزان آلومینیم آن‌ها بالا بوده، از 12/13 تا 79/17 درصد متغیر است. عدد منیزیم بیشتر نمونه‌ها نیز بیشتر از 5/0 است. تفاوت در عناصر اصلی و نادر نمونه‌های مختلف را می‌توان به فراوانی مودال متغیر کانی‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز و فازهای فرعی مانند مگنتیت نسبت داد.

بر طبق نمودارهای متمایزکننده سری ماگمایی، بیشتر نمونه‌های مطالعه شده از ماهیت تولئیتی برخوردارند (شکل 6). در غالب نمونه‌های بازیک و الترابازیک به‌هنجارشده نسبت به کندریت، الگوی نسبتاً مسطح و تفریق نیافته، همراه با غنی‌شدگی از عناصر نادر خاکی میانی (MREE) را شاهد هستیم (شکل 7- a). این الگو، نشأت گرفته از تجمع آمفیبول در این سنگ‌هاست. زیرا آمفیبول در طی تفریق ماگمایی، بخش زیادی از عناصر نادر خاکی میانی را جذب می‌کند (Davidson et al., 2007). از طرفی، الگوی نسبتاً مسطح و تفریق نیافته عناصر نادر خاکی در این نمونه‌ها بیانگر آن است که تمرکز عناصر خاکی تحت تأثیر فرآیندهای دگرگونی ثانوی، قرار نگرفته است (Sun and McDonough, 1989). در نمونه‌های حدواسط و دو نمونه بازیک نیز، الگویی تفریق‌یافته به‌صورت غنی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سبک نسبت به سنگین وجود دارد (شکل 7- a). این امر را می‌توان به غنی‌شدگی ثانوی حاصل از اضافه شدن سیالات آزاد شده از پوسته اقیانوسی فرورانده یا نرخ‌های متفاوت انباشتگی آمفیبول نسبت داد (Gray, 2007). در نمودارهای عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به مورب عادی، تمامی نمونه‌ها از عناصر LILE غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 7- b). بی‌هنجاری مثبت سرب و بی‌هنجاری منفی عناصر نیوبیم، زیرکونیم، تیتانیم و فسفر در بیشتر نمونه‌ها بارز و مشخص است. این شاخص‌های زمین‌شیمیایی از ویژگی‌های ماگماتیسم مناطق فرورانش است (Wilson, 1989).

 

 

جدول 5- نتایج آنالیز شیمیایی سنگ کل 12 نمونه از دایک‌های مورد مطالعه که با روش ICP-MS اندازه‌گیری شده است.

Y3

22d

3d

21d

26d

23d

4d

24d

204d

316d

2d

25d

Samples

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

wt%

59.88

54.95

51.41

50.77

50.31

49.58

47.3

46.94

46.09

45.96

43.77

43.18

SiO2

0.567

0.754

0.817

0.955

1.173

0.948

1.055

1.072

1.758

1.182

1.231

1.28

TiO2

18.55

18.59

18.22

15.86

17.53

15.05

13.9

14.35

15.6

13.12

15.22

15.5

Al2O3

5.35

8.12

9.4

10.25

11.19

9.44

11.6

11.67

8.82

9.22

13.43

14.13

FeO*

0.171

0.198

0.206

0.19

0.193

0.159

0.158

0.169

0.112

0.225

0.21

0.209

MnO

1.51

2.36

3.94

7.25

5.38

9.15

11.83

10.14

5.56

5.73

10.32

9.27

MgO

6.95

9.16

9.56

8.67

9.15

8.54

9.9

8.94

15.31

15.61

9.87

10.3

CaO

3.64

2.09

1.91

2.72

2.15

3.55

2.31

2.86

2.27

1.88

2.27

2.46

Na2O

1.17

1.35

1.27

1.36

0.99

0.68

1

0.98

0.56

0.74

1.05

1.01

K2O

0.28

0.41

0.29

0.17

0.21

0.06

0.06

0.07

0.42

0.13

0.12

0.07

P2O5

1.9

1.96

2.69

1.42

2.16

1.61

1.77

1.7

2.247

5.76

1.64

1.87

LOI

99.98

99.93

99.42

99.64

100.4

98.75

100.9

98.89

98.74

99.57

99.13

99.27

Totale

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ppm

7

15

24

41

27

53

64

59

40

36

56

52

Sc

1

<1

<1

<1

1

<1

<1

<1

2

1

<1

<1

Be

78

127

213

333

265

380

485

441

209

264

465

431

V

<20

<20

30

90

20

250

90

140

330

270

<20

50

Cr

7

12

21

35

28

42

63

47

23

31

60

46

Co

<20

<20

<20

40

20

70

70

70

70

30

<20

30

Ni

30

60

100

110

110

120

320

180

60

70

180

160

Cu

110

80

110

80

120

70

70

80

120

100

110

100

ZN

19

21

20

16

21

12

14

13

18

15

16

16

Ga

1.2

1.9

1.8

1.6

1.6

1.6

1.6

1.7

2

1

1.9

1.6

Ge

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

9

<5

<5

As

29

29

29

26

18

9

15

12

12

16

16

14

Rb

658

409

389

226

361

190

133

102

669

253

144

140

Sr

17.4

32.9

26.8

20. 5

15.7

17.7

19

17.8

34

28

23.1

23.4

Y

123

98

91

58

90

45

33

40

134

79

47

34

Zr

7.5

4.9

4.2

2.4

8.5

1.7

1

1.5

18

3

1.8

2.4

Nb

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

<2

Mo

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Ag

<0.1

<0.1

<0.1

<01

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.2

3.3

<0.1

<0.1

In

<1

1

1

<1

2

<1

<1

<1

6

4

1

1

Sn

1.1

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.2

<0.5

<0.5

<0.2

<0.2

Sb

0.8

0.3

0.3

0.4

0.2

0.2

0.1

0.1

0.1

0.4

0.3

0.2

Cs

22.1

199

195

126

137

58

74

63

95

108

82

61

Ba

13.8

28.6

14.5

6.98

4.98

2.7

3.23

3.75

20.6

6.7

6.54

2.99

La

29.9

55.7

30.3

14.2

10.6

5.7

7.85

8.27

34.2

13.4

14.6

7.73

Ce

4.1

7.46

3.8

2.13

1.68

0.98

1.24

1.38

4.78

2.1

2.12

1.51

Pr

15.6

31

16.7

10

8.41

539

6.82

7.39

20.3

10.4

10.5

8.87

Nd

3.79

6.72

3.95

2.89

2.6

2

2.38

2.5

5.2

3.2

3.2

3.19

Sm

1.2

1.98

1.23

0.946

0.782

0.687

0.796

0.808

1.9

1.13

1.01

1.07

Eu

3.6

6.32

3.95

3.61

3.14

2.93

3.11

3.21

6.3

4.3

3.85

4.37

Gd

0.58

1.05

1.23

0.65

0.55

0.56

0.55

0.61

1

0.8

0.69

0.8

Tb

3.43

5.99

4.44

3.98

3.14

3.47

3.42

3.66

6

5.2

4.24

4.69

Dy

0.68

1.24

0.91

0.85

0.64

0.75

0.69

0.76

1.2

1.1

0.85

0.96

Ho

1.95

3.55

2.72

2.36

1.8

2.13

1.98

2.08

3.7

3.3

2.39

2.76

Er

0.277

0.547

0.414

0.371

0.282

0.319

0.283

0.306

0.54

0.49

0.351

0.417

Tm

1.69

3.67

2.82

2.36

1.86

2.05

1.75

1.93

3.4

3.1

2.19

2.52

Yb

0.273

0.621

0.456

0.394

0.313

0.34

0.269

0.308

0.47

0.44

0.334

0.397

Lu

2.9

2.6

2.4

1.6

2.5

1.3

1.2

1.2

3.6

2.4

1.6

1.2

Hf

0.6

0.38

0.29

0.17

0.64

0.07

0.05

0.11

1

0.3

0.11

0.17

Ta

0.22

0.19

0.16

0.21

0.11

0.6

0.9

0.1

0.3

0.3

0.1

0.11

Tl

14

3

8

2

1

1

5

1.5

17

5

5

2.5

Pb

3.16

6.95

3.16

1.56

1.2

0.45

0.49

0.63

2.5

1.4

0.95

0.4

Th

0.83

1.68

0.99

0.46

0.61

0.18

0.19

0.23

0.9

0.4

0.27

0.18

U

 

شکل 6- در نمودارهای متمایزکننده سری ماگمایی بیشتر نمونه‌ها دارای ماهیت تولئیتی هستند:

(a: Kuno, 1968; Irvine and Baragar, 1971; b: Irvine and Baragar, 1971; c: Winchester and Floyd, 1976)

 

 

شکل 7- نمودارهای عنکبوتی نمونه‌های مورد مطالعه (Sun and McDonough, 1989). علامت دایره معرف نمونه‌های بازیک و الترابازیک و علامت  êنشان‌دهنده نمونه‌های حدواسط است.

 

 

پتروژنز دایک‌ها

در رابطه با پتروژنز دایک‌های هورنبلندیتی تزریق شده به توده تونالیتی چندین فرضیه را می‌توان مطرح کرد. توده‌های نفوذی فلسیک منطقه ممکن است ناشی از ذوب‌بخشی یک پروتولیت بازیک آب‌دار باشند. به‌طوریکه مذاب حاصل از ذوب بخشی با ترکیب ترونجمیت و تونالیت، سازنده توده‌های نفوذی منطقه بوده و تفاله باقی‌مانده، دایک‌های غنی از آمفیبول را به‌وجود آورده است. با توجه به مطالعات آزمایشگاهی مرتبط با ذوب بخشی متابازیت‌ها، گارنت از جمله فازهای معمول در مجموعه رستیت حاصل از ذوب بخشی است Sen and Dunn, 1994)؛ Rapp et al., 1991؛ Wolf and Wyllie, 1991؛ Rapp and Watson, 1995)؛ Rapp et al., 1999. نبود گارنت در دایک‌های مافیک منطقه در مغایرت با این فرضیه است.

لازم به ذکر است که در انتهای بخش غربی مجموعه دگرگونی سلطان‌آباد، بلوک‌هایی از گارنت- هورنبلندیت وجود دارند (شکل 1- b). کانی‌شناسی این بلوک‌ها شامل آمفیبول غنی از آلومینیم (هاستینگزیت و چرماکیت)، گارنت غنی از آلماندن، اپیدوت، روتیل ± میکای سفید ± کوارتز ± آلبیت است (نصرآبادی، 1388). بعضی از پژوهشگران مانند Storkey و همکاران (2005) و García-Casco و همکاران (2008) این لیتولوژی‌های غنی از آمفیبول و گارنت و فقیر یا عاری از پلاژیوکلاز را رستیت‌های حاصل از ذوب بخشی متابازیت در نظر گرفته‌اند. شرایط فشار و حرارت مرحله اوج دگرگونی گارنت- هورنبلندیت‌ها (حرارت بیشتر از 650 درجه سانتیگراد و فشار بالاتر از 15 کیلوبار) فراتر از منحنی سالیدوس بازالت آب‌دار بوده و بیانگر انجام فرآیند ذوب بخشی در این مرحله است به‌طوری که می‌توان لوکوسوم‌هایی متشکل از کوارتز و آلبیت که موفق به جدایش از فاز رستیت نشده‌اند را نیز شناسایی کرد. ترکیب شیمیایی لوکوسوم‌ها با دارا بودن ویژگی‌های آداکیتی، بسیار مشابه توده‌های تونالیتی و ترونجمیتی همجوار بوده و از طرفی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل گارنت- هورنبلندیت‌ها نیز مؤید منشأ تفاله‌ای آن‌هاست. به‌علاوه، سن تشکیل توده‌های نفوذی منطقه (سن‌سنجی اورانیم- سرب زیرکن) هم‌زمان با انجام مرحله اوج دگرگونی و ذوب بخشی گارنت- هورنبلندیت‌ها (سن‌سنجی اورانیم - سرب زیرکن محصور در لوکوسوم گارنت- هورنبلندیت‌ها)، حدود 57 تا 61 میلیون سال پیش (پالئوسن میانی) بوده است (نصرآبادی، 1388). اما همان‌طور که در بخش ترکیب شیمیایی کانی‌ها نیز بیان شد، آمفیبول دایک‌های هورنبلندیتی دارای منشأ آذرین بوده و بیانگر تبلور از یک مذاب آب‌دار حدواسط یا بازیک است. بنابراین، با توجه به مطالب یاد شده، رستیت حاصل از فرآیند ذوب بخشی در منطقه، بلوک‌های گارنت- هورنبلندیتی هستند، نه دایک‌های هورنبلندیتی عاری از گارنت.

از طرفی، پروتولیت این دایک‌ها می‌تواند پیروکسنیت و یا دیاباز باشد که تحت شرایط آخرین فاز دگرگونی حاکم بر منطقه تبدیل به هورنبلندیت شده‌اند. با انجام مطالعات دقیق پتروگرافی و آنالیز نقطه‌ای، هیچ اثری از پیروکسن اولیه یافت نشد. از طرفی، در صورت تبدیل پیروکسن به آمفیبول در شرایط دگرگونی، شاهد تشکیل آمفیبول‌های دگرگونی خواهیم بود در صورتی‌که آمفیبول دایک‌ها، از نوع آذرین هستند.

سومین فرضیه ممکن برای منشأ دایک‌های مافیک، تصور وجود ماگمای بازیک آب‌داری است که فاقد هر گونه ارتباط ژنتیکی با توده‌های نفوذی فلسیک بوده و در واقع یک رخداد ماگمایی مجزای از پلوتونیسم اسیدی است. اما یک رابطه مکانی نزدیک بین این دو رخداد ماگمایی وجود دارد. به‌طوری‌که ماگماتیسم بازیک آب‌دار، تنها به‌صورت دایک‌های هورنبلندیتی در توده تونالیتی جنوب‌غرب سلطان‌آباد دیده می‌شود و هیچ اثری از این دایک‌ها در سنگ‌های دگرگونی و مجموعه افیولیتی اطراف دیده نمی‌شود. این هم‌زیستی استثنایی بین ماگماتیسم اسیدی و بازیک، بیانگر وجود ارتباط پتروژنتیکی بین آن‌هاست.

در نهایت، این دایک‌ها ممکن است دارای منشأ کومولایی باشند (Hatch et al., 1975) به‌طوری‌که اگر ماگمای حدواسط آب‌دار منطقه فرورانش (تونالیت آداکیتی غنی از آمفیبول منطقه) متحمل تفریق شود، بر اثر جدایش آمفیبول در اعماق، کومولای هورنبلندیتی (دایک) و ماگمای تحول یافته (توده های تونالیتی- ترونجمیتی فقیر از آمفیبول منطقه) تشکیل خواهد شد.

همان‌طور که قبلاً نیز اشاره شد، تمرکز عناصر اصلی و کمیاب سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی مناطق کوه‌زایی (آلپ، هیمالیا، آند و آلاسکا)، بیانگر آنست که تبلور کانی‌های فقیر از سیلیس مانند آمفیبول، گارنت و اکسیدهای فلزی نقش مهمی را در تفریق ماگمایی این مناطق ایفا کرده است Hatch et al., 1975)؛ Jan and Howie, 1981؛ Ulmer et al., 1983؛ De Bari and Coleman, 1989)؛ Greene et al., 2006. تعادل فازی در بازالت‌های آب‌دار، بیانگر آن است که با افزایش فشار و فوگاسیته آب، محدوده پایداری آمفیبول افزایش و پلاژیوکلاز کاهش می‌یابد (Grove et al., 2003; Barclay and Carmichael, 2004). بنابراین، بر اثر فرآیند تفریق در فشار زیاد، مایعات با ترکیب آندزیتی تا داسیتی با کومولاهای هورنبلندیتی در تعادل هستند (Pichavant and Macdonald, 2007).

با توجه به مطالب یاد شده، در ماگماهای آب‌دار مناطق فرورانش که تحت فشارهای معادل پوسته قاره‌ای میانی منجمد می‌شوند، تبلور و تفریق آمفیبول امری رایج است و وجود کومولاهای هورنبلندیتی در بسیاری از مناطق قوس مؤید این موضوع است (Cawthorn and O’Hara, 1976؛ Arculus and Wills, 1980؛ De Bari and Coleman, 1989؛ Ducea and Saleeby, 1996؛ Sisson et al., 1996؛ Davidson et al., 2007؛ Larocque and Canil, 2010). بالا بودن ضریب جدایش عناصر نادر خاکی حدواسط (MREE) در طی تبلور آمفیبول (Davidson el al., 2007) سبب تمرکز بیشتر این گونه عناصر نسبت به عناصر نادر خاکی سبک (LREE) و سنگین (HREE) در فاز کومولای هورنبلندیتی می‌شود. تحدب رو به بالای الگوی عناصر خاکی به‌هنجارشده نسبت به کندریت، برای بیشتر دایک‌های مافیک (شکل 7- a) گویای این امر است. تبلور و جدایش آمفیبول از مذاب باعث ایجاد ماهیت پرآلومینوس و ویژگی‌های آداکیتی در مذاب‌های فلسیک حاصل از تفریق ماگمایی شده و یا تشدید شاخص‌های آداکیتی مذاب‌های حاصل از ذوب بخشی صفحه اقیانوسی فرور را به همراه دارد (Drummond and Defant, 1990؛ Wareham et al., 1997؛ Müntener et al., 2001؛ Sisson et al., 2005؛ Dessimoz et al., 2011) که وجود شاخص‌های آداکیتی بسیار بارز Sr/Y: 148-842 ppm)؛ Yb: 0.03-0.58 ppm؛ (Y: 0.5-3.3 ppm و مقادیر سیلیس (SiO2=63-73 %) و آلومینیم زیاد (Al2O3=15-18) و کاهش نسبت Dy/Yb با افزایش SiO2 توده‌ای ترونجمیتی و تونالیتی منطقه (نصرآبادی، 1388) می‌تواند مربوط به تأثیر هم‌زمان انجام فرآیند ذوب بخشی صفحه اقیانوسی فرورو تحت فشار بالا و تفریق آمفیبول از مذاب آداکیتی حدواسط اولیه باشد. فراوانی مودال کم آمفیبول در توده‌های ترونجمیتی و تونالیتی منطقه سلطان‌آباد (نصرآبادی، 1388 و 1390) نیز گویای جدایش آمفیبول در طی تفریق ماگمایی است. همچنین، از نظر ترکیب شیمیایی، آمفیبول موجود در توده نفوذی حدواسط آداکیتی غنی از آمفیبول و انواع موجود در دایک‌های هورنبلندیتی یکسان است. شرایط تشکیل تعدادی از آمفیبول‌های ماگمایی موجود در توده‌های ترونجمیتی منطقه به‌ویژه از نظر عمق نیز مشابه آمفیبول دایک‌های مورد مطالعه است (نصرآبادی، 1391).

چگالی کمتر ماگمای غنی از هورنبلند نسبت به پریدوتیت، مانع از فرو رفتن آن به بخش‌های عمیق گوشته می‌شود. فراوانی آب در ماگمای بازیک حاوی آمفیبول باعث کاهش چگالی و گرانروی آن شده است و در نتیجه عملکرد رژیم تکتونیکی کششی، با تحرک مجدد کومولای غنی از هورنبلند، جایگزینی آن به‌صورت دایک‌های موازی در شکستگی‌های توده تونالیتی سرد شده در منشورهای بهم افزوده منطقه فرورانش، رخ داده است. لازم به ذکر است که گرادیان زمین‌گرمایی پایین (9 تا 10 درجه سانتیگراد بر کیلومتر) موجود در این منطقه (نصرآبادی و همکاران، 1391)، سرد شدن سریع و ایجاد شکستگی کششی توده تونالیتی را در عمق زیاد ممکن ساخته است. در حال حاضر با توجه به کمبود داده‌های دقیق در منطقه، مکانیسم جایگزینی کومولای غنی از هورنبلند به‌صورت دایک روشن نیست اما آنچه که مسلم است عملکرد تکتونیک در جایگزینی آن‌ها به‌صورت دایک نقش اساسی را داشته است. تحرک مجدد مجموعه‌های کومولایی غنی از هورنبلند و تشکیل دایک‌های هورنبلندیتی با منشأ کومولایی از سایر مناطق کوه‌زایی دنیا گزارش شده است (Peltonen et al., 1998; Dungan and Davidson, 2004).

 

نتیجه‌گیری

بر اساس شواهد صحرایی، ترکیب شیمیایی آمفیبول و شواهد زمین‌شیمیایی سنگ کل دایک‌ها و توده‌های تونالیتی و ترونجمیتی منطقه، منشأ کومولایی دایک‌های مافیک منطقه، استنباط شده است. هم‌زیستی مکانی نزدیک بین دایک‌های مافیک و حدواسط و توده تونالیتی میزبان، بیانگر وجود ارتباط پتروژنتیکی بین آن‌هاست. شاخص‌های زمین‌شیمیایی آمفیبول و محاسبات دما- فشارسنجی نیز نشان‌دهنده منشأ ماگمایی آمفیبول‌ها و تشکیل آن‌ها در شرایط فشار نسبتاً زیاد حاکم در بخش‌های عمقی پوسته است. از طرفی، مقادیر کم سیلیس در ترکیب شیمیایی سنگ کل دایک‌ها و تحدب رو به بالای الگوی عناصر نادر خاکی اکثر آن‌ها، مؤید تمرکز آمفیبول و منشأ کومولایی دایک‌های هورنبلندیتی است. با توجه به وجود شاخص‌های آداکیتی بسیار بارز در توده‌های نفوذی فلسیک همجوار با دایک‌ها، احتمالاً توده‌های فلسیک ترونجمیتی و تونالیتی فقیر از آمفیبول منطقه سلطان‌آباد و دایک‌های مافیک آن‌ها، اعضاء نهایی حاصل از تفریق ماگمای آداکیتی حدواسط اولیه غنی از آمفیبول هستند. چنین ماگمایی از ذوب صفحه اقیانوسی فرورو با نرخ ذوب بخشی بالا حاصل شده است. احتمالاً توده تونالیتی غنی از آمفیبول منطقه معرف ماگمای اولیه‌ای است که جدایش آمفیبول آن، از یک طرف موجب تشکیل کومولای هورنبلندیتی شده و از طرفی به تشدید ماهیت آداکیتی مذاب‌های فلسیک تحول یافته منجر شده است. بنابراین، منطقه سلطان‌آباد، از معدود نقاط افیولیتی است که در آن ویژگی آداکیتی ماگماتیسم اسیدی، حاصل تأثیر همراهی ذوب بخشی و تفریق آمفیبول در عمق زیاد است.

 

سپاسگزاری

از معاونت پژوهشی دانشگاه بین‌المللی امام خمینی برای تأمین اعتبار پژوهشی به شماره 38710891 در راستای تحقق و انجام این پژوهش، صمیمانه تشکر می‌نمایم. از آقایان دکتر معین‌وزیری و دکتر رضوی از دانشگاه خوارزمی و دکتر محجل از دانشگاه تربیت مدرس که با ارائه نظرات و پیشنهادات علمی، در راستای هر چه پر بارتر شدن این تحقیق نقش ارزنده‌ای را ایفا نمودند سپاسگزارم.

از آقایان پروفسور روزتی و کوتسوپولی و دکتر ویگنارولی از دانشگاه رم ایتالیا و دکتر تیه از دانشگاه اشتوتگارت آلمان که با انجام آنالیزهای مایکروپروب سهم به‌سزایی در به ثمر رسیدن این تحقیق ایفا نمودند کمال تشکر را دارم. از داوران محترم مجله پترولوژی، که با ارائه پیشنهادات سازنده، به ارتقاء کیفی مقاله مساعدت نمودند صمیمانه سپاسگزارم.

جعفری، ع. ا. (1380) پتروگرافی، پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های آذرین منطقه سلطان‌آباد (سبزوار) با نگرشی ویژه بر گرانیتوئیدهای این منطقه. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت معلم (خوارزمی)، تهران، ایران.

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

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

نصرآبادی، م. (1390) پیدایش کانی‌های غیر معمول در ترونجمیت‌های منطقه سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار): شواهدی از شرایط تبلور و جایگزینی ماگما. پترولوژی (1): 113-132.

نصرآبادی، م. (1391) دما- فشارسنجی توده‌های نفوذی منطقه سلطان‌آباد (شمال‌شرق سبزوار) با نگرشی ویژه به هاله مجاورتی و حاشیه واکنشی اطراف توده‌ها. پترولوژی 9(1): 85-104.

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: 123-140.

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

Arculus, R. J. and Wills, K. J. A. (1980) The petrology of plutonic blocks and inclusions from the Lesser Antilles Island arc. Journal of Petrology 21: 743-799.

Barclay, J. and Carmichael, I. S. E. (2004) A hornblende basalt from Western Mexico: water-saturated phase relations constrain a pressure-temperature window of eruptability. Journal of Petrology 45: 485-506.

Baroz, 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 survey of Iran, Rep. No.: 51.

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.

Burg, J., Bodinier, J., Chaudhry, S., Hussain, S. and Dawood, H. (1998) Infra arc mantle-crust transition and intra-arc mantle diapirs in the Kohistan Complex (Pakistan, Himalaya): petro-structural evidence. Terra Nova 10: 74-80.

Cawthorn, R. G. and O’Hara, M. J. (1976) Amphibole fractionation in calcalkaline magma genesis. American Journale of Sciences 276: 309-329.

Davidson, J., Turner, S., Handley, H., Macpherson, C. and Dosseto, A. (2007) Amphibole ‘sponge’ in the arc crust. Geology 35: 787-790.

De Bari, S. M. and Coleman, R. G. (1989) Examination of the deep levels of an island arc: Evidence from the Tonsina ultramafic-mafic assemblage, Tonsina, Alaska. Journal of Geophysical Research 94: 4373-4391.

Dessimoz, M., Müntener, O. and Ulmer, P. (2011) A case for hornblende dominated fractionation of arc magma: the Chelan complex (Washington Cascades). Contributions to Mineralogy and Petrology 163 (4): 567-589.

Drummond, M. S. and Defant, M. J. (1990) A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons. Journal of Geophysical Research 95: 21503-21521.

Drummond, M. S., Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. K. (1996) Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 87: 205-215.

Ducea, M. N. and Saleeby, J. B. (1996) Buoyancy sources for a large, unrooted mountain range, the Sierra Nevada, California: Evidence from xenolith thermobarometry. Journal of Geophysical Research 101: 8229-8244.

Dungan, M. A. and Davidson, J. P. (2004) Partial assimilative recycling of the mafic plutonic roots of arc volcanoes: An example from the Chilean Andes: Geology 32: 773-776.

Fischer, T. P. and Marty, B. (2005) Volatile abundancesin the sub-arc mantle: Insights fromvolcanic and hydrothermal gas discharges. Journal of Volcanology and Geothermal Research 140: 205-216.

Franz, G. and Spear, F. S. (1985) Aluminous titanite (sphene) from eclogite zone, south-central Tauern window, Austria. Chemical Geology 50: 33-46.

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: 129-161.

Gray, E. B. (2007) Metamorphic chemical geodynamics of subduction zones. Earth and Planetary Science Letters 260: 373-393.

Greene, A. R., De Bari, S. M., Kelemen, P. B., Blusztain, J. and Clift, P. D. (2006) A detailed geochemical study of island arc crust: the Talkeetna arc section, south-central Alaska. Journal of Petrology 47: 1051-1093.

Grove, T. L., Elkins-Tanton, L. T., Parman, S. W., Chatterjee, N., Muntener, O. and Gaetani, G. A. (2003) Fractional crystallization and mantle-melting controls on calc-alkaline differentiation trends. Contributions to Mineralogy and Petrology 145: 515-533.

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

Hatch, F. H. W., Ells, A. K. and Wells, M. K. (1975) Petrology of the igneous rocks. 15th Edition. George Allen and Uniwin Ltd, London.

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.

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.

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

Jan, M. Q. and Howie, R. A. (1981) The mineralogy and geochemistry of the metamorphosed basic and ultrabasic rocks of the Jijal complex, Kohistan, NW Pakistan. Journal of Petrology 22: 85-126.

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.

Kuno, H. (1968) Diffrentiation of basaltic magma. In: Hess, H. H. and polervaart, A. (Eds): basalts. International Science Bulletin 2: 623-688.

Larocque, J. and Canil, D. (2010) The role of amphibole in the evolution of arc magmas and crust: the case from the Jurassic Bonanza arc section, Vancouver Island, Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology 159: 475-492.

Leake, B. E. (1971) On aluminous andedenitic 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 Mineralogist 89: 883-887.

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

Müntener, O., Kelemen, P. B. and Grove, T. L. (2001) The role of H2O during crystallisation of primitive arc magmas under upper most mantle conditions and genesis of igneous pyroxenites: and experimental study. Contributions to Mineralogy and Petrology 141: 643-658.

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

Peltonen, P., Kontinen, A. and Huhma, H. (1998) Petrogenesis of the mantle sequence of the Jormua ophiolite (Finland): Melt migration in the upper mantle during Palaeoproterozoic continental break-up. Journal of petrology 39(2): 297-329.

Petford, N. and Atherton, M. (1996) Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: the Cordillera Blanca batholith, Peru. Journal of Petrology 37: 1491-1521.

Pichavant, M. and Macdonald, R. (2007) Crystallization of primitive basaltic magmas at crustal pressures and genesis of the calcalkaline igneous suite: experimental evidence from St Vincent, Lesser Antilles arc. Contributions to Mineralogy and Petrology 154: 535-558.

Rapp, R. P. and Watson, E. B. (1995) Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology 36(4): 891-931.

Rapp, R. P., Shimizu, N. and Norman, M. D. (1999) Reaction between slab- drived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3Gpa. Chemical Geology 160: 335-356.

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

Ringuette, L., Martignole, J. and Windley, B. (1999) Magmatic crystallization, isobaric cooling and decompression of the garnet-bearing assemblages of the Jijal Sequence (Kohistan Terrane, western Himalayas). Geology 27(2): 139-143.

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.

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.

Sisson, T. W., Grove, T. L. and Coleman, D. S. (1996) Hornblende gabbro sill complex at Onion Valley, California and a mixing origin for the Sierra Nevada batholith. Contributions to Mineralogy and Petrology 126: 81-108.

Sisson, T. W., Ratajeski, K., Hankins, W. B. and Glazner, A. F. (2005) Voluminous granitic magmas from common basaltic sources. Contributions to Mineralogy and Petrology 148(6): 635-661.

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

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 Petrology 6: 1283-1308.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, Special Publication 42: 312-345.

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

Ulmer, P. (2007) Differentiation of mantle-derived calc-alkaline magmas at mid to lower crustal levels: experimental and petrologic constraints. Periodico di Mineralogia 76(2-3): 309-325.

Ulmer, P., Callegari, E. and Sonderegger, U. (1983) Genesis of the mafic and ultramafic rocks and their genetical relations to the tonalitic-trondhjemitic granitoids of the southern part of the Ademello Batholith, (Northern Italy). Memorie della Soieta Geological Italiana 26: 171-222.

Wallace, P. J. (2005) Volatiles in subduction zone magmas: Concentrations and fluxes based on melt inclusion and volatile gas data. Journal of Volcanology and Geothermal Research 140: 217-240.

Wareham, C. D., Millar, I. L. and Vaughan, A. P. M. (1997) The generation of sodic granite magmas, Western Palmer Land, Antarctic Peninsula. Contributions to Mineralogy and Petrology 128: 81-96.

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

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1976) Geochemical magma type discrimination: application to altered and metamorphosed igneous rocks. Earth and Planetary Science Letters 28: 459-469.

Wolf, M. B. and Wyllie, P. J. (1991) Dehydration-melting of solid amphibolite at 10 kbar: Textural development, liquid interconnectivity and applications to the segregation of magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 44: 151-179.