شرایط نفوذ و محیط تکتونوماگمایی باتولیت گرانیتی تخت، سیرجان

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران

چکیده

باتولیت گرانیتی تخت سیرجان با ترکیب گابرودیوریت تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت با سن الیگومیوسن در عمق بین 5/5 تا 5/10 کیلومتر و حرارت‌های بین 750 تا 900 درجه سانتیگراد در جنوب پهنه ماگمایی ارومیه-دختر تفوذ نموده است. این شرایط تبلوری سنگ‌ها به وسیله ترکیب شیمیایی کانی‌های مناسب در نمودارهای توصیفی و ترمومترها و بارومترهای ارایه شده توسط پژوهشگران قبلی پیش‌بینی شده است. بلورهای آبدار بیوتیت و آمفیبول توانسته‌اند تحت شرایط ساب‌سالیدوس همراه با بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز، کلینوپیروکسن، تیتانیت، آپاتیت و مگنتیت متبلور شود. ماهیت این باتولیت کالک‌آلکالن متاآلومینوس و از نوع I کردیلریای است. تبلور تفریقی باعث تنوع سنگ‌شناسی شده است. نفوذ این باتولیت در ارتباط با آخرین مراحل فعالیت فرورانشی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی بوده است. فرورانش به صورت مایل به زیر ایران مرکزی باعث ایجاد فضا‌های مناسب در لبه ایران مرکزی شده است و در نتیجه کاهش فشار و ذوب بخشی در گوه گوشته‌ای یا در قاعده پوسته زیرین، مذاب‌های گابرودیوریتی تا گرانیتی به این فضاها تزریق شده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Penetrative conditions and tectonomagmatic setting of the Takht granitic batholith, Sirjan

نویسندگان [English]

  • Abdolnaser Fazlnia
  • Susan Jamei
  • Amin Jafari
Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Urmia, Iran
چکیده [English]

The Takht granitic batholith of Sirjan contains gabbro-diorite to alkali-feldspar granite in composition. The batholith was emplaced in the south of the Urmia-Dokhtar magmatic belt in the Oligo-Miocene. The depth and temperature of the emplacement of the batholith is between 5.5 and 10.5 km and 750 to 900°C, respectively. The crystallization conditions of the rocks were examined on the base of chemical composition of minerals using the thermometers and barometers description diagrams provided by previous researchers. Hydrous minerals such as biotite and amphibole crystallized along with plagioclase, quartz, clinopyroxene, titanite, apatite, and magnetite under subsolidus condition. The nature of the batholith is calc-alkaline and cordilleran I- type. Lithological changes in the batholith are due to fractional crystallization. The injection of the Takht batholith is related to the last stages of Neotethys subduction activity under neath the Central Iranian plate. Oblique subduction created appropriate spaces in the edge of the Central Iran. Hence, partial melting occurred due to decompression in the mantle wedge or base of the lower crust. The melts, which were gabbro-diorite to granite in composition, were injected into these spaces.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Biotite
  • Hornblende
  • Thermobarometry
  • Metaluminous granitoid
  • Oblique subduction
  • Takht
  • Sirjan

مقدمه

بیشتر گرانیتوئیدهای ایران در صفحه ایران مرکزی و پهنه دگرگونی سنندج-سیرجان نفوذ کرده است. در ایران جایگزینی سنگ‌های گرانیتوئیدی بیشتر در طول مزوزوئیک (ژوراسیک و کرتاسه) و ترسیری (الیگومیوسن و میوسن) انجام شده است. اما در مقادیر بسیار کمتر در طول پالئوزوئیک و پرکامبرین در این پهنه‌ها تزریق شده‌اند (Berberian and King, 1981). در مناطقی که در حال حاضر فرآیند فرورانش در آنها انجام می‌شود (نوع کردیلریا) گرانیتوئیدهایی که وابسته به گوشته‌اند فراوانترند و بر عکس، در انواع حواشی تصادمی (نوع هرسی‌نین)، گرانیتوئیدهایی با منشأ پوسته‌ای فراوان‌تر است (Chappell and White, 1974؛ Castro et al., 1991؛ Harris et al., 1995؛ Pitcher, 1997؛ Best, 2003؛ Raymond, 2007؛ Tabatabaiemanesh et al., 2011). گرانیتوئیدها در حواشی قاره‌ای فعال در هر عمقی قابل نفوذ هستند و بیشتر وابستگی به تکتونیک منطقه دارد. در مناطقی که فرورانش مایل انجام می‌شود، تنش‌ها و واتنش‌های شدیدی در پوسته بالایی رخ می‌دهد و شکستگی‌های عمیقی در محیط تکتونیکی فرورانشی فرا پوسته‌ای ایجاد می‌شود. این فرآیند باعث می‌شود تا کاهش فشاری در این بخش‌ها ایجاد شود تا مذاب‌های عمیق‌تر بتواند در این بخش‌ها و فضاها تزریق شود (Delteil et al., 2003؛ Elmas and Yilmaz, 2003؛ Chen and Chen, 2004؛ McClay et al., 2004؛ Maggi and Priestly, 2005؛ Molinaro et al., 2005؛ Niwa, 2006). فرورانش مایل (اریب) نئوتتیس به زیر ایران مرکزی باعث شد تا پهنه‌های برشی بزرگ مقیاس در لبه جنوبی ایران مرکزی ایجاد شود (Jackson, et al., 2002؛ Maggi and Priestly, 2005؛ Shahabpour, 2005؛ Omrani et al., 2008؛ Dargahi et al., 2010؛ Agard et al., 2011؛ Alaminia et al., 2013). این فرآیند محل‌های مناسبی برای نفوذ توده‌های ماگمایی ایجاد نمود. بنابراین، عملکرد تکتونیک جهانی و در نتیجه آن عملکرد گسل‌های بزرگ مقیاس باعث نفوذ ماگماهای عمیق پوسته‌ای یا گوشته‌ای به این بخش از پوسته قاره‌ای ایران شده است.

در مناطق فرورانشی گرانیتوئیدها بیشتر از نوع I است و ترکیب کالک‌آلکالن را نشان می‌دهد. در این سنگ‌ها کانی‌های اصلی شامل: پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت و کلینوپیروکسن است. آپاتیت، تیتانیت و مگنتیت و گاه ایلمنیت جزو کانی‌های فرعی محسوب می‌شود. تغییرات در مقدار آلومینیوم، تیتانیوم و سدیم هورنبلندها و بیوتیت‌ها می‌تواند متأثر از تغییرات شرایط تبلوری مانند حرارت و فشار باشد. این تغییرات می‌تواند به وسیله حرارت‌سنج‌ها، فشارسنج‌ها و همچنین، نمودارهای توصیفی تعیین شود، در نتیجه، می‌توان بر اساس این تغییرات شرایط تبلوری را تعیین نمود.

 

زمین‌شناسی منطقه

بیشتر گرانیتوئیدهای ایران در صفحه ایران مرکزی در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر جایگزین شده‌اند. شواهدی که نشانگر آن است که گرانیتوئیدها با سن ترسیری درپهنه ارومیه-دختر به قوس حاشیه قاره‌ای تعلق دارد شامل موارد زیر است: وجود آندزیت و داسیت در حجم‌های بالا، سنگ‌های گرانیتی از دیوریت تا آلکالی‌فلدسپارگرانیت نوع I، باتولیت‌های خطی نامنظم در ارتباط با آتشفشان‌های بالا، مس پورفیری حاوی مولیبدن، وجود استراتوولکان‌های بزرگ بیدخوان، مساهیم و قلعه خرگوشی، برتری بیش از پیش سنگ‌های ماگمایی کالک‌آلکالن، مجموعه‌های پیروکلاستیک کالدرادار، وجود سنگ‌های شوشونیتی، وجود کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان، گسل‌های راستگردی که رسوب‌گذاری در حوضه‌های حاشیه‌ای جدا شده به وسیله آنها انجام می‌شود و وجود شواهدی از عملکرد نیروهای برشی بزرگ مقیاس که توده‌های نفوذی در راستای عملکرد آنها تزریق شده‌اند Dimitrijevic, 1973)؛Berberian and King, 1981؛ Pourhosseini, 1983؛ Pitcher, 1997؛Fazlnia and Moradian, 2002؛ Arvin et al., 2007؛ (Dargahi et al., 2010. به تازگی از یافت شدن گرانیتوئیدهای نوع A در نزدیکی محدوده بررسی شده و در داخل تشکیلات آتشفشانی آندزیتی-داسیتی ائوسن گزارشی شده است که این نوع گرانیت‌ها را به نوع کوهزایی بعد از تصادم نسبت داده است (Dargahi et al., 2010).


منطقه‌ای که گرانیتوئیدهای تخت در آن نفوذ کرده است آتشفشان‌های با ترکیب آندزیت، داسیت و تا حدودی آندزیت‌بازالت با سن ائوسن است. سن این گرانیتوئیدهای اواخر ترسیری (الیگومیوسن و میوسن) تشخیص داده شده است Dimitrijevic, 1973)؛ Berberian and King, 1981؛ (Pourhosseini, 1983. با توجه به اینکه در بخش‌هایی از حواشی گرانتیوئیدهای بالا سنگ‌های آهکی به سن الیگوسن دگرگون مجاورتی ناشی از تزریق این گرانتیوئیدهای را تحمل نموده‌اند (Dimitrijevic, 1973) بنابراین، چنین سنی محتمل به نظر می‌رسد.

تنوع سنگی توده بررسی شده از حواشی به مرکز توده با مرزی تدریجی از دیوریت گابرویی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت تغییر می‌کند. اما حجم اصلی آن گرانودیوریت و مونزوگرانیت است (Fazlnia and Moradian, 2002). گرانیتوئیدهای بررسی شده از نوع I است. فراوانی بلورهای هورنبلند همراه با بیوتیت، وجود مگنتیت در نورم سنگ‌ها، تنوع سنگی از دیوریت گابرویی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت، وجود زنولیت‌های آندزیتی-داسیتی و فراوانی آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و ماهیت کالک‌آلکالن نمونه‌های بررسی شده (Fazlnia and Moradian, 2002) که این شواهد علاوه بر شواهد ذکر شده در ابتدای این بخش، دلیل بر نوع I بودن سنگ‌های بالا است. این سنگ‌ها در داخل داسیت‌ها و آندزیت‌ها نفوذ نموده و در حواشی آنها را دگرگونی کرده است.

 

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری منظم از حاشیه به مرکز و مطالعات پتروگرافی، متنوع‌ترین و تازه‌ترین نمونه‌ها برای تجزیه شیمیایی توسط دستگاه XRF
X-ray Florescence Instrument) مدل Philips PW 1480) در دانشگاه کیل آلمان انجام شد. مقدار LOI (Loss Of Ignition) نمونه‌ها با حرارت دادن پودر تهیه شده در 1000 درجه سانتیگراد طی دو ساعت به دست آمد (جدول 1). سپس، از همه انواع سنگی، تازه‌ترین نمونه‌ها انتخاب و تجزیه‌های شیمیایی ریزکاو الکترونی (مدل Jeol JXA 8900) بر روی کانی‌های آنها در دانشگاه کیل آلمان انجام شد. سپس بر اساس معادلات و نمودارهای توصیفی، حرارت‌سنجی و فشارسنجی‌ها ارایه شده است. این حرارت‌سنج‌ها و فشارسنج‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی بلورهای آمفیبول، بیوتیت و پلاژیوکلاز انجام شد. عمق و حرارت توده‌های ماگمایی گرانیتی تخت می‌تواند بر اساس حرارت‌سنج‌ها و فشارسنج‌های تجربی آمفیبول-پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت در حضور کوارتز، تعیین شود. به این منظور، ابتدا شیمی کانی‌های آمفیبول، بیوتیت و پلاژیوکلاز مورد بررسی قرار می‌گیرد و سپس بر اساس آنها شرایط حرارت و فشار جایگزینی و تبلور تعیین می‌شود.

نحوه انتخاب بلورهای مناسب برای حرارت‌سنجی و فشارسنجی بر اساس زوج کانی هورنبلند-پلاژیوکلاز همزیست ماگمایی است که به صورت بافت گرانولار در کنار هم رخ داده‌اند. بلورهای پیروکسن که اورالیتی شده بود بر اساس شواهد پتروگرافی و ترکیب متفاوت شیمیایی (که بیشتر ترکیب مشابه ترمولیت-اکتینولیت داشت) از بلورهای هورنبلند ماگمایی تفکیک شد. بلورهای پلاژیوکلازی که دگرسان بود مورد بررسی قرار نگرفت. علاوه بر این، در نمونه‌هایی که آنکلاوهایی وجود داشت، سعی شد تا محل انتخاب دانه‌های بلوری برای تجزیه در حداکثر فاصله قرار گرفته باشد. بلورهای بیوتیت انتخابی از نمونه‌های کاملاً تازه بدون دگرسانی که بافت گرانولار داشت انتخاب شد.

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی تخت و مناطق اطراف (با تغییرات از Khan Nazer and Emami, 1997).

 

جدول 1- تجزیه شیمیایی عناصر اصلی و نورم CIPW آنها برای متوسط کلیه نمونه‌ها (داده‌ها از Fazlnia و Moradian (2002))

Rock type

Granite

Qtz monzonite

Diorite

Granodiorite

monzonite

Diorite Gabbro

 

no. 9

no. 1

no. 3

no. 4

no. 1

no. 2

SiO2

73.32

66.09

60.76

64.93

61.50

55.52

TiO2

0.28

0.78

0.66

0.52

0.73

0.76

Al2O3

14.46

12.80

17.23

16.21

16.82

17.66

FeO

1.57

6.02

5.34

4.67

5.73

7.25

MgO

0.49

0.81

2.78

2.13

2.39

4.12

MnO

0.03

0.07

0.13

0.13

0.25

0.13

CaO

1.87

4.52

6.51

4.81

5.07

7.12

Na2O

4.31

2.92

4.15

3.91

4.63

3.09

K2O

2.86

5.00

1.14

1.37

2.11

1.36

P2O5

0.14

0.13

0.12

0.12

0.15

0.16

TOTAL

99.33

99.14

98.83

98.80

99.38

97.17

LOI

0.61

0.55

0.95

1.04

0.71

2.45

CIPW norm

 

 

 

 

 

 

Qtz

32.96

20.65

14.26

22.55

11.70

9.20

Or

16.90

29.55

6.74

8.10

12.47

8.04

Ab

36.47

24.71

35.12

33.09

39.18

26.15

An

8.36

7.05

25.02

22.63

18.88

30.30

Di

-

12.32

5.26

0.36

4.33

3.25

Hy

1.22

0.01

7.98

8.08

8.08

15.38

Mgt

-

3.31

3.13

2.93

3.23

3.28

Ilm

0.06

1.48

1.25

0.99

1.39

1.44

Ap

0.32

0.30

0.28

0.28

0.35

0.37

Crn

1.21

-

-

-

-

-

Hem

1.74

-

-

-

-

-

Ru

0.31

-

-

-

-

-

 



شواهد صحرایی و پتروگرافی

باتولیت تخت دارای تنوع ترکیبی فراوانی بوده و از نظر سنگ‌شناسی از توده‌های گابروی دیوریتی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت تشکیل شده است (شکل 2). در هر حال، رخنمون‌های اصلی در باتولیت تخت ترکیب گرانودیوریتی و مونزوگرانیتی دارد. این سنگ‌ها بیشتر بافت دانه‌شکری نشان می‌دهد (شکل 3). سنگ‌های با ترکیب سینوگرانیت و آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت (شکل 2-A) در بخش‌های مرکزی باتولیت قابل مشاهده است و از ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت، تیتانیت و مگنتیت تشکیل شده‌اند (شکل 3). انواع گرانودیوریتی (شکل 2-B) دانه درشت‌تر بوده و از نظر کانی‌شناسی مشابه با انواع قبلی است. اما بلورهای پلاژیوکلاز فراوان‌تر و درصد مودال کانی‌های فرومنیزین بیشتر است. سنگ‌های مافیک‌تر شامل: کوارتز‌مونزودیوریت، کوارتز‌دیوریت، دیوریت و گابروی دیوریتی (شکل 2-C) دارای رنگی تیره‌تر و درصد مودال هورنبلند و کلینوپیروکسن بیشتر است. این سنگ‌ها بیشتر از پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند، بیوتیت و مقادیر کمی ارتوکلاز و کوارتز تشکیل شده‌اند. بلورهای کدر بیشتر شامل مگنتیت است. بافت دانه‌شکری در آنها به مانند گرانودیوریت‌ها مشاهده می‌شود که این مؤید تبلور یک مرحله در یک آشیانه عمیق است.

آثار تبلور تفریقی در برخی قسمت‌های باتولیت تخت مشاهده می‌شود (شکل‌های 2-D و 4). در این سنگ‌های گرانیتی بخش‌های تیره‌تر که حرارتی به نسبت بالاتر دارد از بخش‌های فلسیک جدا می‌شود. بنابراین، آثار تبلور تفریقی در آشیانه ماگمایی شامل جدایش فازهای کانیایی مختلف با دماهای گوناگون است. بنابراین، مهم‌ترین واقعه در توده‌های گرانیتوئیدی منطقه فرآیند تبلور تفریقی برای تولید سنگ‌های گابروی دیوریتی تا آلکلی‌فلدسپار‌گرانیتی است. تغییرات عناصر اصلی در نمودارهای هارکر (شکل 4) نشان تأییدی بر تبلور تفریقی در توده ماگمایی بالا است (به ژئوشیمی سنگ و شیمی کانی مراجعه شود). بافت دانه‌ای در این سنگ‌ها نشانگر توقف ماگما در یک آشیانه عمیق است که به آرامی سرد شده است.

در همه انواع سنگی، تیتانیت و آپاتیت‌های سوزنی و منشوری در مقادیر متفاوتی مشاهده می‌شود. وجود این دو کانی به همراه بلورهای مگنتیت نشانگر گرانیتوئیدهای نوع I کالک‌آلکالن است (شکل 3).

وجود عدسی‌های فراوانی از تجمعات کانی‌های مافیک و کدر به صورت آنکلاوهای مافیک میکروگرانولار می‌تواند یا نشانگر تبلور زودرس یا بخش‌های دیرگدازتر سنگ مادر یا حاصل اختلاط بخش‌های مافیک و فلسیک باشد. مشابه بودن ترکیب کانی‌شناسی آنها با توده اصلی و گرد بودن این آنکلاوها، همراه با شواهد تبلور تفریقی (شکل‌های 2-D و 4) نشانگر این است که این آنکلاوها حاصل تبلور تفریقی و تجمع بلورهای دیرگداز است که شاید در مراحل تزریق بعدی به داخل توده سقوط نموده‌اند.

 

 شکل 2- تصاویری از نمونه‌های دستی انواع سنگ‌های موجود در باتولیت تخت: (A آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت؛ (B گرانودیوریت؛ (C گابروی دیوریتی؛ (D تبلور تفریقی و جدایش بلورهای مختلف

 

 

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی انتخابی از رخنمون‌های مختلف سنگی: (A تصویر میکروسکوپی از مونزوگرانیت؛ (B تصویر میکروسکوپی از سنگ‌های گرانودیوریت. بلورهای آپاتیت سوزنی و منشوری همراه با تیتانیت و مگنتیت مشاهده می‌شود؛ (C تصویر میکروسکوپی از گرانودیوریت همراه با بلورهای سوزنی آپاتیت و بلورهای تیتانیت؛ (D آنکلاو میکروگرانولار مافیک با تجمعی از بلورهای بیوتیت، هورنبلند، کلینوپیروکسن و مگنتیت. اختصارات کانی‌ها از Kretz (1983) است.

شکل 4- نمودارهای تغییرات اکسید سیلیسیوم در مقابل اکسید عناصر اصلی. در این شکل از متوسط داده‌های شیمیایی سنگ کل (جدول 1) سود برده شده است. چنین روندهایی نشانگر یک تبلور تفریقی محتمل در آشیانه ماگمایی بوده است. محور عمودی درصد وزنی اکسیدها است.

ژئوشیمی سنگ و شیمی کانی

بررسی شیمی سنگ کل نشان می‌دهد که نمونه‌های بررسی شده همگی سنگ‌های گرانیتی I با ماهیت کالک‌آلکالن است (جدول 1 و شکل 5).

بالا بودن نورم هیپرستن و مگنتیت نشانگر بالا بودن فشار بخشی اکسیژن و ماهیت کالک‌آلکالن است. همچنین، نمونه‌های بررسی شده متاآلومینوس تا پرآلومینوس ضعیف بوده (شکل 5-A) و مشاهده نورم مگنتیت و ایلمنیت چنین استدلال‌هایی را تأیید می‌نماید. بسیاری از مجموعه‌های گرانیتی نوع I کوردیلریایی ویژگی‌های متاآلومینوس تا پرآلومینوس ضعیف دارد Chappell and White, 1974)؛ Healy et al., 2004). به همین علت، برخی نمونه‌ها به ویژه انواع اسیدی‌تر نزدیک به محدوده پرآلومینوس ترسیم می‌شود. روند کاهش اکسیدهای اصلی Al2O3، CaO، FeO و MgO در مقابل افزایش SiO2 و افزایش اکسیدهای اصلی K2O و Na2O نشانگر هم‌منشأ بودن سنگ‌های متنوع باتولیت تخت است و بیان می‌دارد که عامل اصلی تنوع ترکیبی، تبلور تفریقی در یک آشیانه ماگمایی است (شکل 4).

تغییرات این اکسیدها با تغییرات مودال کانی‌های روشن و تیره در این سنگ‌ها در تطابق کامل است. به طوری که نمونه‌های با درصد مودال کانی‌های تیره بیشتر در سمت چپ نمودار و نمونه‌هایی با درصد مودال کانی‌های روشن بیشتر در سمت راست نمودار ترسیم می‌شود.

 

 

 

 

شکل 5- نمودارهای توصیفی برای نمونه‌های گرانیتوئیدی باتولیت تخت. (A نمودار ACF برای گرانیتوئیدها (Healy et al., 2004). نمونه‌های بررسی شده مشابه گرانیتوئیدهای نوع I کمربند چین‌خورده لاکلن استرالیا است؛ (B نمودار AFM برای تعیین سری ماگمایی نمونه‌های بررسی شده (Kuno, 1968 ؛Irvine and Baragar, 1971).

پلاژیوکلاز و فلدسپار پتاسیم

بلورهای پلاژیوکلاز در انواع سنگ‌های مختلف دارای محدوده ترکیبی به نسبت وسیعی از Ca و Na است (جدول 2). پلاژیوکلاز در نمونه‌های اسیدی‌تر مانند C-6 (آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت) و
D-12 و I-9 (گرانودیوریت-تونالیت) غنی از Na (بین 52 و 83 درصد آلبیت) است. مقدار Ca به سمت حاشیه کاهش ملایمی می‌یابد. پلاژیوکلاز در نمونه‌های با کوارتز کمتر مانند B-10 و I-10 (دیوریت) و E-10 (کوارتز‌دیوریت) غنی از Ca (بین 45 و 58 درصد آنورتیت) است. مقدار Ca به سمت حاشیه کاهش ملایمی می‌یابد. این کاهش ملایم در مقدار کلسیم به سمت حواشی بلورهای پلاژیوکلاز نشان می‌دهد که تبلور تفریقی در آشیانه ماگمایی بدون اختلاط ماگمایی رخ داده است. بنابراین، نتیجه می‌شود که آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک نتیجه تبلور زود هنگام بخش‌های دیرگداز بوده که در مراحل تزریق بعدی به صورت آنکلاو درون توده اصلی گسترش دارد. بلورهای فلدسپار پتاسیم از نمونه آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت تجزیه نقطه‌ای شد. این بلورها به شدت غنی از ارتوکلاز بوده و حدود 80 تا 85 درصد ارتوکلاز دارد. در همین نمونه پلاژیوکلازها به شدت غنی از جزو آلبیت (حدود 83 درصد آلبیت) است که این امر تخلیه شدن ماگمای باقی‌مانده در Ca در طول تبلور تفریقی در آشیانه ماگمایی را نشان می‌دهد.

 

آمفیبول

کلیه آمفیبول‌های تجزیه شده به غیر از یک نمونه، ویژگی مگنزیوهورنبلند دارد (جدول 3). در نمونه‌های D-10 و D-12 بالا بودن مقدار آهن در نمونه‌ها باعث شده تا آمفیبول‌ها ویژگی فری یا فرو-مگنزیو هورنبلند را نشان دهد. در نمونه E-10 آمفیبول‌ها ویژگی اکتینولیتیک هورنبلند تا اکتینولیت نشان می‌دهد. ممکن است این آمفیبول‌ها حاصل دگرسانی کلینوپیروکسن باشد که اکنون ویژگی یک آمفیبول آب‌دار (شاید اورالیت) را نشان می‌دهد. این بلورها ترکیب اکتینولیت-ترمولیت دارد که در این پژوهش مد نظر قرار نگرفته‌اند. بلورهای هورنبلند که بالاترین مقادیر TiO2 (مانند نمونه I-10)، Na2O(A) (مقدار Na2O در موقعیت استیکیومتری A: مانند نمونه I-10 و B-10)، MgO/(MgO+FeO) (مانند نمونه I-10 و E-10) و AlIV (مانند نمونه I-10 و D-10) را در یک نقطه تجزیه شده دارد، حرارت بالاتری را نشان می‌دهد. نقطه‌های تجزیه شده‌ای از هورنبلند که بالاترین مقدار اکسیدها و ترکیبات TiO2، XFe، Na2O(A) و AlIV را دارد در محدوده مگنزیوهورنبلند قرار می‌گیرد.

 

 

جدول 2- تجزیه نقطه‌ای بلورهای پلاژیوکلاز و فلدسپار پتاسیم از سنگ‌های گرانیتی با ترکیب مختلف

E-10-Pl

I-10-Pl

I-10-Pl

I-9-Pl

I-9-Pl

D-12-Pl

D-12-Pl

Comment

57.05

54.13

54.69

57.76

57.91

62.74

62.74

SiO2

27.28

28.69

28.13

25.69

25.77

23.18

23.24

Al2O3

0.24

0.51

0.51

0.63

0.68

0.17

0.14

Fe2O3

9.39

11.47

10.55

7.65

7.72

4.56

4.47

CaO

6.02

4.91

5.19

6.58

6.56

8.34

8.33

Na2O

0.33

0.27

0.28

0.82

0.80

0.66

0.68

K2O

0.02

0.09

0.06

0.01

0.03

0.08

0.07

BaO

100.34

100.07

99.41

99.14

99.47

99.73

99.68

Total

Structural formulae on the basis of 8 oxygens

2.55

2.45

2.48

2.61

2.61

2.54

2.45

Si

1.44

1.53

1.51

1.37

1.37

1.45

1.55

Al

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

Fe

0.45

0.56

0.51

0.37

0.37

0.46

0.54

Ca

0.52

0.43

0.46

0.58

0.57

0.52

0.41

Na

0.02

0.02

0.02

0.05

0.05

0.02

0.01

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ba

4.99

5.00

4.99

5.00

5.00

5.00

4.98

Total

0.45

0.55

0.52

0.37

0.38

0.46

0.56

An

0.53

0.43

0.46

0.58

0.58

0.52

0.42

Ab

0.02

0.02

0.02

0.05

0.05

0.02

0.01

Or

 

ادامه جدول 2- ...

Comment

E-10-Pl

B-10-Pl

B-10-Pl

C-6-Pl

C-6-Pl

C-6-Kfs

C-6-Kfs

SiO2

57.33

54.49

56.83

66.10

65.86

64.95

65.15

Al2O3

27.35

28.57

27.16

21.67

21.82

18.74

18.66

Fe2O3

0.31

0.46

0.37

0.11

0.21

0.12

0.13

CaO

9.20

11.11

9.33

2.57

2.74

0.02

0.04

Na2O

6.22

5.03

6.05

9.72

9.47

1.78

2.12

K2O

0.29

0.21

0.33

0.56

0.59

14.21

13.93

BaO

0.04

0.05

0.07

0.02

0.00

0.43

0.39

Total

100.74

99.93

100.14

100.74

100.69

100.25

100.43

   

Structural formulae on the basis of 8 oxygens

   

 

Si

2.56

2.46

2.55

2.89

2.88

2.98

2.99

Al

1.44

1.52

1.44

1.12

1.12

1.02

1.01

Fe

0.01

0.02

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

Ca

0.44

0.54

0.45

0.12

0.13

0.00

0.00

Na

0.54

0.44

0.53

0.82

0.80

0.16

0.19

K

0.02

0.01

0.02

0.03

0.03

0.83

0.81

Ba

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

Total

5.00

4.99

5.00

4.98

4.97

5.00

5.01

An

0.44

0.54

0.45

0.12

0.13

0.00

0.00

Ab

0.54

0.44

0.53

0.84

0.83

0.16

0.19

Or

0.02

0.01

0.02

0.03

0.03

0.84

0.81

                     

 

جدول 3- تجزیه نقطه‌ای بلورهای آمفیبول از سنگ‌های گرانیتی تخت با ترکیب مختلف

E-10

E-10

I-9

I-9

I-10

I-10

Sample

Hbl

Hbl

Hbl

Hbl

Hbl

Hbl

Mineral

Qtz Di.

Qtz Di.

Gab. Di

Gab. Di

Gab. Di

Gab. Di

Type of rock

47.66

47.50

45.24

45.52

44.55

44.38

SiO2

1.19

1.17

1.20

1.70

2.26

2.36

TiO2

6.63

6.59

10.22

8.06

10.26

10.36

Al2O3

16.64

16.44

10.47

16.55

11.63

11.00

FeO*

0.67

0.65

0.21

0.54

0.15

0.17

MnO

12.34

12.39

15.04

11.71

13.80

14.35

MgO

10.70

10.68

11.79

10.63

11.60

11.79

CaO

1.43

1.46

1.99

1.94

1.86

1.88

Na2O

0.36

0.38

0.50

0.44

0.77

0.87

K2O

0.02

0.01

0.10

0.03

0.13

0.15

BaO

-

-

0.00

-

0.01

0.01

Cl

97.64

97.27

96.75

97.11

97.01

97.32

Total

Sructural formulae on the basis of 23 oxygens

6.941

6.944

6.568

6.720

6.525

6.475

Si

1.059

1.056

1.432

1.280

1.475

1.525

Al (IV)

0.079

0.079

0.317

0.122

0.295

0.257

Al (VI)

0.131

0.129

0.131

0.189

0.249

0.259

Ti

0.893

0.871

0.522

0.753

0.355

0.353

Fe (III)

1.133

1.139

0.749

1.290

1.069

0.989

Fe (II)

0.083

0.080

0.026

0.067

0.018

0.021

Mn

2.679

2.700

3.255

2.577

3.013

3.121

Mg

1.670

1.673

1.834

1.681

1.820

1.843

Ca

0.404

0.414

0.560

0.555

0.528

0.532

Na

0.067

0.070

0.092

0.082

0.143

0.162

K

0.001

0.001

0.006

0.001

0.008

0.008

Ba

-

-

0.000

-

0.002

0.002

Cl

15.148

15.166

15.492

15.332

15.501

15.547

Total

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

OH*

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

(Ca+Na) (B)

0.324

0.319

0.166

0.307

0.180

0.157

Na (B)

0.147

0.165

0.486

0.330

0.492

0.537

(Na+K) (A)

0.703

0.703

0.813

0.666

0.738

0.759

Mg/(Mg+Fe(II))

0.918

0.916

0.622

0.860

0.546

0.579

Fe(III)/(Fe(III)+Al(VI))

1.322

1.343

2.561

1.261

2.115

2.325

Mg/(Mg+Fe*)

Calsic

Calsic

Calsic

Calsic

Calsic

Calsic

Amphibole group

magnesio-hornblende

magnesio-hornblende

magnesio-hornblende

magnesio-hornblende

magnesio-hornblende

Mag-Tsch. Hbl

Amphibole names

 

 

 

 

 

 

P (kbar)

1.9

1.8

4.9

2.3

5.0

5.0

Hammarstrom & Zen 86

1.8

1.7

5.1

2.2

5.2

5.3

Hollister et al., 87

1.5

1.4

3.9

1.7

4.0

4.1

Johnson & Rutherford 89

2.5

2.4

5.3

2.8

5.4

5.5

Schmidt 92

 

ادامه جدول 3- ...

Sample

B-10

B-10

D-12

D-12

C-6

C-6

Mineral

Hbl

Hbl

Hbl

Hbl

Act

Act

Type of rock

Diorite

Diorite

Granodi

Granodi

Granite

Granite

SiO2

46.21

46.29

48.23

48.54

50.73

51.26

TiO2

2.06

2.01

1.07

0.96

0.71

0.72

Al2O3

7.59

7.57

6.46

6.19

4.47

4.00

FeO*

14.13

14.62

15.34

14.89

13.86

13.86

MnO

0.32

0.33

0.53

0.50

0.64

0.63

MgO

13.29

13.31

13.63

13.75

14.48

14.69

CaO

11.01

11.00

10.62

10.50

11.39

11.17

Na2O

1.62

1.64

1.31

1.27

0.85

0.83

K2O

0.66

0.66

0.34

0.32

0.45

0.37

BaO

0.03

0.00

0.01

0.04

0.03

0.02

Cl

-

-

-

-

0.38

0.40

Total

96.92

97.43

97.54

96.96

97.98

97.95

Sructural formulae on the basis of 23 oxygen

Si

6.778

6.754

6.948

7.016

7.307

7.360

Al (IV)

1.222

1.246

1.052

0.984

0.693

0.640

Al (VI)

0.090

0.056

0.044

0.070

0.066

0.037

Ti

0.227

0.221

0.116

0.104

0.077

0.078

Fe (III)

0.617

0.712

1.053

1.018

0.636

0.711

Fe (II)

1.117

1.072

0.795

0.782

1.033

0.954

Mn

0.040

0.040

0.065

0.062

0.078

0.077

Mg

2.906

2.895

2.927

2.963

3.109

3.144

Ca

1.730

1.720

1.639

1.626

1.758

1.718

Na

0.461

0.464

0.366

0.356

0.236

0.230

K

0.124

0.123

0.062

0.059

0.082

0.068

Ba

0.002

0.000

0.000

0.002

0.002

0.001

Cl

           

Total

15.321

15.310

15.076

15.051

15.170

15.114

OH*

2.00

2.00

2.00

2.00

1.91

1.90

(Ca+Na) (B)

2.000

2.000

2.000

1.990

1.994

1.948

Na (B)

0.265

0.277

0.354

0.356

0.236

0.230

(Na+K) (A)

0.320

0.310

0.075

0.059

0.082

0.068

Mg/(Mg+Fe(II))

0.722

0.730

0.787

0.791

0.751

0.767

Fe(III)/(Fe(III)+Al(VI))

0.872

0.927

0.960

0.935

0.906

0.951

Mg/(Mg+Fe*)

1.677

1.623

1.584

1.646

1.862

1.889

Amphibole group

Calsic

Calsic

Calsic

Calsic

   

Amphibole names

magnesio-hornblende

magnesio-hornblende

magnesio-hornblende

magnesio-hornblende

actinolitic hornblende

actinolitic hornblende

P (kbar)

           

Hammarstrom & Zen 86

2.6

3.2

1.4

2.1

   

Hollister et al., 87

2.6

3.2

1.2

2.0

   

Johnson & Rutherford 89

2.0

2.5

1.0

1.6

   

Schmidt 92

3.2

3.7

2.0

2.7

   
                   

 

هورنبلندهای زمینه به لحاظ کانی‌شناسی همگی دارای TiO2 تقریباً یکنواختی از هسته به سمت حاشیه است. اما مقدار آن از گابروی دیوریتی به سمت آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت کاهش می‌یابد. این کاهش همراه با کاهش Fe2O3، MgO، Na2O و SiO2 و افزایش Altotal، AlVI، AlIV و FeO است. دلایل این کاهش و افزایش در عناصر به علت تبلور تفریقی و کاهش حرارت در مذاب باقی‌مانده است. به علت کاهش عناصر بالا در طول تبلور، کاتیون‌های غیر متحرک AlVI و AlIV و آلومینیم کل Altot افزایش می‌یابد. زیرا در هورنبلند AlVI می‌تواند جانشین Fe+3 شود، به همین دلیل مقادیر Fe+3 در قسمت‌های تفریق یافته (مانند آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت) به شدت افزایش می‌یابد.

بیوتیت

دانه‌های بیوتیت در کلیه انواع سنگی دارای محدوده ترکیبی وسیعی از نظر TiO2 و FeO/(FeO+MgO) است. گابروهای دیوریتی و دیوریت‌ها دارای بیوتیت‌های غنی از TiO2 است (جدول 4 و شکل 6). چنین سنگ‌هایی دارای بیوتیت‌های دانه‌ریزتر و دارای مقدار Mg بالایی است. در مقابل بیوتیت‌هایی تونالیتی-گرانودیوریتی-مونزوگرانیتی دارای دانه‌های فقیرتر از نظر TiO2 است. بنابراین، سنگ‌هایی که بیوتیت آنها دارای TiO2 کم‌تری است، دماهای تبلوری کمتری را تحمل کرده‌اند. چنین مطلبی در مورد نمونه‌های گرانیتی پرآلومینوس ضعیف نیز صادق است. در هر حال، ترکیب بیوتیت‌ها در سنگ‌های مختلف تحت تأثیر شرایط حرارتی و ترکیب مذابی است که چنین بلورهایی از آن متبلور می‌شود.

ژئوترموبارومتری

در این مطالعه از دو حرارت‌سنج پلاژیوکلاز-آمفیبول و پلاژیوکلاز-ارتوکلاز و نمودارهای توصیفی آمفیبول و بیوتیت برای تعیین دما در حین جایگزینی باتولیت تخت استفاده شد و برای تعیین عمق جایگزینی از مقدار Al در بلورهای آمفیبول در حضور بیوتیت، پلاژیوکلاز و کوارتز و چندین نمودار توصیفی بلورهای آمفیبول سود برده شد. جدول 3 فشارسنجی‌های انجام شده بر روی بلورهای آمفیبول را به نمایش می‌گذارد و جدول 5 دماهای تعیین شده به وسیله حرارت‌سنج‌ها را نشان می‌دهد.

بررسی نمودارهای توصیفی بیوتیت به منظور تعیین دمای تبلور بلورهای بیوتیت و در نتیجه دمای تشکیل سنگ (شکل 7-A) نشان می‌دهد که بیوتیت‌های سنگ‌های گابروی دیوریتی و دیوریتی در دماهای بیش از 800 درجه سانتیگراد متبلور شده‌اند. در مقابل، دمای تبلور بیوتیت‌های سنگ‌های گرانودیوریتی-مونزوگرانیتی و سینوگرانیتی-آلکلی‌فلدسپار‌گرانیتی به ترتیب در دماهای بین 750 تا 800 درجه سانتیگراد و 650 تا 700 درجه سانتیگراد است. همچنین، نمودارها توصیفی حرارت‌سنجی آمفیبول‌ها (شکل‌های 7-B، C و D) نشان می‌دهد که بیوتیت انواع گابروی دیوریتی و دیوریتی در دماهای بالاتر از انواع سنگی حدواسط (گرانودیوریت) و فلسیک (آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت) متبلور شده است.

بررسی نمودارهای توصیفی آمفیبول برای تعیین فشار حاکم در زمان تبلور بلورهای آمفیبول و در نتیجه سنگ (شکل 7-B) نشان می‌دهد که فشارهایی بین 2 تا 4 کیلوبار بر آشیانه ماگمایی حاکم بوده است. نتیجه کلی بر اساس حرارت‌سنج‌ها و فشارسنج‌ها نشان می‌دهد که شرایط عمق جایگزینی فشارهایی بین 5/1 و 5/3 کیلوبار (اعماق بین 5/5 و 5/10 کیلومتر) و حرارت‌هایی بین 650 و 900 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهد. چنین شرایطی گویای نفوذ باتولیت تخت به پوسته بالایی قاره‌ای کمربند ماگمایی ارومیه-دختر در زمان الیگومیوسن است.

 

جدول 4- تجزیه نقطه‌ای بلورهای بیوتیت از سنگ‌های گرانیتی تخت با ترکیب مختلف

Sample

I-9

I-9

I-10

I-10

B-10

B-10

D-12

D-12

E-10

E-10

C-6

C-6

Mineral

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Bt

Type of rock

Gab. Di

Gab. Di

Gab. Di

Gab. Di

Diorite

Diorite

Granodi

Granodi

Qtz Di

Qtz Di

Granite

Granite

SiO2

38.64

38.69

37.69

37.87

38.27

38.09

37.90

38.09

38.05

38.05

39.65

39.04

TiO2

7.36

7.43

7.43

7.39

4.85

4.93

5.30

5.11

4.69

4.76

3.10

3.05

Al2O3

13.21

13.05

13.35

13.47

13.09

12.91

13.20

13.04

13.08

13.31

14.65

14.56

FeO

9.91

9.46

10.71

9.79

15.53

15.54

16.93

17.13

16.58

16.67

21.03

21.78

MgO

15.76

16.40

16.17

16.42

13.95

13.68

12.55

12.90

12.85

13.04

7.46

7.29

MnO

0.17

0.11

0.08

0.12

0.24

0.14

0.24

0.19

0.24

0.22

1.13

1.09

Na2O

0.32

0.33

0.27

0.30

0.21

0.29

0.15

0.09

0.11

0.10

0.14

0.13

K2O

10.20

10.32

9.58

9.70

9.78

9.62

9.99

9.98

9.31

9.13

8.13

7.78

Total

95.58

95.79

95.28

95.06

95.92

95.20

96.25

96.53

94.91

95.28

95.29

94.72

       

Sructural formulae on the basis of 23 oxygens

       

Si

5.650

5.638

5.540

5.558

5.712

5.726

5.684

5.697

5.751

5.723

6.021

5.985

AlIV

2.277

2.241

2.314

2.330

2.288

2.274

2.316

2.303

2.249

2.277

1.979

2.015

TiIV

0.073

0.121

0.146

0.112

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

AlVI

7.927

7.879

7.854

7.888

0.015

0.013

0.017

-0.004

0.082

0.082

0.644

0.616

Ti

0.737

0.693

0.676

0.704

0.545

0.557

0.598

0.575

0.533

0.538

0.354

0.352

Fe2+

1.212

1.153

1.316

1.201

1.938

1.954

2.124

2.143

2.096

2.097

2.671

2.792

Mg

3.434

3.562

3.543

3.592

3.103

3.066

2.807

2.876

2.894

2.924

1.690

1.667

Mn

0.021

0.014

0.010

0.014

0.030

0.018

0.030

0.024

0.031

0.028

0.146

0.141

Na

0.092

0.093

0.077

0.085

0.062

0.085

0.042

0.025

0.033

0.029

0.042

0.039

K

1.902

1.919

1.797

1.815

1.862

1.845

1.912

1.904

1.794

1.753

1.575

1.521

Total

15.39

15.43

15.41

15.41

15.555

15.537

15.530

15.544

15.46

15.45

15.122

15.128

XFe

0.26

0.24

0.27

0.25

0.38

0.39

0.43

0.43

0.42

0.42

0.61

0.63

 

 

شکل 6- نمودارهای توصیفی برای بیوتیت. ترسیم Ti (بر اساس اکسیژن 11) در مقابل XFe (Robinson, 1991) بلورهای بیوتیت

 

جدول 5- ترمومتری بر اساس هورنبلند-پلاژیوکلاز سنگ‌های گرانیتی با ترکیب مختلف

Sample

D-12

I-10

B-10

E-10

T (kbar)

       

Holland and Blundy, 94

815

850

818

820

Blundy and Holland, 90

725

721

642

602


 

 

محیط تکتونیکی

فرورانش مایل (اریب) به زیر ایران مرکزی Berberian and King, 1981)؛ Elmas and Yilmaz, 2003؛ Mohajjel et al., 2003؛ McClay et al., 2004؛ (Molinaro et al., 2005 باعث شد تا در لبه جنوب‌غربی آن تنش‌هایی از نوع برشی توسعه یابد (McClay et al., 2004) و در نتیجه آن فضاهایی در اثر این نیروهای برشی در قسمت‌های بالایی پوسته حاصل شد. چنین شرایطی دو اثر را در این بخش از سرزمین ایران به جا گذاشت: الف) با ایجاد چنین فضاهایی، فشارهای لیتواستاتیک کاهش یافته، در نتیجه این فرآیند، ذوب کاهش فشاری در قاعده پوسته رو قرار گرفته (supra subduction zone) یا در گوه گوشته‌ای زیر این قسمت صورت گرفته، باعث تولید مذاب‌های نوع I شده است. ب) عملکرد نیروهای برشی باعث فعال شدن سیستم‌های گسلی شده و در نتیجه آن مسیرهای مناسب برای انتقال این مذاب‌ها به بخش‌های بالایی پوسته فراهم شده است.

در نهایت مذاب‌های متحرک در آشیانه‌های پوسته قاره‌ای بالایی لبه کمربند ماگمایی ارومیه-دختر متوقف و با تبلور تفریقی، توده‌های گرانیتوئیدی نوع I را ایجاد نمود. این گرانیتوئیدها ماهیت کالک‌آلکالن داشته، همراه با داسیت‌ها-آندزیت‌ها و کانسارهای مس-مولیبدن و شواهد دیگر ذکر شده در ابتدای قسمت بحث، ویژگی پهنه فرورانشی دارد.

فرورانش نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در طول ائوسن (شکل 8-A) باعث شد تا سنگ‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن حدواسط در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر توسعه یابد. شاید در طول زمان‌های اواخر الیگوسن و در طول میوسن (Berberian and King, 1981) فرآیند فرورانش به اتمام رسیده باشد. سن توده‌های نفوذی تخت سیرجان نیز همین زمان‌ها را نشان می‌دهد (Dimitrijevic, 1973). در ادامه، گسیختگی لیتوسفر اقیانوسی فرورو (Molinaro et al., 2005؛ Ghasemi and Talbot, 2006؛ Hafkenscheid et al., 2006؛ Jahangiri, 2007؛ Omrani et al., 2008؛ Arfania and Shahriari, 2009؛ Kheirkhah et al., 2009؛ Dargahi et al., 2010؛ Dilek et al., 2010؛ Mirnejad et al., 2010؛ Agard et al., 2011؛ Ghorbani and Bezenjani, 2011؛ Rezaei-Kahkhaei et al., 2011) باعث صعود گنبد گوشته‌ای (mantle plume) و در نتیجه، فرآیند برخاستگی حرارتی در استنوسفر شده است. این فرآیند باعث برخاستگی در گوشته بالایی شد. زیرا این شکست باعث کاهش فشار به صورت آدیاباتیک می‌شده است (شکل 8-B). همچنین، کنده شدن و فرو رفتن تیغه در گوشته باعث رها شدن سیستم کشش به گوشته شده است. در نتیجه، لبه باقی‌مانده لیتوسفر فرو رو و پهنه بالای فرورانش به سمت بالا منتقل شده‌ و این انتقال باعث کاهش فشار به صورت آدیاباتیک بوده است. چنین کاهش فشاری خود باعث ذوب جزیی در منتل بالایی و بالا آمدن این بخش‌ها شده است. با کاهش بیشتر عمق بخش‌های برخاسته، فرآیند ذوب شدیدتر انجام شده و مذاب تولیدی توانسته است همراه بخش‌های دیرگدازتر به سمت بالا به صورت پلام‌های کوچک گوشته‌ای حرکت نماید (برخاستگی حرارتی). در نتیجه، امکان جدایش تدریجی مذاب‌ها از این گنبدهای گوشته‌ای فراهم شده است. توسعه گسل‌های حاصل از این تنش خود باعث کاهش بیشتر فشار و جدایش راحت‌تر مذاب‌های بخشی می‌شده است. البته ممکن است که ورود این مذاب‌ها به قاعده پوسته قاره‌ای پهنه ارومیه-دختر نیز عامل دیگری برای تولید مذاب‌های باتولیت تخت بوده باشد. به هر حال یکی از این دو فرآیند یا هر دو به طور همزمان باعث تولید مذاب‌های گرانیتی کالک‌آلکالن نوع I کردیلریایی تخت سیرجان شده است.

 

 

شکل 7- نمودارهای حرارت‌سنج و فشارسنج توصیفی بر اساس ترکیب شیمیایی بیوتیت و آمفیبول: (A مقدار Ti در فرمول شیمیایی بیوتیت در مقابل مقدار XFe (Henry and Guidotti, 2002). (B تعیین مقدار فشار و حرارت بر اساس منحنی‌های هم‌ترکیبی TiO2 و Al2O3 بلورهای آمفیبول (Ernst and Liu, 1998). (C و (D تعیین دمای تشکیل آمفیبول‌ها بر اساس مقدار Ti و Al [4]) (Ernst and Liu, 1998.

 

 

نتیجه‌گیری

باتولیت تخت سیرجان یک توده با ماهیت گرانیتی نوع I کالک‌آلکالن کردیلریایی است که در زمان الیگومیوسن در اثر فرورانش مایل (oblique subduction) نئوتتیس به زیر لبه جنوب‌غرب ایران مرکزی (کمربند ماگمایی ارومیه-دختر) ایجاد شده است. این باتولیت در اثر ذوب کاهش فشاری قاعده پوسته قاره‌ای رو قرار گرفته (supra subduction zone) یا گوه گوشته‌ای زیر این پهنه، ناشی از فرورانش مایل، ایجاد شده است و سپس در اثر عملکرد گسل‌های عمیق مرتبط با این فرورانش مایل به داخل پوسته قاره‌ای بالایی تزریق شده است. این آشیانه، در دماهای بین 650 تا 900 درجه سانتیگراد، تبلور تفریقی تحت شرایط عمق حدود 5/5 تا 5/10 کیلومتر را تحمل نموده و مجموعه سنگی از گابروی دیوریتی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت را ایجاد نموده است. بخش‌های تیره‌تر (گابروهای دیوریتی-دیوریت) در دماهایی بین 800 تا 900 درجه سانتیگراد و بخش‌های روشن‌تر (گرانودیوریت-گرانیت) در دماهایی بین 650 تا 800 درجه سانتیگراد متبلور شده است.

 

 

 

شکل 8- مدل تکتونیکی تشکیل باتولیت تخت در بخش جنوبی کمربند ماگمایی ارومیه-دختر. فرورانش مایل نه تنها باعث ذوب بخشی بلکه باعث ایجاد فضای لازم برای تزریق این باتولیت شده است.

 

 

سپاسگزاری

نگارندگان از جناب آقای پروفسور دکتر فولکر شنک و جناب آقای پیتر اپل که شرایط لازم برای انجام آزمایش‌های مختلف را در دانشگاه کیل آلمان فراهم نمودند سپاسگزاری می‌نمایند. از سرکار خانم آستروئید واینکاف و آقای آندریاس فیلر به خاطر آماده‌سازی نمونه‌های سنگی برای آزمایش الکترون میکروپروب و تهیه مقاطع نازک تشکر می‌شود. همچنین، از جناب آقای دکتر عباس مرادیان شهربابکی از دانشگاه شهید باهنر کرمان به خاطر ارائه پیشنهادات ارزنده در جهت بهبود مطالب و جناب آقای دکتر علیرضا شاکر اردکانی به خاطر مساعدت در نمونه‌برداری صحرایی قدردانی می‌شود. در پایان، از وزارت علوم، تحقیقات و فناوری جمهوری اسلامی ایران، دانشگاه‌های ارومیه، شهید باهنر کرمان و کیل آلمان به خاطر همکاری در انجام این پژوهش سپاسگزاری می‌شود.

 

منابع

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Mineralogical Magazine 148: 692-725.

Alaminia, Z., Karimpour, M. H., Homan, S. M. and Finger, F. (2013) Geochemisry and geochronology of Upper Cretaceous, magnetite series granitoids, Arghash-GhasemAbad, NE Iran. Petrology 3(12): 103-118 (in Persian).

Arfania, R. and Shahriari, S. (2009) Role of southeastern Sanandaj–Sirjan zone in the tectonic evolution of Zagros orogenic belt, Iran. Island Arc 18: 555-576.

Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences 30: 474-489.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and Tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Sciences 20: 163-183.

Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. 2nd edition, Blackwell Publication, Oxford.

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.

Castro, A., Moreno-Ventas, I. and De La Rosa, J. D. (1991) H-type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granitic-type classification and nomenclature. Earth Science Review 31: 237-253.

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

Chen, W-P. and Chen, C-Y. (2004) Seismogenic structures along continental convergent zones: from oblique subduction to mature collision. Tectonophysics 385: 105-120.

Delteil, J., Stéphan, J-F., Mercier de Lépinay, B. and Ruellan, É. (2003) Wrench tectonics flip at oblique subduction. A model from New Zealand. Comptes Rendus Geosciences 335: 743-750.

Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S. (2010) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review 52: 536-578.

Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of Kerman region.. Report no Yu/52. Geological Survey of Iran.

Elmas, A. and Yilmaz, Y. (2003) Development of an oblique subduction zone-Tectonic evolution of the Tethys suture zone in southeast Turkey. International Geology Review 45: 827-840.