سنگ‌نگاری، دما- فشارسنجی و شناسایی سری ماگمایی تود‌ة گرانیتویید میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت، استان اصفهان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

چکیده

برپایه بررسی‌های سنگ‏‌شناسی، سینوگرانیت، مونزوگرانیت، آلکالی‌گرانیت و گرانودیوریت از گرانیتوییدهای میرآباد- چهل‏‌خانه در خاور بویین- میاندشت هستند. کوارتز، آلکالی‌فلدسپار (ارتوکلاز)، پلاژیوکلاز (آلبیت، الیگوکلاز)، بیوتیت، ± آمفیبول از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. آلانیت، زیرکن، اسفن، آپاتیت، ± تورمالین نیز از کانی‌های فرعی هستند. داده‌های شیمیایی نشان می‌دهند، بیوتیت‌ در گرانیت‌ها از نوع اولیه ماگمایی است و ترکیبی نزدیک به قطب آنیت دارد. در نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختیِ ماگما برای گرانیت‌ها که بر پایه ترکیب اکسیدهای عنصرهای اصلیِ بیوتیت هستند، ترکیب بیوتیت‌های بررسی‌شده در گستره ماگماهای کالک‌آلکالنِ پهنه‌های برخوردی جای می‌گیرد. آمفیبول‌ها از گروه کلسیک و زیرگروه فروهورنبلند بوده و نشان‌دهندة نوع I-‌بودن تودة گرانیتوییدی هستند. ترکیب تورمالین در سینوگرانیت‌ها نشان‌دهندة گسترة شورل تا فوییتیت است. بررسی کلریت‌های درون سینوگرانیت و مونزوگرانیت‌ها به‌ترتیب، دمای 6/350 و 8/341 درجه سانتیگراد را برای دگرسانی بیوتیت‌ها نشان می‌دهد. محتوای آلومینیم درون آمفیبول‌هایِ سنگ‌های سینوگرانیتی، فشار نزدیک به 3 کیلوبار را نشان می‌دهد. این فشار با جایگیری این توده گرانیتی در ژرفای 8 تا 11 کیلومتری از سطح زمین همخوانی دارد. دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز نیز دمای 694 تا 700 درجه سانتیگراد را برای به‌تعادل‌رسیدن این دو کانی نشان می‌دهد.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry Petrography, thermobarometry and investigation of magmatic series in Mirabad- Chehel Khane granitoid body (east of Bouin– Miandasht, Isfahan province)

نویسندگان [English]

  • Seyed Mohsen Tabatabaei Manesh
  • Akram Sadat Mirlohi
  • Zahra mosayebi
Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Isfahan, Isfahan, Iran
چکیده [English]

On the base of petrology, the Mirabad- Chehel Khane granitoid, east of Bouin-Miandasht, dominantly consists of syenogranite, monzogranite, alkali granite and granodiorites. The main minerals of these rocks are quartz, alkali feldspar (Orthoclase), plagioclase (Albite - Oligoclase), biotite, ± amphibole with minor amount of allanite, zircon, titanite, apatite, ± tourmaline.  The biotite from the granites are Fe-rich type (annite) and primary magmatic in origin. The composition of the biotites studied principally falls in the calc-alkaline subduction related I-type granite on the tectonomagmatic discrimination diagrams, which stand on their major element oxides. Which is consistent with the nature of their host rocks. The studied amphiboles are classified as calcic (ferro-hornblende) which points to the I-type nature of the granitoid.  The tourmaline composition plots on the schorl - foitite field. The temperature for the alteration, on the base of chlorite composition from the syenogranite, is estimated around 350°C and from the monzogranite rocks about 341°C.  Based on the application of Al-in amphibole, a 3 Kbar pressure was determined for the syenogranite unit corresponding to the depth of 8-11 Km for the emplacement of the pluton. Hornblende- plagioclase thermometer shows 694 to 700°C for the equilibrium of these two minerals.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • granitoid
  • Mineral Chemistry
  • Geothermobarometry
  • Sanandaj - Sirjan Zone
  • Bouin – Miandasht

پهنه سنندج- سیرجان از پهنه‌های مهم دگرگونی- ماگمایی زمین‌شناسی ایران است. این پهنه جایگاه نفوذ و جایگیری توده‌های بزرگ و کوچک گرانیتوییدی است که بیشترشان با بازشدن (کربونیفر- پرمین زیرین؛ مانند: Alirezaei و Hassanzadeh، 2012)، فرورانش (تریاس بالایی- لیاس؛ مانند: Shahbazi و همکاران، 2010) و در پایان بسته‌شدن (الیگوسن؛ مانند: Mahmoudi و همکاران،‌ 2010) اقیانوس نئوتتیس و سرانجام برخورد قاره‌ای، در ارتباط هستند. این توده‌ها سرشت گرانیتوییدهای گروه I، S و A را دارند. بررسی منابع نشان می‌دهد حضور هر یک از این گرانیت‌ها، به زمان و مکان خاصی در پهنه سنندج- سیرجان محدود نیست (Shabanian, 2012). از مهم‌ترین بررسی‌های انجام شده در این ناحیه بررسی‌های Ghasemi (1992)، Gholamifard (2009)، Minaee (2010)، Tahmasebi و Ahmadi Khalaji (2010) و Panahdar (2012) نام برده می‌شود. این نوشته نخستین پژوهش در زمینه بررسی‌ زمین‌دما- فشارسنجی برپایه بر داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی (electron probe micro-analyzer)، در مجموعه نفوذی میرآباد- چهل‏‌خانه به‌شمار می‌رود. همچنین، تلاش شده است تا ویژگی‌های ماگمای سازنده این مجموعه، ارزیابی فشار، دما و سری ماگمایی گرانیتوییدهای منطقه با تأکید بر ترکیب کانی‌شناسی انجام شود.

 

جایگاه زمین‌شناسی منطقه

توده گرانیتوییدی میرآباد- چهل‏‌خانه در طول جغرافیایی خاوری ´14˚50 تا´17˚50 و عرض جغرافیایی شمالی '2˚33 تا '6˚33 جای دارد. این منطقه بخشی از گوشه جنوب‌باختری برگة زمین‏‌شناسی 1:100000 شهرستان گلپایگان، در پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان با روند کلی شمال‌باختری- جنوب‌خاوری است (شکل3). گسترش رخنمون‌های توده گرانیتوییدی میرآباد- چهل‏‌خانه نزدیک به 50 کیلومتر مربع است. رخنمون این تود‌ة گرانیتوییدی بیشتر به‌صورت تپه‌های کم ارتفاعی است که به‌علت دانه‌درشت‌بودن تود‌ة آذرین درونی، تکتونیزه‌بودن منطقه و بارندگی فراوان، بسیار فرسوده شده‌اند. پدیده‌های زمین‌ساختی این منطقه، درزه‌ها و شکستگی‌های فراوانی را در این توده‌ها پدید آورده‌اند که با کانی‌هایی مانند کوارتز و گاه کلسیت پر شده‌اند (شکل 1). برپایه بررسی‌های انجام‌شده روی این توده گرانیتوییدی، این توده، ترکیب سنگ‏‌شناسی گرانیت (سینوگرانیت، مونزوگرانیت، آلکالی گرانیت) و گرانودیوریت دارد (Mosayebi, 2015). برپایه مقایسه‌ای که Sabeti (2013) میان توده گرانیتوییدی بویین- میاندشت با توده‌های دیگر در مناطق اطراف (مانند: گرانیتوییدهای بروجرد، موته و الوند) انجام داده است، توده گرانیتوییدی بویین- میاندشت از دیدگاه ویژگی‌های بافتی، سنگ‌شناختی (ترکیب سنگی و کانی‏‌شناسی) و زمین‌شیمیایی به توده گرانیتوییدی بروجرد بسیار همانند است. هر دو توده از دیدگاه سنگ‌نگاری، گرانیت‌های پورفیری (سینوگرانیت، مونزوگرانیت) با بافت دانه‌ای، پورفیری و پرتیتی دارند. همچنین، از دیدگاه گروه سنگی، از گرانیت‌های گروه I و پتاسیم بالا و از دیدگاه درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم، متاآلومینوس تا اندکی پرآلومینوس هستند. این توده‌ها، ویژگی‌های گرانیتوییدهای کوهزایی را دارند و از دیدگاه خاستگاه زمین‌ساختی نیز از گروه گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) هستند. برپایه این ویژگی‌های مشترک، به احتمال زیاد توده گرانیتوییدی بویین- میاندشت نیز در بازة سنی 171-169 میلیون سال پیش ترزیق شده است.

در پی نفوذ توده میرآباد درون واحد‌های آهکی با سن احتمالی کرتاسه و پیدایش جریان‌های گرمایی و سیال از توده به‌سوی سنگ‌های درون‌گیر، دگرگونی مجاورتی و اسکارن‌زایی نه‌چندان گسترده‌ای در پیرامون توده روی داده است (Gholamifard, 2009). روند گسل‌های فراوانی در این منطقه، شمال‌باختری- ‌جنوب خاوری است (شکل 2). در این ناحیه، گسل خوانسار و دالان هنگام جابجایی‌های راستالغز و معکوس، ساختار گلی مثبتی (Positive flower structure) را پدید آورده‌اند که تاثیر بسیاری در بالا‌آمدگی و ریخت‌شناسی کنونی تود‌ة گرانیتوییدی بویین- میاندشت داشته است (Nadimi, 2010).

 

 

 

شکل 1- نمایی از توده‌‌های گرانیتوییدی میرآباد- چهل‌خانه (خاور بویین- میاندشت): A) میرآباد؛ B) چهل‏‌خانه (دید رو به شمال)

 

 

شکل 2- پراکندگی گسل‌های بزرگ منطقه و سازوکار جابجایی‌های آنها (Nadimi, 2010)


 

 

 

شکل 3- نقشه زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقه میرآباد- چهل‌خانه (خاور بویین- میاندشت) و بخشی از نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 گلپایگان، برگرفته از Mohajjel و Eftekharnezhad (1992) با اندکی تغییرات

 


روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های میدانی و نمونه‌برداری، مقطع‌های نازک از نمونه‌های سینوگرانیت‌ها و مونزوگرانیت ساخته و با میکروسکوپ پلاریزان مدل OLYMPUS–BH2 بررسی شدند. برای بررسی‌ شیمی کانی‌ها، نمونه‌های سالم برگزیده شدند و از آنها مقطع‌های نازک صیقلی ساخته و روی کانی‌های آنها تجزیه ریزکاو الکترونی انجام شد. این تجزیه با دستگاه میکروپروب JEOL مدل (WDS) JSM-6480LV در دانشگاه دولتی مسکو، با ولتاژ شتاب‌دهنده 15kv و جریان 15nA انجام گرفت. داده‌های به‌دست‌آمده، به‌همراه فرمول ساختاری آنها در جدول‌های 1 و 2 آورذه شده‌اند. برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری کانی‌ها و رسم نمودارها، نرم‌افزارهای Minpet 2.02، Triplot و Mineral structural formula به‌کار برده شدند.نام‌های اختصاری به‌کاررفته برای کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند.

 


جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی فلدسپارهای درون سینوگرانیت و مونزوگرانیت منطقه میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) همراه با فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایه 8 اتم اکسیژن و اعضای پایانی

Sample No,

S1-1

S1-2

S1-3

S1-4

S1-5

S1-6

S1-7

S1-8

S1-9

Rock name

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Location

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

SiO2

65.89

62.52

65.94

71.39

64.70

65.09

62.78

66.07

62.75

Al2O3

22.31

23.66

22.24

19.20

18.43

18.91

23.88

22.08

23.75

FeO*

0.00

0.00

0.00

0.00

0.34

0.00

0.00

0.27

0.00

BaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.44

0.00

0.00

0.00

CaO

2.74

4.77

2.96

1.15

0.00

0.00

4.83

2.51

4.85

Na2O

10.29

8.90

10.01

9.99

0.52

0.60

8.79

10.37

9.02

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

16.20

15.90

0.11

0.00

0.00

Total

101.23

99.85

101.15

101.73

100.19

100.94

100.39

101.30

100.37

Si

2.86

 2.77

2.87

3.04

2.99

2.98

2.77

2.87

2.77

Al

1.14

1.23

1.14

0.96

1.00

1.02

1.24

1.13

1.23

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

Ba

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

Ca

0.13

0.23

0.14

0.05

0.00

0.00

0.23

0.12

0.23

Na

0.87

0.76

0.84

0.83

0.05

0.05

0.75

0.87

0.77

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.96

0.93

0.01

0.00

0.00

Total

5.00

4.99

4.99

4.89

5.01

5.00

4.99

5.00

5.00

Albite

87.10

77.20

85.90

94.00

4.70

5.40

76.20

88.20

77.10

Anorthite

12.90

22.80

14.10

6.00

0.00

0.00

23.10

11.80

22.90

Orthose

0.00

0.00

0.00

0.00

95.30

94.60

0.60

0.00

0.00

Name

Oligoclase

Oligoclase

Oligoclase

Albite

Orthoclase

Orthoclase

Oligoclase

Oligoclase

Oligoclase

 

جدول 1- ادامه

Sample No,

S1-10

S1-11

S3-1

S3-2

S2-1

S2-2

S119-1

M16-2-1

M16-2-2

Rock name

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Syenogranite

Monzogranite

Monzogranite

Location

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°15'E

33°03'N 50°17'E

33°04'N 50°14'E

33°04'N 50°14'E

SiO2

65.03

65.23

64.48

67.12

63.45

67.01

66.77

68.05

62.97

Al2O3

18.71

18.85

18.49

20.16

23.01

19.74

20.93

19.96

22.98

CaO

0.00

0.00

0.08

0.76

4.07

0.96

1.46

1.41

4.18

Na2O

0.65

0.55

0.33

11.41

9.54

11.12

11.10

10.71

9.44

K2O

16.07

16.48

16.75

0.11

0.16

0.05

0.05

0.10

0.13

Total

100.46

101.11

100.14

99.56

100.38

98.89

100.32

100.23

99.80

Si

2.99

2.99

2.99

2.95

2.80

2.97

2.92

2.97

2.79

Al

1.01

1.02

1.01

1.05

1.20

1.03

1.08

1.03

1.20

Ca

0.00

0.00

0.00

0.04

0.19

0.05

0.07

0.07

0.20

Na

0.06

0.05

0.03

0.97

0.82

0.95

0.94

0.91

0.81

K

0.94

0.96

0.99

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

Total

5.00

5.01

5.02

5.01

5.02

5.00

5.01

4.97

5.02

Albite

5.80

4.80

2.90

95.90

80.20

95.10

93.00

92.60

79.80

Anorthite

0.00

0.00

0.40

3.50

18.90

4.60

6.70

6.70

19.50

Orthose

94.20

95.20

96.70

0.60

0.90

0.30

0.30

0.60

0.70

Name

Orthoclase

Orthoclase

Orthoclase

Albite

Oligoclase

Albite

Albite

Albite

Oligoclase

 


جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی کانی‌های آمفیبول، بیوتیت، کلریت و تورمالین‌هایِ درون سینوگرانیت و مونزوگرانیت منطقه میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) همراه با فرمول ساختاری به‌دست‌آمده، به‌ترتیب برپایه 23، 22، 28 و 5/24 اتم اکسیژن

Sample No,

S3-1

S3-2

S3-3

S3-4

M16-2-1

M16-2-2

M2-1

M1-1

Rock name

Syeno-granite

Syeno- granite

Syeno -granite

Syeno -granite

Monzo -granite

Monzo -granite

Monzo- granite

Monzo- granite

Location

33°03'N, 50°15'E

33°03'N, 50°15'E

33°03'N, 50°15'E

33°03'N, 50°15'E

33°4'N, 50°14'E

33°4'N, 50°14'E

33°03'N, 50°15'E

33°03'N, 50°15'E

Mineral

Amp

Amp

Amp

Amp

Bt

Bt

Bt

Bt

SiO2

44.28

44.91

44.42

44.72

35.51

35.71

36.75

36.31

TiO2

1.74

1.31

1.65

1.76

1.58

1.46

2.53

1.69

Al2O3

6.79

6.56

6.53

7.10

17.66

17.55

15.98

16.38

FeO*

26.97

26.22

26.84

27.42

23.30

23.36

24.27

23.71

MnO

0.62

0.61

0.63

0.64

0.38

0.32

0.35

0.38

MgO

5.59

5.87

5.85

5.87

8.26

8.46

7.78

8.36

CaO

10.22

10.89

10.07

10.05

0.06

0.08

0.06

0.00

Na2O

1.11

1.10

1.06

1.14

0.08

0.09

0.10

0.00

K2O

0.88

0.9

0.80

0.88

9.77

9.69

9.83

9.29

Total

98.33

98.45

98.04

99.76

96.65

96.76

97.86

96.11

Si

6.92

6.98

6.96

6.89

5.46

5.48

5.61

5.61

Al

1.25

1.20

1.21

1.29

 3.20

 3.17

 2.87

 2.97

AlIV

1.08

1.02

1.04

1.11

2.54

2.52

2.39

2.41

AlVI

0.17

0.19

0.16

0.18

0.66

0.65

0.48

0.57

Ti

0.20

0.15

0.19

0.20

0.18

0.17

0.29

0.21

Fe2+

3.52

3.41

3.51

3.53

3.01

3.02

3.10

3.06

Mn

0.08

0.08

0.08

0.08

0.05

0.04

0.05

0.05

Mg

1.30

1.36

1.37

1.35

1.89

1.94

1.77

1.92

Ca

1.71

1.81

1.69

1.66

0.01

0.01

0.01

0.00

Na

0.34

0.33

0.32

0.34

0.02

0.03

0.03

0.00

K

0.18

0.18

0.16

0.17

1.92

1.90

1.91

1.83

Total

15.18

15.29

15.12

15.12

15.73

15.73

15.63

15.63

Fe_FeMg

0.73

0.72

0.72

0.72

0.61

0.61

0.64

0.61

Mg_MgFe

0.27

0.29

0.28

0.28

0.39

0.39

0.36

0.39

 

جدول 2- ادامه

Sample No,

S1-1

S1-2

S119-1

S119-2

S1-1

M16-2-1

S119-1

S119-2

Rock name

Syeno- granite

Syeno -granite

Syeno -granite

Syeno -granite

Syeno -granite

Monzo- granite

Syeno -granite

Syeno -granite

Location

33°03'N, 50°15'E

33°03'N, 50°15'E

33°03'N, 50°17'E

33°03'N, 50°17'E

33°03'N, 50°15'E

33°04'N, 50°14'E

33°03'N, 50°17'E

33°03'N, 50°17'E

Mineral

Bt

Bt

Ms

Ms

chl

chl

Tur

Tur

SiO2

36.32

36.44

46.69

45.39

24.00

24.93

35.03

35.99

TiO2

1.4

1.44

0.00

0.28

0.00

0.07

0.44

0.21

Al2O3

16.78

16.25

37.27

36.26

20.37

20.3

35.69

36.35

FeO*

24.07

23.14

0.97

2.76

32.69

32.39

11.42

11.22

MnO

0.36

0.27

0.00

0.09

0.71

0.61

0.14

0.11

MgO

7.91

8.51

0.65

0.91

9.79

10.8

2.74

2.31

CaO

0.00

0.00

0.12

0.11

0.00

0.07

0.21

0.07

Na2O

0.00

0.00

0.44

0.41

0.00

0.00

2.04

1.55

K2O

9.54

9.47

10.93

10.92

0.00

0.00

0.04

0.05

Total

96.37

95.52

97.11

97.18

87.56

89.16

87.74

87.85

Si

5.61

5.64

3.05

2.99

5.31

5.385

5.72

5.82

Al

 3.05

 2.97

 2.96

 2.82

 5.308

 5.11

6.86

6.93

AlIV

2.4

2.36

2.864

2.82

2.69

2.62

 *

 *

AlVI

0.65

0.61

0.00

0.00

2.618

2.55

 *

 *

Ti

0.16

0.17

0.00

0.01

0.00

0.01

0.05

0.03

Fe2+

3.10

3.01

0.053

0.15

6.049

5.85

1.56

1.52

Mn

0.05

0.04

0.00

0.01

0.133

0.11

0.02

0.02

Mg

1.82

1.96

0.063

0.01

3.229

3.48

0.67

0.55

Ca

0.00

0.00

0.008

0.01

0.00

0.02

0.03

0.01

Na

0.00

0.00

0.056

0.13

0.00

0.00

0.65

0.49

K

1.88

1.87

0.91

0.92

0.00

0.00

0.01

0.01

Total

15.65

15.64

7.01

7.06

20.03

20.02

18.69

18.51

Fe_FeMg

0.63

0.61

0.46

0.63

0.65

0.63

 0.69

 0.73

Mg_MgFe

0.37

0.41

0.54

0.37

0.35

0.37

0.31

2.07

 

 


بحث و بررسی

1- سنگ‏‌شناسی و سنگ‌نگاری

1- 1- گرانیت پورفیری (سینوگرانیت، مونزوگرانیت)

بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند که این توده‌ها، ترکیب سنگ‏‌شناسی گرانیت (سینوگرانیت، مونزوگرانیت و آلکالی‌گرانیت) و گرانودیوریت دارند. گرانیت‌های پورفیری (سینوگرانیت، مونزوگرانیت) درشت دانه هستند و بیشترین حجم توده نفوذی منطقه را در بر می‌گیرند. بلورهای آلکالی‌فلدسپار در این سنگ‌ها با چشم نامسلح به‌آسانی شناسایی و در نمونه دستی به رنگ خاکستری روشن دیده می‌شوند. در پی اعمال تنش‌ها، این سنگ‌ها گاه به‏‌صورت میلونیتی دیده می‌شوند. کوارتز، آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول از کانی‌های اصلی هستند. چندرنگی بیوتیت‌ها قهوه‌ای و قهوه‌ای مایل به سبز است و بیشترشان میانبارهایی از زیرکن، روتیل، اسفن و کانی‌های کدر و گاه آپاتیت دارند (شکل 4- A). در این سنگ‌ها، در پی نیروهای زمین‌ساختی، بلورهای بیوتیت دچار خمش و کینک‌باند شده‌اند. دارابودن کلریت و کانی‌های کدر فراوان که در ‌راستای رخ‌های بیوتیت انباشته شده‌اند، تجزیه کانی بیوتیت را نشان می‌دهند. آلانیت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار بوده و در نور طبیعی به رنگ قرمز مایل به قهوه‌ای و گاه با ساخت منطقه‌ای است. این کانی نسبت به بیوتیت برجستگی بیشتری دارد و حالت ورقه‌ای نشان نمی‌دهد. در بیشتر نمونه‌های بررسی‌شده، فنوکریست‌های آلکالی‌فلدسپار، به‌ویژه ارتوزکلازهای پرتیتی‌شده، بیشتر به‏‌صورت پویی‌کیلیتیک، کانی‌های دیگر را در بر می‌گیرند (شکل 4- B). زیرکن، آپاتیت، آلانیت، اسفن، تورمالین و کانی‌های کدر، از کانی‌های فرعی در این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند (شکل‌های 4- C و 4- D). بافت اصلی این سنگ‌ها گرانولار، پورفیرویید و گاه میرمکیتی است. در پاره‌ای از مقطع‌های نازک، بلورهای پتاسیم‌فلدسپار با پلاژیوکلاز سدیک پوشیده شده‌اند؛ این ویژگی بافت راپاکیوی را نشان می‌دهد (شکل 4- E).

 

1- 2- آلکالی گرانیت

این سنگ‌ها بیشتر در بلندی‌های کوه قره‌بیشه در جنوب چهل‏‌خانه دیده می‌شوند و در نمونه دستی به رنگ صورتی روشن هستند. این سنگ‌ها درشت دانه هستند و قطر برخی فلدسپارهای آنها به بیش از 2 سانتیمتر نیز می‌رسد. از آنجایی‌که این تودها، درون گرانیت‌های اصلی منطقه نفوذ کرده‌اند پس آلکالی گرانیت‌ها سنی جوان تر از گرانیت‌های پورفیری (سینوگرانیت- مونزوگرانیت) دارند و زمان ترزیق آنها پس از توده نفوذی اصلی منطقه بوده است. این گرانیت‌ها هم مانند گرانیت‌های دیگر منطقه دچار نیروهای زمین‌ساختی شده‌اند. کوارتز، آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و بیوتیت از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. دانه‌های کوارتز در این سنگ‌ها خاموشی موجی دارند و بیشترشان خرد شده‌اند و به حالت زیردانه (Subgrain) دیده می‌شوند. شکستگی، خاموشی موجی و مرزهای مضرس میان بلورهای کوارتز به دگرریختی زمین‌ساختی پس از تبلور نسبت داده می‌شوند و با زمین‌ساخت شدید حاکم بر منطقه همخوانی دارند. پلاژیوکلازهای این سنگ‌ها بیشتر سریسیتی شده‌اند و در پی اعمال نیروهای زمین‌ساختی خمش پیدا کرده‌اند زیرکن، آپاتیت، آلانیت از کانی‌های فرعی و کلریت، اسفن و سریسیت از کانی‌های ثانویه این سنگ‌ها هستند (شکل 4- F). بافت در این گرانیت‌ها بیشتر گرانولار و پورفیرویید و به‏‌صورت فرعی میرمکیت (کوارتز- پلاژیوکلاز) است. به باور Vernon (2004)، این بافت در پی اعمال تنش و نیروهای زمین‌ساختی جهت‌دار پدید می‌آید. با توجه به زمین‌ساخت فعال‌ منطقه گویا میرمکیت‌های نمونه‌ها در پی تنش و نیروهای زمین‌ساختی پدید آمده باشند.

 

1- 3- گرانودیوریت‌ها

گرانودیوریت‌ها به‏‌صورت تپه‌های فرسوده و کم‌ارتفاع در ابتدای میرآباد دیده می‌شوند و رخنمون خوبی ندارند. ویژگی‌های صحرایی نشان می‌دهند که گرانودیوریت‌ها کهن‌تر از گرانیت‌های پورفیروییدی هستند؛ زیرا به‏‌صورت قطعاتی در آنها گرفتار شده‌اند. کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی فلدسپار و بیوتیت از کانی‌های اصلی این سنگ‌ها هستند. آپاتیت، زیرکن، اسفن از کانی‌های فرعی در این واحد سنگی به‌شمار می‌روند. کلریت و سرسیت از کانی‌های ثانویه آن هستند. بافت شاخص این سنگ‌ها گرانولار است (شکل 4- G).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از گرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت): A) کانی بیوتیت با بافت ساژنیت به‌همراه کانی آلانیت با بافت منطقه‌ای در مونزوگرانیت؛ (B نمایش نمایش بافت پویی‌کیلیتیک (دربرگرفته‌شدن پلاژیوکلاز با ارتوکلاز) در سینوگرانیت‌ها؛ C) آمفیبول و کوارتز با خاموشی موجی در سینوگرانیت؛ D) کانی زیرکن به‌همراه سریسیتی‌شدن فلدسپار در سینوگرانیت؛ E) نمایش بافت راپاکیوی در سینوگرانیت؛ F) ارتوکلاز پرتیتی‌شده در آلکالی گرانیت (کوه قره بیشه)؛ G) تجزیه بیوتیت به کانی کلریت و کدر در گرانودیوریت؛ H) تصویر میکروسکوپی از انکلاوی که بیوتیت‌های آن به کلریت و کانی‌های کدر و پلاژیوکلازها به سریسیت تجزیه شده‌اند


 


1- 4- انکلاوها

انکلاوهای فراوانی با اندازه گوناگون درون تود‌ة گرانیتوییدی میرآباد- چهل‏‌خانه دیده می‌شوند که با رنگ تیره و بافت ریز دانه ‌تر از سنگ‌های در برگیرنده خود شناخته می‌شوند. این انکلاو‏‌ها در اندازه‌های کوچک یک سانتیمتری و گاه چند سانتیمتری دیده می‌شوند. بیشتر این انکلاوها بیضوی شکل هستند. همبری بیشتر این انکلاوها با گرانیتوییدهای میزبان روشن است. جداکردن کامل این انکلاوها سخت است و هیچ هاله واکنشی میان آنها و سنگ در برگیرنده دیده نمی‌شود. به باور Didier (1991)، این گروه از انکلاوها معمولاً با ماگما جابجا شده‌اند. انکلاوهای درون سنگ‌های بررسی‌شده نسبت به سنگ میزبان خود دانه‏‌ریزتر و مافیک‌تر هستند. به باور Best (1982)، ریز‌دانه‌بودن این انکلاوها پیامد سرعت بالای سردشدن، هسته‌بندی و رشد پرشتاب بلورهاست. کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و بیوتیت از کانی‌های اصلی این انکلاوها هستند (شکل4- H). ویژگی‌های میکروسکوپی انکلاوهای میکروگرانولار مافیک میرآباد- چهل‏‌خانه همانند سنگ میزبان در برگیرنده آنهاست؛ اما از دیدگاه مقدار و سهم کانی‏‌های مافیک کاملاً متفاوت هستند (انکلاوها از سنگ میزبان خود کانی‌های مافیک بیشتر و کوارتز کمتری دارند). ترکیب انکلاوهای میکروگرانولار منطقه میرآباد- چهل‏‌خانه بیشتر مونزوگرانیتی تا گرانودیوریتی به‌دست آمد و بافت اصلی آنها میکروگرانولار و پویی‏‌کیلیتیک است.

 

2- کانی‏‌شناسی و شیمی- کانی

2- 1- فلدسپارها

داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی فلدسپارها و فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها در جدول 1 آورده شده‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 5 دیده می‌شود، ترکیب پلاژیوکلازهای درون سینوگرانیت و مونزوگرانیت، در گسترة آلبیت و الیگوکلاز و ترکیب آلکالی‌فلدسپار‌های درون نمونه‌های سینوگرانیتی در بخش ارتوکلاز جای می‌گیرند.

 

 

شکل 5- ترکیب فلدسپارهای درون گرانیت‌های منطقه میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در نمودار An-Or-Ab (Deer et al., 1991)

 

برای انجام بررسی‌های زمین‌دمافشارسنجی برپایه ترکیب فلدسپارها، دماسنج تک‌فلدسپارِ Kretz (1994) به‌کار برده شد. در این روش با به‌کار‌گیری نمودارِ شکل6- A و برپایه نسبت K/(K+Na) دما اندازه‌گیری می‌شود. نتیجه به‌دست‌آمده از نسبت یادشده برای تک فلدسپار گرانیت‌های بررسی‌شده برابر با 94/0 تا 97/0 است و از روی منحنی دما نمی‌گذرد. این نکته نشان می‌دهد که ترکیب پتاسیم‌فلدسپارهای در گرانیت‌ها پس ار تبلور ماگما و پیدایش سنگ، یعنی در ساب‌سولیدوس، ثابت نمانده است. بافت پرتیتی نیز بر این تغییرات تاثیری داشته است.

برپایه بررسی‌های تجربی و دماسنجی‌، Barth (1956) و Barth (1969) محدوده‌های امتزاج را مشخص کرد که به‏‌صورت منحنی سولوس خط (B) در شکل6- A رسم شده است. همچنین، در این شکل برپایه آزمایش‌های Orville (1963) در فشار 2 کیلوبار، منحنی O و برپایه بررسی‌های Seck (1972) در فشار 10 کیلوبار منحنی S رسم شده است. همچنین، برای انجام بررسی‏‌های زمین‌دماسنجی، زمین‌دماسنج دو فلدسپار Anderson (1996) به‌کار برده شد. بررسی فلدسپارهای درون سنگ‌های این منطقه بازة دمایی 550 درجه سانتیگراد را برای سینوگرانیت نشان می‌دهد (شکل6- B).

 

 

 

شکل 6- سنجش دمای تعادلی کانی‌های فلدسپاری درون سینوگرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در: A) نمودار دماسنجی یک فلدسپار (آلکالی‌فلدسپار) (Kretz, 1994)؛ B) نمودار آنورتیت – ارتوز – آلبیت (Anderson, 1996)

 


2- 2- بیوتیت

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه ریزکاو الکترونی بیوتیت‌های درونسینوگرانیت‌ها و مونزوگرانیت‌ها به‌همراه فرمول ساختاری آنها در جدول 2 آورده شده‌اند. بیوتیت فراوان‌ترین کانی فرومنیزین سنگ‌های گرانیتی بررسی‌شده است. برپایه بررسی‌های شیمی کانی، بیوتیت این سنگ‌ها از FeO سرشار هستند. درصد وزنی FeO از 3/23 تا 27/24 و درصد وزنی MgO از 87/7 تا 51/8 است. برپایه داده‌های به‌دست‌آمده و نمودار Deer و همکاران (1962)، مقدار Fe*/(Fe*+Mg) در میکاهای تجزیه‌شده از 33/0 بزرگ‌تر است و این میکاها در رده بیوتیت هستند. برپایه تغییرات Fe*/(Fe*+Mg) در برابر Al، بیوتیت‌ها میان دو گوشة آنیت- سیدروفیلیت و تا اندازه‌ای نزدیک به گوشه آنیت جای دارند (شکل 7- A). بیوتیت‌های ماگمایی در مراحل میانی و پایانی انجماد ماگما، هم‌زمان با هورنبلند و پلاژیوکلاز (با ترکیب حدواسط) متبلور می‌شوند (Nachit, 1986). در نمودار سه‌تایی MgO-(FeO*+MnO)-10*TiO2 (Nachit et al., 2005)، گستره بیوتیت اولیه پدیدآمده از تبلور ماگما (A)، بیوتیت‌های پدیدآمده از دگرسانی (B) و بیوتیت‌های پدیدآمده از تبلور دوباره (C) از هم شناسایی شده‌اند. برپایه شکل 7- B بیوتیت‌های بررسی‌شده از گروه بیوتیت‌های اولیه، پدیدآمده از تبلور ماگمایی هستند که به‏‌صورت خود‌شکل در مقطع‌ها دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 7- شیمی بیوتیت‌های درون گرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در: A) نمودار رده‌بندی شیمیایی میکاهای ((Deer et al., 1962؛ B) نمودار سه‌تایی (FeO*+MnO-10*TiO2-MgO (برای شناسایی بیوتیت‌های اولیه و بیوتیت‌هایی که دچار تعادل دوباره در محیط شده‌اند از بیوتیت‌های ثانویه) (Nachit et al., 2005)

 

 

Forster (1960) برپایه مقدارهای کاتیونی Mg، Mn، Fe2+، AlVI، Fe3+ و Ti میکاها را رده‌بندی کرده است. بر پایه این رده‌بندی، بیوتیت‌های بررسی‌شده در گسترة بیوتیت‌های آهن دار جای می‌گیرند (شکل 8- A). پژوهشگران گوناگونی با بهره‌گیری از ترکیب بیوتیت درون گرانیتوییدها و وابستگی آنها با ماگماهای گوناگونی که از آن متبلور شده‌اند، برای گرانیت‌های گوناگون یک رده‌بندی ساده پیشنهاد کرده‌اند. در این رده‌بندی که برپایه تغییرات Mg در برابر Al کل در بیوتیت‌هاست، آنها ماگماهای گرانیتوییدی‌ مادر به چهار گروه رده‌بندی کرده‌ و یافته‌های خود را در یک نمودار دوتایی نمایش داده‌اند (Nachit et al.‚ 1986). برپایه این نمودار، ترکیب بیوتیت‌های بررسی‌شده در گسترة کالک‌آلکالن جای می‌گیرد (شکل 8- B).

 

 

 

شکل 8- بیوتیت‌های درون گرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در: A) نمودار رده‌بندی‌بندی بیوتیت‏‌ها (Forster, 1960)؛ B) نمودار شناسایی سری ماگمایی گرانیتوییدها برپایه شیمی بیوتیت (Nachit, 1986)


 

 

در نمودارهای پیشنهادیِ Abdel-Rahman (1994) که برای شناسایی پهنه زمین‌ساختی گرانیت‌ها برپایه اکسیدهای عنصرهای اصلی Al2O3، MgO و FeOTotal در بیوتیت‌ها به‌کار برده می‌شود، سه محدوده گرانیت‌های غیرکوهزایی یا A (گرانیتوییدهای با خاستگاه ماگمای آلکالن در پهنه‌های غیرکوهزایی)، گرانیت‌های با خاستگاه پرآلومین یا P (گرانیت‌های برخوردی گروه S-type) و گرانیت‌های کوهزایی کالک‌آلکالن یا C (گرانیت‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش، مانند: گرانیت‌های I-type) از یکدیگر جدا شده‌اند. در شکل 9 نمونه‌های بررسی‌شده در بخش C جای گرفته اند.

 

 

 

شکل 9- شناسایی سری ماگمایی گرانیتوییدهای میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) برپایه ترکیب شیمیایی بیوتیت (Abdel-Rahman, 1994) (توضیح در متن آورده شده است)

 


2- 3- آمفیبول

نقطه‌های تجزیه‌شدة این کانی، به‌همراه فرمول ساختاری آن در جدول 2 آورده شده‌اند. برای بهنجارکردن آمفیبول، روش 13CNK یا روش 13 کاتیون به‌کار برده شده است. در نمودار Leake و همکاران (1977)، آمفیبول‌های درون توده سینوگرانیتی در گروه کلسیک جای گرفته‌‌اند (شکل10- A). در رده‌بندی آمفیبول‌های کلسیک برپایه Si در برابر Mg/(Mg+Fe+2)، نقطه‌های تجزیه‌شدة در بخش فروهورنبلند جای گرفته‌‌اند (شکل10- B). برپایه نمودار Fleet و Barnett (1987)، آمفیبول‌ها در گسترة آمفیبول‌های آذرین هستند ( شکل 11).

 

 

 

شکل10- جایگاه آمفیبول‌های سنگ‌های سینوگرانیتی میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در: A) نمودار رده‌بندی Leake و همکاران (1977)؛ B) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌های کلسیک برپایه Si در برابر Mg/(Mg+Fe+2) (Leake et al., 1977)


 

 

2- 3- 1- شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما برپایه شیمی آمفیبول

ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آمفیبول‌ها بیشتر برپایه بررسی‌ بیگانه‌سنگ‌های گوشته‌ای شناخته شده‌اند. از این ویژگی‌ها برای مقایسه ویژگی‌های دگرنهادی پهنه زمین‌ساحتی پیدایش ماگماهای گوناگون، به‌ویژه پهنه‌های فرورانش (Subduction) و میان‌صفحه‌ای (Intraplate) بهره گرفته‌ می‌شود. آمفیبول‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش، Na2O و TiO2 کمتری نسبت به آمفیبول‌های وابسته به پهنه‌های میان‌صفحه‌ای(Intraplate–Amph) دارند. برپایه نمودار شناساییِ Coltorti و همکاران (2007)، آمفیبول‌های این منطقه در گستره آمفیبول‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش (Subduction-Amph) جای گرفته‌اند (شکل 12).

 

2- 4- تورمالین

تورمالین از کانی‌های فرعی درون سنگ‌های گرانیتوییدی این منطقه است. این کانی به‏‌صورت شکل‌دار و گاه بی‌شکل و در رابطه با کانی‌هایی مانند کوارتز و فلدسپار، با چندرنگی زرد تا قهوه‌ای و بی زونینگ دیده می‌شود. کانی تورمالین در این سنگ‌ها به‏‌صورت دانه‌های مقاومی است که در پی دگرریختی دینامیک، رفتار شکننده و نشانه‌هایی از تکه‌تکه‌شدن و خردشدگی نشان می‌دهند. داده‌های تجزیه‌ شیمیایی تورمالین در جدول 2 آوره شد‌ه‌اند.

از آنجایی‌که میزان OH و آلومینیم در این تورمالین‌ها بالا‌ست (Al>6 a.p.f.u.)، بهترین نمودار برای رده‌بندی آنها، نمودار Mg/(Mg+Fe) در برابر X-vacancy/(Na+X-vacancy) است (Henry et al., 2002). برپایه این نمودار تورمالین‌ها در گستره‌ای از شورل تا فوییتیت جای گرفته‌اند (شکل 13- A). Fe/Mg و مقدار آلومینیمی که به‌جای کاتیون‌های دو ظرفیتی (Fe و Mg) می‌نشیند بالا‌ست. نمودار Mg در برابر Fe نشان می‌دهد که نمونه‌ها از نوع شورل هستند (شکل 13- B).

 

 

شکل 11- آمفیبول‌های درون سینوگرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در نمودار تغییریافته (Fleet and Barnett, 1987)

 

 

شکل 12- آمفیبول‌های درون سینوگرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در نمودار شناسایی پهنه‌ زمین‌ساختی ماگماها برپایه ترکیب آمفیبول (Coltorti et al., 2007)


 

 

 

شکل 13- تورمالین‌های درون سینوگرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در: A) نمودار رده‌بندی تورمالین‌ها (Hawthorne and Henry, 1999)؛ B) نمودار Mg در برابر Fe (London and Manning, 1995)

 

 

برپایه جایگاه X در فرمول ساختاری، تورمالین‌ها به تورمالین‌های کلسیک، تورمالین‌های آلکالن و تورمالین‌های X-site Vacancy رده‌بندی می‌شوند (Hawthorne and Henry, 1999). تورمالین‌های بررسی‌شده در گروه تورمالین‌های آلکالی (قلیایی) جای گرفته‌اند و این نکته نشان‌دهندة بالا‌بودن مقدار سدیم و پتاسیم آنها در مقایسه با میزان کلسیم در جایگاه X و تهی‌بودن این جایگاه در ترکیب شیمیایی تورمالین‌های یادشده است (شکل 14).

 

 

شکل 14- رده‌بندی تورمالین‌های گوناگون درون سینوگرانیت میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) برپایه جایگاه X (Hawthoren and Henry, 1999)

در نمودار Al-Fe-Mg و Mg-Fe-Ca (Henry and Guidotti, 1985) که برای شناخت خاستگاه سیال‌های سازندة این تورمالین‌ها به‌کار برده شده، نمونه‌ها در گسترة گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آن جای گرفته‌اند (شکل 15).

 

2- 5- میکای سفید

کانی مسکوویت (سریسیت) از کانی‌های ثانویه در گرانیت‌هاست و بیشتر در پی تجزیه فلدسپارها پدید آمده است. برای شناسایی نوع میکای سفید در گرانیتوییدهای این منطقه، نمونه‌هایی از میکای سفید سینوگرانیت‌ها برگزیده و به روش ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 2 آورده شده‌اند. برای پی‌بردن به نوع میکاها، نمودارهای سه‌تایی Feenstra (1996) به‌کار برده شدند (شکل 16). برپایه این نمودارها، میکاها به گوشة پتاسیم‌دار گرایش دارند و در گسترة مسکوویت‌ها جای گرفته‌اند.

 

 

شکل 15- جایگاه تورمالین‌های درون سینوگرانیت میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) روی نمودارهای سه‌تایی Al-Fe-Mg و Mg-Fe-Ca (Henry and Guidotti, 1985) (1: گرانیتویید‌های سرشار از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 2: گرانیتویید‌های فقیر از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 3: سنگ‌های کوارتز- تورمالین سرشار از Fe+3؛ 4: متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های هم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیم؛ 5: متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های ناهم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیم؛ 6: سنگ‌های کالک‌سیلیکاته، متاپلیت‌ها و سنگ‌های کوارتز- تورمالین سرشار از Fe+3؛ 7: الترامافیک‌های دگرگون‌شده با کلسیم کم و متاسدیمنت‌های سرشار از وانادیم و کروم؛ 8: متاکربنات‌ها و متاپیروکسنیت‌ها؛ 9: سنگ‌های کالک‌سیلیکاته، متاپسامیت‌های و متاپلیت‌های سرشار از Ca؛ 10: سنگ‌های کوارتز- تورمالین، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های سرشار از Ca؛ 11: متاکربنات‌ها؛ 12: الترامافیک‌های دگرگون‌شده)

 

 

شکل 16- جایگاه ترکیبی میکاهای درون سینوگرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در نمودارهای پیشنهادیِ Feenstra (1996)

 

 

بررسی‌های Miller و همکاران (1981)، نشان‌دهندة آن است که Ti در میکاهای ماگمایی بیشتر از میکاهای ثانویه است. همچنین، مسکوویت‌های اولیه نسبت به ثانویه از Na و Al سرشارتر و از Mg و Si تهی‌تر شده‌اند. برپایه نمودار Miller و همکاران (1981)، مسکوویت‌ها در بخش میکاهای ثانویه و تهی از Ti جای گرفته‌اند (شکل 17- A). در نمودار Monier و همکاران (1984)، مسکوویت‌ها به سه گروه ماگمایی، گرمابی و مسکوویت‌های پس از فرایند ماگمایی رده‌بندی می‌شوند. کاربرد این نمودار نشان می‌دهد که مسکوویت‌های بررسی‌شده از گروه مسکوویت‌های ثانویه هستند و پس از فرایند ماگمایی پدید آمده‌اند (شکل 17- B).

 

 

 

شکل 17- مسکوویت‌های درون سینوگرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در: A) نمودار شناسایی مسکوویت‌های اولیه از ثانویه (Miller et al., 1981)؛ B) نمودار رده‌بندی (Monier et al., 1984) (A: مسکوویت‌های ماگمایی؛ B: مسکوویت‌های گرمابی؛ C: مسکوویت‌های پس از فرایند ماگمایی)

 


2- 6- کلریت

در نمونه‌های بررسی‌شده، کلریت‌ها به‏‌صورت جداگانه و یا پیامد تجزیه کانی‌های دیگر بوده و بیشتر آنها شکل‌دار تا بی‌شکل و با چندرنگی سبز هستد. این کلریت‌ها مقدار آهن کمابیش بالایی دارند و از دگرسانی بیوتیت‌ها پدید آمده‌اند. در برخی نمونه‌های توده نفوذی، بیوتیت‌ها کمابیش به‏‌صورت کامل با کلریت و اکسید آهن جایگزین شده‌اند. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی کلریت‌ها به‌همراه محاسبه فرمول ساختاری آنها برپایه 28 اکسیژن در جدول 2 آورده شده‌اند. برپایه طبقه‌بندی Hey (1954)، این کلریت‌ها از نوع ریپیدولیت هستند (شکل 18).

 

 

شکل 18- جایگاه کلریت‌هایِ سینوگرانیت‌های میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) در نمودار رده‌بندی کلی کلریت‌ها (Hey, 1954)

 

 


3- زمین- دما فشارسنجی

3- 1- دماسنجی شرایط دگرسانی برپایه شیمی کلریت

دمای رخداد جانشینی از عوامل تعیین‌کنندة جانشینی اتمی میانن کاتیون‌های گوناگون است و در دماهای بالاتر ظرفیت جانشینی اتمی بیشتراست (Klein and Hurlbut, 1999). در ساختار کلریت‌ها همراه با افزایش دما، مقدار AlIV به‌طور منظم افزایش می‌یابد و یا به گفته دیگر، هر چه دما بیشتر باشد، مقدار Al بیشتری جانشین Si می‌شود.دماسنجی کلریت به روش Cathelineau و Nieva (1985)، روش Cathelineau (1988) و Jowett (1991) به‌ترتیب، با معادله‌های 1، 2 و 3 انجام می‌شود:

T1 (°C) = 213.3 AlIV + 17.5

T2 (°C) = -61.92 + 321.98 AlIV

T3 (°C) = 319 Al C Iv – 69 Al C I = Al Iv + 0.1 (Fe/(Fe+Mg))

برپایه دماسنجی کلریت‏‌ها، دماهایی نزدیک به 303 تا 379 درجه سانتیگراد برای نمونه‌های سینوگرانیت و دمایی نزدیک به 296 تا 368 درجه سانتیگراد برای نمونه‌های مونزوگرانیت به‌دست آمد (جدول 4).

 

جدول 4- داده‌های دماسنجی کلریت‌های درون گرانیتوییدهای میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت)

Sample No.

Syenogranite

Monzogranite

AlIV

1.34

1.31

T1 (°C)

303.32

296.92

T2 (°C)

369.53

359.87

T3 (°C)

379.20

368.90

T 1 (°C) = Cathelineau and Nieva (1985)

T 2 (°C) = Cathelineau (1988)

T 3 (°C) = Jowett (1991)

 

3- 2- زمین‌فشارسنجی مذاب برپایه شیمی آمفیبول

یکی از روش‌های فشارسنجی تود‌ة نفوذی برپایه میزان Al در هورنبلند است. به گفته دیگر، مقدار فشار با میزان Al آن وابستگی مستقیم دارد؛ اما مقدار Al در هورنبلند به شرایط محیط تبلور آن نیز بستگی دارد. جانشینی ادنیت با افزایش دما افزایش می‌یابد. به گفته دیگر، با افزایش دما، میزان سدیم و آلومینیم در آمفیبول‌ها افزایش می‌یابد (Pal et al., 2001). زمین‌فشارسنجی Al در آمفیبول برای مجموعه‌های کوارتز- آلکالی‌فلدسپار- پلاژیوکلاز- بیوتیت- تیتانیت- مگنتیت کاربرد دارد؛ به‌گونه‌ای‌که این گروه کانی‌ها نماینده یک مجموعه متعادل ماگمایی بوده که فشارسنجی Al در هورنبلند را شدنی کرده است. پس فشار تبلور هورنبلند به روش‌های گوناگونی به‌دست می‌آید. هورنبلند در دماهای نزدیک به سالیدوس افزون‌بر کانی‌های یادشده، با مذاب و فاز سیال به تعادل می‌رسد،. به دنبال انجماد و سردشدگی ماگما تعادل هورنبلند با کانی‌های یادشده کاهش می‌یابد تا اینکه در پایان، ماگما کاملاً متبلور می‌شود. پس ترکیب هورنبلند، فشار (ژرفای تبلور) انجماد ماگما را نشان می‌دهد (Schmidt, 1992; Stein and Dietl, 2001). برای برآورد فشار تبلور آمفیبول‌ها، روش‌های Hammarstrom و Zen (1986) و سپس Hollister (1987) و Schmidt (1992) به‌کار برده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده با به‌کارگیری این روش‌های گوناگون در جدول 5 آورده شده‌اند. میانگین فشار به‌دست‌آمده از روش‌های گوناگون نشان‌دهندة فشار برابر با 27/2 تا 82/2 کیلوبار است.

 

جدول 5- داده‌های فشارسنجی هورنبندهای درون گرانیتوییدهای میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) برپایه AlTotal (فشارها برپایه کیلوبار هستند)

Average

4

3

2

1

Analysis No.

2.27

2.365

2.141

2.310

2.273

Hammarstrom and Zen (1986)

2.59

2.905

2.630

2.240

2.592

Hollister et al. (1987)

2.82

3.060

2.670

2.650

2.880

Schmidt (1992)

 

3- 3- دماسنجی مذاب برپایه ترکیب زوج کانی هورنبلند- پلاژیوکلاز

دماسنج هورنبلند- پلاژیوکلاز برپایه Al IVو Si در جایگاه تتراهدرال هورنبلند و نوع پلاژیوکلاز همراه آن، در سنگ‌های اشباع از سلیس است (Holland and Blundy, 1990). همچنین، این دماسنج در سنگ‌های آذرین فلسیک و حدواسطِ دارای کوارتز و بی کوارتز، با پلاژیوکلاز دارایِ An≤0.92 و آمفیبول با Si≤ 7.8 ( اتم در واحد فرمولی) در دمای 500 تا 1100درجه سانتیگراد به‌کار برده می‌شود. Holland و Blundy (1990) برپایه دو واکنش ادنیت - ترمولیت، رابطه زیر را برای دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز پیشنهاد کرده‌اند:

A) Edenite + 4Quartz= Tremolite + Albite

B) Edenite + Albite= Richterite + Anorthite

 

T[±313°K] = 0.667P[Kbar] – 48.98 + YAb/{0.0429 – 0.0083144 Ln(Si – 4)/(8 – Si) XabPlag}

در این رابطه T دمای تعادلی برپایه درجه کلوین، فشار برپایه کیلوبار، Si شمار کاتیون‌های سلیس در فرمول ساختاری آمفیبول، XabPlag میزان درصد آلبیت در پلاژیوکلاز و مقدار YAb از رابطه‌های زیر به دست می‌آید.

اگر0.5< XAb باشد YAb=0؛ اگر 0.5> XAb باشد، 8.06 + 25.5( 1-XAb)2 = YAb .

Holland و Blundy (1994) دماسنج دیگری را برای این زوج کانی پیشنهاد کرده‌اند که در سنگ‌های آذرین و دگرگون شده کوارتزدار و بی کوارتز کاربرد دارد. این دماسنج بر پایه رابطه زیر است:

T[±313°K] = {78.44 + YAb-An – 33.6XNaM4 - (66.8 – 2.92P[Kbar]) XAlM2 + 78.5XALTl+ 9.4XNaA } /0.0721 –RLn [(27XNaM4 XSiTl XAnPlg) / (64XCaM4 XAlTl XAb Plg)]

در این رابطه T دمای تعادلی برپایه درجه کلوین و فشار برپایه کیلوبار است. Mg، Fe، Al، Si و Mn نشان‌دهندة شمار کاتیون‌ها در فرمول ساختاری آمفیبول‌ها هستند. مقدار YAb-An در فرمول یادشده به‏‌صورت زیر به‌دست می‌آید:

اگر 0.5< XAb باشد 3kj YAb-An=؛ اگر 0.5> XAb باشد =12(2XAb-1)+3kj YAb-An.

میانگین دمای به‌تعادل‌رسیدن این دو کانی در توده سینوگرانیتی بررسی‌شده برپایه روش Holland و Blundy (1994) و در فشارهای 1 تا 5 کیلوبار، برابر 7/694 تا 98/700 درجه سانتیگراد است. داده‌های به‌دست‌آمده از این دماسنجی در جدول 6 آورده شده است.

Anderson و Smith (1995) با به‌کارگیری مقدار T در کالیبراسیون پیشنهادشده، به اثر مستقیم دما بر فشارسنجی توده‌های کالک‌آلکالن هورنبلنددار به روش مقدار محتوای Al در این کانی تاکید دوباره کرده‌اند:

P (±0.6 Kbar) = 4.76 AlTotal – 3.01 - {[T - 675] / 85 } {0.53AlTotal + 0.005294 [T - 675]}

مقدار AlTotal برابر جمع AlIV و AlVI است. همچنین، T برپایه درجه سانتیگراد و برپایه دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز (Holland and Blundy, 1990) پایه‌ریزی شده است.

داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی و فشارسنجی برپایه روش Anderson و Smith (1995) در جدول 7 آورده شد‌ه‌اند. برپایه نمودار AlTotal در برابر Fe/(Fe+Mg) (شکل 19) گستره فشاری نزدیک به 3 کیلوبار در سینوگرانیت برآورد می‌شود. برای به‌دست‌آوردن دمای تقریبی این واحد سنگی نیز در نمودار فشار در برابر AlTotal (شکل 20)، گستره دمایی 600 تا 700 درجه سانتیگراد برای سینوگرانیت هورنبلنددار برآورد می‌شود.

 

شکل 19- نمودار AlTotal در برابر Fe/(Fe+Mg) (Schmidt, 1992) برای آمفیبول‌های درون سینوگرانیت میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت)

 

شکل 20- نمودار فشار در برابر AlTotal (Schmidt, 1992) برای آمفیبول‌های درون سینوگرانیت میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت)

 

 

جدول 6- داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌دماسنجی جفت کانی هورنبلند- پلاژیوکلاز در سینوگرانیت میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) برپایه درجه سانتیگراد به روش پیشنهادیِ Holland و Blundy (1994)

Average

5 (Kbar)

4 (Kbar)

3 (Kbar)

2 (Kbar)

1 (Kbar)

Sample No.

694.7

674

684.3

694.7

705

715.3

AmS1- S3-2

681.36

661.4

671.4

681.4

691.3

701.3

AmS2- S2-1

694.18

673.3

683.8

694.2

704.6

715

AmS3- S2-2

700.98

680.3

690.6

701

711.3

721.7

AmS4- S1-5

 

جدول 7- داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌دماسنجی جفت کانی هورنبلند- پلاژیوکلاز در سینوگرانیت میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت) به روش پیشنهادیِ Anderson و Smith (1995)

AmS4- S1-5

AmS3- S2-2

AmS2- S2-1

AmS1- S3-2

Sample No.

703.2

700

685.7

698.1

T(C°)

2.79

2.45

2.56

2.67

P(Kbar)

 

 

در پایان، با به‌کارگیری روش Otten (1984) که برپایه Ti درون هورنبلند- پلاژیوکلاز است، دمای تبلور آنها اندازه‌ گرفته شد و بازة دمایی 7/727 تا 6/788 درجه سانتیگراد به دست آمد (جدول 8).

 

 

جدول 8- داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌دماسنجی مقدار تیتانیم در هورنبلند (Otten, 1984) برای سینوگرانیت میرآباد- چهل‏‌خانه (خاور بویین- میاندشت)

AmS4- S1-5

AmS3- S2-2

AmS2- S2-1

AmS1- S3-2

Sample No.

0.199

0.19

0.151

0.2

Ti (a.p.f.u.)

787.8

776.6

727.4

788.6

T (°C)

 

 

دما و فشارهای به‌دست‌آمده به روش‌های گوناگون نشان می‌دهند که این داده‌ها با یکدیگر تفاوت چندانی ندارند. با این فرض که فشار در زمان تبلور درشت بلور‌های آمفیبول، فشار همه‌جانبه لیتواستاتیک پدیدآمده از وزن سنگ‌های بالایی بوده است، از رابطه P= p.g.h، ژرفا (h) اندازه‌گیری می‌شود. چگالی سنگ‌های سازندة پوسته قاره‌ای نزدیک به 7/2 گرم بر سانتیمتر مکعب است. اگر افزایش چگالی سنگ‌ها در برابر افزایش ژرفا و همچنین، کاهش شتاب گرانشی با افزایش ژرفا نادیده گرفته شود و با تقریب خوبی، چگالی سنگ‌های پوسته و شتاب گرانشی زمین را ثابت فرض کنیم (8/9 متر بر مجذور ثانیه). ازاین‌رو، ژرفای احتمالی آشیانه ماگمایی ماگمایِ سازندة این سنگ‌ها نزدیک به 8 تا 11 کیلومتر به‌دست می‌آید.

 

نتیجه‌گیری

بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری نشان می‌دهند که توده گرانیتوییدی میرآباد- چهل‏‌خانه ترکیب سنگ‏‌شناسی سینوگرانیت، مونزوگرانیت، آلکالی گرانیت و گرانودیوریت دارد. برپایه داده‌های سنگ کل Minaee (2010)، توده‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده از دیدگاه سرشت ماگمایی از ماگماهای کالک‌آلکالن و از دیدگاه میزان پتاسیم، سرشت پتاسیم بالا دارند. همچنین، از دیدگاه درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم، متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس هستند. از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی، این توده‌ها در محدوده گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) جای می‌گیرند و در نمودارهای شناسایی گرانیت‌های گوناگون در گسترة گرانیتوییدهای گروه I هستند. از نشانه‌های دیگر I‌- بودن، نبود مسکوویت اولیه، نبود کانی‌های فرعی شاخص (مانند: سیلمانیت، گارنت و کردیریت)، دارابودن هورنبلند و اسفن و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در توده نام برده می‌شود. برپایه بررسی‌های شیمی- کانی، آلکالی‌فلدسپارها در سینوگرانیت و مونزوگرانیت‌ها بیشتر ارتوکلاز بوده و پلاژیوکلازها از نیز آلبیت و الیگوکلاز هستند. برپایه تجزیه‌های ریزکاو الکترونی، بیوتیت‌های درون این تود‌ة گرانیتوییدی که از نوع اولیه و ماگمایی هستند، وابستگی این سنگ‌ها به سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن گروه I را نشان می‌دهند که در پی فرایندهای کوهزایی پدید آمده‌اند (Baker, 1987; Stussi and Cuney, 1996).برپایه بررسی‌های سنگ‌نگاری و شیمی بیوتیت‌هایِ توده گرانیتوییدی میرآباد- چهل‌خانه، همان‌گونه‌که دیده شد، داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌شیمی بیوتیت در این پژوهش با داده‌های به‌دست‌آمده از شیمی سنگ کل همخوانی دارند؛ زیرا ترکیب بیوتیت از ترکیب و شرایط تبلور ماگمایی پیروی می‌کند که از آن متبلور می‌شود. ازاین‌رو، شیمی بیوتیت معیار خوبی برای شناسایی سری ماگمایی و پهنه زمین‌ساختی پیدایش گرانیت‌هاست. آمفیبول این سنگ‌ها که کلسیک بوده و در زیرگروه فروهورنبلند است، نشان‌دهندة نوع I- ‌بودن تود‌ة گرانیتوییدی است. پیدایش این آمفیبول‌ها وابسته به پهنه فرورانش است و با ویژگی‌های زمین‌ساختی پیشنهادی برای پیدایش ماگمای سازندة این توده (مانند: پهنه حاشیه فعال قاره‌ای وابسته به پهنه فرورانش) همخوانی دارد.ترکیب تورمالین در سینوگرانیت‌ها در گستر‌ة شورل تا فوییتیت است. مسکوویت‌های بررسی‌شده در توده سینوگرانیتی ثانویه هستند و پس از فرایند ماگمایی پدید آمده‌اند. زمین‌دماسنجی بیوتیت در سینوگرانیت و مونزوگرانیت‌ها، دمای 509 تا 568 درجه سانتیگراد را برای سینوگرانیت‌ها و دمای 527 تا 548 درجه سانتیگراد را برای مونزوگرانیت‌ها نشان می‌دهد. بررسی کلریت‌های درون سینوگرانیت و مونزوگرانیت‌ها به‌ترتیب، دمای 379 و 369 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهد. این دماها دمای دگرسانی هستند. دماهای به‌دست‌آمده از زمین‌دماسنجی فلدسپارها کمتر از دماهای به‌دست‌آمده از زمین‌دماسنجی بیوتیت‌هاست. این نکته نشان می‌دهد محیط پیدایش آنها آذرین نبوده، بلکه در پی تعادل در دمای ساب‌سولیدوس پدید آمده‌اند. محتوای Al در آمفیبول درون سنگ‌های سینوگرانیتی نشان‌دهندة فشار نزدیک به 3 کیلوبار و جایگیری این توده گرانیتی در ژرفای 8 تا 11 کیلومتری از سطح زمین است. زمین‌دماسنجی به روش جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز در نمونه سینوگرانیتی دمای زمان جایگیری تود‌ة گرانیتی را نزدیک به 700 درجه سانتیگراد نشان می‌دهد.

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از پشتیبانی‌های تحصیلات تکمیلی دانشگاه اصفهان، همچنین، همکاری خانم دکتر آلگا پارفنوا از دانشگاه دولتی مسکو در انجام تجزیه‌های ریزکاو الکترونی سپاس‌گزاری می‌کنند.


 

Abdel-Rahman, A. (1994) Nature of biotite from Alkaline, Calc-alkaline, and Peraluminous Magmas. Journal of Petrology 35: 525-541.

Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj-Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122-134 (in Persian).

Anderson, J. L. (1996) Status of thermo-barometry in granitic batholiths. Earth Science Review 87: 125-138.

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and ƒO2 on the Al-in-hornblende barometer. American Mineralogist 80: 549-559.

Baker, D. S. (1987) Tertiary alkaline magmatism in Trans- Pecos Texas. In: Alkaline Igneous Rocks (Eds. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J.) Special Publications 30, 415–431. Geological Society of London.

Barth, T. F. W. (1956) Studies in gneiss and granite. Skrift. Norske Vidensk-Akad, Oslo 1: 263-274.

Barth, T. F. W. (1969) Feldspars. John Wiley and sons, New York, US.

Best, M. G. (1982) Igneous and metamorphic petrology. CBS Publisher and Distributors, India.

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.

Cathelineau, M. (1988) Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. Clays and Clay Minerals 23: 471-485.

Cathelineau, M. and Nieva, D. (1985) A chlorite solid solution geothermometer, the Los Azufres (Mexico) geothermal system. Contributions to Mineralogy and Petrology 19: 235-244.

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

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1962) Rock- forming minerals. 3rd Volume. Sheet silicates. Longman, London, UK.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An Introduction to the rock forming minerals. Longman Sciences and Technical publication, London, UK.

Didier, J. and Barbarian, B. (1991) Enclaves Enclaves and Granite Petrology. Developments in Petrology 13, Amsterdam, Elsevier.

Feenstra, A. (1996) An EMP and TEM-AEM study of margarite, muscovite and F paragonite in polymetamorphic metabauxites of Naxos (Cyclades, Greece) and the implications of fine-scale mica interlayering and multiple mica generations. Journal of Petrology 37: 201-233.

Fleet M. E. and Barnett R. L. (1978) Partitioning in calciferous amphiboles from the Frood mine, Sudbury, Ontario. The Canadian Mineralogist 16: 527-532.

Forster, C. D. (1960) Interpretation of the composition of trioctahedral mica. United State Geological Survey, Professional Paper 354(B): 11-49.

Ghasemi, H. (1992) To investigate the metamorphic rocks and igneous petrology Bouin- regional influence Miandasht (southeast Aligoudarz). M.Sc. Thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Gholamifard, M. (2009) Geology and economic potential of the skarn Bvyyn- Miandasht (Mirabad). M.Sc. Thesis, University of Khorasgan, Isfahan, Iran (in Persian).

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

Hawthorne, F. C. and Henry, D. J. (1999) Classification of the mineral of the tourmaline group. European Journal of Mineralogy and Petrology 11: 201- 215.

Henry, D. J. and Guidatti, C. V. (1985) Tourmaline as a petrogenetic indicator an example from the staurolite – grade metapelites of NW Maine. American Mineralogist 70 (1-2): 1-15.

Henry, D. J. and Guidotti, C. V. (2002) Ti in biotite from metapelitic rocks: Temperature effects, crystallochemical controls and petrologic applications. American Mineralogist 87: 375-382.

Henry, D. J., Dutrow, B. L. and Selverstone, J. (2002) Compositional asymmetry in replacement tourmaline: An example from the Tauern Window, Eastern Alps. Geological Materials Research 4(2): 23.

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

Hey, M. H. (1954) A new review of the chlorites. Mineral Magazine 30: 277-292.

Holland, T. J. B. and Blundy, J. D. (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. C., Peters, E. K., Stowell, H. H. and Sisson, V. B. (1987) Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende white pressure of solidification of calc alkalic plutons. American Mineralogist 72: 231-239.

Jowett, E. C. (1991) Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer. GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting (Toronto), Program with Abstracts 16: 62.

Klein, C. and Hurlbut, C. S. (1999) Manual of Mineralogy. 21st edition, John Wiley and Sons, New York, US.

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

Leake, E., Woolley, A. R. and Birch, W. D. (1997) Nomenclature of amphiboles report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new mineral names. The Canadian Mineralogists 35: 219-246.

London, D. and Manning, D. A. C. (1995) Chemical variation and significance of tourmaline from SW England, Economic Geology 90: 495 - 519.

Mahmoudi, S., Masoudi, F., Corfu, F. and Mehrabi, B. (2010) Magmatic and metamorphic history of the Deh-Salm metamorphic Complex, Eastern Lut block, (Eastern Iran), from U-Pb geochronology. International Journal of Earth Sciences (logische Rundschau) 99: 1153-1165 (in Persian).

Miller, C. F., Stoddard, E. F., Bradfish, J. and Dollas, W. A. (1981) Composition of plutonic muscovite: genetic implications. Canadian Mineralogist 19: 23-34.

Minaee, A. (2010) To investigate the petrology and geochemistry Monzo- Sino granite porphyroid Bouin- Miandasht (Mirabad – Chehel khane) with a view to tectonic. M.Sc. thesis, Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Mohajjel, M. and Eftekharnejad, C. (1992) Golpaygan Geological map 1: 100000. No. E6, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Monier, G., Mergoli, D. and Labernardier, H. (1984) Generation successive de muscovite et Feldspats potass igues dance les Loucogranites du massif de Millaches massif Central francais Bull, Mineralogy 104: 55-66.

Mosayebi, Z. (2015) Petrography, mineralogy and mineral chemistry of the plutonic of intrusion Mirabad - Chehel Khane, in the east of Buin - Miandasht (Sanandaj - Sirjan Zone). M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Nachit, H. (1986) Contribution a Le tudeanalytique et experimental des biotites des granitoids applications typologiques. These de Doctorate De L,Universite de Bretagne occidental.

Nachit, H., Ibhi, A. Abia, E. H. and Ohoud, M. B. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, reequilibrated biotites and neoformed biotites. Geomaterials (Mineralogy), Comptes Rendus, Geoscience 337: 1415-1420.

Nadimi, A. (2010) Active strike-slip fault in the central part of Sanandaj-Sirjan Zone of Zagros Orogen (Iran). Ph.D. Thesis, University of Warsaw, Poland.

Orville, P. M. (1963) Alkali ion exchange between vapour and feldspar phases. American Journal of Science 261: 201-237.

Otten, M. T. (1984) The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites. Contributions to Mineralogy and Petrology 86: 189-199.

Pal, N., Pal, D. C., Mishra, B. and Meyer, F. M. (2001) The evolution of the Palim granite in the Bastar tin province, Central India. Mineralogy and Petrology 972: 281- 304.

Panahdar, F. (2012) petrography and mineralogy Shnasy, origin granitoid masses Miandasht North SE of Aligoudarz (Ghareh Boltagh). M.Sc. thesis, University of Khorasgan, Isfahan, Iran (in Persian).

Sabeti, M. (2013) Petrological, Geochemical and Tectonomagmatic Setting of Bouin-Miandasht Intrusion in Sanandaj-Sirjan Zone. Earth Sciences 84: 43-56.

Schmidt, W. S. (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.

Seck, H. A. (1972) The influence of pressure on the alkali feldspar solvus from peraluminous and persilicic materials. Fortschrifte Mineralogie 49: 31-49.

Shabanian, N., Davoudian Dehkordy, A. and Panahdar, F. (2012) Geochemistory of Ghareh Boltagh granitoid body Buin-Niandasht (SE of Aligudarz). Iranian Journal of Petrology 11: 76-59 (in Persian).

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi- Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan zone (Iran): new evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Science 6: 668-683.

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.

Stussi, J. M. and Cuney, M. (1996) Nature of biotites from alkaline and peraluminous magmas by Abdel-Rahman: a comment. Journal of Petrology 37: 1025-1029.

Tahmasebi, Z. and Ahmadi khalaji, A. (2010) Determined formation of mineral chemistry in Boroujerd granitoid complex and its metamorphic aureole. Iranian Journal of Petrology 2: 94-77 (in Persian).

Whitney, D. L. and Evansn, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock forming minerals. American Mineralogist 185: 185-187.