زمین‌دمافشار‏‌سنجی مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت، استان کرمان): تاکیدی ویژه بر کاربرد شیمی کانی آمفیبول در بررسی ویژگی‌های ماگمای مادر

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران

2 گروه علوم زمین و محیط زیست، دانشگاه یاماگاتا، یاماگاتا، ژاپن

چکیده

مجموعه نفوذی خونرنگ، از بزرگ‌ترین مجموعه‌های رخنمون‌یافته در بخش جنوبی پهنه سنندج- سیرجان، در شمال‏‌باختری شهرستان جیرفت (در استان کرمان) است. این مجموعه اساساً دربردارندة سنگ‏‌های فلسیک اسیدی و حد واسط (مانند: دیوریت، کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت، گرانیت) همراه با مقدارهای اندکی اعضای مافیک‏‌تر (مانند: هورنبلندگابرو و میکروگابرو) است. بافت کلی نمونه‏‌ها، گرانولار نیمه‌‏‌شکل‏‌دار است؛ اما گاه در نمونه‏‌های فلسیک، به‌صورت محلی، بافت پورفیری با زمینه ریزدانه نیز دیده می‏‌شود. بررسی‌های شیمی‌کانی روی کانی‌های آمفیبول در هر دو بخش فلسیک و مافیک مجموعه نفوذی خونرنگ نشان می‏‌دهند که این بلورها ترکیب منیزیوهورنبلند دارند. این آمفیبول‌ها از نوع S-Amph هستند و در ارتباط با مرز فعال قاره‌ای و در پهنه‌ای کمابیش اکسیدان توسعه یافته‌اند. پلاژیوکلازهای بخش فلسیک و مافیک مجموعه نفوذی خونرنگ نیز به‌ترتیب بازة ترکیبی لابرادوریت (An50.4Ab49.0Or0.6) تا الیگوکلاز (An26.2Ab73.0Or0.9) با میانگین ترکیبیِ آندزین (An36.6Ab62.6Or0.8) و بیتونیت (An89.6Ab10.4Or0.0) تا آندزین (An35.8Ab56.0Or8.2) و میانگین ترکیبیِ لابرادوریت (An56.8Ab41.9Or1.3) دارند. برپایه بررسی‌های زمین دمافشار‏‌سنجی روی بلورهای آمفیبول و نیز جفت کانی‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز، برای بخش مافیک و فلسیک مجموعه نفوذی خونرنگ به‌ترتیب دمای تقریبیِ میانگین 760-783 و 691-717 درجه سانتیگراد به‌دست آمده است. بازة فشار نیز برای نمونه‏‌های سنگی مافیک و فلسیک این مجموعه نفوذی، به‌ترتیب از کمتر از 1 تا 7/4 کیلوبار و 8/1 تا 4/3 کیلوبار به‌دست آمده است که معادل با شرایط نزدیک به سطح زمین تا ژرفای نزدیک به 17 کیلومتر است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geothermobarometry of Khunrang intrusive complex (northwest of Jiroft, Kerman province): Constraint on using mineral chemistry of amphibole to determine characteristics of parental magma

نویسندگان [English]

  • Soodeh Sedighian 1
  • Sara Dargahi 1
  • Mohsen Arvin 1
  • Kazuo Nakashima 2
1 Department of Geology, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
2 Department of Earth and Environmental Sciences, Yamagata University, Yamagata, Japan
چکیده [English]

Khunrang intrusive complex (KIC), as a one of the largest complexes in the southern part of Sanandaj- Sirjan zone, is located in northwest of Jiroft in the Kerman province. The complex is mainly consists of acidic-intermediate felsic rocks of diorite, quartz diorite, tonalite, granodiorite and granite with subordinate amounts of hornblende gabbro and microgabbro as mafic members. General texture of the samples is hypidiomorphic granular; but porphyry texture with microgranular groundmass also occasionally occurs in felsic samples. Mineral chemistry studies on the amphibole crystals in both felsic and mafic parts of KIC show that they are S-Amph type and magnesio-hornblende in composition that formed in a relatively oxidized environment in an active continental margin. Plagioclases have a range of composition from labradorite (An50.4Ab49.0Or0.6) to oligoclase (An26.2Ab73.0Or0.9) with average of andesine (An36.6Ab62.6Or0.8) and bytownite (An89.6Ab10.4Or0.0) to andesine (An35.8Ab56.0Or8.2) with average of labradorite (An56.8Ab41.9Or1.3) for felsic and mafic samples, respectively. Based on geothermobarometry studies on amphiboles and also amphibole-plagioclase pairs, average temperatures of 760-783°C and 691-717 °C with pressure ranges of

کلیدواژه‌ها [English]

  • amphibole
  • Mineral Chemistry
  • Intrusive complex
  • Sanandaj- Sirjan zone

برآورد پارامترهای فشار- ‏‌دما و فوگاسیته اکسیژن در سیستم‌های ماگمایی اهمیت دارد؛ زیرا با به‌کارگیری آنها سازوکارهای پیدایش سیستم‌های ماگمایی بررسی می‌شوند. برای نمونه، برای مخازن ماگمایی فعال، فشار مهم‌ترین پارامتر برشمرده می‌شود؛ زیرا ارتباط مستقیمی با ژرفای مخزن ماگمایی دارد و محاسبه دقیق ژرفای مخزن ماگمایی در تفسیر داده‌های گوناگون (مانند: چگونگی تبلور بلورها و پیدایش بافت‌های متفاوت) بسیار کاربردی و مهم است (Simakin et al., 2012). بررسی شیمی کانی‌هایی مانند آمفیبول از راه‌های شناسایی شرایط تبلور سیستم ماگمایی است. کانی آمفیبول کانی معمول در ماگماهای کالک‌آلکالن است که در محتوای آب بیشتر از 2 درصد و در بازة گسترده‌ای از فشار و دما (از 1 تا 23 کیلوبار و 400 تا 1150 درجه سانتیگراد) پایدار است. شیمی این بلور بازتابی از شرایط فشار- دما و میزان فوگاسیته اکسیژن ماگمای مادر است (Schmidt, 1992; Anderson and Smith, 1995). از سوی دیگر، با کاربرد جفت کانی‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز نیز میزان فشار در هنگام تبلور سنگ‌ها به‌دست می‌آید (Blundy and Holland, 1990).

مجموعه نفوذی خونرنگ در 30 کیلومتری شمال‏‌باختری شهرستان جیرفت، از بزرگ‌ترین مجموعه‏‌های نفوذیِ ژوراسیک (Dimitrijevic, 1973) است که در بخش جنوبی پهنه ماگمایی- دگرگونی سنندج- سیرجان (Stӧcklin, 1968) رخنمون یافته است و تا کنون هیچگونه بررسی‌های زمین‌دمافشار‏‌سنجی روی آن انجام نشده است (شکل 1- A). در این پژوهش تلاش شده است تا برپایه ترکیب شیمیایی کانی‌های گوناگون، به‌ویژه آمفیبول‌های درون سنگ‌های گوناگون سازندة مجموعه نفوذی خونرنگ، شناخت بهتر و کامل‌تری از شرایط پیدایش و سنگ‌زایی این مجموعه به‌دست آید.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

مجموعه نفوذی خونرنگ در میان طول‌های جغرافیایی´35 °57 تا´41 °57 خاوری و عرض‌های جغرافیایی ´51 °28 تا´58 °28 شمالی در استان کرمان جای گرفته است. این منطقه اساساً از مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های فلسیک گوناگون همراه با مقدارهای اندکی اعضای مافیک که محدود به مرزهای مجموعه نفوذی می‏‌شوند ساخته شده است (شکل 1- B).

ارتباط فازهای فلسیک و مافیک در این مجموعه به‌صورت تزریقی و گاه پوشیده است. گاه در محل همجواری، فازهای حدواسط گسترش یافته‏‌اند که چه‌بسا نشان‌دهندة همزیست‏‌بودن دو فاز ماگمایی هستند (شکل 2- A). بخش‌هایی از فاز فلسیک که با فاز مافیک دربرگرفته شده است و برعکس، نیز نشان از همزمانی فعالیت این دو فاز ماگمایی دارند (شکل‌های 2- B و 2- C).

مجموعه نفوذی خونرنگ از سوی باختر و شمال‏‌باختری با مجموعه رسوبی- دگرگونی تریاس (Dimitrijevic, 1973) هم‌مرز است. این همبری به‌صورت تزریقی است؛ به‏گونه‌ای‌که در محل همبری، رگه‌های آپلیتی پدیدآمده از فعالیت مجموعه نفوذی خونرنگ درون مجموعه رسوبی- دگرگونی تریاس تزریق شده‌اند. افزون‌براین، در این مرزهای همبری، تکه‌های زنولیتی از جنس سنگ‌های همبر، درون مجموعه نفوذی خونرنگ به‌دام افتاده‌اند.

گسل فعال سبزواران با راستای شمال‌باختری- جنوب‌‌خاوری، در بخش خاوری منطقه، این مجموعه نفوذی را در نزدیکی سنگ‏‌های آتشفشانی مجموعه بحرآسمان با سن ائوسن و توده‌های نفوذی با سن ائوسن پایانی که هر دو بخشی از مجموعه ماگمایی ارومیه- دختر هستند جای می‌دهد. از سوی جنوب و جنوب‏‌‌خاوری نیز رسوب‌های کواترنری رخنمون سنگ‌های مجموعه نفوذی خونرنگ را پوشانده‏‌اند (شکل 1- B). Dastanpour و همکاران (2001) این مجموعه را بررسی کرده‌اند؛ اما آنها بیشتر نگاه کاربردی در زمینه اکتشاف سنگ‏‌نما داشته‌اند. پس از آنها، Sedighian و همکاران (2014، 2017) زمین‌شیمی سنگ‏‌کل این منطقه را بررسی کرده‌اند. این پژوهش نخستین بررسی زمین‌دمافشارسنجی روی نمونه‏‌های سنگی این مجموعه است.

 

 

 

شکل 1- A) موقعیت مجموعه نفوذی خونرنگ روی نقشه زمین‏‌شناسی ایران (با تغییر پس از Dargahi و همکاران، 2010)؛ B) نقشه زمین‏‌شناسی منطقة بررسی‌شده (با تغییر پس از Dimitrijevic، 1973)

 


 

شکل 2- روابط صحرایی میان فازهای مافیک و فلسیک در مجموعه نفوذی خونرنگ که نشان‌دهندة هم‌زیست‏‌بودن دو فاز ماگمایی هستند: A) همجواری ماگمایی بخش مافیک و فلسیک همراه با وجود بخش‌هایی با ترکیب حد واسط؛ B) تزریق نامنظم فاز مافیک درون فاز فلسیک؛ C) دربرگرفته‌شدن بخش‏‌هایی از فاز فلسیک با فاز مافیک

 

 

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های کتابخانه‌ای، بازدید صحرایی و نمونه‌برداری‌های لازم انجام شد. سپس از میان 280 نمونه سنگی برداشت‌شده، شمار 200 مقطع نازک تهیه شد. پس از انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری، شمار 14 نمونه، برپایه بیشترین تنوع ترکیب سنگی جدا و از آنها مقطع نازک- صیقلی ساخته شد. سپس کانی‌‌های نشانه‌گذاری‌شده روی این مقطع‌ها به روش WDS با دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی (EMPA) خودکار (مدل JEOL. JXA-8600 در دانشگاه یاماگاتا، ژاپن) با ولتاژ شتاب‌دهندة 20 کیلوولت و جریان8-10×2 آمپر تجزیه شیمیایی شدند. قطر پرتوی الکترونی 5 میکرون بوده است. در پایان، داده‌های به‌دست‌آمده از این روش‌های تجزیه‌‌ای با نرم‌افزارهای 2007 Igpet و نیز Excel 2007 بررسی و تحلیل شدند.

 

بحث

مجموعه نفوذی خونرنگ از بزرگ‌ترین مجموعه‌های نفوذی در بخش جنوبی پهنه سنندج- سیرجان، در استان کرمان است. در این مجموعه، فاز فلسیک دربردارندة سنگ‌های دیوریت، کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت و گرانیت است و سنگ‏‌ها عموماً بافت کلی دانه‌ای (گرانولار) متوسط‏‌دانه دارند؛ اما به‌صورت محدود در برخی بخش‌ها، بافت پورفیری یا زمینه ریز‏‌دانه نیز دیده می‌شود. برپایه بررسی‌های سنگ‌نگاری، ترکیب کانی‏‌شناسی سنگ‌های حد واسط فاز فلسیک (دیوریت و کوارتزدیوریت) به‌صورت کانی‌های پلاژیوکلاز (میانگین: 55-45 درصد حجمی)، پتاسیم‌فلدسپار (3-0 درصد حجمی)، کوارتز (تا 10 درصد حجمی در کوارتز دیوریت)، آمفیبول (30-15 درصد حجمی)، بیوتیت (15-5 درصد حجمی) و کانی کدر (تا حداکثر 10 درصد حجمی) است. سنگ‌های اسیدی فاز فلسیک (تونالیت، گرانودیوریت و گرانیت) نیز ترکیب کانی‏‌شناسی کوارتز (نزدیک به 25-15 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (بیش از 45 درصد حجمی در تونالیت تا نزدیک به 20 درصد حجمی در گرانیت)، پتاسیم‌فلدسپار (از کمتر از 5 درصد حجمی در تونالیت تا حداکثر 35 درصد حجمی در گرانیت)، آمفیبول (تا بیشینة 15 درصد حجمی)، بیوتیت (تا حداکثر 12 درصد حجمی) و کانی کدر (کمتر از 8 درصد حجمی) دارند. افزون‌بر کانی‌های یادشده، کانی‌های فرعی آپاتیت، زیرکن و اسفن نیز در سنگ‌های فلسیک منطقه دیده می‌شوند.

فاز مافیک سنگ‏‌های هورنبلند گابرو و میکروگابرو را در برمی‌گیرد. پلاژیوکلاز (میانگین: 48 درصد حجمی)، پیروکسن (کمتر از 10 درصد حجمی)، هورنبلند (میانگین: 30 درصد حجمی) و کانی‌های کدر (تا بیشینة 12 درصد حجمی) از کانی‌های سازندة این سنگ‌ها هستند. بافت‏‌ کلی این سنگ‏‌ها گرانولار متوسط تا ریزدانه است. برپایه بررسی‌های انجام‏شده، آمفیبول مهم‌ترین و فراوان‌ترین کانی مافیک در سنگ‌های مافیک و فلسیکِ مجموعه نفوذی خونرنگ است. بلورهای آمفیبول در نور قطبی صفحه‌ای به رنگ سبز تا قهوه‌ای تیره و به‌صورت بی‏‌شکل تا نیمه‌‌شکل‌دار، به فرم تخته‌ای تا کشیده دیده می‌شوند. بلورهای آمفیبول گاه به‌صورت بخشی و یا گهگاه کاملاً دچار دگرسانی شده‌اند. کلریت، اپیدوت، اکسیدآهن و اسفن ثانویه از فراورده‌های پدیدآمده از دگرسانی این کانی هستند. ماکل ساده و گاهی مکرر و نیز بافت پویی‌کیلیتیک و میانبارهایی مانند بیوتیت، زیرکن، اسفن، کوارتز و پلاژیوکلاز نیز گاه در بلورهای آمفیبول دیده می‌شوند (شکل 3).

 

 

 

شکل 3- مجموعه پاراژنز کانیایی سازندة سنگ‏‌های مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت). A) بلورهای بیوتیت (Bi.) در کنار بلورهای آمفیبول (Am.) و گسترش کلریتی‏‌شدن در راستای رخ‏‌های بیوتیت (کوارتزدیوریت)؛ B) بلورهای کوارتز (Q) و نیز بلورهای بی‏‌شکل پتاسیم‌فلدسپار (Kf.). در بلورهای پتاسیم‌فلدسپار، ماکل میکروکلین، پرتیتی‏‌شدن و همچنین، دگرسانی کائولینیتی به‌خوبی دیده می‌شود (گرانودیوریت)؛ C، D) هم‌مرزبودن بلورهای آمفیبول و پلاژیوکلاز (Plg.) که تعادل این دو کانی در زمان تبلور را نشان می‌دهد (سنگ‏‌های فلسیک منطقه)؛ E) تک‌بلورهای اسفن (Sph.) (گرانودیوریت)؛ F) کوارتز و کانی‌‌های کدر (Opq.). گاه کانی‌های کدر (مگنتیت و ایلمنیت) در همراهی با بلورهای آپاتیت، اسفن و زیرکن دیده می‏‌شوند (در XPL) (گرانودیوریت)


 

 

بررسی‌ها و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند این مجموعه ویژگی‌های ماگماتیسم کالک‌آلکالن نوع I را دارد و پیدایش آن پیامد فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خرد‌قارة ایران مرکزی در زمان ژوراسیک میانی بوده است (Sedighian et al., 2014, 2017).

 

1- شیمی‏‌کانی آمفیبول

همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، کانی آمفیبول فراوان‌ترین و مهم‌ترین بلور در میان کانی‌های تیره در سنگ‌های مجموعه نفوذی خونرنگ است. فرمول عمومی کانی‌های آمفیبول به‌صــورت A0-1B2C5T8O22(OH)2یا

A(M4)2(M13)3(M2)2(T2)4(T1)4O22(O,OH,F)2

است. موقعیت A در فرمول عمومی بلورهای آمفیبول کاملاً خالی است (Giret et al., 1980) (در جدول 1 خلاصه‌‌ای از جایگزینی‌های ممکن در فرمول آمفیبول آورده شده است). برای بررسی ترکیب شیمیایی این کانی، شمار 26 نقطه در سنگ‏‌های گوناگون این مجموعه به‌روش ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 2 آورده شد‌ه‌اند.

برپایه نمودار Leake و همکاران (1997)، این بلورها در گروه آمفیبول‌های کلسیک و در زیرگروه منیزیوهورنبلند جای می‌گیرند (شکل 4). همچنین، برپایه مجموع کاتیونی Si+Na+K در برابر Ca+AlIV (شکل 5)، بلورهای آمفیبول بررسی‌شده در محدودة گروه هورنبلند و روی خط 10 جای می‌گیرند.

دما، فشار، فوگاسیته اکسیژن و در نهایت حضور مواد فرار از مهم‌ترین عواملی هستند که نوع آمفیبول در سنگ را کنترل می‌کنند (Papoutsa and Pe-Piper, 2014). بررسی هر یک از این عوامل در شناخت فرایندهای زمین‏‌شناسی روی‌داده در پیدایش تغییر ترکیبی در آمفیبول‌های مجموعه نفوذی خونرنگ موثر خواهد بود و برپایه آن، دیدگاه روشن‌تری از چگونگی پیدایش این مجموعه نفوذی به‌دست می‌آید.

همان‌گونه‌که گفته شد، به باور پژوهشگران، آب و مواد فرار چه‌بسا روی پایداری و ترکیب بلورهای آمفیبول ﺗﺄثیرگذار باشند (Martin, 2007). محتوای آب در مذاب، شیمی کانی‌های آمفیبول در حال تبلور را کنترل می‌کند؛ به‏گونه‌ای‌که کاهش غلظت آب در مذاب تبلور ترکیب‌های سدیک‌تری را در پی دارد (Scaillet and Macdonald, 2003; Ridolfi et al., 2010). به باور Scaillet و Macdonald (2003)، کاهش میزان آب مذاب با افزایش محتوای فلوئور در بلورهای آمفیبول همراه است؛ به‏‌گونه‌ای‌که در سنگ‌های گرانیتوییدی، آمفیبول‌های سدیک مقدارهای اولیه فلوئور بالاتری در مذاب خود نسبت به سنگ‌های گرانیتوییدی با بلورهای آمفیبول کلسیک دارند و این نکته نشان‌دهندة رابطه معکوس این دو فاز فرار است (Papoutsa and Pe-Piper, 2014). در نمونه‌های سنگی منطقة بررسی‌شده، بلورهای بیوتیت نشان می‌دهند که آمفیبول‌های کلسیک از ماگمایی با محتوای آب بالا متبلور شده‌اند.

 

1- 1- جداسازی آمفیبول‌های آذرین و دگرگونی

ازآنجایی‌که مجموعه نفوذی خونرنگ در نزدیکی سنگ‌های دگرگونی جای گرفته است، برای شناسایی دقیق نوع بلورهای آمفیبول در سنگ‌های سازندة آن، نمودار Si در برابر Na+K+Ca (Sial et al., 1998) به‌کار برده شد. برپایه این نمودار، همه آمفیبول‌ها در محدوده آمفیبول‌های آذرین جای می‌گیرند (شکل 6). افزون‌براین، محتوای Si در بیشتر آمفیبول‌ها در بازة 8/6 تا 4/7 جای می‌گیرد. به باور Leake و همکاران (1997)، این مقدار Si، آذرین‌بودن این بلورها را نشان می‌دهد.


 

 

جدول 1- ترکیب اعضای پایانی بلورهای آمفیبول و جانشینی‌های احتمالی در آنها نسبت به ترمولیت برپایه Hawthorne (1983) (Tr: Tremolite؛ Ed: Edenite؛ Hb: Hornblende؛ Pg: Pargasite؛ نماد □: فضای خالی)

T1

T2

M2

M13

M4

A

Symbol

Si4

Si4

Mg2

Mg3

Ca2

Tr

AlSi3

Si4

Mg2

Mg3

Ca2

Na

Ed

AlSi3

Si4

MgAl

Mg3

Ca2

Hb

Al2Si2

Si4

MgAl

Mg3

Ca2

Na

Pg

Site Allocations: A K, Na, □

 M4 Ca, Na, Mn, (Fe+2, Mg)

 M13 Mg, Fe2+, (Mn)

 M2 AlVI, Fe3+, Ti, Cr, +(Mg, Fe2+)

 T2 Si

 T1 Si, AlIV

 

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی آمفیبول در مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) به‌همراه فرمول ساختاری برپایه 23 اتم اکسیژن

Sample No.

SH-3-1-1

SH-3-1-2

KD-8

SR-2-1

SR-2-2

SH-3-1-3

SD-16

ZS-4-1

ZS-4-2

SH-2-1

SH-2-2

SH-2-3

ZS-8-3

Rock type

Granodiorite

Tonalite

Quartz diorite

SiO2

47.98

47.52

46.91

47.74

47.32

48.73

48.05

49.87

50.89

48.90

48.41

48.16

49.12

TiO2

1.11

0.96

1.04

1.61

1.54

1.002

0.79

0.94

1.010

1.07

1.33

1.19

0.85

Al2O3

7.40

8.07

7.84

7.81

8.07

7.31

8.006

7.11

6.38

8.22

8.10

7.90

6.77

FeO

16.81

16.77

17.60

15.19

15.40

15.00

17.33

13.04

13.89

15.40

15.34

14.01

15.94

MnO

0.70

0.63

0.75

0.51

0.52

0.62

0.52

0.26

0.27

0.52

0.38

0.53

1.19

MgO

11.97

11.60

11.40

12.16

12.12

12.34

11.41

14.02

14.06

13.73

13.48

13.54

12.40

CaO

11.23

11.97

11.43

11.55

11.99

11.91

11.60

12.58

12.56

10.48

10.40

9.94

11.48

Na2O

1.26

0.94

1.27

1.09

1.05

0.91

1.002

0.66

0.72

0.79

0.97

0.86

0.95

K2O

0.46

0.54

0.79

0.84

0.72

0.52

0.70

0.52

0.43

0.45

0.41

0.39

0.32

Cl

0.14

0.07

0.14

0.19

0.17

0.07

0.07

0.03

0.03

0.10

0.13

0.12

0.05

F

0.19

0.19

0

0.16

0.06

0.07

0.02

0.23

0

0.06

0

0

0.14

Total

99.15

99.15

99.13

98.74

98.88

98.42

99.49

99.17

100.25

99.69

98.94

96.63

99.14

Si

7.04

6.97

6.93

7.00

6.93

7.12

7.03

7.16

7.23

7.03

7.01

7.09

7.16

Ti

0.12

0.11

0.11

0.18

0.17

0.11

0.09

0.10

0.11

0.12

0.14

0.13

0.09

Al-IV

0.84

0.92

0.95

0.83

0.89

0.76

0.88

0.74

0.66

0.85

0.84

0.77

0.74

Al-VI

0.44

0.49

0.42

0.52

0.50

0.49

0.50

0.46

0.41

0.54

0.54

0.60

0.42

Fe

2.06

2.06

2.18

1.86

1.89

1.83

2.12

1.56

1.65

1.85

1.86

1.72

1.94

Mn

0.09

0.08

0.09

0.06

0.06

0.08

0.06

0.03

0.03

0.06

0.05

0.06

0.15

Mg

2.62

2.54

2.51

2.66

2.65

2.69

2.49

3.001

2.98

2.94

2.91

2.97

2.70

Ca

1.76

1.89

1.81

1.81

1.88

1.87

1.81

1.93

1.91

1.61

1.61

1.57

1.79

Na

0.36

0.27

0.36

0.31

0.30

0.26

0.28

0.18

0.20

0.22

0.27

0.25

0.27

K

0.08

0.10

0.15

0.16

0.13

0.10

0.13

0.09

0.08

0.08

0.07

0.07

0.06

Cation Sum

15.42

15.40

15.40

15.41

15.27

15.31

15.40

15.27

15.27

15.31

15.32

15.25

15.38

(Ca+Na)B

2.12

2.15

2.17

2.12

2.18

2.12

2.10

2.12

2.11

1.83

1.89

1.82

2.06

(Na+K)A

0.44

0.37

0.51

0.47

0.43

0.35

0.41

0.28

0.28

0.30

0.35

0.32

0.33

Al total

1.28

1.40

1.36

1.35

1.39

1.26

1.38

1.20

1.07

1.39

1.38

1.37

1.16

Fe#

0.44

0.45

0.46

0.41

0.41

0.40

0.46

0.31

7.23

0.39

0.39

0.37

0.42

Mg#

0.56

0.55

0.53

0.59

0.58

0.60

0.54

0.70

0.11

0.61

0.61

0.63

0.58

جدول 2- ادامه

Sample No.

ZS-4-3

SF-16-1

SF-16-2

JD-4-3-1

JD-4-3-2

SKN-3-1

SKN-3-2

SS-13

RZ-4-4

AS-14

AS-15-1

AS-15-2

AS-15-3

Rock type

Quartz diorite

Diorite

Hornblende gabbro

SiO2

50.90

47.14

47.26

49.79

50.23

47.05

47.90

47.87

52.36

48.44

48.80

49.34

49.32

TiO2

0.97

1.47

1.37

0.72

0.79

1.84

1.78

1.010

0.11

1.82

1.29

1.33

1.51

Al2O3

6.46

7.94

8.07

7.32

7.31

8.74

8.55

10.13

5.11

8.24

7.11

7.17

7.33

FeO

13.95

14.94

16.19

11.74

13.32

14.55

15.01

11.69

12.54

12.06

13.97

13.91

14.43

MnO

0.30

0.59

0.58

0.57

0.57

0.30

0.32

0.28

0.32

0.27

0.28

0.31

0.38

MgO

14.06

12.06

11.70

14.52

14.88

13.04

13.11

14.85

16.67

14.96

14.13

14.55

14.38

CaO

12.51

11.45

11.88

11.14

10.61

11.16

11.58

11.29

11.55

11.49

11.46

11.37

11.52

Na2O

0.61

1.09

0.98

0.83

0.76

1.40

1.01

1.44

0.63

1.07

1.05

0.84

1.01

K2O

0.44

0.84

0.72

0.22

0.15

0.64

0.60

0.38

0.28

0.55

0.68

0.52

0.53

Cl

0.03

0.20

0.14

0.05

0.03

0.14

0.14

0.05

0.07

0.03

0.10

0.12

0.15

F

0.18

0.03

0.19

0.04

0.10

0.30

0

0.15

0.07

0.11

0.11

0

0.15

Total

100.34

97.71

98.96

96.92

98.70

99.01

99.97

99.06

99.68

99.001

98.92

99.44

100.63

Si

7.23

6.98

6.95

7.23

7.19

6.85

6.90

6.84

7.40

6.94

7.07

7.08

7.03

Ti

0.10

0.16

0.15

0.08

0.08

0.20

0.19

0.11

0.01

0.20

0.14

0.14

0.16

Al-IV

0.66

0.85

0.90

0.70

0.72

0.94

0.91

1.05

0.59

0.86

0.79

0.78

0.81

Al-VI

0.42

0.53

0.50

0.56

0.51

0.55

0.54

0.65

0.26

0.53

0.42

0.44

0.42

Fe

1.66

1.85

1.99

1.42

1.60

1.77

1.81

1.40

1.48

1.44

1.69

1.67

1.72

Mn

0.04

0.07

0.07

0.07

0.07

0.04

0.04

0.03

0.04

0.03

0.03

0.04

0.04

Mg

2.98

2.66

2.56

3.14

3.18

2.83

2.81

3.16

3.51

3.20

3.05

3.11

3.05

Ca

1.90

1.82

1.87

1.73

1.63

1.74

1.78

1.73

1.75

1.76

1.78

1.75

1.76

Na

0.17

0.31

0.28

0.23

0.21

0.40

0.28

0.40

0.17

0.30

0.30

0.23

0.28

K

0.08

0.16

0.13

0.04

0.03

0.12

0.11

0.07

0.05

0.10

0.12

0.09

0.10

Cation Sum

15.24

15.40

15.32

15.20

15.22

15.45

15.38

15.44

15.40

15.37

15.33

15.38

15.52

(Ca+Na)B

2.07

2.13

2.15

1.97

1.84

2.14

2.07

2.13

1.92

2.06

2.07

1.98

2.04

(Na+K)A

0.25

0.47

0.41

0.27

0.24

0.51

0.40

0.47

0.22

0.40

0.42

0.33

0.38

Al total

1.082

1.38

1.40

1.25

1.23

1.50

1.45

1.70

0.85

1.40

1.21

1.21

1.23

Fe#

0.36

0.41

0.44

0.312

0.33

0.38

0.40

0.31

0.34

0.36

0.36

0.35

0.36

Mg#

0.64

0.59

0.56

0.69

0.66

0.61

0.61

0.69

0.66

0.64

0.64

0.65

0.64

 

 

 

شکل 4- بلورهای آمفیبول در سنگ‌های سازندة مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) در نمودار رده‌بندی آمفیبول‌های (Leake et al., 1997)


 

 

 

شکل 5- ترکیب آمفیبولِ مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) در نمودار مجموع کاتیونی (Si+Na+K) در برابر (Ca+AlIV) (پس از Giret و همکاران، 1980)

 

 

شکل 6- ترکیب آمفیبولِ مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) در نمودار جدایش آمفیبول‌های آذرین و دگرگونی (Sial et al., 1998)

 

1- 3- شناسایی پهنه زمین‌ساختی برپایه شیمی بلورهای آمفیبول

به باور برخی پژوهشگران (مانند: Stein و Dietl، 2001؛ Coltorti و همکاران، 2007)، حضور آمفیبول‌های کلسیک در سنگ‌های گرانیتوییدی چه‌بسا نشانه وابستگی این سنگ‌ها به توده‌های نفوذی نوع I است. نمودار SiO2 در برابر Na2O (Coltorti et al., 2007؛ شکل 7) نشان می‌دهد بلورها در محدوده آمفیبول‌های نوع S جای گرفته‌ و در پهنه وابسته به فرورانش پدید آمده‌اند. آمفیبول‌های وابسته به فرورانش (S-Amph)، Na2O و TiO2 کمتری نسبت به انواع آمفیبول‌های درون‌صفحه‌ای (I-Amph) دارند؛ هرچند این دو گروه اغلب همپوشانی‌های گسترده‌ای نیز دارند. افزون‌براین، AlIV=1.5 مرز جدایشی پهنه زمین‌ساختی آمفیبول‌ها و گواه دیگری بر تایید پهنه زمین‌ساختی این آمفیبول‌هاست. برپایه این مرز، آمفیبول‌هایی که در فشارهایی نزدیک به 10 کیلوبار و در پهنه جزیره‌های کمانی پدید می‌آیند مقدارهای بالاتر از 5/1 دارند؛ در برابر آنها، آمفیبول‌های پدیدآمده در مرزهای فعال قاره‌ای و فشار کمتر از 5 کیلوبار مقدارهای کمتر از 5/1 نشان می‌دهند (Miyashiro, 1974; Vyhnal et al., 1991). پس برپایه مقدارهای AlIV (جدول 2)، همه آمفیبول‌های منطقه بررسی‌شده مقدارهای کمتر از 5/1 دارند و پهنه مرز فعال قاره‌ای وابسته به فرورانش را نشان می‌دهند. این نتیجه‌گیری با داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های زمین‌شیمیایی انجام‌شده روی سنگ‏‌کل همخوانی دارد (Sedighian et al., 2017).

 

 

شکل 7- شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش بلورهای آمفیبول در سنگ‌های خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) برپایه نمودار پیشنهادیِ Coltorti و همکاران (2007)

2- ارزیابی و سنجش شرایط تبلور ماگما

همان‌گونه‌که پیش از این گفته شد، برآورد پارامترهای فشار- دما و نیز فوگاسیته اکسیژن در سیستم‌های ماگمایی، با به‌کارگیری کانی آمفیبول روش متداول و مرسومی است. ازآنجایی‌که این بلور در مجموعه نفوذی خونرنگ فراوانی بالایی دارد، در ادامه این مجموعه در بررسی زمین‌فشارسنجی، دماسنجی و محاسبه فوگاسیته اکسیژن به‌کار برده می‌شود.

 

2- 1- سنجش فشار

فراوانی آلومینیم در آمفیبول به‌طور بالقوه نقش مهمی را در سنجش فشار تبلور مجموعه‌های نفوذی دارد و ژرفای جایگیری این مجموعه‏‌ها را روشن می‌کند (Simakin et al., 2012). در دو دهه اخیر، آمفیبول به‌طور گسترده‌ای در این زمینه به‌کار برده شده است (Castro et al., 2011; Martinez Dopico et al., 2013; Hernández-Pineda et al., 2011; Bhattacharya et al., 2014; Sarjoughian et al., 2015). فشارسنجی به تغییر فوگاسیته اکسیژن و دما حساس است و چه‌بسا در fo2 کم فشار به‌دست‌آمده بالاتر می‌رود. همچنین، ﺗﺄثیر دما نیز بیش از 2 کیلوبار در هر 100 درجه سانتیگراد است و به فراوانی آلومینیم کل بستگی دارد (Anderson and Smith, 1995). به باور Hammarstrom و Zen (1986) و Hollister و همکاران (1987)، در حضور یک مجموعه بافری مناسب (آمفیبول + پلاژیوکلاز + پتاسیم‌فلدسپار + کوارتز) و در شرایط فوگاسیته اکسیژن متوسط تا بالا، محتوای Al در آمفیبول‌های کلسیک نسبت به فشار تبلور به‌صورت خطی افزایش می‌یابد و این به معنای برآورد ژرفای جایگیری توده نفوذی است. بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی بیشتر نشان می‌دهند محتوای Al در آمفیبول‌ها با افزایش فشار افزوده می‌شود (Anderson and Smith, 1995) (شکل 8).

چندین روش کالیبراسیون برای فشارسنجی آلومینیم در هورنبلند پیشنهاد شده‌اند:

رابطه 1 (Hammarstrom and Zen, 1986):

P(±3kbar)=-3.92+5.03Altotal, r2=0.80

رابطه 2 (Hollister et al., 1987):

P(±1kbar)=-4.76+5.64Altotal, r2=0.97

رابطه 3 (Johnson and Rutherford, 1989):

P(±0.5kbar)=-3.46+4.23Altotal, r2=0.99

رابطه 4 (Schmidt, 1992):

P(±0.6kbar)=-3.01+4.76Altotal, r2=0.99

 

 

شکل 8- نمودار نشان‏‌دهنده افزایش محتوای آلومینیم بلورهای آمفیبول با افزایش فشار Anderson and Smith, 1995)) همراه با موقعیت بلورهای آمفیبول در سنگ‏‌های مختلف سازندة مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت)

 

سنجش فشار انجماد یک مجموعه نفوذی کالک‌آلکالن برپایه محتوای Al در آمفیبول آن نشان می‌دهد:

1) فشار تعادل به‌دست‌آمده از فشارسنجی آمفیبول و سنگ‌های میزبان مشابه هم هستند؛

2) فشار تعادل به‌دست‌آمده از آمفیبول مشابه فشار جایگزینی توده نفوذی است (Toummite et al., 2012).

این فرضیه‌ها را بسیاری از پژوهشگران پیشنهاد کرده‌اند (Hollister et al., 1987; Ghent et al., 1991; Helmy et al., 2004). فشار به‌دست‌آمده چه‌بسا به جانشینی یون‌ها در آمفیبول، فوگاسیته اکسیژن، مواد فرار و ترکیب ماگما وابسته است. در بیشتر مواقع، فشار به‌دست‌آمده شاید ژرفایی را نشان دهد که در آن آمفیبول متبلور می‌شود و ازاین‌رو، چه‌بسا نشان‌دهندة فشار و در نهایت محل انجماد کامل مجموعه نفوذی نباشد (زیرا ماگمای در حال تبلور شاید پس از انجماد بلورهای آمفیبول همچنان به حرکت خود به‌سوی بالا ادامه دهد) (Ghent et al., 1991). محاسبه محتوای Al در آمفیبول هنگامی برای فشارسنجی گرانیتوییدها کاربردی است که مجموعه کانی‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، بیوتیت، آمفیبول، اسفن و مگنتیت و یا ایلمنیت در سنگ حضور داشته باشند؛ زیرا در این صورت تغییر ترکیبی را آشکارا کم می‌کنند (Helmy et al., 2004). گردهمایی کانیایی یادشده با مجموعه کانیایی در سنگ‌‌های حدواسط- اسیدی مجموعه خونرنگ همخوانی دارد.

در جدول 3 فشار به‌دست‌آمده برپایه همه روش‌های بیان شده در بالا آورده شده است.

 

 

جدول 3- مقدارهای فشار پیدایش بلورهای گوناگون به‌دست‌آمده برای آمفیبول‌های مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) برپایه چهار روش زمین‌فشارسنجی ناوابسته به دما (1: Hammarstrom و Zen، 1986؛ 2: Hollister و همکاران، 1987؛ ‌3: Johnson و Rutherford، 1989؛ 4: Schmidt، 1992) و روش فشارسنجی وابسته به دمای پیشنهادیِ Anderson و Smith (1995) (روش 5) برپایه محتوای آلومینیم کل در هورنبلند

Sample No.

Rock type

1: P(±3Kbar)

2: P(±1Kbar)

3: P(±0.5Kbar)

4: P(±0.6Kbar)

5: P(±0.6Kbar)

SH-3-1-1

Granodiorite

2.5

2.4

1.9

3.1

2.6

SH-3-1-2

3.1

3.1

2.4

3.6

3.3

SH-3-1-3

2.4

2.3

1.9

3.0

2.7

SR-2-1

2.9

2.8

2.2

3.4

2.0

SR-2-2

3.1

3.1

2.4

3.6

2.3

KD-8

2.9

2.9

2.3

3.5

3.1

SD-16

Tonalite

3.1

3.0

2.4

3.6

3.5

ZS-4-1

Quartz diorite

2.1

2.0

1.6

2.7

2.5

ZS-4-2

1.5

1.3

1.1

2.1

1.8

ZS-4-3

1.5

1.3

1.1

2.1

1.9

ZS-8-3

1.9

1.8

1.5

2.5

2.4

SF-16-1

3.0

3.0

2.4

3.6

2.4

SF-16-2

3.1

3.1

2.4

3.6

2.7

SH-2-1

3.1

3.1

2.4

3.6

3.2

SH-2-2

3.0

3.0

2.4

3.6

2.7

SH-2-3

3.0

3.0

2.3

3.5

2.9

JD-4-3-1

Diorite

2.4

2.3

1.8

2.9

3.0

JD-4-3-2

2.3

2.2

1.8

2.9

2.8

SKN-3-1

Hornblende

gabbro

3.6

3.7

2.9

4.1

2.0

SKN-3-2

3.4

3.4

2.7

3.9

2.1

SS-13

4.6

4.8

3.7

5.1

4.7

RZ-4-4

0.4

0.0

0.1

1.0

-0.3

AS-15-1

2.2

2.2

1.7

2.8

2.0

AS-15-2

2.2

2.2

1.7

2.8

1.1


 

 

همان‌گونه‌‌که دیده می‌شود، میانگین فشارهای به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های سنگی مافیک و فلسیک مجموعه نفوذی خونرنگ به ترتیب برابر 6/4-4/0 و 1/3-5/1 کیلوبار است (با درنظرگرفتن اینکه هر یک کیلوبار برابر با 7/3 کیلومتر در پوسته قاره‌ای است؛ Toummite و همکاران، 2012). این میزان با ژرفای نزدیک به کمتر از 17 کیلومتر تا شرایط نزدیک به سطح زمین برابری می‌کند.

ازآنجایی‌که روش پیشنهادیِ Anderson و Smith (1995) (رابطه 5) دقیق‌تر و جدیدتر است و نیز در این کالیبراسیون، ﺗﺄثیر دما روی فشار به‌دست‌آمده در نظر گرفته می‌شود، در نهایت این رابطه برای محاسبه فشار به‌کار برده شد. در این روش دمای فرض‌شده، دمای به‌دست‌آمده برپایه روش Colombi (1989) است.

رابطه 5:

P(±0.6kbar)=4.76 Altotal – 3.01 – {[T (°C) - 675]/85} * {0.530 Altotal + 0.005294 [T(°C) – 675]}, r2=0.99.

داده‌های به‌دست‌آمده بازة فشاری برابر با کمتر از 1 تا 7/4 کیلوبار (میانگین: 2 کیلوبار) را برای سنگ‏‌های مافیک و 8/1 تا 4/3 کیلوبار (میانگین: 6/2 کیلوبار) را برای سنگ‏‌های فلسیک مجموعه نفوذی خونرنگ نشان می‌دهند. خطای به‌دست‌آمده برای فشار برابر با 6/0± کیلوبار است؛ این نکته با داده‌های به‌دست‌آمده از روش‌‌هایی که پیش از این به‌کار برده شدند به‏‌خوبی همخوانی دارد. گفتنی است که با آنکه بافت‏‌کلی سنگ‌های مجموعه نفوذی خونرنگ گرانولار متوسط‏‌دانه است، اما وجود بافت‌های نیمه‌عمیقی مانند بافت‏‌های ریزدانه دست‌کم در شمار کمی از نمونه‌ها، چه‌بسا تبلور برخی بخش‌های این مجموعه در شرایط نزدیک به سطح را نشان دهد. این شرایط در نمونه RZ-4-4 که کمترین فشار را نشان می‌دهد، دیده می‌شود (جدول 3). همانند چنین وضعیتی را Davoudian Dehkordi (2010) در پهنه برشی شمال شهرکرد نیز گزارش کرده است.

 

2- 2- سنجش دما

همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، آمفیبول معمولاً برای ارزیابی دما و فشار تبلور ماگما به‌کار برده می‌شود. در این مقاله، سه روشی که برای برآورد دمای تبلور ماگما به‌کار برده شده‌اند عبارتند از: روش Helz (1973)، روش جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990) و روش محاسبه Colombi (1989). روشن است که در هنگام روند جدایش ماگمایی، در دمای بالاتر، میزان SiO2 در آمفیبول افزایش و Al2O3 در آن کاهش می‌یابد.

 

2- 2- 1- سنجش دمای هورنبلند برپایه روش Helz (1973): به باور Anderson (1983)، میزان Ti در آمفیبول همراه با افزایش دما افزایش می‌یابد؛ ازاین‌رو، برای ارزیابی دمای تبلور آمفیبول‌هایِ این سنگ‏‌ها، تغییر Ti در برابر AlIV به‌کار برده می‌شود (Helz, 1973). بر این پایه، دمایی نزدیک به 665 تا 730 درجه سانتیگراد برای تبلور سنگ‌های فلسیک سازندة مجموعه خونرنگ به‌دست آمده است؛ اما نمونه‏‌های مافیکِ منطقه (هورنبلندگابرو) دمایی نزدیک به 725 تا 770 درجه سانتیگراد را نشان می‏‌دهند؛ مگر نمونه RZ-4-4 که به‌علت شرایط پیدایش در نزدیکی سطح زمین، کمترین دما را نشان می‏‌دهد (شکل 9).

 

 

شکل 9- به‌دست‌آوردن دمای تقریبی تبلور آمفیبول‌های مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) برپایه روش Helz (1973)

 

2- 2- 2- سنجش دما به روش جفت کانی‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990): در این روش داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای ترکیب‌های Si-Na-Al-Ca در جفت کانی‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز هم‌زیست در مجموعه سنگی خونرنگ با هم در دمای تبلور تا نزدیک به 1000 درجه سانتیگراد، برای ارزیابی دما به‌کار برده شده‌اند. در این حالت آمفیبول‌هایی برگزیده شدند که با بلورهای پلاژیوکلاز هم‌مرز هستند (Helmy et al., 2004; Blundy and Cashman, 2008).

در حقیقت، این روش برپایه واکنش‌‌های 1 و 2 است:

1)      Edenite + 4Quartz = Termolite + Albite

2)      Edenite + Albite = Richterite + Anorthite

برپایه این دو رابطه معادله زیر به‌دست می‌آید:

T= {(0.677P – 48.98 + Y)/ (-0.0429 – 0.008314 lnK)} and K= {(Si-4)/ (8-Si)} XAbPlag

که در آن، Si شمار کاتیون‌‌های سیلیسیم در فرمول ساختاری آمفیبول‌ها، P فشار برپایه کیلوبار، T دمای تعادل برپایه درجه کلوین و XAbPlagمیزان درصد آلبیت در پلاژیوکلاز است. مقدار YAb از رابطه‌های زیر به‌دست می‌آید:

XAb>0.5, YAb=0

XAb<0.5, Y= -8.06 + 25.5(1-Xab)2

در جدول 4، داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه ریزکاو الکترونی بلورهای پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های گوناگون مجموعه نفوذی خونرنگ آورده شده‌اند. همان‌گونه‌ که در شکل 10 دیده می‌شود، این بلورها بازة ترکیبی از بیتونیت (An89.6Ab10.4Or0.0) تا آندزین (An35.8Ab56.0Or8.2) با میانگین ترکیب لابرادوریت (An56.8Ab41.9Or1.3) برای بخش مافیک و از لابرادوریت (An50.4Ab49.0Or0.6) تا الیگوکلاز (An26.2Ab73.0Or0.9) با میانگین ترکیب آندزین (An36.6Ab62.6Or0.8) برای بخش فلسیک را نشان می‏‌دهند. برپایه این روش، دمای تعادل میان بلورهای آمفیبول و پلاژیوکلاز هم‌زیست به‌دست‌ آورده شد (جدول 5). در این روش، برای محاسبه دما، فشار به‌دست‌آمده از رابطه 4 به‌کار برده شد (Helmy et al., 2004) (جدول 3). به این ترتیب میانگین دمای به‌دست‌آمده برای بخش مافیک و فلسیک مجموعه نفوذی خونرنگ به‌ترتیب 670-1172 (میانگین: 783) و 640-813 (میانگین: 691) درجه سانتیگراد به‌دست آمد.

 

جدول 4- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی کانی پلاژیوکلاز در مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) به‌همراه فرمول ساختاری برپایه 8 اتم اکسیژن و اعضای پایانی

Sample No.

SH-3-1-1

SH-3-1-2

SH-3-1-3

SR-2-1

SR-2-2

KD-8

SD-16

ZS-4-1

ZS-4-2

ZS-4-3

ZS-8-3

SF-16-1

Rock type

Granodiorite

Tonalite

Quartz diorite

SiO2

61.43

62.44

61.88

60.32

59.55

62.14

61.56

61.70

61.94

60.63

63.94

61.00

Al2O3

25.22

24.55

25.07

25.77

26.38

25.16

25.82

25.75

25.35

26.10

23.84

25.89

FeO

0.00

0.13

0.17

0.25

0.16

0.13

0.12

0.15

0.27

0.31

0.24

0.16

CaO

7.33

6.37

7.06

7.42

8.27

6.64

7.02

7.45

7.20

8.01

5.40

7.76

Na2O

7.55

7.70

7.43

6.86

6.64

7.66

7.58

7.34

7.32

6.78

8.32

7.20

K2O

0.12

0.14

0.18

0.13

0.13

0.14

0.20

0.14

0.21

0.14

0.15

0.11

Total

101.65

101.33

101.79

100.76

101.14

101.87

102.31

102.54

102.30

101.97

101.89

102.12

Si

2.69

2.73

2.70

2.66

2.63

2.71

2.68

2.68

2.70

2.65

2.78

2.66

Al

1.30

1.27

1.29

1.34

1.37

1.29

1.32

1.32

1.30

1.34

1.22

1.33

Fe

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Ca

0.34

0.30

0.33

0.35

0.39

0.31

0.33

0.35

0.33

0.37

0.25

0.36

Na

0.64

0.65

0.63

0.59

0.57

0.65

0.64

0.62

0.62

0.57

0.70

0.61

K

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Cation Sum

4.98

4.96

4.97

4.96

4.97

4.97

4.99

4.97

4.97

4.97

4.97

4.98

An

34.67

31.09

34.07

37.13

40.45

32.14

33.46

35.67

34.81

39.15

26.15

37.08

Ab

64.64

68.10

64.89

62.08

58.77

67.05

65.39

63.52

63.98

60.05

72.96

62.26

Or

0.70

0.81

1.04

0.78

0.78

0.81

1.14

0.81

1.21

0.80

0.89

0.66

 

جدول 4- ادامه

Sample No.

SF-16-2

SH-2-1

SH-2-2

JD-4-3-1

JD-4-3-2

AS-15-1

AS-15-2

AS-15-3

RZ-4-4

SKN-3-1

SKN-3-2

AS-14

Rock type

Quartz diorite

Diorite

Hornblende gabbro

SiO2

60.33

57.77

56.86

61.32

61.09

57.01

57.58

58.55

56.45

58.69

59.60

55.46

Al2O3

26.63

27.81

28.15

25.01

25.44

27.72

27.42

27.24

28.64

27.34

26.93

29.59

FeO

0.17

0.13

0.14

0.15

0.08

0.25

0.17

0.21

0.17

0.21

0.38

0.21

CaO

8.19

9.87

10.26

6.72

7.15

9.95

9.67

9.20

10.71

9.65

7.18

12.04

Na2O

6.60

5.87

5.52

7.59

7.24

5.86

5.77

6.22

5.37

6.18

6.20

4.70

K2O

0.19

0.05

0.10

0.06

0.06

0.07

0.04

0.07

0.04

0.20

1.38

0.16

Total

102.12

101.51

101.04

100.85

101.07

100.86

100.60

101.50

101.38

102.28

101.66

102.17

Si

2.63

2.50

2.53

2.70

2.68

2.54

2.56

2.58

2.50

2.57

2.62

2.45

Al

1.37

1.45

1.47

1.30

1.32

1.45

1.44

1.42

1.50

1.41

1.40

1.54

Fe

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Ca

0.38

0.47

0.49

0.32

0.34

0.47

0.46

0.43

0.51

0.45

0.34

0.57

Na

0.56

0.50

0.47

0.65

0.62

0.50

0.50

0.53

0.46

0.53

0.53

0.40

K

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.08

0.01

Cation Sum

4.96

4.98

4.98

4.98

4.96

4.99

4.97

4.98

4.98

4.99

4.98

4.98

An

40.21

48.03

50.36

32.76

35.16

48.22

47.96

44.80

52.29

45.76

35.83

58.06

Ab

58.70

51.68

49.03

66.90

64.47

51.38

51.77

54.81

47.47

53.08

55.99

41.02

Or

60.33

57.77

56.86

61.32

61.09

57.01

57.58

58.55

56.45

58.69

59.60

55.46

 


 

 

 

شکل 10- بلورهای پلاژیوکلاز در نمونه‌‌های سنگی مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) در نمودار رده‏‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1966)

 

2- 2- 3- سنجش دمای هورنبلند به روش Colombi (1989): Colombi (1989) دو حالت کلی را برای انجام این دماسنجی پیشنهاد می‌کند:

1)   چنانچه Ti<0.08 باشد، دما از رابطه T(˚C)=(2816*Ti)+445 به‌دست می‌آید؛

2)   چنانچه Ti>0.08 باشد، دما (˚C) برابر با (980*Ti)+600 خواهد بود.

این روش دمای به‌دست‌آمده به فشار وابسته نیست. گفتنی است که در این رابطه، Ti نشان‌دهندة میزان کاتیونی عنصر Ti در فرمول آمفیبول است. برپایه این روش، میزان دمای 706-798 با میانگین 760 درجه سانتیگراد برای سنگ‌های مافیک (مگر دمای 478 درجه سانتیگراد برای نمونه نیمه‏‌عمیق RZ-4-4) و دمای 668-774 با میانگین 717 درجه سانتیگراد برای سنگ‌های فلسیک به‌دست آمد (جدول 5).

 

 

جدول 5- دماهای به‌دست‌آمده برای پیدایش بلورهای گوناگون آمفیبول در مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) با به‌کارگیری زمین‌دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز به روش‌های پیشنهادیِ Blundy و Holland (1990) و Colombi (1989)، به‌‌همراه مقدارهای log fO2به‌دست‌آمده برای نمونه‌‌ها

Sample No.

Rock type

TºK (ºC) (1)

TºC (2)

log fO2

SH-3-1-1

Granodiorite

960 ºK (687 ºC)

721 ºC

-17.2

SH-3-1-2

958 ºK (684 ºC)

704 ºC

-17.3

SH-3-1-3

941 ºK (668 ºC)

708 ºC

-17.9

SR-2-1

972 ºK (698 ºC)

774 ºC

-16.8

SR-2-2

992 ºK (719 ºC)

766 ºC

-16.2

KD-8

971 ºK(698 ºC)

713 ºC

-16.9

SD-16

Tonalite

954 ºK (681 ºC)

685 ºC

-17.4

ZS-4-1

Quartz diorite

940 ºK (667 ºC)

700 ºC

-17.9

ZS-4-2

930 ºK (657 ºC)

706 ºC

-18.3

ZS-4-3

939 ºK (666 ºC)

702 ºC

-18.0

ZS-8-3

921 ºK (648 ºC)

691 ºC

-18.6

SF-16-1

973 ºK (699 ºC)

760 ºC

-16.8

SF-16-2

989 ºK (716 ºC)

749 ºC

-16.3

SH-2-1

993 ºK (720 ºC)

714 ºC

-16.2

SH-2-2

1006 ºK (733 ºC)

742 ºC

-15.7

SH-2-3

1086 ºK (813 ºC)

729 ºC

-13.5

JD-4-3-1

Diorite

913 ºK (640 ºC)

668 ºC

-18.9

JD-4-3-2

928 ºK (654 ºC)

683 ºC

-18.4

SKN-3-1

Hornblende gabbro

 

1022 ºK (748 ºC)

798 ºC

-15.3

SKN-3-2

1005 ºK (732 ºC)

789 ºC

-15.8

RZ-4-4

944 ºK (671 ºC)

478 ºC

-17.8

AS-15-1

997 ºK (724 ºC)

737 ºC

-16.0

AS-15-2

992 ºK (719 ºC)

741 ºC

-16.2

AS-15-3

993 ºK (720 ºC)

759 ºC

-16.1

AS-14

1058 ºK (785 ºC)

792 ºC

-14.3


 

 

2- 3- سنجش فوگاسیته اکسیژن

اساس فوگاسیته اکسیژن در یک ماگما به مواد سازندة خاستگاه آن بستگی دارد و به سیستم زمین‌ساختی وابسته است. ماگماهای گرانیتی جدا‏‌شده از رسوب‌ها معمولاً در محیط احیاء توسعه می‌یابند؛ اما گرانیت‌های نوع I به‏‌طور نسبی در پهنه‌های اکسیدان پدید می‌آیند. بیشتر ماگماهای بسیار اکسیدان عموماً در مرز صفحه‌های همگرا یافت می‌شوند (Helmy et al., 2004)؛ اما ماگماهای فلسیکی که پیامد تبلوربخشی از ماگماهای جدا‏‌شده از گوشته در پهنه‌های ریفتی هستند، احیاء هستند (Loiselle and Wones, 1979).

برآورد دقیق فوگاسیته اکسیژن ماگمای اولیه برپایه بررسی‌های مجموعه‌های گرانیتوییدی کار ساده‌ای نیست؛ زیرا مگنتیت معمولاً هنگام سرد‏‌شدن آرام ماگما، از Ti تهی می‌شود و همچنین، ایلمنیت یک یا چندین مرحله از اکسیداسیون و جدایش را می‌گذراند (Helmy et al., 2004). حضور آمفیبول‌های سرشار از Mg، نشان‌دهندة ماگماهای کمابیش اکسیدان هستند. به گفته دیگر، فوگاسیته اکسیژن ﺗﺄثیر مهمی روی شیمی آمفیبول و به‌ویژه شیمی آمفیبول‌های کلسیک دارد؛ به‏گونه‌ای‌که با افزایش فوگاسیته اکسیژن بلورهای آمفیبول در حال تبلور از ماگما به‌طور مداوم از منیزیم غنی‌تر می‌شوند (Wones, 1981). حضور کانی اسفن و مگنتیت شکل‏‌دار به‌صورت فازهای متبلور شده اولیه در سنگ‌های فلسیک مانند سنگ‌های اسیدی- حد واسط مجموعه خونرنگ، نیز نشانه‌ای از اکسیدان‌بودن ماگمای سازندة آنهاست (Enami et al., 1993; Helmy et al., 2004) (شکل 3).

مجموعه‌های نفوذی با فوگاسیته اکسیژن بالا (مانند: مجموعه خونرنگ) با فراوانی مگنتیت شناخته می‌شوند. تغییر دما، fo2و فشار‏‌کل بسیار اهمیت دارد؛ زیرا fo2به شدت شیمی کانی‌های سیلیکاته مافیک را کنترل می‌کند. با افزایش fo2، نسبت Fe/(Fe+Mg) در کانی‌های سیلیکاته به‌گونة چشمگیری (بی آنکه به نسبت Fe/Mg در سنگ‏‌کل وابستگی داشته باشد) کاهش می‌یابد و بالعکس. بالابودن fo2 برایکانی‌های آمفیبول و حضور کانی مگنتیت در این سنگ‌ها نشانه جای‌گرفتن مجموعه گرانیتوییدی در سری مگنتیت یا I-type بودن آن است (Ishihara, 1977; Anderson and Smith, 1995; Esmaeili et al., 2013)؛ اما باید به یاد داشت که جای‌گرفتن نمونه‌های سنگی در سری مگنتیتی به تنهایی برای سنجش میزان فوگاسیته اکسیژن کافی نیست؛ زیرا مجموعه‌های گرانیتوییدی مگنتیت‌دار در شرایط فوگاسیته کم اکسیژن نیز پدید می‌آیند (Anderson and Smith, 1995). به‌هرحال به باور Anderson و Smith (1995)، بسیاری از توده‌‌های نفوذی وابسته به پهنه‌های کمانی در فوگاسیته اکسیژن بالا متبلور می‌شوند.

به باور Wones (1989)، مجموعه کانی‌های اسفن + مگنتیت + کوارتز در سنگ‌های گرانیتوییدی (شکل 3) که در مجموعه نفوذی خونرنگ نیز دیده می‌شوند، برآورد میزان نسبی فوگاسیته اکسیژن را امکان‌پذیر می‌کنند. رابطه‌ای که Wones (1989) برای به‌دست‌آوردن فوگاسیته اکسیژن پیشنهاد کرده است عبارتست از:

logfo2= -30930/T + 14.98 + 0.142(P-1)/T

گفتنی است که محاسبه P و T تنها برپایه جفت کانی‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز، انجام شد. در جدول 5، میزان فوگاسیته اکسیژن به‌دست‌آمده برای مجموعه نفوذی بررسی‌شده آورده شده است. همچنین، در شکل 11 که برپایه AlIV در برابر Fe# رسم شده است (Anderson and Smith, 1995)، نمونه‌های بررسی‌شده همگی در محدوده فوگاسیته اکسیژن بالا جای می‌گیرند.

 

 

شکل 11– fo2 بالا در هنگام تبلور آمفیبول در مجموعه نفوذی خونرنگ (شمال‏‌باختری جیرفت) در نمودار ارزیابی فوگاسیته اکسیژن برپایه ترکیب آمفیبول (Anderson and Smith, 1995)

 

نتیجه‏‌گیری

برپایه بررسی‌ شیمی کانیِ بلورهای آمفیبول و پلاژیوکلاز در سنگ‌های مجموعه نفوذی خونرنگ، داده‌های زیر به‌دست آمد:

- همه آمفیبول‌ها در نمونه‌های سنگی مافیک و فلسیک مجموعه نفوذی خونرنگ، در پی فرایندهای آذرین متبلور شده‏‌اند و در گروه آمفیبول‌های کلسیک و زیرگروه منیزیوهورنبلند هستند.

- این آمفیبول‌ها در محدوده پیدایش آمفیبول‌های مرتبط با پهنه‌های فرورانش (S-Amph) جای می‌گیرند و داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های زمین‌شیمیاییِ سنگ‏‌کل، پهنه زمین‌ساختی وابسته به مرزهای فعال قاره‌ای را نشان می‌دهند.

- برپایه محاسبه‌های انجام‌شده، میانگین فشارهای به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های سنگی مافیک و فلسیک مجموعه نفوذی خونرنگ به‌ترتیب کمتر از 1 تا 7/4 کیلوبار و 8/1 تا 4/3 کیلوبار است. این میزان از فشار با ژرفای کمابیش کمتر از 17 کیلومتر تا شرایط نزدیک به سطح زمین هم‌ارز است. شرایط نزدیک به سطح زمین (فشار کمتر از یک کیلوبار) تنها در نمونه‌های با بافت ریزدانه دیده می‌شود. گفتنی است که داده‌های به‌دست‌آمده از روش‌های گوناگون فشارسنجی آمفیبول، همخوانی خوبی با یکدیگر نشان می‏‌دهند.

- برپایه روش‌های دماسنجی به‌کاررفته، برای بیشتر سنگ‏‌های گوناگون سازندة مجموعه نفوذی بررسی‌شده دمای تبلور آمفیبول در بازة 800-650 درجه سانتیگراد در تغییر است. در بخش مافیک و فلسیک مجموعه نفوذی خونرنگ، دمای میانگین به‌دست‌آمده برای کانی آمفیبول برپایه روش جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990) به‌ترتیب 670-1172 (میانگین: 783) و 640-813 (میانگین: 691) درجه سانتیگراد به‌دست آمد. دمای به‌دست‌آمده برپایه روش Colombi (1989) برای سنگ‌های مافیک برابر 706-798 (میانگین: 760) درجه سانتیگراد است (مگر دمای 478 درجه سانتیگراد که برای نمونه نیمه‏‌عمیق RZ-4-4 به‌دست آمده است). برای سنگ‌های فلسیک، دمای 668-774 (میانگین: 717) درجه سانتیگراد به‌دست آمد.

- با آنکه داده‌های به‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون دماسنجی آمفیبول در مجموعه نفوذی خونرنگ داده‌های کمابیش مشابهی را به‌دست می‏‌دهند؛ اما همچنان گمان می‌رود به‌علت ﺗﺄثیر فشار در محاسبه‌ها، داده‌های روش جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990) منطقی‏‌تر باشند.

- داده‌های به‌دست‌آمده از سنجش فوگاسیته اکسیژن، مجموعه نفوذی خونرنگ را در رده سنگ‌های با fo2بالا جای می‌دهند که این نکته با گردهمایی کانیایی سنگ‌ها کاملاً همخوانی دارد.

 

 

Anderson, J. L. (1983) Proterozoic anorogenic granite plutonism of North American. Geological Society of America Memoir 161: 133-152.

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.

Bhattacharya, S., Panigrahi, M. K. and Jayananda, M. (2014) Mineral thermobarometry and fluid inclusion studies on the Closepet granite, Eastern Dharwar Craton, south India: Implications to emplacement and evolution of late-stage fluid. Journal of Asian Earth Sciences 91: 1-18.

Blundy, J. and Cashman, K. (2008) Petrologic reconstruction of magmatic system variables and processes. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69: 179–239.

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., Fernández , C., Vujovich, G., Gallastegui,G., Heredia, N., Martino, R. D., Becchio, R., Corretgé, L. G., Díaz-Alvarado, J., Such, P., García-Arias, M. and Liu, D. –Y. (2011) Petrology and SHRIMP U-Pb zircon geochronology of Cordilleran granitoids of the Bariloche area, Argentina. Journal of South American Earth Sciences 32: 508-530.

Colombi, A. (1989) Metamorphisme et geochimie des roches mafiques des Alpes ouest-centrales. Memoires de Geologie, No. 4, Universite de Lausanne, Lausanne.

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

Dargahi, S., Arvin, M., Pan, Y. and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh–Dokhtar magmatic assemblage, Southwestern Kerman, Iran: Constraints on the Arabian–Eurasian continental collision. Lithos 115: 190–204.

Dastanpour, M. (2001) Prospecting and preliminary exploration of Khurang granites, Jiroft. Industry and Mine Organization of Kerman Province, Kerman, Iran.

Davoudian Dehkordi, A. R. (2010) Mineral chemistry and P-T conditions of crystallization of the granitoid plutons in the Zayandeh- Rood river area, shear zone of north of Shahrekord with special reference to magmatic epidote. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 18(3): 497-512 (in Persian).

Deer, W. A., Howie, R. A., Zussman, J. (1966) An introduction to Rock-Forming Minerals. 17th Edition, Longman Ltd., London, UK.

Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of Kerman Region. Report No. Yu/52, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Enami, M., Suzuki, K., Liou, J. G. and Bird, D. K. (1993) Al–Fe3+ and F–OH substitutions in titanite and constrains on their P–T dependence. European Journal of Mineralogy 5: 231–291.

Esmaeili, D., Tabakh Shabani, A.E., Najjar, H. and Rezaie, M. (2013) Using amphibole mineral chemistry to study magmatic and producing characteristics and geothermobarometry of granitoid plutons of northwest of Saveh, central Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(3): 417-430 (in Persian).

Ghent, E. D., Nicholls, J., Siminy, P. S., Sevigny, H. H. and Stout, M. Z. (1991) Hornblende Geobarometry of the Nelson Batholith, Southeastern British Columbia: Tectonic Implications. Canadian Journal of Earth Science 28: 1982-1991.

Giret, A., Bonin, B. and Leger, J. M. (1980) Amphibole compositional trends in oversaturated and undersaturated alkaline plutonic ring-complexes. The Canadian Mineralogist 18: 481–495.

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

Hawthorne, F. C. (1983) Crystal chemistry of the amphiboles. Canadian Mineralogist 21: 174-481.

Helmy, H. M., Ahmed, A. F., El Mahallawi, M. M. and Ali, S. M. (2004) Pressure, temperature and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids, Eastern Desert of Egypt, and tectonic implications. Journal of African Earth Sciences 38: 255–268.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH2O=5kb, Part 11, Melt composition. Journal of Petrology 17: 139-193.

Hernández-Pineda G. A., Solari, L. A., Gómez-Tuena, A., Méndez-Cárdena, D. L. and Pérez-Arvizu, O. (2011) Petrogenesis and thermobarometry of the ~50 Ma rapakivi granite-syenite Acapulco intrusive: Implications for post-Laramide magmatism in southern Mexico. Geosphere 7: 1419-1438.

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 with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist 72: 231-239.

Ishihara, S. (1977) The magnetite series and ilmenite-series granitic rocks. Mining Geology 27: 293-305.

Johnson, M. C. and Rutherford, M. J. (1988) Experimental calibration of an Aluminium-in-hornblende geobarometer applicable to calc-alkaline rocks. EOS, Transactions American Geophysical Union 69, 1511.

Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J. A., Maresch, W. V., Nicket, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungareti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphidoles of the International Mineralogical Association, Commission on new minerals and mineral names. European Journal of Mineralogy 9: 623-651.

Loiselle, M. C. and Wones, D. R. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America Abstracts with Programs 11(7).

Martin, R. F. (2007) Amphiboles in the igneous environment. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 67: 323–358.

Martinez Dopico, C. I., López de Luchi, M. G., Wemmer, K. and Rapalini, A. E. (2013) Composición química de biotita y hornblenda y edades de enfriamiento como indicadores de las condiciones de emplazamiento del complejo plutónico La Esperanza (Pérmico Superior), Macizo Norpatagónico. Revista de la Asociacion Geologica Argentina 70: 3-15.

Miyashiro, A. (1974) Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. American Journal of Sciences 247: 321-355.

Papoutsa, A. and Pe-Piper, G. (2014) Geochemical variation of amphiboles in A-type granites as an indicator of complex magmatic systems: Wentworth pluton, Nova Scotia, Canada. Chemical Geology 384: 120–134.

Ridolfi, F., Renzulli, A. and Puerini, M. (2010) Stability and chemical equilibrium of amphibole in calc-alkaline magmas: an overview, new thermobarometric formulations and application to subduction-related volcanoes. Contributions to Mineralogy and Petrology 160: 45–66.

Sarjoughian F., Kananian, A., Lentz, D. R. and Ahmadian, J. (2015) Nature and physicochemical conditions of crystallization in the South Dehgolan intrusion, NW Iran: mineral-chemical evidence. Turkish Journal of Earth Sciences 24: 249-275.

Scaillet, B. and Macdonald, R. (2003) Fluorite stability in silicic magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 147: 1867-1894.

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.

Sedighian, S., Dargahi, S. and Arvin, M. (2014) Petrography and geochemistry of Khunrang intrusive complex, northwest of Jiroft, Kerman province. 18th Geological Society of Iran Congress, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

Sedighian, S., Dargahi, S. and Arvin, M. (2017) Petrography, origin and magmatic evolution of Khunrang intrusive complex, northwest of Jiroft, Kerman. Scientific Quarterly Journal, Geosciences 26: 207-220 (in Persian).

Sial, A. N., Ferreira, V. P., Fallick, A. E., Jeronimo, M. and Cruz, M. (1998) Amphibole- rich clots in calc-alkalic granitoids in the Borborema province northeastern Brazil. Journal of South American Earth Science 11: 457-471.

Simakin, A., Zakrevskaya, O. and Salova, T. (2012) Novel Amphibole Geo-barometer with Application to Mafic Xenoliths. Earth Science Research 1: 82-97.

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

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

Toummite, A., Ikenne, M., Beraaouz, E. H. (2012) Geothermobarometry of Askaoun Pluton in Ouzellarh-Sirwa Promontory (Central Anti-Atlas; Morocco). Journal of Geology 2: 136-147.

Vyhnal, C. R., McSween, H. Y. and Speer, J. A. (1991) Hornblende Chemistry in southern Appalachian granitoids Implications for aluminus aluminum hornblende thermobarometry and magmatic epidote stability. American Mineralogist 76: 176-188.

Wones, D. R. (1981) Mafic minerals as indicators of intensive variables in granitic magmas. Mineral Geology 31: l9-l22.

Wones, D. R. (1989) Significance of the assemblage titanite + magnetite + quartz in granitic rocks. American Mineralogist 74: 744-749.