زمین دما- فشارسنجی توده گرانیتوئیدی سرمشک در شمال غرب ساردوئیه

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه هرمزگان، بندرعباس، ایران

2 گروه زمین شناسی،دانشکده علوم، دانشگاه هرمزگان، بندرعباس، ایران.

3 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران

چکیده

توده گرانیتوئیدی سرمشک در استان کرمان و در بخش جنوب شرقی کمان ماگمایی ارومیه دختر رخنمون یافته است. بر اساس مطالعات سنگ‌نگاری، این توده از سه واحد سنگی کوارتزدیوریت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت تشکیل شده است. این سنگ‌ها به طور عمده از پلاژیوکلاز، آلکالی فلدسپار، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت تشکیل شده‌اند. بررسی شیمی کانی‌های دیوریت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت نشان می‌دهد که فلدسپارها از نوع ارتوکلاز بوده و ترکیب پلاژیوکلازها الیگوکلاز-آندزین است. آمفیبول با ترکیب منیزیوهورنبلند از نوع کلسیک می‌باشد که با سرشت I بودن ماگما سازگار است. بیوتیت‌ها نیز دارای نسبت Fe/(Fe+Mg)>0.33 بوده و از منیزیم غنی هستند. مقادیر Al2O3، TiO2 و Mg# آمفیبول‌ها نشان از درهم آمیختگی منابع پوسته-ای و گوشته‌ای در تشکیل ماگمای مولد آن‌ها را دارند. بررسی‌های زمین فشارسنجی حاکی از آن است که فشار در زمان تبلور هورنبلند، در توده‌های مورد بررسی در حدود 1 تا 2 کیلوبار و در اعماق 8/5کیلومتری سطح زمین تشکیل شده‌ است. بر اساس دماسنجی زوج کانی هورنبلند- پلاژیوکلاز ، دماهای650 تا 750 درجه سانتی‌گراد، برای توده نفوذی سرمشک، ارزیابی شده است. مذاب سازنده این توده نفوذی با توجه به ترکیب هورنبلند از میزان فوگاسیته اکسیژن بالایی برخوردار بوده که ویژگی‌های کانی‌شناسی و نیز محیط تکتونیکی حاشیه فعال قاره‌ای آن، موید این موضوع هستند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geothermobarometry of Sarmeshk granitoids in the Northwest of Sarduiyeh

نویسندگان [English]

  • Asma Nazarinia 1
  • Seyed Mohsen Mortazavi 2
  • Mohsen Arvin 3
  • Mohammad Poosti 1
1 Department of Geology, Faculty of Science, University of Hormozgan,Bandar Abbas, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Science, University of Hormozgan, Bandar Abbas, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Science, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
چکیده [English]

The Sarmeshk granitoid pluton is located in southeast of the Urumieh-Dokhtar magmatic zone in the Kerman province. Based on petrographic studies, the granitoid consist of three rock type of diorite, granodiorite and monzogranite. They are mainly composed of plagioclase, alkali-feldspar, quartz, amphibole and biotite. Mineral chemistry of diorite, granodiorite and monzogranite indicate that the feldspars are orthoclase and oligoclase-andesin in composition. The calcic amphiboles have magnesiohornblende composition that is feature of I-type granite. The biotites with Fe/ (Fe+Mg)>0.33 are magnesio-biotites. The amounts of Al2O3, TiO2 and Mg# in amphiboles indicate crust and mantle mixing in the formation of Sarmeshk granitoid magma. Thermobarometer studies indicate that the pressure of hornblende crystallization in the Sarmeshk intrusion is about 1 to 2 Kbar and have been formed in the depth of 5.8 km. The thermometer of the hornblende- plagioclase reveal temperatures of 650-750 °C for the intrusion. The composition of hornblendes suggests their formation in high oxygen fugacity condition, which is in accordance with their mineralogical characteristics and active continental margin tectonic setting of Sarmeshk granitoid pluton.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Urumieh-Dokhtar magmatic zone
  • Sarmeshk
  • granitoid
  • amphibole
  • plagioclase
  • Biotite
  • Geothermobarometry

امروزه با بررسی شیمی کانی‏‌های گوناگون در سنگ‏‌های سازندة یک تودة نفوذی به شرایط تبلور کانی‏‌ها و چگونگی پیدایش ماگمای سازندة سنگ‏‌های آذرین و پهنة زمین‌ساختی آنها پی برده می‌شود (Schmidt, 1992; Moazzen and Droop, 2005; Torkian, 2014). بازسازی سازوکار پیدایش سنگ‏‌ها در سیستم‏‌های ماگمایی نیازمند براورد دما و فشار است. آگاهی از ژرفای انجماد ماگماها راهنمای خوبی برای دستیابی به دما و چگونگی تکامل شیمیایی آنها در پهنه‌های کوهزایی است (Rutter et al., 1989) و برای آن از ترکیب شیمی کانی‏‌ها بهره گرفته می‏‌شود. آمفیبول‏‌ها از کانی‏‌های متداول در سنگ‏‌های گرانیتوییدی هستند که ترکیب شیمیایی آنها به نسبت ترکیب ماگما، فشار، دما، فشاربخشی اکسیژن و نوع فازهای همزیست تغییر می‏‌کند. مقدار آلومینیم در آمفیبول‏‌های کلسیک به فشار و ژرفای تبلور آنها وابسته است (Hammarstrom and Zen, 1986)؛ ازاین‌رو، بسیاری از پژوهشگران برای براورد دما و فشار از ترکیب شیمیایی آمفیبول و برای دستیابی به دمای تبلور از جفت کانی آمفیبول-پلاژیوکلاز همزیست بهره گرفته‏‌اند (Stein and Dietl, 2001; Helmi et al., 2004; Blundy and Cashman, 2008; Hossain et al., 2009). همچنین، برای شناسایی سری ماگمایی و پهنة زمین‌ساختی از ترکیب کانی‏‌هایی مانند بیوتیت و آمفیبول نیز بهره گرفته شده است (Leterrier et al., 1982; Abdel Rahman, 1994). پژوهش‏‌های پیشینِ Alimohamadi (2015) در منطقة سرمشک از دیدگاه دگرسانی، کانی‏‌سازی، منبع و تحول سیال کانه‏‌دار انجام شده است. برپایة بررسی‌های یادشده روی میانبارهای سیال، تغییرات در دگرسانی گرمابی و مجموعه‏‌های کانی مرتبط با آن، از راه نفوذ پالس‏‌های گوناگون سیال‌های ماگمایی با ترکیب اولیه مختلف پدید آمده است. ازآنجایی‌که بررسی‌های دما- فشارسنجی و ارزیابی فشاربخشی اکسیژن برای تودة سرمشک تا کنون بررسی نشده است، پس براورد دما، فشار و ژرفای جایگیری ماگمای سازندة آن در راستای تکمیل شرایط پیدایش آن ارزشمند است. در این مقاله نیز، از ترکیب شیمیایی کانی‏‌های آمفیبول، پلاژیوکلاز، ‏‌پتاسیم‌فلدسپار و بیوتیت که از اصلی‏‌ترین کانی‏‌های سازنده‌اند، برای براورد شرایط دما- فشارسنجی پیدایش توده و همچنین، جایگاه زمین‌ساختی تودة نفوذی بهره گرفته شده است.

 

جایگاه زمین‏‌شناسی محدودة بررسی‌شده

از دیدگاه ساختاری توده گرانیتوییدی الیگوسن سرمشک، در بخش جنوب‏‌خاوری پهنة ماگمایی ارومیه- دختر و در پهنة دهج ساردوییه جای دارد (شکل 1- A). محدودة بررسی‌شدة سرمشک، در منطقه‏‌ای کوهستانی در شمال‏باختری نقشة 1:100000 زمین‏‌شناسی ساردوییه، در طول جغرافیایی خاوری 57°05′ تا 57°15′ و عرض جغرافیایی شمالی 29°20′ تا 29°25′ رخنمون دارد (شکل 1-B ). این محدوده در استان کرمان و در شمال‌باختری ساردوییه است.

 

ویژگی‌های صحرایی و بررسی‌های سنگ‌نگاری

گرانودیوریت بیشترین حجم سنگی تودة سرمشک را دربرگرفته است. افزون‌برآن، کوارتزدیوریت و مونزوگرانیت نیز در آن دیده می‏‌شود. این تودة نفوذی در سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن نفوذ کرده است که دربردارندة مجموعه‏‌ای از گدازه‏‌ها با ترکیب آندزیت تا آندزیت‏‌بازالت و کمتر داسیت و مواد آذرآواری هستند (Dimitrijevic, 1973).


 

 

 

شکل 1- (A نقشة ساده‌شده سنگ‏‌های آذرین سنوزوییک در گستره ایران (برگرفته از: Alavi (1996)) و موقعیت پهنة ماگمایی کرمان روی پهنة ماگمایی ارومیه- دختر نشان داده شده است (برگرفته از Dimitrijevic, 1973)؛ B) نقشة ساده‌شده توده سرمشک (Dimitrijevic, 1973)

 


تودة نفوذی سرمشک، رنگ خاکستری تیره تا کرم روشن و توپوگرافی کمابیش مرتفع و خشن دارد؛ اما به‌علت هوازدگی، در صحرا به رنگ قهوه‏‌ای تیره دیده می‏‌شود. سنگ‌نگاری واحدهای یادشده به‌‌شرح زیر است:

گرانودیوریت: برپایة بررسی‏‌های سنگ‌نگاری، بافت کلی گرانودیوریت‏‌ها گرانولار ناهمسان دانه‌متوسط تا دانه‌ریز (شکل ٢- A) و پورفیروییدی با زمینة دانه‌ریز است (شکل 2- B). توده گرانودیوریتی با بافت گرانولار تقریباً سرتاسر خاور، شمال و مرکز منطقة سرمشک را در برگرفته است؛ اما توده گرانودیوریتی با بافت پورفیروییدی و مقیاس کم در جنوب منطقة سرمشک رخنمون دارد. گرانودیوریت‏‌های با بافت پورفیروییدی، کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت، کانی تیره و به میزان کمتر کوارتز و ارتوکلاز به‌صورت فنوکریست و میکروفنوکریست حضور دارند. زمینة این سنگ‌ها بیشتر از پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر کوارتز، ارتوکلاز ساخته شده است. بیشترین میزان فنوکریست‏‌ها در سنگ 50 درصدحجمی است.

 

 

شکل 2-A) بافت گرانولار ناهمسان دانه متوسط در گرانودیوریت؛ B) بافت پورفیروییدی با زمینة کمابیش دانه‌ریز در گرانودیوریت پورفیروییدی؛ C) کانی‏‌های روشن پلاژیوکلاز، ارتوکلاز و کوارتز و کانی‏‌های تیره آمفیبول و بیوتیت در کوارتزدیوریت؛ D) بافت غربالی در پلاژیوکلازهای کوارتز دیوریت؛ E) بافت گرانولار ناهمسان دانه متوسط در مونزوگرانیت؛ F) بافت پویی‌کیلیتیک به‌صورت میانبارهایی از پلاژیوکلاز درون بلور بیوتیت در مونزوگرانیت (نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans (2010): Pl= پلاژیوکلاز؛ Qz= کوارتز؛ Kfs= پتاسیم‌فلدسپار؛ Bt= بیوتیت؛ Am= آمفیبول) (همة تصویرها در نور پلاریزه متقاطع یا XPL گرفته شده‏‌اند)

 

گرانودیوریت‏‌های با بافت گرانولار، حجم بزرگی از تودة نفوذی را در برمی‏‌گیرند و از کانی‏‌های پلاژیوکلاز (45 درصدحجمی)، 12 درصدحجمی پتاسیم‌فلدسپار و 20 تا 23 درصدحجمی کوارتز ساخته شده‌اند. هورنبلند (7 درصدحجمی) به حالت نیمه‌شکل‏‌دار‏‌ و شکل‏‌دار و به‌صورت بلورهای درشت تا ریز دیده می‏‌شود. تیتانیت (اسفن)، آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی آنها هستند. بلورهای تیتانیت به‌صورت پراکنده در نمونه‏‌ها حضور دارند؛ اما بلورهای آپاتیت و زیرکن بیشتر در قالب میانبار درون دیگر کانی‏‌ها، به‌ویژه پلاژیوکلاز و بیوتیت، دیده می‏‌شوند.

 

کوارتزدیوریت: کوارتزدیوریت با بافت گرانولار ناهمسان دانه از کانی‏‌های اصلیِ پلاژیوکلاز (45-40درصدحجمی)، پتاسیم‌فلدسپار (10-20درصدحجمی) و کوارتز (کمتر از 10درصدحجمی) ساخته شده است (شکل 2- C). میزان کانی‏‌های تیره از کمتر از 5 درصد تا نهایتاً 30 درصدحجمی تغییر می‏‌کند. هورنبلند و پس از آن بیوتیت از مهم‏‌ترین کانی‏‌های تیره در نمونه‏‌ها به‌شمار می‌روند. تیتانیت، آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی در آنها هستند. سریسیت، کلریت، اپیدوت و کلسیت نیز از کانی‏‌های ثانویة سنگ‏‌های سازندة تودة نفوذی سرمشک‌اند. کوارتزدیوریت در بخش‏‌های خاوری و مرکزی منطقة سرمشک رخنمون دارد. گاه پلاژیوکلازها بافت غربالی نشان می‏‌دهند که در پی تغییر شرایط تبلور مذاب هنگام رشد بلور پدید آمده است (شکل 2- D)؛ به‌گونه‌ای‌که ناپایداری شرایط، ذوب و انحلال‌ بخشی از بلور را به‌دنبال دارد و در پی آن تبلور دوباره در پلاژیوکلاز روی می‌دهد (Vernon, 2004).

مونزوگرانیت: بافت اصلی آن گرانولار ناهمسان دانه است (شکل 2- E). پلاژیوکلازها (22 درصدحجمی) با فرم تخته‏‌ای، نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل‌اند. بلورهای پتاسیم‌فلدسپار (36 درصدحجمی) در فضای میان بلورهای دیگر رشد کرده‏‌اند و گاه ماکل کارلسباد نشان می‏‌دهند. بلورهای کوارتز (24 درصدحجمی) نیز با اندازه ریز تا متوسط در نمونه‏‌ها دیده می‌شوند. کانی‏‌های مافیک بیشتر دربردارندة بیوتیت و هورنبلند هستند. گاه بیوتیت بافت پویی‌کیلیتیک نشان می‏‌دهد که دربرگیرندة میانبارهایی از دیگر کانی‏‌های سنگ است (شکل 2- F). کانی‏‌های فرعی مونزوگرانیت‏‌ها تیتانیت، زیرکن و کانی کدر هستند.

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و برگزیدن نمونه‏‌های مناسب، شمار 40 مقطع نازک سنگی ساخته و پس از بررسی میکروسکوپی، از میان آنها نمونه‏‌های سنگی (گرانودیوریت، کوارتزدیوریت و مونزوگرانیت) با کمترین دگرسانی برای ساخت مقطع صیقلی و بررسی شیمی کانی‏‌ها برگزیده شدند. برای شناخت و بررسی دقیق کانی‏‌ها و به‌دست‌آوردن ترکیب عنصری آنها، کانی‏‌های آمفیبول (16 نقطه)، بیوتیت (6 نقطه)، پلاژیوکلاز (16 نقطه) و پتاسیم‌فلدسپار (4 نقطه) در هر سه گروه سنگی (گرانودیوریت، کوارتزدیوریت و مونزوگرانیت) در آزمایشگاه ژئوشیمی آکادمی علوم چین با دستگاه تجزیة ریزکاو الکترونیِ Cameca SX100، با ولتاژ شتاب‌دهندة 25KV و شدت جریان 10nA تجزیة نقطه‏‌ای شدند (جدول‌های 1، 2 و 3).


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی آمفیبول‏‌ها در گرانیتوییدهای سرمشک به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها برپایة 23 اتم اکسیژن (Gd: گرانودیوریت؛ Qd: کوارتزدیوریت؛ Mg: مونزوگرانیت)

Sample No.

SAL

SAB

SK3

SK4

SH5

SH6

SB5

SC2

Rock type

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

SiO2

48.44

48.73

47.68

48.17

48.97

48.48

48.43

48.87

TiO2

1.14

1.21

1.15

1.12

1.07

1.23

0.94

1.36

Al2O3

5.08

5.37

5.41

5.58

5.04

5.24

5.13

5.28

FeO*

17.59

17.07

17.76

17.55

15.79

15.50

18.01

13.89

MnO

0.34

0.38

0.42

0.43

0.42

0.37

0.57

0.50

MgO

12.84

12.54

12.65

12.88

13.35

13.71

12.29

14.67

CaO

11.41

11.70

11.21

11.13

11.82

11.77

11.36

11.61

Na2O

1.36

1.48

1.43

1.42

1.23

1.39

1.11

1.33

K2O

0.48

0.52

0.51

0.53

0.45

0.49

0.64

0.58

Cr2O3

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

Total

98.69

99.00

98.23

98.80

98.13

98.18

98.48

98.11

Si

7.04

7.10

6.97

6.97

7.14

7.06

7.07

7.06

Ti

0.12

0.13

0.13

0.12

0.12

0.13

0.10

0.15

Al

0.87

0.92

0.93

0.95

0.87

0.90

0.88

0.90

Fe

1.37

1.63

1.29

1.21

1.43

1.32

2.20

1.68

Mn

0.04

0.05

0.05

0.05

0.05

0.05

0.07

0.06

Mg

2.78

2.72

2.75

2.78

2.90

2.98

2.67

3.16

Ca

1.78

1.83

1.75

1.73

1.85

1.84

1.78

1.80

Na

0.38

0.42

0.40

0.40

0.35

0.39

0.31

0.37

K

0.09

0.10

0.10

0.10

0.08

0.09

0.12

0.11

(Ca+Na)B

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

NaB

0.22

0.17

0.25

0.27

0.15

0.16

0.22

0.20

Mg/Mg+Fe+2

0.67

0.63

0.68

0.70

0.67

0.69

0.65

0.75

 

جدول 1- ادامه

Sample No.

SB2

SS1

SAk1

SCA12

SKA13

SN14

SM15

SO16

Rock type

Mg

Mg

Mg

Qd

Qd

Qd

Qd

Qd

SiO2

49.37

49.03

49.21

48.24

48.01

48.66

48.31

47.81

TiO2

0.86

1.19

0.84

1.67

1.27

1.25

1.34

1.60

Al2O3

4.84

4.96

4.92

5.17

6.00

5.76

5.83

5.97

FeO*

17.54

13.59

17.58

14.75

14.17

13.07

13.70

13.81

MnO

0.53

0.24

0.52

0.46

0.41

0.23

0.22

0.22

MgO

12.45

14.46

12.57

13.98

14.83

14.61

13.84

14.05

CaO

11.33

11.63

11.49

11.80

12.02

12.70

12.92

12.91

Na2O

1.02

1.21

1.06

1.20

1.21

1.27

1.30

1.39

K2O

0.63

0.55

0.62

0.65

0.50

0.50

0.60

0.46

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

0.00

0.03

Total

98.55

96.86

98.80

97.93

98.41

98.06

98.05

98.24

Si

7.18

7.17

7.15

7.03

6.91

7.08

7.10

7.00

Ti

0.09

0.13

0.09

0.18

0.14

0.14

0.15

0.18

Al

0.83

0.85

0.84

0.89

1.02

0.99

1.01

1.03

Fe

2.13

1.21

2.14

1.80

1.71

1.59

1.68

1.69

Mn

0.06

0.03

0.06

0.06

0.05

0.03

0.03

0.03

Mg

2.70

3.15

2.72

3.04

3.18

3.17

3.03

3.07

Ca

1.77

1.82

1.79

1.84

1.85

1.98

2.00

2.00

Na

0.29

0.35

0.30

0.34

0.34

0.36

0.37

0.39

K

0.12

0.10

0.11

0.12

0.09

0.09

0.11

0.09

(Ca+Na)B

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

NaB

0.23

0.18

0.21

0.16

0.15

0.02

0.00

0.00

Mg/Mg+Fe+2

0.65

0.72

0.65

0.71

0.77

0.69

0.64

0.66


جدول 2- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی بیوتیت‏‌ها در گرانیتوییدهای سرمشک به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها برپایة 22 اتم اکسیژن (Gd: گرانودیوریت؛ Qd: کوارتزدیوریت؛ Mg: مونزوگرانیت)

Sample No.

SE4

SF2

SBk4

SSA21

SKA32

SM15

Rock type

Gd

Gd

Mg

Mg

Qd

Qd

SiO2

37.30

37.80

38.02

37.94

38.02

37.35

TiO2

4.10

4.34

4.42

4.31

4.42

4.35

Al2O3

13.27

13.42

13.01

13.18

12.89

13.18

FeO

17.45

17.48

17.32

17.37

17.40

17.30

MnO

0.22

0.19

0.24

0.20

0.24

0.19

MgO

13.31

13.34

13.44

13.20

13.30

13.53

CaO

0.02

0.02

0.03

0.01

0.09

0.04

Na2O

0.10

0.12

0.13

0.12

0.17

0.10

K2O

9.86

9.65

10.11

10.70

10.14

9.22

Total

95.63

96.36

96.72

97.03

96.67

95.26

Si

5.56

5.57

5.61

5.60

5.62

5.56

AlIV

2.23

2.19

2.10

2.11

2.04

2.11

AlVI

0.27

0.30

0.32

0.34

0.34

0.34

Ti

0.46

0.48

0.49

0.48

0.49

0.49

Fe

2.18

2.15

2.14

2.14

2.15

2.16

Mn

0.03

0.02

0.03

0.03

0.03

0.02

Mg

2.96

2.93

2.96

2.91

2.93

3.00

Ca

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

Na

0.03

0.03

0.04

0.03

0.05

0.03

K

1.88

1.81

1.71

1.83

1.72

1.75

 

جدول 3- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی فلدسپار‏‌ها در گرانیتوییدهای سرمشک به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها برپایة 8 اتم اکسیژن (Gd: گرانودیوریت؛ Qd: کوارتزدیوریت؛ Mg: مونزوگرانیت)

Sample No.

SAL

SAB

SK3

SK4

SH5

SH6

SB5

SB2

SS1

SAk1

Rock type

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Gd

Mg

Mg

Mg

SiO2

61.26

61.69

61.77

61.80

61.75

71.04

70.85

62.78

61.80

61.50

TiO2

0.02

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

Al2O3

24.37

24.52

24.05

23.56

24.14

15.98

15.82

23.50

24.15

24.90

FeO

0.18

0.18

0.22

0.19

0.13

0.10

0.10

0.16

0.16

0.22

MnO

0.01

0.01

0.00

0.03

0.00

0.04

0.00

0.00

0.00

0.01

MgO

0.01

0.00

0.08

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

CaO

6.87

6.73

6.68

6.69

6.80

0.78

0.78

5.44

6.20

6.01

Na2O

7.06

7.14

7.16

7.03

6.85

2.73

2.78

7.64

7.24

7.05

K2O

0.60

0.52

0.40

0.51

0.39

9.64

9.85

0.75

0.70

0.50

Total

100.38

100.81

100.37

99.82

100.06

100.31

100.18

100.28

100.27

100.20

Si

2.44

2.45

2.46

2.48

2.47

2.83

2.83

2.50

2.46

2.46

Al

1.30

1.30

1.28

1.26

1.29

0.85

0.84

1.25

1.28

1.33

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe

0.01

0.01

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.55

0.53

0.53

0.54

0.54

0.06

0.06

0.43

0.49

0.48

Na

1.13

1.13

1.14

1.13

1.10

0.44

0.44

1.22

1.16

1.13

K

0.09

0.08

0.06

0.08

0.06

1.54

1.57

0.12

0.11

0.08

Orthoclase

5.36

4.74

3.65

4.70

3.70

75.55

75.65

6.73

6.34

4.77

Albite

63.66

64.75

65.69

64.58

64.37

21.39

21.35

68.79

65.59

66.77

Anorthite

30.98

30.50

30.66

30.72

31.93

3.06

3.00

24.48

28.06

28.46

 


جدول 3- ادامه

Sample No.

SBk4

SSA21

SBA21

SCA12

SKA13

SN14

SM15

SO16

SCA12

SHA2

Rock type

Mg

Mg

Mg

Qd

Qd

Qd

Qd

Qd

Qd

Qd

SiO2

62.14

63.02

70.56

61.22

61.77

60.55

60.91

61.43

61.76

71.24

TiO2

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

23.90

23.03

15.99

24.17

24.30

24.52

24.92

24.16

23.53

15.80

FeO

0.15

0.21

0.10

0.20

0.25

0.17

0.17

0.21

0.20

0.10

MnO

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.02

0.04

0.00

0.01

0.00

MgO

0.01

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

CaO

6.48

6.17

0.78

7.02

7.26

7.46

7.10

7.24

7.21

0.78

Na2O

7.11

7.18

2.79

7.02

6.93

6.39

6.92

6.72

6.82

2.70

K2O

0.45

0.67

9.89

0.38

0.40

0.42

0.39

0.67

0.70

9.60

Total

100.24

100.31

100.11

100.02

100.94

99.54

100.45

100.43

100.24

100.22

Si

2.48

2.51

2.82

2.45

2.45

2.43

2.43

2.45

2.44

2.84

Al

1.27

1.22

0.85

1.29

1.28

1.31

1.32

1.28

1.29

0.84

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe

0.01

0.02

0.01

0.02

0.02

0.01

0.01

0.02

0.02

0.01

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.52

0.49

0.06

0.56

0.58

0.60

0.57

0.58

0.57

0.06

Na

1.14

1.15

0.45

1.12

1.10

1.03

1.10

1.07

1.08

0.43

K

0.07

0.11

1.58

0.06

0.06

0.07

0.06

0.11

0.11

1.53

Orthoclase

4.18

6.13

75.67

3.50

3.63

3.96

3.55

6.09

6.28

75.65

Albite

65.84

65.65

21.35

64.34

63.24

60.65

63.76

61.01

61.29

21.28

Anorthite

29.98

28.22

2.98

32.16

33.13

35.39

32.69

32.90

32.43

3.07

 


شیمی کانی‏‌ها

آمفیبول: آمفیبول مهم‏‌ترین کانی مافیک در سنگ‏‌های تودة نفوذی سرمشک است که برای رده‏‌بندی آنها و نیز دیگر محاسبه‌ها (مانند فشارسنجی و دماسنجی) آنالیز شده است (جدول 1). برپایة طبقه بندی Leake و همکاران (1997)، همة آمفیبول‏‌های بررسی‌شده از گروه آمفیبول‏‌های کلسیک هستند و همگی در زیر‏‌گروه منیزیو هورنبلند جای می‏‌گیرند (شکل‌های 3- A و 3- B).

به باور Leake و همکاران (1997)، آمفیبول‏‌های ماگمایی سیلیس کمتر از 3/7 درصدوزنی دارند؛ اما آمفیبول‏‌هایی با سیلیس بیشتر از 3/7 در پی فرایند ساب‌سالیدوس پدید آمده‏‌اند (Agemar et al., 1999; Chivas, 1982). مقدار سیلیس آمفیبول‏‌ها در بازة 91/6 تا 18/7 است و به باور Leake و همکاران (1997)، این نکته نشانة آذرین‌بودن این بلورهاست. همچنین، آمفیبول‏‌های آذرین و دگرگونی برپایة نمودار تغییرات Si دربرابر مجموع کاتیون‏‌های Na+Ca+K از هم جدا می‏‌شوند (Sial et al., 1988). پس برپایة مقدار Na+Ca+K، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده آمفیبول‏‌های پدیدآمده از تبلور ماگما جای گرفته و از آمفیبول‌های پدیدآمده از فرایند دگرگونی جدا شده‏‌اند (شکل 3- C).

بیوتیت: برای نامگذاری میکاها رده‏‌بندی‏‌های گوناگونی به‌کار برده می‌شوند که رده‏‌بندی پیشنهادیِ Spear (1984) یکی از آنهاست (شکل 4- A). Spear (1984) میکاها را برپایة مقادیر کاتیونی Al و Fe/Fe+Mg به چهار گروه آنیت، سیدروفیلیت، فلوگوپیت و ایستونیت رده‌بندی کرده است. برپایة این رده‌بندی، میکاهای بررسی‌شده با Fe/Fe+Mg>0.33 در محدوده بیوتیت جای می‏‌گیرند (شکل 4- A؛ جدول 2). همچنین، برای شناسایی بیوتیت‏‌های اولیه از ثانویه نمودار سه‏‌تاییِ MgO- FeO+MnO- 10TiO2 (شکل 4- B) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار بیوتیت‏‌های بررسی‌شده در گسترة بیوتیت‏‌های ماگمایی یا اولیه جای می‏‌گیرند (شکل 4- B). بیوتیت‏‌های منطقة سرمشک برپایة نمودار سه‌تایی Mg- (AlVI+Ti+Fe3+)- (Fe2++Mn) (شکل 4- C)، در گستره بیوتیت‏‌های منیزیم‏‌دار جای گرفته‏‌اند. این نکته در حقیقت پیامد تبلور اولیه اکسیدهای آهن در قالب مگنتیت و تیتانیم به‌صورت تیتانیت است (Forster, 1960). حضور مجموعه کانی‏‌های بیوتیت منیزیم‏‌دار، مگنتیت و تیتانیت نشان‌دهندة فوگاسیتة کمابیش بالای اکسیژن در ماگماست (Ishihara, 1977).

 

 

 

شکل 3- رده‌بندی کلی آمفیبول‏‌های تودة نفوذی سرمشک در: A) نمودار BCa+BNa دربرابر BNa؛ B) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997)؛ C) جداسازی آمفیبول‏‌های پدیدآمده از فرایند آذرین و آمفیبول‏‌های پدیدآمده از دگرگونی (Sial et al., 1998)

 

شکل 4- رده‏‌بندی میکاهای تودة سرمشک برپایة ترکیب شیمیایی آنها در: A) نمودار AlVIدربرابر Fe/Fe+Mg (Spear, 1984)؛ B) نمودار رده‏‌بندی بیوتیت‏‌ها به سه گروه بیوتیت‏‌های اولیه، ثانویه و بیوتیت‏‌های بازتبلوریافته (Nachit et al., 2005)؛ C) نمودار سه‌تایی Mg-(AlVI+Ti+Fe3+)-(Fe2++Mn) (Forster, 1960)

 

 

پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز فراوان‏‌ترین کانی روشن در تودة نفوذی سرمشک است. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها و پتاسیم‌فلدسپارها در جدول 3 آورده شده است. محاسبه‌های انجام‌شده نشان می‏‌دهند ترکیب سازنده‌های پایانی پلاژیوکلازها به‌‌صورت An24-35، Or3.5-6.7 و Ab60-68و برای پتاسیم‌فلدسپارها به‌‌صورت An2.98-3.07، Or75.55-75.67 و Ab21.28-21.39 است. این پلاژیوکلازها منطقه‏‌بندی ندارند و در نمودار سه‏‌تایی Ab-An-Or، همة پلاژیوکلازها در محدوده الیگوکلاز- آندزین و پتاسیم‌فلدسپارها در محدوده ارتوکلاز جای می‏‌گیرند (شکل 5).

 

 

شکل 5– ترکیب فلدسپارهای تودة نفوذی سرمشک در نمودار سه‌تایی Ab-An-Or (Deer et al., 1992)

بحث

شناسایی محیط تکتونوماگمایی و خاستگاه ماگما برپایة ترکیب آمفیبول و بیوتیت

به باور بسیاری از پژوهشگران (Chappell and White, 1993; Celemns and Wall, 1984) حضور آمفیبول‏‌های کلسیک در سنگ‏‌های گرانیتوییدی نشانة اینست که این سنگ‏‌ها از گرانیتوییدهای نوع I هستند (Stein and Dietl, 2001)؛ زیرا مقدار CaO در گرانیتوییدهای نوع I بالاست و تبلور هورنبلند را به‌دنبال دارد. ویژگی شیمیایی آمفیبول‏‌ها برای شناخت محیط‏‌های زمین‌ساختی مختلف به‏‌کار می‏‌رود. Coltorti و همکاران (2007) نمودار SiO2 دربرابرNa2O را برای تفکیک محیط‏‌های فرورانش و میان‏‌صفحه‏‌ای از هم پیشنهاد کرده‌اند. بر پایه آن، آمفیبول‏‌های مربوط به فرورانش، Na2O کمتری نسبت به آمفیبول‌های پهنه‌های میان‏‌صفحه‏‌ای دارند (Coltorti et al., 2007)؛ ازاین‌رو، با توجه میانگین Na2O در آمفیبول‏‌های منطقة سرمشک (27/1 درصدوزنی)، آمفیبول‏‌های بررسی‌شده به محیط فرورانش تعلق دارند (شکل 6- A). همچنین، برای تعیین محیط پیدایش ماگمای سازنده بیوتیت‏‌ها، رده‏‌بندی پیشنهادیِ Abdel Rahman (1994) به‌کار برده شد (شکل‌های 6- B و 6- C). برپایة این رده‏‌بندی، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده بیوتیت‏‌های کالک‏‌آلکالن پهنه‌های فرورانش جای گرفته‏‌اند.

 

 

 

شکل 6- A) رده‌بندی تکتونوماگمایی آمفیبول‏‌ها (Coltori et al., 2007) (آمفیبول‏‌های فرورانش: S-Amph؛ آمفیبول‏‌های میان‏‌صفحه‏‌ای: I-Amph)؛ B، C) شناخت محیط پیدایش ماگمای سازندة بیوتیت‏‌ها برپایة رده‏‌بندی پیشنهادیِ Abdel Rahman (1994) در نمودار FeO دربرابر Al2O3و نمودار سه‌تایی MgO-FeO-Al2O3 (پهنه A: مناطق کششی؛ پهنه C: مناطق فرورانش؛ پهنه P: محیط‏‌های برخوردی)


 

 

 

آمفیبول‏‌ها در سری‏‌ ساب‌آلکالن نسبت به آمفیبول‏‌های سری‏‌ آلکالن، مقدار کمتری TiO2 دارند (معمولاً کمتر از 2/1 درصدوزنی) و در آمفیبول‏‌هایی که میزان 9 تا 14 درصدوزنی MgO دارند، مقدار TiO2 به نزدیک 5/3 درصدوزنی نیز می‏‌رسد. همچنین، آمفیبول‏‌های سری ساب‌آلکالن، میزان Al2O3 و Na2O کمتری نسبت به محیط آلکالن دارند (Molina et al., 2009). همان‏گونه‌که در نمودارهای دو متغیرة Al2O3، MgO و Na2O دربرابر TiO2 نمایش داده شده است (شکل‌های 7- A، 7- B و 7- C)، نمونه‏‌های بررسی‌شده با میانگین Na2O= 32/1، MgO=13/13، TiO2=12/1 و Al2O3=20/5 (برپایة درصدوزنی) در محدودة ساب‏‌آلکالن جای گرفته‏‌اند. ترکیب شیمیایی کانی‏‌هایی مانند آمفیبول نیز راهنمای خوبی برای شناسایی خاستگاه ماگما به‌شمار می‌روند. با به‌کارگیری فراوانی اکسیدهای تیتانیم و آلومینیم در آمفیبول، خاستگاه‌های پوسته‏‌ای و گوشته‏‌ای از یکدیگر شناخته می‌شوند (Jiang and An, 1984).

 

 

 

شکل 7- شناسایی سری ماگمایی تودة گرانیتوییدی سرمشک برپایة ترکیب شیمیایی آمفیبول (Molina et al., 2009) در: A) نمودار TiO2 دربرابر Al2O3؛ B) نمودار TiO2 دربرابر MgO؛ C) نمودار TiO2 دربرابر Na2O؛ D) نمودار Al2O3 دربرابر TiO2 (Jiang and An, 1984)

 

 

برپایة نمودار درصدوزنی Al2O3 دربرابر TiO2، ترکیب آمفیبول‏‌ها (میانگینِ TiO2= 12/1 و Al2O3-20/5 درصدوزنی) نشان‌دهندة دخالت ماگمای گوشته‏‌ای و ترکیب‌های پوسته‏‌ای در پیدایش آنهاست (شکل 7- D). همچنین، با به‌به‌کاربردن Mg# یا عدد منیزیمِ هورنبلند ‏خاستگاه ماگمایی شناسایی می‌شود (Xie and Zhang, 1990)؛ به‌گونه‌ای‌‏‌که اگر عدد منیزیم بیشتر از 7/0 باشد، ماگما خاستگاه گوشته‏‌ای دارد و کمتربودن آن از 5/0 نشانة خاستگاه پوسته‏‌ای آن است. مقدارهای 7/0 تا 5/0 نشانة دخالت هر دو خاستگاه (پوسته‏‌ای و گوشته‏‌ای) در پیدایش ماگماست (Xie and Zhang, 1990). در هورنبلندهای منطقة بررسی‌شده عدد منیزیم برابربا 54/0تا 72/0 است و نشان‏‌دهندة نقش هردو ماگمای پوسته‏‌ای و گوشته‏‌ای و آمیختگی ترکیب‌های آنها در پیدایش ماگماست.

 

زمین‌دما- فشارسنجی

کاربرد کانی آمفیبول و جفت کانی‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز در زمینة سنجش دما و فشار در سنگ‏‌های گرانیتی به‌ویژه در سنگ‌هایِ سری‏‌ کالک‏‌آلکالن، متداول است (Hollister et al., 1987; Moazzen and Droop, 2005)؛ زیرا آمفیبول‏‌ها ساختار کانی‏‌شناسی و فرمول شیمیایی گسترده و متنوعی دارند و ازاین‌رو، در گستره‏‌ای از دما و فشار از 1 تا 23 کیلو بار و دمای 400 تا 1150 درجة سانتیگراد پایدار هستند (Stein and Dietl, 2001). گفتنی است برای به‌کاربردن ترکیب آمفیبول در ارزیابی فشار و دما، همزیستی کانی‏‌های کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، تیتانیت و اکسیدهای آهن- تیتانیم (مگنتیت/ ایلمنیت) در سنگ بررسی‌شده ضروری است (Stein and Dietl, 2001). همچنین، در پلاژیوکلازی که با آمفیبول همزیست است باید میزان آنورتیت An25-An35 باشد. فوگاسیتة اکسیژن باید بالا باشد؛ زیرا فوگاسیتة کم اکسیژن، جایگیری Fe2+ در شبکه هورنبلند را آسان می‏‌کند و مقدار آلومینیم هورنبلند را افزایش می‏‌دهد. سنگ نیز باید از سیلیس اشباع باشد؛ زیرا مقدار آلومینیم آمفیبول به‌طور مستقیم به مقدار سیلیس آن مربوط می‏‌شود (Stein and Dietl, 2001).

 

براورد فشار: به طور کلی روش‏‌های فراوانی برای فشارسنجی آمفیبول‏‌ها پیشنهاد شده‌اند (Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Schmidt, 1992; Johnson and Rutherford, 1989). همة این روش‏‌ها برپایة مقدار Al در آمفیبول‏‌ها است؛ زیرا مقدار Al در ساختار آمفیبول با تغییرات فشار رابطة مستقیم دارد (Schmidt, 1992). Hammarstrom و Zen (1986) نخستین کسانی بودند که وجود ارتباط میان مقدار آلومینیم کل در ساختار آمفیبول و فشاری را که آمفیبول در آن شرایط متبلور شده است را پیشنهاد کردند. میانگین فشارهای به‌دست‌آمده برپایة رابطه بالا برای تودة نفوذی سرمشک برابربا 16/1 است (جدول 4). همچنین، در نمودار Al دربرابر Ti (هر دو در واحد فرمولی)، نمونه‏‌ها در قلمرو آمفیبول‏‌های فشار متوسط جای می‏‌گیرند (شکل 8- A). پژوهش‏‌های پیشرفته‏‌ترِ Anderson و (1995) Smith نشان دادند عواملی مانند دما، جانشینی Ti در سایت تتراهدری، میزان جانشینی Fe+2 و فوگاسیتة اکسیژن بر مقدار Al تاثیر می‏‌گذارد و چه‌بسا فشار دروغین پدید آورد. ازاین‌رو، در هنگام به‌کاربردن داده‏‌های این نمودار باید احتیاط کرد. همچنین، برای اندازه‌گیری فشار از معادلة پیشنهادیِ Schmidt (1992) بهره گرفته شده است. میانگین فشار به‌دست‌آمده برای تبلور هورنبلند در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 36/1کیلوبار است (Schmidt, 1992). همچنین، در نمودارهای پیشنهادیِ Schmidt (1992)، آمفیبول‏‌های تودة بررسی‌شده در محدوده فشارِ 1 تا 2 کیلوبار متبلور شده‏‌اند (شکل 8- B). سرانجام Anderson و Smith (1995)، با آمیختن معادله‌های پیشنهادیِ Blundy و Holland (1990) و Schmidt (1992)، فرمول جدیدی برای محاسبه فشار پیشنهاد کردند. در این معادله، تاثیر دما و فشار بر میزان Al به‌خوبی روشن است. مقدار Altotal معادل مجموع AlIV و AlVI و دما (T) برپایة درجة سانتیگراد و برپایة دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز پایه‌ریزی شده است (Blundy and Holland, 1990). میانگین فشار به‌دست‌آمده برای تبلور هورنبلند در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 14/1 کیلوبار براورد شده است. این رابطه کمترین خطا را نسبت به روش‏‌های دیگر دارد. پس برپایة محاسبة فشار به روش‏‌های گوناگون، آمفیبول‏‌ها در توده بررسی‌شده در محدوده فشار 1 تا 2 کیلوبار متبلور شده‏‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده از فشارسنجی‏‌های گوناگون نشان‌دهندة جایگزینی تودة نفوذی سرمشک در سطوح کم‌ژرفای پوسته‏‌ای است که این یافته‌ها با ویژگی‌های سنگ‌شناسی همخوانی دارد. افزون‌براین، گمان می‌رود فنوکریست‏‌های آمفیبول‏‌ در تودة نفوذی سرمشک با بافت پورفیروییدی همانند آمفیبول‏‌های در تودة نفوذی سرمشک با بافت گرانولار در فشار یکسانی متبلور شده‏‌اند و در پایان به افق‏‌های بالاتر صعود کرده‏‌اند. همچنین، برپایة چگالی سنگ‏‌های پوسته‏‌ای gr/Cm3 65/2 (Helmy et al., 2004) و برپایة میانگین فشارهای به‌دست‌آمده، تودة بررسی‌شده در ژرفای 8/5 کیلومتری سطح زمین پدید آمده‏‌ است.

 

 

جدول 4- مقدار دما، فشار، فوگاسیتة اکسیژن و میزان آب به‌دست‌آمده برپایة ترکیب شیمی کانی‌ها در تودة گرانیتوییدی سرمشک

 

Pressure (Kb)

Temperature (oC)

Oxygen fugacity

 

Rock- type

1:P (±3Kbar)

2:P(±0.6Kbar)

3:P(±0.6Kbar)

1:T(oC)

2:T(oC)

ƒO2

H2O

 

Monzogranite

0.98

1.5

0.49

650

651

-14.93

6.6

 

Monzogranite

1.01

1.25

1.2

675

674

-16

6.9

 

Monzogranite

1.22

0.94

0.96

686

680

-16.08

7.2

 

Granodiorite

1.23

0.98

0.85

695

697

-15.43

6.5

 

Granodiorite

1

1.3

1.2

690

695

-15.32

6.1

 

Granodiorite

1.1

1.1

1.3

701

710

-15.43

6.2

 

Granodiorite

1.24

1.57

1.1

712

700

-15.47

5.7

 

Granodiorite

1.03

1.7

0.99

720

723

-15.36

6.4

 

Granodiorite

1.14

1.56

1.32

721

718

-15

6.8

 

Granodiorite

1.1

1.23

1.13

698

699

-15.94

5.8

 

Granodiorite

1.15

1.76

1.21

721

723

-14.67

6.5

 

Quartz-diorite

1.22

1.35

1.12

722

727

-14.75

5.8

 

Quartz-diorite

1.28

0.99

1.45

735

739

-14.95

6.1

 

Quartz-diorite

1.31

1.43

1.65

744

745

-14.8

5.8

 

Quartz-diorite

1.25

1.9

1.24

748

747

-14.81

6.5

 

Quartz-diorite

1.33

1.28

1.1

750

748

-14.6

5.9

 

1:P (±3Kbar)=5.03 Al total-3.92 (Hammarstrom and Zen, 1986)

     

2:P(±0.6Kbar) =4.76 AlTotal -3.01 (Schmidt, 1992)

       

3:P(±0.6Kbar)= -3.01+4.76 Al total- {[T oC -675] /85* {0.530 Al total + 0.005294[T (oC)-675]} (Anderson and Smith, 1995)

1:T(oC): T (±311K) = 0.677P (Kbar)-48.98+YAb/0.0429-0.0083144Ln (Si-4)/ (8-Si)XAb plag (Holland and Blundy, 1994)

2:T(oC) TioC)= (2816*Ti)+445 Ti>0.08 T(oC)= (980*Ti)+600 (Colombi, 1989)

                     

 

 

شکل 8- جایگاه آمفیبول‏‌های سرمشک در: A) نمودار Al کل دربرابر Ti (در واحد فرمولی) (Hynes, 1982)؛ B) نمودار Al کل (در واحد فرمولی) دربرابر عدد آهن (Schmidt, 1992)


 

 

زمین دماسنجی: معمولاً پلاژیوکلازها و هورنبلندهای که در کنار یکدیگر هستند و شرایط تعادل در آنها برپا است برای دماسنجی به‌کار می‌روند. استفاده از این جفت کانی‌ها در سنگ‏‌های آذرین با حضور و بی حضور کوارتز امکان‌پذیر است. Holland و Blundy (1994) فرمولی را پیشنهاد کردند که در دماهای 400 تا 1000 درجة سانتیگراد و فشارهای 1 تا 15 کیلوبار به‌کار برده می‌شود. داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی با این روش در جدول 4 آورده شده‌اند. این دماهای به‌دست‌آمده با دماهای به‌دست‌آمده از دماسنجی جفت آمفیبول- پلاژیوکلاز (محدوده دما در: مونزوگرانیت‏‌ها برابربا 686- 650 درجة سانتیگراد؛ گرانودیوریت‏‌ها برابربا 721- 690 درجة سانتیگراد؛ کوارتز دیوریت برابربا 750- 722 درجة سانتیگراد) ارزیابی شده‌اند. Colombi (1989) دو حالت کلی را برای به‌دست‌آوردن دمای تبلور هورنبلند پیشنهاد کرده است:

1) چنانچه a.p.f.u. Ti

2) چنانچه Ti>0.08 باشد، رابطه T(°C)=(980*Ti)+600 به‌کار برده می‌شود.

در این روش دما مستقل از فشار محاسبه می‏‌شود. گفتنی است Ti در این رابطه نشان‌دهندة میزان کاتیونی آن در فرمول ساختاری آمفیبول است. از آنجایی‌که میزان Ti>0.08 است، پس میزان دمای به‌دست‌آمده برای کوارتزدیوریت‏‌ها برابربا 748-727، برای گرانودیوریت‏‌ها برابربا 723-695 و برای مونزوگرانیت‏‌ها برابربا 680-651 به‌دست‌آورده شده است (جدول 4). از آنجایی‌که میزان تیتانیم در هورنبلند با افزایش دما افزایش پیدا می‏‌کند (Anderson and Smith, 1995)، از نمودار تغییرات مقدار تیتانیم دربرابر آلومینیم در واحد فرمولی آمفیبول‏‌ها (Helz, 1973) دمای تبلور سنگ‏‌های سازندة منطقة سرمشک به‌دست آورده شد (شکل 9- A).

 

براورد فوگاسیتة اکسیژن: فوگاسیتة اکسیژن عامل مؤثری برای کنترل فرایندهای ماگمایی است و بر توالی تبلور و نوع کانی‏‌های تبلوریافته تاثیرگذار است. پژوهشگران با بررسی کاربرد فشارسنج آلومینیم در هورنبلند، تاثیر شاخص‏‌هایی مانند فوگاسیتة اکسیژن و دما بر مقدار فشار را دریافته‌‏‌اند و بر این باورند که (Fe/Fe+2+Mg) در سیلیکات‏‌های مافیک و سنگ کل به فوگاسیتة اکسیژن در دمای ثابت وابسته است (Anderson and Smith, 1995; Scaillet and Evans, 1999).

در همین راستا، اگر در ساختار فرمولی آمفیبول این رابطه‏‌ها برپا باشد:

Fe Total/ (FeTotal + Mg)> 0.3

AlIV>0.75

مقدار فوگاسیتة اکسیژن به‌دست‌آوردنی می‌شود (Anderson and Smith, 1995). برپایةرده‏‌بندی Anderson و Smith (1995) اگر میزان (Fe/Fe2++Mg) برابربا صفر تا 6/0باشد نشان‌دهندة فوگاسیتة بالای اکسیژن است؛ اگر 6/0 تا 8/0 باشد فوگاسیتة اکسیژن حد واسط و اگر از 8/0 تا 1 باشد فوگاسیتة اکسیژن کم است. در آمفیبول‏‌های بررسی‌شده، میزان Fe# برابربا 2/0تا 4/0 و نشان‌دهندة بالا بودن فوگاسیتة اکسیژن است؛ به‌گونه‌ای‌که در نمودار Fe/(Fe2++Mg) دربرابر AlIV، آمفیبول‏‌های بررسی‌شده در محدودة فوگاسیتة بالای اکسیژن جای می‏‌گیرند (شکل 9- B). ازآنجایی‌که فوگاسیتة اکسیژن به شاخص Mg وابسته است، Ridolfi و همکاران (2010) با به‌کارگیری ترکیب شیمیایی آمفیبول، به اندازه‌گیری فوگاسیتة اکسیژن با دقتی نزدیک به 2/0 تا 3/0 پرداختند. با به‌کارگیری این روش، میانگین لگاریتم فوگاسیته در تودة نفوذی نزدیک به 22/15- بار به‌دست آورده شد. این مقدار گویای فوگاسیتة بالای اکسیژن است (جدول 4).


 

 

شکل 9- ترکیب آمفیبول‌های تودة گرانیتوییدی سرمشک در: A) نمودار Ti دربرابر AlIV (Helz, 1973) برای محاسبة تقریبی دمای پیدایش هورنبلندها؛ B) نمودار AlIV دربرابر Fe/(Fe2++Mg) (Anderson and Smith, 1995) برای ارزیابی فوگاسیتة اکسیژن

 

 

ارزیابی میزان آب: مهم‌ترین عواملی که نوع آمفیبول در سنگ را کنترل می‏‌کنند، عبارتند از: دما، فشار، فوگاسیتة اکسیژن و در پایان، حضور مواد فرار (Papoutsa and Pe -piper, 2014). محتوی آب مذاب شیمی کانی‏‌های آمفیبول در حال تبلور را کنترل می‌کند، به گونه‌ای‏‌که کاهش در غلظت آب در مادة مذاب چه‌بسا تبلور ترکیب‌های سدیک‏‌تری را به‌دنبال دارد (Ridolfi et al., 2010; Scaillet and Macdonald, 2003). به باور Scaillet و Macdonald (2003)، کاهش در میزان آب مذاب با افزایش محتوی فلوئور در بلورهای آمفیبول همراه است؛ به‏گونه‌ای‏‌که سنگ‏‌های گرانیتوییدی با آمفیبول‏‌های سدیک، مقدارهای بالاتری از فلوئور در مذاب خود دربرابر سنگ‏‌های گرانیتوییدی با بلورهای آمفیبول کلسیک دارند. این نکته نشان از رابطه وارونة این دو فاز دارد (Papoutsa and Pe-piper, 2014). در نمونه‏‌های سنگی بررسی‌شده، بلورهای بیوتیت نشان می‌دهند آمفیبول‏‌های کلسیک از ماگمایی با مقدار آب بالا متبلور شده‏‌اند (Papoutsa and Pe-piper, 2014). Ridolfi و همکاران (2010) ، رابطه‏‌ای را پیشنهاد کردند که با به‌کاربردن ترکیب شیمیایی منیزیوهورنبلند برپایة اندیس آلومینیم، میزان آب اندازه‌گیری می‏‌شود. با به‌کارگیری این رابطه، میزان آب در سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقه نزدیک به 3/6 درصدوزنی براورد شده است (جدول 4). برپایة فراوانی آمفیبول در نمونه‏‌های منطقة سرمشک گمان می‌رود میزان آب به‌دست‌آمده منطقی است و باید به یاد داشت میزان آب به‌دست‌آمده با پیدایش این تودة نفوذی در پهنه‌های فرورانشی همخوانی دارد (Hamzehie, 2013). فوگاسیتة بالای اکسیژن در سنگ‏‌های منطقه، خاستگاه رسوبی برای ماگمای سازندة آنها را به‌خوبی رد می‏‌کند. داده‌های به‌دست‌آمده از دما- فشار سنجی و فوگاسیتة اکسیژن توده سرمشک، همانند داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی شیمی کانی‏‌ها در توده‏‌های نفوذی جبال‏‌بارز در جنوب‌خاوری شهرستان بم (Behpour et al., 2017)، منطقة قلعه یغمش (Fazeli et al., 2017)، نصرند (Sarjoughian et al., 2015)، نیاسر (Honarmand 2012)، کوه دم (Sarjoughian et al., 2012) و نطنز (Honarmand et al., 2009) در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر هستند.

 

نتیجه‏‌گیری

تودة گرانیتوییدی سرمشک در بخش جنوب‏‌خاوری‏‌ پهنة ماگمایی ارومیه‏‌دختر دربردارندة کانی‏‌های روشن پلاژیوکلاز، ارتوکلاز و کوارتز و کانی‏‌های تیره آمفیبول و بیوتیت است. برپایة تجزیه‏‌های نقطه‏‌ای انجام شده، ترکیب پلاژیوکلاز با An24-35 از الیگوکلاز تا آندزین متغیر است. پتاسیم‌فلدسپار با Or75.55-75.67 از نوع ارتوکلاز است. آمفیبول در تودة بررسی‌شده کلسیک است و در زیرگروه منیزیوهورنبلند جای می‏‌گیرند که نشانة I بودن توده گرانیتوییدی سرمشک است. میکاهای منطقة سرمشک نیز از گروه بیوتیت‌های منیزیم‏‌دار هستند. با کاربرد روش‏‌های پیشنهادشده، میانگین فشار به‌دست‌آمده برپایة محتوای Al در هورنبلند 1 تا 2 کیلوبار براورد شد. میانگین دمای تعادلی کانی‏‌های هورنبلند- پلاژیوکلاز نیز 650 تا 750 درجة سانتیگراد ارزیابی شد. برپایة تجزیه کانی‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول، فوگاسیتة اکسیژن کمابیش بالا در هنگام تبلور تودة نفوذی سرمشک روشن است. داده‌های به‌دست‌آمده از فشارسنجی‏‌های گوناگون نشان‌دهندة جایگزینی تودة نفوذی سرمشک در سطوح کم‌ژرفای پوسته‏‌ای است. این یافته‌ها با ویژگی‌های سنگ‌شناسی و بافتی (مانند: شکل توده‏‌ای و مرز ناگهانی سنگ‏‌های نفوذی سرمشک با سنگ‏‌های میزبان، بافت‏‌های پورفیروییدی و گرانولار) تودة نفوذی سرمشک همخوانی دارند. افزون‌بر‏‌این، گمان می‌رود فنوکریست‏‌های آمفیبول‏‌ در تودة نفوذی سرمشک با بافت پورفیروییدی همانند آمفیبول‏‌های در تودة نفوذی سرمشک با بافت گرانولار در فشار یکسانی متبلور شده‏‌اند و در پایان به افق‏‌های بالاتر صعود کرده‏‌اند. از سوی دیگر، با مقایسه‏‌ داده‌های فشار و دمای به‌دست‌آمده برای توده‏‌های نفوذی جبال‏‌بارز در جنوب خاور شهرستان بم، نصرند، منطقة قلعه یغمش، نیاسر، کوه دم و نطنز با داده‏‌های تودة سرمشک، گمان می‌رود توده‏‌های الیگوسن در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر بیشتر در فشارهای کمتر از 3 کیلوبار جایگزین شده‏‌اند. اگرچه، نتیجه‏‌گیری جامع‏‌تر در اینباره نیازمند بررسی‏‌های فشار- دماسنجی بیشتر در دیگر توده‏‌های الیگوسن، در پهنة ماگمایی ارومیه-دختر است.

 

سپاس‌گزاری

این پژوهش با حمایت مالی مجتمع مس سرچشمه رفسنجان به انجام رسیده است و از همکاری ارزندة آنها و همچنین، از جناب آقای مهندس حسین تقی‏‌زاده و جناب آقای مهندس مجید خسروجردی سپاس‌گزاری می‏‌شود.

Abdel-Rahman, A.F. M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. Journal of Petrology 35(2): 525-541.

Agemar, T., Wörner, G. and Heumann, A. (1999) Stable isotopes and amphibole chemistry on hydrothermally altered granitoids in the North Chilean Precordillera: a limited role for meteoric water. Contributions to Mineralogy and Petrology 136(4): 331-344.

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics 21(1): 1-33.

Alimohammadi, M. (2015) Alteration-Mineralization, Source and Evolution of ore fluid and assessment of the factors controlling productivity at Daraloo and Sarmeshk Porphyry Copper deposit, South Kerman, to compare with other porphyry copper deposits in Kerman belt. Ph.D. Thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and fO₂ on the Al-in-hornblende barometer. American Mineralogist 80(5-6): 549-559.

Behpour, S. Moradian, A. and Ahmadipour, H. (2017) Application of amphibole and plagioclase mineral chemistry for studying of Jebal-E- Barez granitoid genesis and geothermobarometry (Kerman province, Bam). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 26(3): 751-766 (in Persian).

Blundy, J. D. and Holland, T. J. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104(2): 208-224.

Chappell, B. and White, A. (1974) Two contrasting granite types. Pacific geology 8(2): 173-174.

Chivas, A. R. (1982) Geochemical evidence for magmatic fluids in porphyry copper mineralization. Contributions to Mineralogy and Petrology 78(4): 389-403.

Clemens, J. D. and Wall, V. J. (1984) Origin and evolution of a peraluminous silicic ignimbrite suite: the Violet Town Volcanics. Contributions to Mineralogy and Petrology 88(4): 354-371.

Colombi, A. (1989) Metamorphism et geochimie des roches mafiques des Alpes oust- centrales (Geoprofil viege Domonossola- Locarno). Memoires de Geologie, Lausanne, France.

Coltorti, M., Bonadiman, C. Faccini, B. Grégoire, M. O'Reilly, S. Y. and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos 99(1): 68-84.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock-forming minerals. 17nd edition, Longman, London, UK.

Dimitrijevic, M. D. (1973) Sarduiyeh geological map 1:100000, No. 7448. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Fazeli, B., Khalili, M. and Mansouri Esfahani, M. (2017) Determination of P-T and tectonic setting of Ghaleh Yaghmesh plutonic complex (West of Yazd province) by using of mineral chemistry. Iranian Journal of Petrology 31: 43-66 (in Persian).

Forster, C. D. (1960) Interpretation of the composition of trioctahedral mica. United States Geological Survey, Professional Paper 354 (3): 11-49.

Hammarstrom, J. M. and Zen, E. (1986) Aluminum in hornblende: An empirical igneous geobarometer. American Mineralogist 71(11-12): 1297-1313.

Hamzehie, Z. (2013) Petrogenesis of the Nasrand intrusive mass, SE Ardestan. M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Helmy, H. M., Ahmed, A. F., El Mahallawi, M. M. and Ali, S. M. (2004) Pressure, tempreture and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids. Eastern Desert of Egypt and tectonic implication. Journal of African Earth Science 38(3): 255-268.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH2O-5 kb as a function of oxygen fugucity: part I, Mafic phases. Journal of Petrology 14(1): 249-302.

Holland, T. and Blundy, J. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116(4): 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 with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist 72(3-4): 231-239.

Honarmand, M. (2012) Petrological and geochemical study of the Niasar plutonic complex, West Kashan. PHD Thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

Honarmand, M., Moayyed, M., Jahangiri, A. and Ahmadian, J. (2009) Mineralogy, geothermobarometry and magmatic series of Natanz plutonic complex. Journal of Crystallography and Mineralogy 17: 325-342 (in Persian).

Hossain, I., Tsunogae, T. and Rajesh H. M. (2009) Geothermobarometry and fluid inclusions of dioritic rocks in Bangladesh: Implications for emplacement depth and exhumation rate. Journal of Asian Earth Sciences 34(6): 731-739.

Hynes, A. (1982) A comparison of amphiboles from medium-and low-pressure metabasites. Contributions to Mineralogy and Petrology 81(2): 119-125.

Ishihara, S. (1977) The magnetite-series and ilmenite series granitic rocks. Minig Geology 27(1): 293-305.

Jiang, C. and An, S. (1984) On chemical characteristics of calcific amphiboles from igneous rocks and their petrogenesis significance. Journal of Mineralogy and Petrology 3(1): 1-9.

Johnson, M. C. and Rutherford, M. J. (1989) Experimental calibration of the aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks. Geology 17(9): 837-841.

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. Mandarino, J. Maresch, W. V. Nickel, E. H. Rock, N. M. S. Schumacher, J. C. Smith, D. C. Stephenson, N. C. N. Ungaretti, L. Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Report. Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new minerals and mineral names. Mineralogical Magazine 61(2): 295-321.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planettary Science Letters 59 (1): 139-154.

Moazzen, M. and Droop, G. (2005) Application of mineral thermometers and barometers to granitoid igneous rocks: the Etive Complex, W Scotland. Mineralogy and Petrology 83(1): 27-53.

Molina, J., Scarrow, J. Montero, P. G. and Bea, F. (2009) High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkalic-hybrid melts during evolution of Variscan basic–ultrabasic magmatism of Central Iberia. Contributions to Mineralogy and Petrology 158(1): 69-98.

Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E. E. and Ohoud, M. B. (2005) Discrimination between primary magmatic biotires, reequilibrated biotites and neoformed biotites. Comptes Rendus Geoscience 337(1): 1415-1420.

Papousta, A. and Pe-piper, G. (2014) Geochemical variation of omphiboles in A-type granites as an indicator of complex magmatic systems: Wentworth pluton, Nova Scotia, Canada. Chemical Geology 384(1): 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 volcanos. Contributions to Minerallogy and Petrology 160(1): 45-66.

Rutter, M. J., Van der Laan, S. R. and Wyllie, P. J. (1989) Experimental data for a proposed empirical igneous geobarometer: Aluminum in hornblende at 10 kbar pressure. Geology 17(10): 897-900.

Sarjoughian, F., Kananian, A. and Ahmadian, J. (2012) Application of pyroxene chemistry for evalution of temperature and pressure in the Kuh-e Dom intrusion. Iranian Journal of Petrology 11: 110-97 (in Persian).

Sarjoughian, F., Ahmadian, J. and Kananian, A. (2015) The composition of the major minerals in the Nasrand intrusive rocks and its dikes. Iranian Journal of Petrology 21: 35-54 (in Persian).

Scaillet, B. and Evans, B. W. (1999) The 15 June 1991 eruption of Mount Pinatubo. I. Phase equilibria and pre-eruption P–T–f O2–f H2O conditions of the dacite magma. Journal of Petrology 40(3): 381-411.

Scaillet, B. and Macdonald, R. (2003) Exprimental constraints on the relationships between peralkaline rhyolites of the Kenya Rift Valley. Journal of Petrology 44(2) 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(2-3): 304-310.

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 Sciences 11(5): 457-471.

Spear, J. A. (1984) Mica in igneous rocks. In: Micas (Ed. Bailey, S. W.) 13 (2): 299-356. Mineralogical Society of America, Review in Mineralogy.

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(1): 185–207.

Torkian, A. (2014) Mineral chemistry of the granitoid Ghalilan body (SW-Qorveh, Kurdistan) and its estimates of physicochemical parameters. Iranian Journal of Petrology 5(20): 35-52 (in Persian).

Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, London, UK.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187.

Xie, Y. and Zhang, Y. (1990) Peculiarities and genetic significance of hornblende from granite in the Hengduansan region. Acta Mineral Sin 10(1): 35-45 (in Chinese).