مطالعه شیمی کانی‌ها، ژئوشیمی و پترولوژی توده‌‌ نفوذی آی‌قلعه‌سی (شرق تکاب، شمال‌غرب ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا همدان

2 دانشگاه بوعلی سینا

3 دانشگاه بو علی سینا

10.22108/ijp.2019.115738.1121

چکیده

توده نفوذی آی‌قلعه‌سی در حد فاصل استان آذربایجان غربی و کردستان و در محل تلاقی دو زون ساختاری سنندج-سیرجان با ارومیه-دختر قرار دارد. ترکیب سنگ‌شناسی این توده نفوذی ‌مسکویت‌گرانیت است و به‌ درون واحدهای رسوبی با سن ائوسن نفوذ کرده است. مطالعات شیمی‌کانی در این سنگ‌ها نشان می‌دهد که پلاژیوکلازها دارای ترکیب آلبیت و الیگوکلاز می‌باشند. گارنت‌ها دارای ترکیب اسپسارتین و آلماندین هستند و در فشار زیر 5 کیلوبار تشکیل شده‌اند. بررسی‌های ژئوشیمیایی نشان داد که ماگمای مادر این توده نفوذی کالک‌آلکالن پتاسیم بالا بوده و از نظر درجه اشباع از آلومینیوم (ASI) پرآلومین است. بر اساس دیاگرام‌های عنکبوتی نمونه‌های مورد مطالعه بیشترین غنی-شدگی و تهی‌شدگی را نسبت به گوشته اولیه و کندریت می‌دهند و همچنین کمترین میزان غنی‌شدگی و تهی‌شدگی را نسبت به ترکیب پوسته بالایی نشان می‌دهد که نشان‌دهنده نزدیکی ترکیب نمونه‌ها به ترکیب پوسته بالایی است. همچنین براساس نمودارهای تمایز محیط تکتونوماگمایی نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده گرانیت‌های پس از کوهزایی و همزمان با برخورد قرار گرفته‌اند. منشا سنگ‌های مورد مطالعه از پلیت‌های فلسیک بوده و دارای خاستگاه فقیر از رس-غنی از پلاژیوکلاز است. بطور کلی می‌توان گفت توده نفوذی آی‌قلعه‌سی پس از برخورد قاره-قاره جایگزین شده‌ و احتمالا از ذوب بخشی نهشته‌های دگرگون پوسته قاره‌ای در یک محیط برخوردی شکل گرفته‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineral chemistry, geochemistry and petrology of Ay-Qaleh-si intrusive body (east of Takab, NW Iran).

نویسندگان [English]

  • hamid ghoreishvandi 1
  • Ali Asghar Sepahi Gerow 2
  • Mohammad Maanijou 3
1 geology, Faculty of Science,Bu Ali sina University, Hamedan
2 دانشگاه بوعلی سینا
3 Bu-Ali Sina University
چکیده [English]

The intrusive body of the Ay-Qaleh-Si is located between the West Azarbaijan and Kurdistan provinces at the intersection of the Urumieh–Dokhtar volcanic belt (UDVB) and the Sandaj-Sirjan metamorphic belt of NW Iran. The lithology of this intrusive body consists of Muscovite granite, which intruded Eocene sedimentary units. Mineral chemical studies of these rocks show that plagioclases are albite-oligoclase in composition and garnets have are almandine-spessartine composition and have been formed in pressure less than 5 kbar. The geochemical investigations of the whole rock indicate that the magma of these rocks has peraluminous and high-K calc-alkaline affinity. The multi-element spider diagrams normalized to chondrite, primitive mantle, upper crust and lower crust indicate the proximity of the samples to the composition of the upper crust. Also, based on different tectonomagmatic diagrams, these rocks are located in the syn-collision and post orogenic environments. The origin of the studied rocks is from flesic pelites and has a clay-poor and plagioclase-rich source. In general, it can be said that the Ay-Qaleh-Si intrusive body have been emplaced after the continental-continental collision, Probably formed from the melting of continental crustal metamorphic rocks in a collision environment.

کلیدواژه‌ها [English]

  • ''East of Takab''
  • ''Mineral chemistry''
  • ''Muscovite granite''
  • ''Ay-Qaleh-si''

سنگ‌شناسی سنگ‏‌های گرانیتی از موضوعاتی است که از دیرباز زمین‏‌شناسان به بررسی آن پرداخته‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که از دیدگاه خاستگاه و پهنة زمین‌ساختی رده‏‌بندی‏‌های گوناگونی برای آنها به‌کار رفته است. از مهم‌ترین رده‏‌بندی‏‌ها، تفکیک گرانیت‏‌ها به انواع I و S بوده است. Chappell و White (1974) این رده‌بندی را برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شناسی گوناگون آنها انجام داده‌اند.

گرانیتوییدها سازندة اصلی پهنه‌های کوهزایی هستند و تنوع ترکیبی گسترده‌ای دارند (Kaygusuz et al., 2008). ازاین‌رو، گرانیتوییدهایی که از دیدگاه ترکیبی خوب شناخته شوند، به گسترش و تکمیل اطلاعات لازم در ارتباط با پوستة قاره‏‌ای کمک می‏‌کنند (Barbarin, 1999).

گرانیت‌های گروه S پیامد برخورد قاره‌ای هستند و از ذوب‌بخشی سنگ‏‌های رسوبی دگرگون‌شده یا سنگ‏‌های پوسته‏‌ای پدید می‌آیند. این ذوب‌بخشی چه‌بسا در پی فشار لیتواستاتیک روی می‌دهد. بیشتر این گرانیت‌ها رنگ روشن دارند. لوکوگرانیت‌ها مهم‌ترین سنگ‌های پدیدآمده در پهنه‌های کوهزایی برخوردی هستند. آنها معمولاً در سکانسی از سنگ‏‌های رسوبی تغییریافته در بخش‌های بالایی پوستة قاره‌ای ضخیم‌شده دیده می‌شوند. خاستگاه لوکوگرانیت‌ها معمولاً مربوط به متاپلیت‌های پوستة میانی است تا سنگ‌های قاعده‌ای پوستة زیرین (Deniel et al., 1987; Le Fort and Guillot, 1995).

لوکوگرانیت‏‌ها سنگ‏‌های گرانیتی با ظاهری روشن و بدون حضور کانی‏‌های تیره، پرآلومینوس هستند. بیشتر این نوع گرانیت‏‌ها در پهنه‌های کوهزایی برخورد قاره‏‌ای گزارش می‏‌شوند. ماگمای لوکوگرانیت‏‌ها از ذوب سنگ‏‌های مادر پلیتی جدا شده است و پیامد فرایندهای دگرگونی و دگرریختی در بخش‏‌های بالایی پوستة ضخیم‌شده هستند. چندین سازوکار برای پیدایش گرانیتوییدهای پرآلومینوس پیشنهاد شده است (Saleh and El-Nisr, 2013):

1- ترکیب گرانیت‏‌های پرآلومینوس وابسته به یک سنگ خاستگاه پرآلومینوس است؛

2- ترکیب گرانیت‏‌های پرآلومینوس چه‌بسا دست‌کم به‌صورت بخشی پیامد واکنش با سنگ‏‌های میزبان باشد؛

3- ترکیب گرانیت‏‌های پرآلومینوس دست‌کم به‌صورت بخشی پیامد واکنش میان ماگما (در مراحل پایانی تبلور) و یا سنگ‏‌های کمابیش جامد با گرمابه است.

در منطقة خاور تکاب دو تودة نفوذی با سیمای کاملاً متفاوت رخنمون دارند که شامل تودة نفوذی شهرک با ترکیب دیوریت تا مونزونیت و تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی با ترکیب مسکوویت‏‌گرانیت هستند. به‌علت وجود کانسار آهن شهرک و کوکورا و نیز معدن غیرفعال سرب و روی آی‏‌قلعه‏‌سی در این منطقه بررسی‌های فراوانی دربارة پیدایش این کانسارها انجام شده است، برای نمونه، Azizi-Shotorkhoft (2003)، سنگ‏‌های دگرگونی همبری پیرامون اسکارن آهن منطقه شهرک را بررسی کرده است و محلول‏‌های گرمابی پدیدآمده از توده‏‌های ماگمایی اسیدی و حدواسط را عامل دگرگونی همبری، متاسوماتیسم و اسکارن‌زایی آهن در منطقه دانسته‏‌ است.

Kamran و همکاران (2017)، در «مطالعه پتروگرافی و پتروژنز گرانیت آی‌قلعه‌سی در شرق تکاب (شمال‌غربی ایران)»، این توده را پرآلومینوس، کالک‏‌آلکالن و تیپ S دانسته‏‌اند. همچنین، پهنة زمین‏‌ساختی و جایگیری این توده را همزمان با برخورد و وابسته به پهنة برخوردی صفحه‏‌های قاره‏‌ای ایران مرکزی و عربستان شناسایی کرده‏‌اند.

Shirkhani (2007) کانی‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و پیدایش کانسار روی- سرب و عنصرهای همراه در کانسار آی‏‌قلعه‏‌سی را بررسی کرده است.

از آنجایی‌که تا کنون بررسی جامعی دربارة کانی‏‌شناسی و خاستگاه این تودة نفوذی انجام نشده است، در این مقاله به بررسی کانی‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی، پهنة زمین‌ساختی و خاستگاه مسکوویت‌گرانیت خاور تکاب پرداخته می‌شود.

 

زمین‌شناسی

تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی در شمال‏‌باختری ایران و 25 کیلومتری خاور- جنوب‏‌خاوری شهر تکاب و در شمال‏‌خاوری روستای آی‏‌قلعه‏‌سی رخنمون دارد. از دیدگاه جغرافیایی، رخنمون این توده در دو استان‏‌ آذربایجان غربی و کردستان دیده می‌شود و در مختصات عرض جغرافیایی شمالی "47´20°36 تا "50´36°21 و طول جغرافیایی خاوری "33´22°47 تا "14´24°47 جای دارد. برپایة رده‏‌بندی ساختاری ایران، منطقة بررسی‌شده در محل برخورد پهنة ساختاری سنندج- سیرجان با پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر جای دارد (Stӧcklin, 1968) (شکل 1).

بارزترین رخداد دگریختی و دگرگونی پهنة سنندج- سیرجان به پدیده باز و بسته‌شدن اقیانوس تتیس جوان وابسته است و به دوره‌های ژوراسیک و کرتاسه بر ‏‌می‏‌گردد (Ghasemi and Talbot, 2006). پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر با پهنای 100 کیلومتر و درازای بیشتر از 2000 کیلومتر، از شمال‏‌باختری به جنوب‏‌خاوری گسترش می‏‌یابد و در پی فرورانش نئوتتیس به سوی شمال‏‌خاوری در راستای خط درز زاگرس پدید آمده است (Stӧcklin, 1968; Alavi, 1994; Agard et al., 2005; Stampfli, 2000; Ghasemi and Talbot, 2006).

 

 

 

شکل 1- جایگاه منطقة بررسی‌شده در محل برخورد پهنة‏‌ ساختاری سنندج- سیرجان با پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر (Stӧcklin, 1968)


 

 

در ناحیة تکاب- انگوران، پی‌سنگ پهنة سنندج- سیرجان شامل گنایس، شیست، آمفیبولیت، مرمر و دولومیت به‌صورت بالاآمده است. سنگ‌های دگرگونی کرتاسه در خاور منطقه بررسی‌شده رخنمون دارند و شامل اسلیت و فیلیت هستند. پی‏‌سنگ با یک ناپیوستگی در زیر توالی از رسوب‌های دریایی و قاره‏‌ای، سنگ‏‌های آتشفشانی سازند قم قرمز پایینی و قرمز بالایی، به سن الیگومیوسن- میوسن، جای گرفته است (Fonoudi, 1998) (شکل 2).

 

 

شکل 2- جایگاه تودة نفوذی بررسی‌شده روی نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شده (برگرفته از Fonoudi، 1998، 2000)


 

 

رسوب‌گذاری پالئوژن پسین تا نئوژن پیشین مربوط به فاز کششی درون‏‌کمانی است و با فعالیت‏‌های گسترده آتشفشانی و بیرون‌آمدن سریع پی‏‌سنگ و پیدایش مجموعه‏‌های با هسته دگرگونی (core complexes) در راستای گسل‏‌های جدایشی (detachment faults) با زاویه کم همراه بوده است (Stockli et al., 2004).

در پلیوسن، مجموعه‏‌های بزرگ با هستة دگرگونی انگوران در خاور راندگی و در راستای گسل قینرجه- چارطاق روی حوضة گرابن ترشیری تکاب در باختر قرار دارند (Daliran et al., 2013).

در ناحیة تکاب، واحدهای متاالترامافیک و سنگ‏‌های دگرگونی (مانند: گنایس، شیست، مرمر و آمفیبولیت) به‌عنوان بجامانده‌هایی از پهنة پروتوتتیس (که در پی کوهزایی پان‏‌آفریکن بسته شده‏‌ است) دانسته می‏‌شوند (Saki, 2010).

سنگ‏‌های منطقه بررسی‌شده از قدیم به جدید عبارتند از: دگرگونه‏‌های پرکامبرین- پالئوزوییک (شیست، مرمر، کمی آمفیبولیت و گنایس)، شیل، اسلیت و فیلیت‏‌های کرتاسه، سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن، رسوب‌های آواری الیگوسن، رسوب‌های آواری- آهکی الیگومیوسن، رسوب‌های آواری میوپلیوسن و رسوب‌های کواترنری هستند. رسوب‌های کواترنری (کنگلومراهای سخت‌نشده و رسوب‌های گستردة تراورتنی) در منطقة تکاب به‌صورت گسترده دیده می‏‌شوند (شکل 1). برپایة نقشة زمین‏‌شناسی، با مقیاس 1:100000 تکاب هیچ واحد سنگی به سن تریاس و ژوراسیک در منطقه بررسی‌شده دیده نمی‏‌شود (Fonoudi, 2000). گمان می‌رود واحدهای سنگی یادشده در پهنة ساختاری سنندج- سیرجان رخنمون دارند.

تودة نفوذی بررسی‌شده با ترکیب مسکوویت‌گرانیت در پی نفوذ در ماسه‏‌سنگ‏‌های ائوسن، نوار باریکی در حاشیة خود را به‌شدت دچار خردشدگی و دگرسانی کرده است. با توجه به جایگزینی آن در واحدهای ماسه‏‌سنگی ائوسن می‏‌توان زمان پس از ائوسن (الیگوسن؟) را برای آن در نظر گرفت. در این میان واحد دگرگونی هورنفلس در جنوب منطقة بررسی‌شده و در محل برخورد واحدهای ماسه‏‌سنگی ائوسن رخنمون دارد و به احتمال بالا بخشی از واحد‏‌های رسوبی ائوسن است که در پی تماس با توده‏‌های نفوذی دگرگون شده‏‌ است. تودة نفوذی بررسی‌شده به رنگ روشن و ترکیب اصلی مسکوویت‌گرانیت و در بخش‏‌هایی پگماتیت گرانیت است (شکل 2).

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی روی سنگ‏‌های تودة نفوذی، پس از بررسی شواهد صحرایی و بازدید از رخنمون‏‌های گوناگون، شمار 40 نمونه سنگی از این تودة نفوذی برداشت شد. در مرحله بعد، از آنها مقطع نازک میکروسکوپی ساخته شد. پس از بررسی‏‌های دقیق سنگنگاری شمار 5 نمونة سالم و هوانزده برای بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی برگزیده شد. نمونه‏‌ها پس از خردایش و آماده‏‌سازی در دانشگاه بوعلی‏‌سینا، برای تجزیة شیمیایی و اندازه‏‌گیری عنصرهای اصلی و کمیاب با روش ICP-MS به آزمایشگاه Acme کانادا فرستاده شد (جدول 1). همچنین، در این مقاله برای مقایسه، از نتایج بررسی‌های Kamran و همکاران (2017) نیز بهره گرفته شد.

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، عنصرهای کمیاب و خاکی نادر تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی(اکسیدها برپایة درصدوزنی و عنصرها برپایة بخش در میلیون (ppm) هستند)

Sample No.

Tb02

Tb04

Tb06

Tb08

Tb12

SiO2

76.88

75.6

75.69

77.92

75.26

TiO2

0.03

0.04

0.04

0.03

0.03

Al2O3

13.57

14.31

14.01

12.9

14.43

Fe2O3

0.69

0.79

0.76

0.55

0.7

MnO

0.0075

0.05

0.02

0.0075

0.06

MgO

0.13

0.07

0.06

0.12

0.07

CaO

0.32

0.75

0.63

0.07

0.58

Na2O

3.52

3.98

4.02

3.17

4.03

K2O

4.07

3.73

4.21

4.31

4.07

P2O5

0.01

0.02

0.02

0.01

0.02

Cr2O3

0.004

0.003

0.004

0.005

0.004

LOI

0.7

0.6

0.5

0.9

0.7

Ba

100

46

51

101

54

Ni

15

15

15

15

15

Sc

2

2

2

<1

2

Be

<1

3

1

<1

2

Co

0.15

0.15

0.15

0.15

0.15

Cs

4.1

6

1.7

4.6

3.8

Ga

20.5

24.3

25

19.5

25.2

Hf

0.5

1.9

1.5

2

1.6

Nb

18.2

22.2

17.6

7.4

28.8

Rb

194.7

197.8

169.6

140.7

236.5

Sn

1

2

2

<1

2

Sr

47.2

33.8

31.7

40.4

27.8

Ta

1.8

2.2

1.1

0.5

2.1

Th

5.6

8

5.4

4.3

7.9

U

1.2

2.6

1.9

1.4

2.4

V

6

6

6

6

6

W

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Zr

6.8

36.8

29.3

39.6

30.6

Y

20

33.5

33.5

27.9

30.8

La

6.1

11.6

8.9

5.9

8.3

Ce

10.9

20

15.3

10.1

13.8

Pr

1.22

2.23

1.75

1.18

1.71

Nd

3.9

7.6

6.6

3.7

6.3

Sm

1.54

2.22

1.88

1.27

1.86

Eu

0.15

0.28

0.17

0.18

0.12

Gd

1.95

2.76

2.64

1.79

2.63

Tb

0.44

0.64

0.62

0.48

0.57

Dy

2.71

4.41

4.35

3.66

4.24

Ho

0.57

0.99

0.93

0.77

0.84

Er

1.68

3.04

3.05

2.36

2.76

Tm

0.25

0.51

0.47

0.39

0.45

Yb

1.63

3.48

3.12

2.31

2.95

Lu

0.24

0.54

0.46

0.35

0.43

CNK

7.91

8.46

8.86

7.55

8.68

A/CNK

1.72

1.69

1.58

1.71

1.66

 


 

 

برای بررسی‏‌های کانی‏‌شناسی، شمار 4 نمونه برای تجزیة ریزکاوالکترونی برگزیده شد. بررسی‌های شیمی‏‌کانی و تهیه تصویرهای الکترونی از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، مسکوویت و گارنت در آزمایشگاه کانی‏‌شناسی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران انجام شد. تجزیه‌ها با دستگاه EPMA، مدل Cameca، SX100 با ولتاژ 15 کیلوالکترون ولت، اندازه پرتوی الکترونی 5- 3 میکرون و جریان 20 نانوآمپر انجام شد.

برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری کانی‏‌ها و Fe3+ و رسم نمودارها از نرم‏‌افزارهای Minpet، Mineral Spreadsheets و برپایة روش Russell و همکاران (1999) بهره گرفته شده است (جدول‌های 2 تا 4).

 

 

جدول 2- داده‌های تجزیة ریزکاوالکترونی (برپایة درصدوزنی) برای 11 نمونه پلاژیوکلاز در 2 نمونه سنگیِ تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی به‌همراه مقدار کاتیونی عنصرها برپایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آنها

Sample No

Tb12/7

Tb12/8

Tb12/9

Tb12/10

Tb12/15

Tb12/16

Tb14/17

Tb14/18

Tb14/19

Tb14/20

Tb14/21

SiO2

63.84

63.64

64.83

66.1

66.93

65.6

63.94

64.1

66.21

65.76

64.81

TiO2

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

22.95

22.72

22.61

22.63

21.19

21.86

22.34

22.47

21.35

21.49

22.3

FeO

0.00

0.06

0.07

0.11

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

MnO

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

MgO

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

CaO

2.38

2.38

2.33

2.12

1.14

2.28

2.31

2.3

2.1

2.26

2.21

Na2O

10.27

9.84

10.42

9.84

11.47

9.66

10.62

9.96

10.21

11.1

10.61

K2O

0.11

0.08

0.13

0.08

0.05

0.13

0.09

0.06

0.05

0.05

0.14

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

99.56

98.73

100.39

100.92

100.79

99.54

99.32

98.91

99.93

100.68

100.08

Si

2.81

2.84

2.83

2.89

2.90

2.91

2.82

2.85

2.92

2.86

2.84

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

1.19

1.19

1.16

1.17

1.08

1.14

1.16

1.18

1.11

1.10

1.15

Fe

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.00

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

0.00

Ca

0.11

0.11

0.11

0.10

0.05

0.11

0.11

0.11

0.10

0.11

0.10

Na

0.88

0.85

0.88

0.83

0.96

0.83

0.91

0.86

0.87

0.93

0.90

K

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

Cr3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Sum

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

Albite

0.89

0.88

0.89

0.89

0.95

0.89

0.89

0.89

0.90

0.90

0.90

Orthoclase

0.19

0.19

0.17

0.15

0.09

0.13

0.17

0.17

0.10

0.11

0.16

Anorthite

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

 


جدول 3- داده‌های تجزیة ریزکاوالکترونی (برپایة درصدوزنی) برای 10 نمونه مسکوویت در 4 نمونه سنگیِ تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی به‌همراه مقدار کاتیونی عنصرها برپایة 22 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آنها

Sample No

Tb4

Tb5

Tb6

Tb7

Tb8

Tb9

Tb10

Tb11

Tb12

Tb13

SiO2

46.23

46.35

45.87

45.23

46.21

45.63

46.11

45.71

45.31

46.31

TiO2

0.17

0.17

0.45

0.4

0.39

0.39

0.35

0.41

0.39

0.37

Al2O3

34.87

35.28

32.71

34.14

33.8

35.17

36.08

33.82

34.44

33.11

FeO

4.18

4.19

5.12

4.73

4.4

4.11

4.45

5.03

4.61

4.51

MnO

0.05

0.01

0.00

0.04

0.02

0.05

0.02

0.03

0.03

0.02

MgO

0.53

0.53

0.69

0.6

0.6

0.63

0.51

0.61

0.62

0.66

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.28

0.39

0.20

0.37

0.21

0.21

0.29

0.22

0.29

0.24

K2O

9.24

10.32

9.27

10.46

9.73

9.41

9.21

9.31

10.11

9.96

Total

95.55

97.24

94.31

95.97

95.36

95.6

97.02

95.14

95.8

95.18

Si

6.169

6.121

6.242

6.092

6.208

6.097

6.067

6.165

6.092

6.248

Ti

0.017

0.017

0.046

0.041

0.039

0.039

0.035

0.042

0.039

0.038

Al

5.485

5.492

5.247

5.420

5.352

5.539

5.596

5.376

5.458

5.265

Fe

0.466

0.463

0.583

0.533

0.494

0.459

0.490

0.567

0.518

0.509

Mn

0.006

0.001

0.000

0.005

0.002

0.006

0.002

0.003

0.003

0.002

Mg

0.105

0.104

0.140

0.120

0.120

0.125

0.100

0.123

0.124

0.133

Ca

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Na

0.072

0.100

0.053

0.097

0.055

0.054

0.074

0.058

0.076

0.063

K

1.573

1.738

1.609

1.797

1.667

1.604

1.546

1.602

1.734

1.714

Sum

13.89

14.03

13.91

14.10

13.93

13.92

13.910

13.935

14.045

13.971

Fe/(Fe+Mg)

0.816

0.816

0.806

0.816

0.804

0.785

0.83

0.82

0.80

0.79

AlIV

1.831

1.879

1.758

1.908

1.792

1.903

1.933

1.835

1.908

1.75

AlVI

3.654

3.612

3.489

3.512

3.560

3.636

3.663

3.541

3.550

3.513

Si/2

3.085

3.060

3.121

3.046

3.104

3.048

3.034

3.082

3.046

3.124

Ti/2

0.009

0.008

0.023

0.020

0.020

0.020

0.017

0.021

0.020

0.019

Al/2

2.742

2.746

2.623

2.710

2.676

2.770

2.798

2.688

2.729

2.633

Fe/2

0.233

0.231

0.291

0.266

0.247

0.230

0.245

0.284

0.259

0.254

Mn/2

0.003

0.001

0.000

0.002

0.001

0.003

0.001

0.002

0.002

0.001

Mg/2

0.053

0.052

0.070

0.060

0.060

0.063

0.050

0.061

0.062

0.066

Ca/2

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Na/2

0.036

0.050

0.026

0.048

0.027

0.027

0.037

0.029

0.038

0.031

K/2

0.786

0.869

0.805

0.899

0.834

0.802

0.773

0.801

0.867

0.857

Celadonite

0.02

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

Pargasite

0.03

0.04

0.02

0.03

0.02

0.02

0.03

0.02

0.03

0.02

Phlogopite

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Eastonite

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Annite

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Moscuvite

0.96

0.95

0.97

0.95

0.97

0.97

0.95

0.97

0.96

0.96

Paragonite

0.04

0.05

0.03

0.05

0.03

0.03

0.05

0.03

0.04

0.04

 


جدول 4- داده‌های تجزیة ریزکاوالکترونی (برپایة درصدوزنی) برای 16 نمونه گارنت در 4 نمونه سنگیِ تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی به‌همراه مقدار کاتیونی عنصرها برپایة 12 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آنها

Sample No

G1

G2

G3

G4

G5

G6

G7

G8

G9

G10

G11

G12

G13

G14

G15

G16

SiO2

36.16

35.39

35.4

35.18

36.14

36.41

36.1

36.31

35.7

36.23

36.13

35.66

36.11

35.14

36.23

35.76

TiO2

0.08

0.13

0.16

0.19

0.13

0.39

0.07

0.31

0.09

0.15

0.09

0.30

0.18

0.20

0.10

0.20

Al2O3

20.23

20.47

20.52

21.2

21.24

20.91

21.15

20.97

21.46

20.3

20.11

20.93

21.31

20.18

20.21

21.03

Cr2O3

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.02

0.01

0.00

FeO

16.97

19.39

21.18

18.87

20.89

21.04

22.41

20.66

19.4

20.1

19.69

19.21

20.1

21.11

20.3

21.1

MnO

25.57

22.84

20.84

22.06

20.48

19.23

19.34

20.61

21.1

22.01

22.3

21.71

21.2

22.1

21.5

19.86

MgO

0.26

0.35

0.45

0.35

0.37

0.45

0.4

0.28

0.3

0.23

0.3

0.22

0.32

0.41

0.43

0.48

CaO

1.53

1.39

1.48

1.43

1.27

1.27

1.12

1.26

1.51

1.32

1.4

1.22

1.47

1.41

1.56

1.36

Total

100.8

99.96

100.04

99.3

100.53

99.7

100.59

100.41

99.56

100.34

100.03

99.25

100.7

100.57

100.34

99.79

Si

2.95

2.91

2.91

2.91

2.95

2.99

2.95

2.97

2.94

2.97

2.97

2.95

2.94

2.88

2.97

2.94

Ti

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.00

0.02

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

Al

1.95

1.99

1.99

2.06

2.04

2.03

2.03

2.02

2.08

1.96

1.95

2.04

2.05

1.95

1.95

2.04

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

0.14

0.17

0.17

0.10

0.04

- 0.06

0.06

0.00

0.03

0.07

0.09

0.02

0.05

0.26

0.10

0.06

Fe2+

1.02

1.16

1.28

1.20

1.39

1.51

1.47

1.42

1.30

1.31

1.26

1.31

1.32

1.18

1.29

1.39

Mn

1.77

1.59

1.45

1.54

1.42

1.34

1.34

1.43

1.47

1.53

1.55

1.52

1.46

1.53

1.49

1.38

Mg

0.03

0.04

0.06

0.04

0.05

0.06

0.05

0.03

0.04

0.03

0.04

0.03

0.04

0.05

0.05

0.06

Ca

0.13

0.12

0.13

0.13

0.11

0.11

0.10

0.11

0.13

0.12

0.12

0.11

0.13

0.12

0.14

0.12

Total

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

A

0.48

0.45

0.43

0.45

0.42

0.39

0.40

0.41

0.44

0.42

0.43

0.43

0.43

0.44

0.42

0.41

F

0.50

0.53

0.55

0.53

0.57

0.59

0.58

0.58

0.55

0.56

0.56

0.56

0.55

0.54

0.56

0.56

M

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

0.01

0.02

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

Almandine

34.61

39.82

43.95

41.29

46.85

50.09

49.72

47.39

44.26

43.87

42.44

44.20

44.80

40.95

43.47

47.11

Spessartine

59.80

54.51

49.69

52.90

47.87

44.38

45.31

47.77

49.97

51.30

52.18

51.24

49.54

53.04

50.16

46.84

Pyrope

1.07

1.47

1.89

1.48

1.52

1.83

1.65

1.14

1.25

0.94

1.24

0.91

1.32

1.73

1.77

1.99

Grossular

4.23

3.86

4.11

4.14

3.68

3.83

3.22

3.70

4.45

3.76

3.96

3.61

4.25

3.77

4.38

3.94

Andradite

0.29

0.33

0.36

0.20

0.07

- 0.12

0.10

- 0.01

0.07

0.14

0.18

0.03

0.10

0.51

0.22

0.12

Uvarovite

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

 

 

سنگ‌نگاری

از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی ترکیب کمابیش یکنواختی دارد و در نمونة دستی و سطح شکست تازه، به رنگ سفید و درشت بلور دیده می‌شود (شکل 3). در پی نفوذ این توده در ماسه‏‌سنگ‏‌های ائوسن و پیدایش هالة پختگی و دگرسانی باریک در این سنگ‏‌ها، سن آن پس از ائوسن دانسته می‌شود.


 

 

 

شکل 3- A) موقعیت تودة نفوذی بررسی‌شده روی تصویر ماهواره‏‌ای، B) همبری تودة گرانیتی با ماسه‏‌سنگ‏‌های ائوسن، C) نمونة مسکوویت‏‌گرانیت در نمونة دستی

 

 

در نمونة دستی، کانی‏‌های کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و مسکوویت را می‌توان شناسایی کرد. در مقطع‌های میکروسکوپی، کوارتز، پتاسیم‏‌فلدسپار و پلاژیوکلاز از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. کوارتزها در اندازة ریز تا درشت بلور و با خاموشی موجی، نزدیک به 25 تا 30 درصدحجمیِ کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها را دربر می‌گیرند. مقدار پتاسیم‏‌فلدسپار نزدیک به 35 تا 40 درصدحجمی است و میزان پلاژیوکلازها در این سنگ‏‌ها نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی می‌رسد. پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار با اندازه‏‌های متوسط بلور هستند و بیشتر آنها ماکل کارلسباد و پلی‏‌سنتتیک نشان می‌دهند (شکل‏‌ 4). پتاسیم‏‌فلدسپارها به‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل، با اندازه‏‌های متوسط هستند و نشانه‌هایی از تجزیه‌شدگی به کانی‏‌های رسی در آنها دیده می‌شود. برخی پتاسیم‏‌فلدسپارها میانبار آپاتیت دارند و برخی نیز بلورهای مسکوویت را به‌صورت بافت پویی‏‌کلیتیک دربر گرفته‏‌اند. مسکوویت به میزان نزدیک به 5 درصدحجمی، بی‏‌شکل تا نیمه شکل‏‌دار با رخ یک‌جهتی دیده می‌شود.

بلورهای شکل‌دار و ریز آپاتیت از کانی‏‌های فرعیِ این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند که به‌صورت میانبار در پلاژیوکلاز و پتاسیم‏‌فلدسپارها دیده می‏‌شوند و نشان‌دهندة بالابودن میزان P2O5 در ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها هستند. همچنین، کانی‏‌های رسی، سریسیت و کلریت از کانی‏‌های ثانویه این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. همچنین، گارنت کانی دیگری است که در برخی از نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود. این کانی به میزان کمتر از 5 درصدحجمی و به‌صورت بلورهای شکل‌دار شش‏گوش، ایزوتروپ و بی‏‌رنگ در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل 4).

بافت اصلی در این سنگ‏‌ها گرانولار و پگماتیتی است. درهم‏‌رشدی‏‌های میرمکیتی، پرتیتی و گرافیکی از دیگر بافت‏‌های این تودة نفوذی به‌شمار می‌روند (شکل 4). به باور Vernon (2018)، بافت میرمکیتی از درهم‏‌رشدی‏‌ قطره‌های کرمی‏‌شکل بسیار ریزدانه کوارتز و پلاژیوکلاز سدیک ساخته شده است و گمان می‌رود اساساً در اثر واکنش‏‌های حالت جامد همراه با دگرریختی پدید می‌آید.

پگماتیت‌گرانیت‏‌ها در نمونة دستی به رنگ سفید هستند و کانی‏‌های کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز در آنها به‌خوبی شناسایی می‌شوند. این سنگ‏‌ها بیشتر در جنوب‏‌باختری تودة گرانیتی بررسی‌شده رخنمون دارند و گسترش سطحی کمی نشان می‌دهند. این سنگ‏‌ها همانند مسکوویت‏‌گرانیت‏‌ها، در مقطع‌های میکروسکوپی عموماً بافت گرانولار و پگماتیتی دارند. بافت‏‌های درهم‏‌رشدی‏‌ پرتیتی و گرافیکی از دیگر بافت‏‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. بافت گرافیکی بیشتر نشان‌دهندة تبلور همزمان و سریع کوارتز و پتاسیم‏‌فلدسپار از یک مایع فروتافته در ژرفای کم تبلور توده دانسته می‏‌شود (Clarke, 1992).

بافت پرتیتی که بیشتر در درشت بلورهای پتاسیم‌فلدسپار دیده می‏‌شود، اصولاً بافتی جدایشی است که در شرایط جامد و با کاهش دما به زیر منحنی انجماد این کانی پدید می‌آید. در هنگام سردشدن بعدی سنگ، فلدسپارهای آن، به‌صورت هم‌رشدی تیغه‏‌ای‌شکل (پرتیت) در می‌آیند که از تیغه‏‌های جداگانة سرشار از پتاسیم و سرشار از سدیم ساخته شده است. این فرایند که تبلور هیپرسالووس نامیده می‏‌شود، ویژگیِ سنگ‌زایی مهمی است که فشار کل یا فشار آب کمابیش کم (یعنی ژرفای کم نفوذ) هنگام تبلور این ماگماها را نشان می‌دهد (Blatt et al., 2006).

کوارتز، پتاسیم‏‌فلدسپار و پلاژیوکلاز از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. مقدار کوارتز نزدیک به 25 تا 30 درصدحجمی و مقدار پتاسیم‏‌فلدسپار نزدیک به 35 تا 40 درصدحجمی است. این کانی‌ها درشت بلور و بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند. پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار با اندازه‏‌های درشت بلور است و بیشتر ماکل پلی‏‌سنتتیک نشان می‌دهد. این کانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمیِ کانی‏‌های این سنگ‏‌ها را دربر می‌گیرد (شکل 4). کانی دیگری که در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شود مسکوویت است. این کانی به میزان نزدیک به 5 درصدحجمی است. همچنین، بی‏‌شکل تا نیمه شکل‏‌دار است و در اندازه‏‌های ریز تا درشت بلور دیده می‌شود. مگنتیت کانی کدرِ این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌رود. همچنین، کانی‏‌های رسی، سریسیت، کلریت و کانی کدر (مگنتیت) از کانی‏‌های ثانویه این سنگ‏‌ها هستند.

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از مسکوویت‏‌گرانیت‏‌ها. A، B) بلورهای گارنت، آپاتیت، مسکوویت و کوارتز با خاموشی موجی، دگرسانی پتاسیم‌فلدسپار به کانی رسی در مسکوویت‏‌گرانیت (A: تصویر XPL؛ B: تصویر PPL)؛ C) بافت پگماتیتی (تصویر XPL)؛ D) بافت پرتیت (تصویر XPL)؛ E) بافت گرافیکی (تصویر XPL)؛ F) حضور بلور پلاژیوکلاز زونه در کنار کوارتزهای با خاموشی موجی (تصویر XPL) (نام اختصاری کانی‌ها (Whitney and Evans, 2010): Grt: Garnet؛ Pl: Palgiocalse؛ Kfs: potassium feldspar؛ Qz: quartz؛ Ms: Muscovite)


 

 

شیمی کانی‏‌ها

1- فلدسپارها: فرمول ساختاری پلاژیوکلاز برپایة 5 کاتیون و 8 اتم اکسیژن به‌دست آورده شده است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاو الکترونی و ترکیب ساختاری آن‌ها در جدول 2 آورده شده‌اند. فلدسپارها ی گوناگون را برپایة سازنده‌های پایانی مهم Or، Ab و An شناسایی می‌کنند (Howie et al., 1992). در نمودار سه‌تایی Ab-An-Or، داده‏‌های مربوط به پلاژیوکلاز آورده شده‌اند. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در مسکوویت‏‌گرانیت‏‌های بررسی‌شده از نوع آلبیت و الیگوکلاز است (شکل 5).

 

2- مسکوویت: مسکوویت از کانی‏‌های مهم در ترکیب سنگ‏‌های گرانیتی آی‌قلعه‌سی است. این کانی به‌صورت ریز تا درشت بلور دیده می‏‌شود. در برخی مقطع‌های میکروسکوپی، نشانه‌هایی از خردشدگی در برخی از بلورهای مسکوویت دیده می‏‌شود که چه‌بسا مربوط به نمونه‏‌های نزدیک به پهنه‏‌های گسله است. این کانی به‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار تا شکل‌دار است و در نمونة دستی به رنگ سفید- خاکستری دیده می‏‌شود. گاه بلورهای ریز مسکوویت را درشت بلورهای پتاسیم‌فلدسپار دربر گرفته‏‌اند.

 

 

شکل 5- نمودار رده‌بندی پلاژیوکلازها برپایة ترکیب شیمیایی (Howie et al., 1992)

 

درشت بلورهای شکل‌دار مسکوویت برای انجام بررسی‌های تجزیة نقطه‏‌ای برگزیده شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از این تجزیه به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها در جدول 3 آورده شده‌اند. برای پی‌بردن به نوع میکای سفید، از نمودار سه‏‌تایی پیشنهادیِ Feenstra (1996) بهره گرفته شده است (شکل 6- A). همان‌گونه‌که در شکل 6- A دیده می‌شود میکاها به‌ قطب پتاسیم‏‌دار گرایش دارند و در حقیقت، از نوع مسکوویت هستند.

 

 

شکل 6- A) موقعیت ترکیب شیمیایی میکاهای بررسی‌شده در نمودار پیشنهادیِ Feenstra (1996)؛ B) موقعیت میکاهای بررسی‌شده در نمودار پیشنهادیِ Miller و همکاران (1981)

 

 

مسکوویت در سنگ‏‌های گرانیتی به دو صورت نخستین و ثانویه دیده می‌شود. مسکوویت‏‌های نخستین آنهایی هستند که به‌صورت مستقیم از ماگمای گرانیتی متبلور می‏‌شوند؛ اما مسکوویت‏‌های ثانویه از تجزیه و تبدیل‌شدن کانی‏‌های دیگر در هنگام فرایند گرمابی در شرایط ساب‌سالیدوس پدید می‌آیند (Miller et al., 1981). در شکل 6- B، مسکوویت‏‌های منطقه بررسی‌شده در نمودار پیشنهادیِ Miller و همکاران (1981) نشان داده شده‌اند. همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود همة مسکوویت‏‌های بررسی‌شده در محدودة مسکوویت‏‌های نحستین جای گرفته‏‌اند. در گرانیت‏‌ها، مسکوویت‏‌های نخستین که نمونه‏‌ای از کانی‏‌های آلومینیم‏‌دار هستند نشانه‏‌ای از گرانیت‏‌های پرآلومینوس مسکوویت‏‌دار (MPG) به‌شمار می‌روند (Clarke, 1981).

میزان Al2O3 در مسکوویت‏‌های بررسی‌شده برابربا 32 تا 36 درصدوزنی است، میزان FeO برابربا 4 تا 5 درصدوزنی و میزان MgO برابربا 5/0 تا 6/0 درصدوزنی است. از دیدگاه ترکیب شیمیایی، این گروه از گرانیت‏‌ها سرشار از آلومینیم و فقیر از آهن و منیزیم هستند (Zane and Rizzo, 1999) و این ویژگی در حقیقت، تاییدی بر ویژگی پرآلومینوس‌بودن آنهاست (شکل 7).

 

 

شکل 7- موقعیت ترکیب شیمیایی میکاهای بررسی‌شده در نمودار Rizzo و Zane (1999)

 

3- گارنت: در بررسی‏‌های صحرایی و نمونة دستی، گارنت به‌صورت کانی ریزدانه در گرانیت‏‌ آی‏‌قلعه‏‌سی دیده می‏‌شود. در مقطع‌های میکروسکوپی در نور عادی، گارنت‏‌ها به‌صورت قهوه‏‌ای کم‏‌رنگ با برجستگی بالا، شکل‏‌دار و بدون واکنش با کانی‏‌های مجاور (مسکوویت، کوارتز، پتاسیم فلدسپار) دیده می‏‌شوند (شکل 4). برپایة نمودار سه‏‌تایی گراسولار- آندرادیت- پیرالسپیت، گارنت‏‌های بررسی‌شده در قطب پیرالسپیت جای می‏‌گیرند همچنین، در نمودار سه‏‌تایی پیروپ- آلماندین- اسپسارتین، گارنت‌ها در ردة اسپسارتین- آلماندین با فزونی اسپسارتین جای دارند (شکل 8). داده‌های به‌دست‌آمده از ریزکاوالکترونی گارنت در جدول 4 آورده شده‌اند.

 

 

شکل 8- ترکیب گارنت‏‌های درون تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی در: A) نمودار سه‌تایی آندرادیت – گراسولار – پیرالسپیت (Kretz, 1983)؛ B) نمودار اسپسارتین- آلماندین- پیروپ (Dahlquist et al., 2007)


 

 

برای بررسی بود یا نبود منطقه‌بندی در گارنت‏‌های بررسی‌شده، یک نمونه گارنت از مرکز به حاشیه تجزیه نقطه‏‌ای شده است. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة گارنت نشان‌دهندة تغییرات در میزان Mn و Fe و در پی آن، منطقه‏‌بندی شیمیایی هستند. روند تغییرات در میزان Fe از مرکز به حاشیه افزایشی است (شکل 9). تغییرات در میزان Mn وارونه است؛ یعنی از مرکز به حاشیه روند کاهشی نشان می‏‌دهد. این روندها آشکارا نشانة رخداد منطقه‌بندی شیمیایی در گارنت‏‌های تودة نفوذی بررسی‌شده هستند.

تمرکز Mn در هسته گارنت (a.p.f.u. 57/25) به این صورت تفسیر می‏‌شود که Mn در ساختار گارنت عنصر بسیار سازگاری بوده است؛ به‌گونه‌ای‌که در نخستین مراحل تبلور گارنت، همة Mn در ساختار گارنت متمرکز می‏‌شود و محیط از Mn تهی می‏شود و یا به باور London (2008)، با ویژگی مکندة قوی گارنت برای عنصر Mn توجیه می‏‌شود. ازاین‌رو، مرکز گارنت نسبت به حاشیه آن از Mn غنی‏‌تر است.

گارنت‏‌های با خاستگاه گوشته‏‌ای ویژگی‌های سنگ‌زایی خاصی دارند؛ زیرا ترکیب آنها بسته به نوع ماگما و فشار و دمایی که ماگما در آن متبلور می‏‌شود، تغییر می‏‌کند. CaO بیشتر از 5 درصدوزنی و MnO کمتر از 2 درصدوزنی از ویژگی‌های گارنت با خاستگاه آذرین و ویژة ماگماهای I-type است (Green, 1976, 1977). برپایة مقایسه میزان عنصرهای سازندة گارنت‏‌های تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی با یافته‌های Green (1976، 1977)، خاستگاه گارنت‏‌های تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی گوشته‏‌ای نیست؛ زیرا این گارنت‏‌ها میزان بالای MnO (بیشتر از 20 درصدوزنی) و میزان کم CaO (کمتر از 2 درصدوزنی) دارند.

 

 

 

شکل 9- تصویر BSE ریزکاوالکترونی از کانی گارنت در تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی که از مرکز به حاشیه تجزیه شده است


 

 

دماسنجی و فشارسنجی

1- دمای حاکم بر تبلور پتاسیم‌فلدسپار در تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی:

چنانچه در شکل 10 دیده می‏‌شود، نمودار سه‌تایی Ab-Or-An نشان‌دهندة دمایی نزدیک به 550 درجة سانتیگراد برای تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی است. کم‌بودن دمای به‌دست‌آمده شاید پیامد تحولات زیر نقطة انجماد ترکیب فلدسپارها در هنگام تبلور بوده است (Anderson, 1996). دمای به‌دست‌آمده به این روش نشان‌دهندة تعادل دوبارة فلدسپارها زیر دمای ساب‏‌سالیدوس است.

 

 

شکل 10- نمودار سیستم Ab-Or-An برای به‌دست‌آوردن دمای تعادلی کانی‏‌های فلدسپار در تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی برپایة درجة سانتیگراد برای محدوده فشار یک کیلوبار (Anderson, 1996)

 

همان‌گونه‌که در بخش سنگ‏‌شناسی گفته شد، بافت‏‌های گرافیک و پرتیت در این تودة نفوذی نشان‌دهندة فشار کل یا فشار آب کمابیش کم (یعنی ژرفای کم نفوذ) هنگام تبلور این توده است. دو دلیل برای برای پیدایش درهم‏‌رشدی‏‌های کانیایی به‌جای کانی‏‌های جدا از هم وجود دارد که شامل نرخ هسته‏‌بندی کم دست‌کم یکی از کانی‏‌ها و نرخ انتشار کم در مقایسه با نرخ رشد است (Vernon, 2018). میرمکیت در دمای 500-450 درجة سانتیگراد (Tribe and D'Lemos, 1996) و 670-500 درجه سانتیگراد پدید می‌آید (Wirth and Voll, 1987).

 

2- فشار حاکم بر تبلور گارنت در تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی:

به باور Yuan و همکاران (2009) و نیز Green (1977)، گارنت‏‌هایی که در فشار کمابیش بالا پدید می‌آیند نسبت به آنهایی که در محیط‏‌های سطحی‏‌تر پدید می‌آیند، از Ca سرشار و از Mn فقیر هستند و در واقع در شرایط ژرفای بیشتری پدید می‌آیند. ازاین‌رو، گارنتِ سرشار از Mn (wt%4 MnO>) از گدازه‏‌های سیلیسی و در فشار ≤5 کیلوبار متبلور می‌شود. در گارنت‏‌های بررسی‌شده درصدوزنی CaO برابربا 1/1 تا 5/1 (میانگین 37/1) و درصدوزنی MnO برابربا 2/19 تا 5/25 (میانگین 4/21) است. این نکته نشان‌دهندة پیدایش گارنت‏‌های بررسی‌شده در ژرفا و فشار کم (کمتر از 5 کیلوبار) است.

آزمایش‏‌های انجام‌شده روی سنگ‏‌های آتشفشانی مانند آندزیت، داسیت و ریوداسیت (Green, 1992, Green and Ringwood, 1968) نشان می‏‌دهند گارنت‏‌ها در ماگماهای با فشار 5 تا 7 کیلوبار ناپایدار می‏‌شوند. نتایج مشابهی نیز از ذوب گری‏‌وک، پلیت و گنایس تونالیتی به‌دست آمد (Skjerlie and Johnston, 1993; Vielzeuf and Montel, 1994; Patino Douce, 1999). در حقیقت، گارنت اولیه با میزان CaO بالا، MnO کم و همراه با پلاژیوکلاز سرشار از کلسیم، در فشار بالا (7 تا 12 کیلوبار)، دمای بالا (800 تا 940 درجة سانتیگراد) و همراه با هورنبلند و بیوتیت دیده می‏‌شود (Samadi, 2009). با توجه به اینکه گارنت‏‌های تودة نفوذی بررسی‌شده میزان CaO پایین و MnO بالایی دارند و به‌همراه پلاژیوکلاز سدیم‏‌دار دیده می‌شوند، فشار پیدایش این توده کمتر از 7 کیلوبار و دمای آن را کمتر از 800 درجة سانتیگراد دانسته می‌شود.

 

3- دمای حاکم بر تبلور گارنت در تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی:

گارنت‏‌های آذرین اولیه مفاهیم خاستگاهی متفاوتی دارند؛ زیرا ترکیب آنها وابسته به نوع ماگما و فشار و دمایی است که در آنها متبلور شده‏‌اند (Green, 1992, 1977). به باور Green و Ringwood (1968)، آلماندینی که در دمای گدازة سنگ‏‌های آندزیتی یا داسیتی دیده می‏‌شود، پیامد ذوب‌بخشی رسوب‌های پلیتی در فشار بیشتر از 9 کیلوبار (در ژرفای بیشتر از 25 کیلومتری) است؛ اما اسپسارتین با درصدمولی کمتر از 10% نشان‌دهندة پیدایش گارنت در ژرفای بیشتر از 18 کیلومتری است (Green, 1968, 1977). این بررسی‏‌های تجربی وابستگی میان شرایط P-T بالا (سرشار از آلماندین) و شرایط P-T کم (سرشار از اسپسارتین) در گارنت‏‌های درون سنگ‏‌های گرانیتی را به‌خوبی نشان می‌دهد.

به گفتة Spear و Cheney (1989)، گارنت‏‌های با نسبت XMn = [Mn/ (Mn + Fe + Mg)] برابربا 1/0 تا دمای 470 درجة سانتیگراد پدید نمی‌آیند. این نسبت در گارنت‏‌های بررسی‌شده برابربا 4/0 تا 6/0 است و نشان‌دهندة پیدایش این گارنت‏‌ها در دمایی کمتر از 470 درجة سانتیگراد است.

4- دماسنجی با به‌کارگیری روش گارنت- مسکوویت:

برای بررسی شرایط دمایی پیدایش گرانیت‏‌های بررسی‌شده، روش دماسنجی گارنت- مسکوویت به‌کار برده شد. اساس این زمیندماسنج برپایة تبادل Mg- Fe میان دو کانی مسکوویت و گارنت است. در روش Green و Hellman (1982)، دو کالیبراسیون متفاوت برای سنگ‏‌های بازیک و سنگ‏‌های با ترکیب پلیتی پیشنهاد شده‌اند. همچنین، در کالیبراسیون مربوط به سنگ‏‌های پلیتی که در اینجا به‌کار رفته است، اگر MgMs#>0.6 باشد، نشان‌دهندة Ca بالای سیستم است. میزان Mg# مسکوویت‏‌هایِ گرانیت‏‌های بررسی‌شده برابربا 11/0 است. دماهای به‌دست‌آمده در جدول 5 آورده شده‌اند. بر این پایه، میانگین دمای پیدایش این سنگ‏‌ها در بازة فشار 1 تا 5 کیلوبار، نزدیک به 590 تا 610 درجة سانتیگراد است. این دماها منطقی هستند و با منحنی ذوب گرانیت‏‌ها و منحنی پایداری مسکوویت همخوانی دارند.

 

جدول 5- دماسنجی گرانیت‏‌های آی‏‌قلعه‏‌سی با به‌کارگیری کالیبراسیون‏‌ زمیندماسنجس مسکوویت- گارنت

Pressure (kb):

1

2

3

4

5

Green and Hellman

(1982)

589.86

595.29

600.73

606.16

611.60

 

زمین‏‌شیمی سنگ کل

داده‌های تجزیة شیمیایی اکسیدهای اصلی و فرعی، عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی نادر تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی در جدول 1 آورده شده‌اند. میزان SiO2 در این توده بالا (75 تا 78 درصدوزنی) و میزان Fe2O3، TiO2، CaO، MgO و MnO کم است. میزان اندک Fe2O3، TiO2، CaO، MgO و MnO نشان‌دهندة میزان کم کانی‏‌های مافیک و نقش اندک آنها در فرایند جدایش است. دامنة Al2O3 از 9/12 تا 43/14 درصدوزنی و مجموع عنصرهای آلکالن از 4/7 تا 2/8 درصدوزنی در نوسان است.

برای نام‏‌گذاری سنگ‏‌های یادشده از نمودارهای پیشنهادیِ پژوهشگران مختلف بهره گرفته شد. برپایة مقادیر کاتیونی عنصرها، از پارامترهای R1 و R2 (De La Roche et al., 1980)، سنگ‏‌های بررسی‌شده در محدودة گرانیت و آلکالی‌گرانیت جای می‏‌گیرند (شکل 11- A). در نمودار SiO2 دربرابر (Na2O+K2O) (Middlemost, 1994)، سنگ‏‌های تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سیدر محدوده گرانیت جای می‏‌گیرند (شکل 11- B).

همچنین، در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)، سنگ‏‌های نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سیدر محدودة کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 12- A). شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 5/1 تا 7/1 است. شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم برای گرانیت‏‌های نوع S از 1/1 بیشتر و برای گرانیت‏‌های نوع I از 1/1 کمتر است (Chappell and White, 1992; Chappell and White, 2001). ازاین‌رو، برپایة این معیار و همچنین، مقدار کروندوم نرماتیو (7/1 تا 3 درصدوزنی)، تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی از نوع پرآلومینوس و S- type است (شکل 12- B). در نمودار شناسایی سری ماگمایی برپایة SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة سری کالک‏‌الکالن پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند (شکل 12- C).

 

 

 

شکل 11- نامگذاری سنگ‏‌های منطقه آی‏‌قلعه‏‌سی در: A) نمودار R1 دربرابر R2 (برگرفته از: De la Roche et al., 1980)؛ B) نمودار سیلیس دربرابر مجموع آلکالی (برگرفته از: Middlemost, 1994) (بخش خاکستری‌رنگ محدوده ترکیبی داده‌های Kamran و همکاران (2017) را نشان می‌دهد)

 

 

شکل 12- جایگاه نمونه‏‌های تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سیدر: A) نمودار AFM برای بررسی تیپ سنگ‏‌های نفوذی (برگرفته از: Irvine and Baragaer, 1971)؛ B) نمودار شاخص آلومین سنگ‌ها (Chappell and White, 1992)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر K2O (برگرفته از: Peccerillo and Taylor, 1976) (بخش خاکستری‌رنگ محدوده ترکیبی داده‌های Kamran و همکاران (2017) را نشان می‌دهد)

 

 

1- نمودارهای عنکبوتی

در بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی، آنچه به عنصرهای خاکی نادر (REE) اهمیت ویژه‌ای می‌بخشد، نتایجی است که از بررسی‏‌های گروهی آنها (به‌عنوان یک خانواده) به‌دست می‌آید. در هنگام رویداد فرایندهای ذوب و تبلوربخشی، همة عنصرهای یادشده در این نمودارها رفتار ناسازگار نشان می‌دهند و میزان آنها در هنگام جدایش بلورین ماگمایی، در مذاب بجامانده افزایش می‏‌یابد (Stern, 2004).

ازاین‌رو، عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سیبه داده‏‌های گوشتة اولیه، کندریت، ترکیب پوستة زیرین و نیز پوستة بالایی بهنجار شده‏‌اند.

در نگاه کلی، در میان چهار نمودار عنکبوتی رسم‌شده، نمونه‏‌های بررسی‌شده بیشترین غنی‏‌شدگی و تهی‏‌شدگی را دربرابر ترکیب کندریت و گوشتة اولیه (شکل‌های 13- A و 13- B)، نشان می‏‌دهند. نموداری که در آن نمونه‏‌ها نسبت به پوستة بالایی بهنجار شده‏‌اند (شکل 13- C)، کمترین میزان غنی‏‌شدگی و تهی‏‌شدگی را نشان می‏‌دهد و نشان‌دهندة نزدیکی ترکیب نمونه‏‌ها به ترکیب پوستة بالایی و خاستگاه مسکوویت‏‌گرانیت آی‏‌قلعه‏‌سی است.

در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه (شکل‌های 13- A و 13- B) غنی‏‌شدگی از عنصرهای ناسازگار گروه LILE (عنصرهای با شعاع یونی بالا و قدرت میدان کم) و تهی‌شدگی از HFSE (عنصرهای با قدرت میدان بالا) به خاستگاه پوسته‏‌ای ماگما نسبت داده می‌شود؛ زیرا پوستة قاره‏‌ای از HFSE تهی و از LILE سرشار است (Hooper et al., 1997). نسبت Th/Ta ابزار ارزشمند دیگری برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی و خاستگاه است؛ زیرا رفتار این دو عنصر در هنگام فرایندهای ذوب و تبلور همانند است (Joron and Treuil, 1977). نسبت‏‌های اندک Th/Ta (نزدیک به 1/2) نشان‌دهندة پهنة زمین‌ساختی کششی (مانند: ماگماتیسم درون‌صفحه‏‌ای) هستند، اما نسبت‏‌های بالاتر نشان‌دهندة پهنة زمین‌ساختی مرزهای همگرا و پهنه‏‌های فرورانشی هستند. این نسبت در تودة گرانیتی آی‌قلعه‌سی برابربا 3 تا 6/8 است و وابستگی این گرانیت با پهنة فرورانشی و برخوردی است. غنی‌شدگی بیشتر عنصرهای با شعاع یونی بالا و قدرت میدان کم یا LILE نسبت به عنصرهای با قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Zr، P و Ti) و شیب منفی روندها از نشانه‏‌های سرشت کالک‏‌آلکالن‌بودن ماگمای سازندة گرانیت‏‌های آی‌قلعه‌سی است. این ویژگی‌ها پیامد ذوب‌بخشی از سنگ‌ مادر رسوبی دگرگون‏‌شده است (Singh, 2013).

غنی‏‌شدگی از عنصرهای Rb، Th و U به‌همراه K در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه (شکل‌های 13- A و 13- B) نشان می‌دهد این سنگ‏‌ها از خاستگاه پوسته‏‌ای پدید آمده‏‌اند (Harris et al., 1993). در نمودار بهنجارشده به ترکیب پوستة بالایی (شکل 13- C)، مقدار کم Sr نشان دهندة خاستگاه فقیر از پلاژیوکلاز است (Sylvester, 1998).

‏در نمودار بهنجارشده به ترکیب پوستة بالایی (شکل 13- C)، غنی‏‌شدگی اندکِ Rb چه‌بسا پیامد فراوانی بسیارِ کانی‏‌های پتاسیم‌فلدسپار و مسکوویت است. تهی‏‌شدگی عنصرهای خاکی نادر (مانند: Ce، La، Nd، Hf، Sm و Tb) چه‌بسا در پی تبلور گارنت در تودة بررسی‌شده روی داده است. همچنین، آنومالی منفی Ti نشانة تهی‌شدگی این عنصر در خاستگاه و یا پایداری فازهای دارای این عنصر در هنگام ذوب‌بخشی و یا جدایش آنها در هنگام فرایند جدایش بلورین است (Wu et al., 2003).

آنومالی منفی باریم پیامد جانشینی باریم با پتاسیم در ارتوکلاز و مسکوویت و آنومالی منفی فسفر پیامد پیدایش آپاتیت است؛ به‌گونه‌ای‌که با جدایش این کانی‏‌ها از مذاب این عنصرها آنومالی منفی نشان داده‌اند. اگر آنومالی منفی Eu همراه با آنومالی منفی Sr باشد، پیامد جدایش بلورهای پلاژیوکلاز است؛ اما اگر همراه با آنومالی منفی Ba باشد، در پی جدایش بلورهای پتاسیم‌فلدسپار روی داده است (Aydoğan et al., 2008). ازاین‌رو، در نمونه‏‌های بررسی‌شده جدایش بلورهای پلاژیوکلاز و پتاسیم‏‌فلدسپار به‌همراه هم، عامل مهمی در تحول ماگمایی به‌شمار می‌رود.

‏همان‌گونه‌که در شکل 13- D دیده می‏‌شود، نمونه‏‌های بررسی‌شده از عنصرهای خاکی نادر سبک و سنگین غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. گمان می‌رود غنی‌شدگی در LREE چه‌بسا پیامد جدایش بلورهای زیرکن باشد (Rollinson, 1993). حضور ماگما در مراحل نخستین ذوب‌بخشی یا مراحل پایانی تبلوربخشی مشخص است. مقدار Eu (به‌ویژه در ماگمای گرانیتی) به‌طور اساسی به فلدسپارها بستگی دارد. در ماگمای گرانیتی Eu2+ با پلاژیوکلاز و پتاسیم‏‌فلدسپار سازگار است؛ به‌گونه‌ای‌که جدایش بلورهای آنها از مذاب گرانیتی یا برجای‌ماندن آنها در خاستگاه، آنومالی منفی Eu را پدید می‌آورد (Rollinson, 1993; Henderson, 1984). البته باید نقش فوگاسیتة اکسیژن در آنومالی Eu را نیز به یاد داشت.

تودة گرانیتی بررسی‌شده مسکوویت و گارنت دارد. برپایة SiO2 بالا (بیشتر از 75 درصدوزنی)، نسبت بالای K2O/Na2O، مقدار بالای Rb، نسبت مولار A/CNK بیشتر از 1، کم‌بودن میزان Sr و ضریب رنگی کم نمونه‏‌ها، ماگمای سازندة این تودة گرانیتی از مواد پوسته‏‌ای ریشه گرفته است (Chappell and White, 1992).

 

 

 

شکل 13- نمودارهای عنکبوتی و میزان ‏ عنصرهای کمیاب در نمونه‏‌های تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی،‌بهنجارشده به ترکیب: A) میانگین پوسته (Sun et al., 1980)؛ B) کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ C) پوستة بالایی (Taylor and McLennan, 1985)؛ D) کندریت برای عنصرهای خاکی نادر (Boynton, 1984)

 

 

جایگاه زمین‏‌ساختی

برای شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی سنگ‏‌های نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی برپایة اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب، نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) و Batchelor و Bowden (1985) به‌کار برده شدند (شکل‏‌ 14). در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختی گرانیتوییدها برپایة SiO2 دربرابر عنصر کمیاب Rb (Pearce et al., 1984)، سنگ‏‌های بررسی‌شده در قلمرو گرانیتوییدهای همزمان با برخورد (Syn- COLG) جای گرفته‌اند (شکل 14- A). در شکل 14- B، سنگ‏‌های بررسی‌شده در محدوده پس از کوهزایی و همزمان با برخورد دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 14- نمونه‏‌های تودة گرانیتی آی‏‌قلعه‏‌سی روی نمودار‏‌های شناسایی پهنة زمین‌ساختی: A) نمودار SiO2 دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار R1 دربرابر R2 (Batchelor and Bowden, 1985)

 

 

بحث

گرانیتوییدهای نوع S پیامد ذوب‌بخشی رسوب‌های پوسته‏‌ای هستند. برای شناخت سنگ خاستگاه مذاب‏‌های پدید‌آمده از ذوب‌بخشی، Patino Douce (1999) نمودارهایی را پیشنهاد کرده است که در آنها محدوده‏‌های ترکیبی پلیت‏‌های فلسیکی، متاگری‏‌وک‏‌ها و آمفیبولیت‏‌ها (که گرانیت‏‌ها از ذوب‌بخشی آنها پدید می‌آیند) نشان داده‌شده‌اند. همان‌گونه‌که در نمودارهای شکل 15 دیده می‏‌شود بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة گرانیت‏‌های پرآلومینوس و مذاب‏‌های پدیدآمده از ذوب پلیت‏‌های فلسیک جای می‏‌گیرند.

به باور Sylvester (1998)، نسبت CaO/Na2O در مذاب‏‌های گرانیتی جداشده از سنگ‏‌های پلیتی که سرشار از رس و فقیر از پلاژیوکلاز (کمتر از 5 درصدحجمی) هستند نسبت به سنگ‏‌های ریشه‌گرفته از سنگ‏‌های پسامیتی (گری‏‌وک‏‌ها) که فقیر از رس و سرشار از پلاژیوکلاز (بیشتر از 25 درصدحجمی) هستند، تفاوت دارد. این نسبت در مذاب‏‌های جداشده از سنگ‏‌های پلیتی از 3/0 کمتر و در مذاب‏‌های جداشده از گری‏‌وک‏‌ها از 3/0 بیشتر است. برپایة داده‏‌های زمین‌شیمیایی (جدول 1)، نسبت CaO/Na2O در سنگ‏‌های بررسی‌شده از 3/0 کمتر است؛ ازاین‌رو، خاستگاه سنگ‏‌های نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سیسنگ‏‌های پلیتی دانسته می‌شود. همچنین، برپایة نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba خاستگاه سنگ‏‌های بررسی‌شده خاستگاه سرشار از رس- فقیر از پلاژیوکلاز نشان می‌دهند (شکل‌ 16).


 

 

 

شکل 15- نمودارهای شناسایی خاستگاه سنگ‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی (Patino Douce, 1999)

 

 

 

شکل 16- نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba (Dahlquist et al., 2007) (خط نقطه‌چین گرانیت‏‌های ریشه‌گرفته از خاستگاه سرشار از رس- فقیر از پلاژیوکلاز را از گرانیت‏‌های ریشه‌گرفته از خاستگاه فقیر از رس- سرشار از پلاژیوکلاز جدا می‏‌کند)

 

پیدایش ماگماهای گرانیتی با محتوای پتاسیم ‏‌بالا تا متوسط در محیط‏‌های همگرا به دو فرایند نهایی نسبت داده می‏‌شود:

الف- در رژیم کمان قاره‏‌ای، مذاب‏‌های گوشته‏‌ای مادر که پیشتر با سیال‌ها یا مذاب‏‌های جداشده از ورقه در حال فرورانش سرشار شده‌اند، هنگام بالاآمدن با مواد پوسته‏‌ای نیز آلایش یافته‌اند و ترکیبی پدید می‌آورند که سنگ‏‌های گرانیتوییدی را پدید می‌آورد (De Paolo, 1981)؛

ب- در رژیم‏‌های همزمان تا پسابرخوردی، ذوب سنگ‏‌هایی با خاستگاه پوسته‏‌ای (در پی کاهش فشار که به دنبال تکه‌تکه‌‌شدن گوشتة لیتوسفری یا اسلب شکسته‌شده رخ می‏‌دهد) چه‌بسا ماگمای گرانیتوییدی پدید می‌آورد (Roberts and Clemens, 1993).

آنومالی منفی یا فراوانی کم عنصرهای Sr، Ti و P از ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی است که با مذاب‏‌های پوسته‏‌ای همخوانی دارد (Harris et al., 1990). وجود آنومالی مثبت عنصرهای K، Rb، Th و U و آنومالی منفی Eu در این تودة گرانیتی نشان‌دهندة خاستگاه پوسته‏‌ای آنهاست. ازاین‌رو، ماگماهای فلسیک باید از ذوب‌بخشی پروتولیت‏‌های پوسته‏‌های پدید آمده باشند. این سنگ‌مادر شاید سنگ‏‌های پلیتی بوده است (شکل 16) که در پی حضور و جایگزینی مذاب‏‌های جداشده از گوشته در پوسته دچار ذوب‌بخشی شده است. سپس ماگمای فلسیکی پدیدآمده هنگام بالاآمدن آرام‌آرام متبلور شده و سنگ‏‌های گرانیتی را ساخته است.

ذوب‌شدگی آب‌زدایی متاپلیت سرشار از مسکوویت، چه‌بسا هنگام بالاآمدگی و بی‏‌فشار‌شدن کوهزایی پوستة ضخیم‌شده، با برشی‌شدن پوسته یا ساختارهای روراند‏‌ی، آناتکسی آبدار سنگ‏‌های پوسته را به‌دنبال دارد (Patino Douce, 1999; Abdallah et al., 2013). برپایة نمودارهای زمین‌ساختی، نمونه‏‌ها در گسترة پس از کوهزایی جای می‏‌‏‌گیرند. همچنین، نمونه‏‌های با میزان بالای K، Na و Si در گسترة پسابرخوردی جای گرفته‏‌اند. ازاینرو، تودة گرانیتی بررسی‌شده پس از برخورد قاره- قاره جایگزین شده است. این تودة نفوذی چه‌بسا از ذوب‌بخشی نهشته‏‌های دگرگون‌شده (Metasedimentary) پوستة قاره‏‌ای در پهنة برخوردی پدید آمده است.

 برپایة بررسی‌های Kamran و همکاران (2017)، گرانیت آی‏‌قلعه‏‌سی در یک پهنة همزمان با برخورد پدید آمده و وابسته به پهنة برخورد دو صفحة عربستان و ایران در پی فرورانش نئوتتیس به زیر ایران مرکزی است. برپایة پیشنهاد Agard و همکاران (2005)، این برخورد در زمان الیگومیوسن و در پی کوهزایی آلپی رخ داده است. ازاین‌رو، تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی پیامد برخورد قاره- قاره دانسته می‌شود و ویژگی‏‌های آن با پهنة ساختاری سنندج- سیرجان عنوان می‌شود.

 

نتیجه‏‌گیری

تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی در خاور تکاب در محل برخورد پهنة ساختاری سنندج- سیرجان با پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر رخنمون دارد. این توده با ترکیب سنگ‏‌شناسی گارنت‏‌مسکوویت‏‌گرانیت درون واحدهای رسوبی ائوسن نفوذ کرده است و به‌همین‌رو، سن آن پس از ائوسن دانسته می‌شود. کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و مسکوویت از کانی‏‌های غالب در ترکیب این سنگ‏‌ها هستند و گارنت و آپاتیت از کانی‌های فرعی آنها به‌شمار می‌روند. در این توده، ترکیب پلاژیوکلازها آلبیت و الیگوکلاز است. گارنت‏‌ها ترکیب اسپسارتین و آلماندین دارند. پیدایش گارنت در این تودة نفوذی در فشارهای کمتر از 5 کیلوبار روی داده است. ازآنجایی‌که گارنت‏‌هایِ تودة نفوذی بررسی‌شده میزان CaO کم و MnO بالا دارند و به‌همراه پلاژیوکلاز سدیم‏‌دار دیده می‌شوند، چه‌بسا فشار پیدایش این توده کمتر از 7 کیلوبار و دمای آن کمتر از 800 درجه سانتیگراد بوده است. برپایة بررسی‌های دماسنجی با استفاده از روش گارنت- مسکوویت، میانگین دمای پیدایش این سنگ‏‌ها در بازة فشار 1 تا 5 کیلوبار، نزدیک به 590 تا 610 درجة سانتیگراد بوده است. این مقدارها منطقی هستند و با منحنی ذوب گرانیت‏‌ها و منحنی پایداری مسکوویت همخوانی دارند.

بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند ماگمای مادر این تودة نفوذی کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و از دیدگاه درجة اشباع‌شدگی از آلومینیم (ASI)، پرآلومینوس بوده است. برپایة نمودار‏‌های عنکبوتی نمونه‏‌های بررسی‌شده بیشترین غنی‏‌شدگی و تهی‏‌شدگی را نسبت به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت و همچنین، کمترین میزان غنی‏‌شدگی و تهی‏‌شدگی را نسبت به ترکیب پوستة بالایی نشان می‏‌دهند. این نکته نشان‌دهندة نزدیکی ترکیب نمونه‏‌ها به ترکیب پوستة بالایی است. همچنین، برپایة نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگماها، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة گرانیت‏‌های پس از کوهزایی و همزمان با برخورد جای گرفته‏‌اند. خاستگاه سنگ‏‌های بررسی‌شده پلیت‏‌های فلسیک و سرشار از رس- فقیر از پلاژیوکلاز بوده است. درکل، تودة نفوذی آی‏‌قلعه‏‌سی پس از برخورد قاره- قاره جایگزین شده است‏‌ و چه‌بسا از ذوب‌بخشی نهشته‏‌های دگرگون پوستة قاره‏‌ای در یک پهنة برخوردی پدید آمده‏‌ است.

Abdallah, S., Khaleal, F. M., and Rashed, M. A. (2013) Characteristics of Madinat Nugrus peraluminous leocogranite carrier of radioactive minerals, southeastern Desert, Egypt. Journal of Mineral and Mining Engineering 7: 15-34.

‏Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94: 401-19.

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 229(3-4): 211-238.‏

Anderson, J. L. (1996) Status of thermobarometry in granitic batholiths. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh 87(1-2): 125-138.‏

Aydoğan, M. S., Çoban, H., Bozcu, M., and Akıncı, Ö. (2008) Geochemical and mantle-like isotopic (Nd, Sr) composition of the Baklan Granite from the Muratdağı Region (Banaz, Uşak), western Turkey: Implications for input of juvenile magmas in the source domains of western Anatolia Eocene–Miocene granites. Journal of Asian Earth Sciences 33(3-4): 155-176.‏

Azizi-Shotorkhoft, H. (2003) Petrogenesis of Contact metamorphic rocks and associated iron skarn in the Shahrak Area (East of Takab). M.Sc. thesis, University of Tehran, Iran (in Persian).

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments Lithos 46(3): 605-626.‏

Batchelor, R. A., and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology 48(1-4): 43-55.‏

Blatt, H., Tracy, R., and Owens, B. (2006) Petrology: igneous, sedimentary, and metamorphic. Macmillan Education, UK.‏

Boynton, W.V. (1984) Cosmochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henserson, P.) 63-114. Elsevier, Amsterdam, Netherlands.

Chappell, B. W., and White, A. J. (2001) Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences 48(4): 489-499.‏

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

Chappell, B. W., and White, A. J. R. (1992) I-and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh 83(1-2): 1-26.‏

Clarke, D. B. (1981) Peraluminous granites. The Canadian Mineralogist 19: 1-2.

Clarke, D. B. (1992) Granitoid rocks. Chapman and Hall, London, UK.‏

Dahlquist, J. A., Galindo, C., Pankhurst, R. J., Rapela, C. W., Alasino, P. H., Saavedra, J., and Fanning, C. M. (2007) Magmatic evolution of the Peñón Rosado granite: petrogenesis of garnet-bearing granitoids. Lithos 95(3-4): 177-207.‏

Daliran, F., Pride, K., Walther, J., Berner, Z. A., and Bakker, R. J. (2013) The Angouran Zn (Pb) deposit, NW Iran: evidence for a two stage, hypogene zinc sulfide–zinc carbonate mineralization. Ore Geology Reviews 53: 373-402.‏

De La Roche, H., Leterrier, J. T., Grandclaude, P., and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1R2-diagram and major-element analyses—its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29(1-4): 183-210.‏‏

De Paolo, D. J. (1981) Trace element and isotopic effects of combined wall-rock assimilation and fractional crystallization. Earth Planetary Science Letters 53(2): 189-202.

Deniel, C., Vidal, P., Fernandez, A., Le Fort, P., and Peucat, J. J. (1987) Isotopic study of the Manaslu granite (Himalaya, Nepal): inferences on the age and source of Himalayan leucogranites. Contributions to Mineralogy and Petrology 96(1): 78-92.‏

Feenstra, A. (1996) An EMP and TEM—AEM Study of Margarite, Muscovite and Paragonite in Polymetamorphic Metabauxites of Naxos Cyclades, Greece) and the Implications of Fine-scale Mica Interlayering and Multiple Mica Generations. Journal of Petrology 37(2): 201-233.‏

Fonoudi, M. (1998) Explanatory text of Takab Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Fonoudi, M. (2000) Explanatory text of Yasoukand (Ghodjour) Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Ghasemi, A., and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26(6): 683-693.‏

Green, T. H. (1976) Experimental generation of cordierite-or garnet-bearing granitic liquids from a pelitic composition. Geology 4(2): 85-88.‏

Green, T. H. (1977) Garnet in silicic liquids and its possible use as a PT indicator. Contributions to Mineralogy and Petrology 65(1): 59-67.‏

Green, T. H. (1992) Experimental phase equilibrium studies of garnet-bearing I-type volcanics and high-level intrusives from Northland, New Zealand. Earth and Environmental Science Transactions of The Royal Society of Edinburgh 83(1-2): 429-438.

Green, T. H., and Hellman, P. L. (1982) Fe- Mg partitioning between coexisting garnet and phengite at high pressure, and comments on a garnet-phengite geothermometer. Lithos 15(4): 253-266.‏

Green, T. H., and Ringwood, A. E. (1968) Genesis of the calc-alkaline igneous rock suite. Contributions to Mineralogy and Petrology 18(2): 105-162.‏

Harris, N. B. W., Inger, S., and Ronghua, X. (1990) Cretaceous plutonism in Central Tibet: an example of post-collision magmatism?. Journal of Volcanology and Geothermal Research 44(1-2): 21-32.‏

Harris, N., Massey, J., and Inger, S. (1993) The role of fluids in the formation of High Himalayan leucogranites. Geological Society of London, Special Publications 74(1): 391-400.

Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier Science Publishers.

Hooper, P. R., Bailey, D. G., and Holder, G. M. (1997) Tertiary calc‐alkaline magmatism associated with lithospheric extension in the Pacific Northwest. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 100(B6): 10303-10319.‏

Howie, R. A., Zussman, J., and Deer, W. (1992) An introduction to rock-forming minerals. Longman Scientific & Technical,‏ London, UK.

Irvine, T. N. J., and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8(5): 523-548.‏

Kamran, S., Jahangiri, A., Hajialioghli, R., and Moayyed, M. (2017) Petrography and petrogenesis of the Ayghalesi granite, east of Takab area (northwest of Iran). Iranian Journal of Petrology 8(29): 37-52 (in Persian).

Kaygusuz, A., Siebel, W., Şen, C., and Satir, M. (2008) Petrochemistry and petrology of I-type granitoids in an arc setting: the composite Torul pluton, Eastern Pontides, NE Turkey. International Journal of Earth Sciences 97(4): 739-764.‏

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American mineralogist, 68(1-2): 277-279.

Le Fort, P., and Guillot, S. (1995) Geochemical constraints on the bimodal origin of High Himalayan leucogranites. Lithos 35(3-4): 221-234.‏

London, D. (2008) Crystal-filled cavities in granitic pegmatites: Bursting the bubble. Rocks & Minerals 88(6): 527-538.‏

Middlemost, E. A. K., (1994) Magmas and Magmatic Rocks: An introduction to igneous petrology. Longman, London, UK.

Miller, C. F., Stoddard, E. F., Bradfish, L. J., and Dollase, W. A. (1981) Composition of plutonic muscovite; genetic implications. The Canadian Mineralogist 19(1): 25-34.‏

Patino Douce, A. E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas?. Geological Society, London, Special Publications 168(1): 55-75.‏

Pearce, J. A., Harris, N. B., and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25(4): 956-983.‏

Peccerillo, A., and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58(1): 63-81.‏

Roberts, M. P., and Clemens, J. D. (1993) Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology 21(9): 825-828.‏

Rollinson, H. R. (1993) Discriminating between tectonic environments using geochemical data. Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation.‏ Longman Scientific & Technical,‏ UK.

Russell, J. K., Dipple, G. M., Lang, J. R., and Lueck, B. (1999) Major-element discrimination of titanium andradite from magmatic and hydrothermal environments; an example from the Canadian Cordillera. European Journal of Mineralogy 11(6): 919-935.‏

Saki, A. (2010) Proto-Tethyan remnants in northwest Iran: geochemistry of the gneisses and metapelitic rocks. Gondwana Research 17(4): 704-714.‏

Saleh, G. M., and El-Nisr, S. A. (2013) Two mica granites, Southeastern Desert, Egypt: geochemistry and spectrometric prospecting. Greener Journal of Geology and Earth Sciences 1: 23-42.

Shirkhani, M. (2007) Mineralogy, geochemistry and genesis of Zn-Pb mineralization and associated elements in the Ay-Qaleh-si deposite, south east of Takab. M.Sc. thesis, University of Tarbiat Modares, Tehran, Iran (in Persian).

Singh, R. B. (2013) Origin and emplacement of the Higher Himalayan Leucogranite in the eastern Himalaya: Constraints from geochemistry and mineral chemistry. Journal of the Geological Society of India 81(6): 791-803.

Spear, F. S., and Cheney, J. T. (1989) A petrogenetic grid for pelitic schists in the system SiO2-Al2O3-FeO-MgO-K2O-H2O. Contributions to Mineralogy and Petrology 101(2): 149-164.‏

Stampfli, G. M. (2000) Tethyan oceans. Geological Society, London, Special Publications 173(1): 1-23.‏

Stern, R. J. (2004) Subduction initiation: spontaneous and induced. Earth and Planetary Science Letters 226(3-4): 275-292.‏

Stockli, D. F., Hassanzadeh, J., Stockli, L. D., Axen, G., Walker, J. D., and Dewane, T. J. (2004) Structural and geochronological evidence for Oligo-Miocene intra-arc low-angle detachment faulting in the Takab-Zanjan area, NW Iran. In Abstract, Programs Geological Society of America 36:137-164.‏

Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229-1258.‏

Sun, S. S., and McDonough, W. S. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313-345.‏

Sun, S. S., Bailey, D. K., Tarney, J., and Dunham, K. (1980) Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society London 297: 409-445.

Sylvester, P. J. (1998) Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos 45(1-4): 29-44.‏

Taylor, S. R., and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution.‏ Blackwell, Oxford, UK.

Tribe, I. R., and D'Lemos, R. S. (1996) Significance of a hiatus in down-temperature fabric development within syn-tectonic quartz diorite complexes, Channel Islands, UK. Journal of the Geological Society 153(1): 127-138.

Vernon, R. H. (2018) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press. UK.‏

Vielzeuf, D., and Montel, J. M. (1994) Partial melting of metagreywackes. Part I. Fluid-absent experiments and phase relationships. Contributions to Mineralogy and Petrology 117(4): 375-393.‏

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

Wirth, R., and Voll, G. (1987) Cellular intergrowth between quartz and sodium-rich plagioclase (myrmekite)—an analogue of discontinuous precipitation in metal alloys. Journal of Materials Science 22(6): 1913-1918.‏

Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C. H., Yui, T. F., Lin, Q., and Sun, D. Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE China (I): geochronology and petrogenesis. Lithos 66(3-4): 241-273.‏

Yuan, C., Sun, M., Xiao, W., Wilde, S., Li, X., Liu, X., and Li, J. (2009) Garnet-bearing tonalitic porphyry from East Kunlun, Northeast Tibetan Plateau: implications for adakite and magmas from the MASH Zone. International Journal of Earth Sciences 98(6): 1489-1510.‏

Zane, A., and Rizzo, G. (1999) The compositional space of muscovite in granitic rocks. The Canadian Mineralogist 37(5): 1229-1238.‏

 


دوره 10، شماره 2
تابستان 1398
صفحه 1-28
  • تاریخ دریافت: 07 اسفند 1397
  • تاریخ بازنگری: 26 اردیبهشت 1398
  • تاریخ پذیرش: 16 تیر 1398