Using of mineral chemistry to determine the formation conditions of Boroujerd granitoid complex and its metamorphic aureole

Tahmasbi, Zahra; Ahmadi Khalaji, Ahmad

Using of mineral chemistry to determine the formation conditions of Boroujerd granitoid complex and its metamorphic aureole

Document Type : Original Article

Authors

دانشگاه لرستان، دانشکده علوم پایه، گروه زمین شناسی

Abstract

The composition of Boroujerd granitoid varies from quartz diorite, granodiorite to monzogranite associated with acidic dykes intruded into the Hamedan phyllite and developed a metamorphic aureole. On the basis of mineral chemistry the biotites have different compositions and their parent magma has subalkaline to calc-alkaline nature. The studied amphiboles are classified as calcic (magnesio-hornblende) which point to the I-type nature of the Boroujerd granitoid. Plagioclases vary from andesine-oligoclase to labradorite, alkali feldspars occur as orthoclase and those in pegmatites are sodic (albite) and potassic (orthoclase). The changes in feldspar composition in different units are normal indicating magma differentiation. In all samples, garnet displays zoning and is almandine-spessartine in composition. Also, garnet in hornfelses and granodiorites is cogenetic and nonmagmatic, but in pegmatites it has magmatic nature. Al-barometer accounts that the pressure of amphibole crystallization is 0.43 to 1.61Kbar and Altotal versus Fetotal/(Mg+Fetotal) accounts the pressure between 1 to 3 Kbar. Hornblende - plagioclase thermometer shows 653 to 732 Â°C for equilibrium of these two minerals and garnet-biotite thermometer shows 472 Â°C for garnet-biotite in hornfelses. The estimated oxygen fugacity (log ï¦O2 varies between -18.3 to -15.6) imply an oxidation magma (confirms magnetite and enrichment of Mg in amphibole) and its formation in convergent plate boundary.

Keywords

Full Text

مقدمه

منطقه مورد مطالعه به عرض‌های جغرافیایی َ38 ˚33 تا ^º34 شمالی و طول جغرافیایی َ45 ˚48 تا َ30 ˚49 شرقی محدود شده است (شکل 1). این منطقه پیکره دگرگونی را در شمال و زاگرس خردشده را در جنوب به خود اختصاص داده است و در آن کمپلکس گرانیتوئیدی بروجرد رخنمون دارد. به‌کارگیری هنر تجزیة نقطه‌ای تک‌کانی یکی از مهمترین عوامل تحول چشمگیر و پیشرفت حیرت‌انگیز علم پترولوژی است. با توجه به این‌که بررسی تغییرات بسیار جزئی توزیع و غلظت عناصر، حتی در لایه‌های متناوب و بسیار ظریف کانی توسط تجزیه تک‌کانی میسر شده‌، از این‌رو، توانایی قابل‌توجه کانی‌هایی مانند بیوتیت، آمفیبول و فلدسپار در تعیین خصوصیات ماگمایی گرانیتوئیدها مورد توجه قرار گرفته‌است. لذا در این مقاله سعی شده است از طریق ادغام نتایج ریزپردازش کانی‌ها، نتایج مطالعات صحرایی و داده‌های سنگ‌شناختی، به بررسی ارتباط ژنتیکی بین بخش‌های مختلف توده و هاله دگرگونی آن، همچنین خاستگاه ماگمای سازنده سنگ‌ها و شرایط فشار-دمای جایگزینی توده گرانیتی بروجرد و هاله دگرگونی آن پرداخته شود.

روش انجام پژوهش

در این تحقیق برای بررسی رفتار ژئوشیمیایی عناصر در ساختمان کانی‌های مختلف و بررسی کانی‌شناسی به‌منظور تعیین شرایط دما و فشار توده گرانیتوئیدی بروجرد و سنگ‌های دربرگیرنده آن‌، نمونه‌هایی از ترکیبات مختلف سنگی (سنگ‌های آذرین و دگرگونی) انتخاب و از آن‌ها مقطع نازک صیقلی تهیه شد.

تعداد ١٢٠ نقطه از کانی‌های سازندة آن‌ها مورد تجزیه کمی کانیایی میکروپروب الکترونی مدل CAMECA SX-100 با ولتاژ و شدت جریان به‌ترتیب kv12 و nA10 در آزمایشگاه الکترون‌میکروپروب انستیتو مینرالوژی و پترولوژی دانشگاه هامبورگ کشور آلمان قرار گرفت که نتایج آن‌ها در جدول 1 ارائه شده است.

شکل 1- a) موقعیت منطقه مورد مطالعه و زون‌های زمین‌ساختی ایران، b) نقشة ساده‌شدة زمین‌شناسی منطقه (Ahmadi-Khalaji et al., 2007).

جدول 1- خلاصه داده‌های حاصل از تجزیه نقطه‌ای کانی‌های مختلف (تنها تجزیه‌های معرف ارائه شده‌اند).

Sample No.	Gd₁	Gd₁	Peg	Peg	H	H	H	H	H	Sch	Sch
Mineral type	Grt₁	Grt₂	Grt	Grt	Grt	Grt	Grt	Grt	Grt	Grt	Grt
SiO₂	37.05	35.38	36.2	35.94	37.23	36.27	36.01	36.11	35.85	35.87	36.23
Al₂O₃	21.65	20.56	21.24	21.21	21.85	21.05	21.15	21.25	21.15	20.74	21.01
MgO	3.36	1.2	0.6	0.83	1.41	1.7	1.61	1.64	1.65	0.8	1.22
FeO	34.92	29.25	32.47	34.2	28.45	33.89	36.92	36.24	34.18	28.38	28.13
TiO₂	0.06	0.12	0.02	0.02	0.09	0.04	0.09	0.03	0.03	0.02	0
MnO	3.32	11.04	11.07	8.45	11.94	6.33	3.78	4.56	6.22	12.77	12.76
CaO	1.17	1.2	0.15	0.3	0.93	1.11	1.15	1.1	1.1	1.25	1.14
Na₂O	0.02	0.05	0.01	0.04	0	0.01	0	0.02	0	0.03	0.02
K2O	0	0.02	0	0	0	0	0.01	0	0	0	0
Cr₂O₃	0.01	0.07	0.02	0.02	0	0.03	0.03	0.02	0.03	0.03	0.03
NiO	0.07	0.02	0.04	0.02	0.01	0	0.05	0.03	0.02	0.04	0
Total	101.62	98.89	101.81	101.03	101.92	100.43	100.8	100.99	100.25	99.93	100.55
Si	2.95	2.94	2.94	2.94	2.97	2.96	2.93	2.93	2.93	2.96	2.96
Al	2.03	2.01	2.03	2.04	2.06	2.02	2.03	2.04	2.04	2.01	2.02
Mg	0.4	0.15	0.07	0.1	0.17	0.21	0.19	0.2	0.2	0.1	0.15
Fe	2.32	2.03	2.21	2.34	1.9	2.31	2.52	2.46	2.34	1.96	1.92
Ti	0	0.01	0	0	0.01	0	0.01	0	0	0	0
Mn	0.22	0.78	0.76	0.58	0.81	0.44	0.26	0.31	0.43	0.89	0.88
Ca	0.1	0.11	0.01	0.03	0.08	0.1	0.1	0.1	0.1	0.11	0.1
Na	0	0.01	0	0.01	0	0	0	0	0	0	0
Total	8.03	8.05	8.04	8.04	7.99	8.03	8.04	8.05	8.04	8.04	8.03
Pyr	13.1	4.84	2.38	3.32	5.68	6.76	6.35	6.46	6.57	3.23	4.87
Alm	76.3	66.32	72.26	76.65	64.3	75.74	81.89	80.21	76.24	64	62.93
Grs	3.27	3.49	0.42	0.86	2.7	3.18	3.28	3.11	3.14	3.61	3.27
Sps	7.34	25.35	24.94	19.18	27.32	14.32	8.48	10.23	14.05	29.16	28.92
Total	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100

(Pyr=pyrope; alm=almandine; grs=grossular; sps=spessartine)

Sample No.	Qd	Qd	Qd	Sample No.	Gd	H	H	H	H	H	H	Qd	Gd	Mgr
Mineral type	Hbl	Hbl	Hbl	Mineral type	Ms	Ms	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt
SiO₂	49.25	49.27	49.71	SiO₂	46.04	60.28	34.79	33.53	34.9	35.13	34.94	36.59	34.25	33.59
Al₂O₃	5.42	5.66	5.53	Al₂O₃	34.48	27.35	19.92	19.35	23	19.81	20.35	14.99	18.87	18.22
MgO	13.57	13.45	13.41	MgO	0.96	0.36	8.66	8.6	7.55	8.28	8.52	11.71	7.08	5.77
FeO	15.74	14.61	15.37	FeO	1.94	0.7	21.09	21.46	18.62	20.84	20.67	14.97	18.96	20.23
TiO₂	0.7	0.85	0.79	TiO₂	0.57	0.19	1.83	1.89	1.45	1.64	1.37	3.79	4.69	4.96
MnO	0.48	0.31	0.42	MnO	0.03	0	0.3	0.26	0.32	0.24	0.29	3.51	2.34	2.24
CaO	10.69	11.37	11.4	Na₂O	0.38	0.87	0.25	0.27	0.3	0.3	0.29	0.04	0	0.03
Na₂O	0.71	0.79	0.7	K₂O	9.18	6.56	8.08	7.43	7.04	8.07	7.79	0.12	0.19	0.06
K₂O	0.42	0.5	0.43	Cr₂O₃	0.1	0.01	0.06	0.07	0.06	0.06	0.09	8.57	8.57	8.49
Cr₂O₃	0.08	0.1	0.04	NiO	0	0.04	0.07	0.1	0	0.05	0.01	0.11	0.03	0.08
NiO	0.04	0	0.05	Total	93.75	96.41	95.07	93.09	93.29	94.45	94.46	94.58	95.2	94.2
Total	97.11	96.9	97.83	Si	3.1	3.78	2.66	2.63	2.65	2.7	2.68	2.79	2.66	2.67
Si	7.11	7.18	7.18	Al^IV	0.9	0.22	1.34	1.37	1.35	1.3	1.32	1.21	1.34	1.33
Al ^IV	0.89	0.82	0.82	Total	4	4	4	4	4	4	4	4	4	4
sum T	8	8	8	Al^VI	1.84	1.8	0.46	0.42	0.72	0.49	0.51	0.14	0.39	0.37
Al ^VI	0.03	0.15	0.12	Mg	0.1	0.03	0.99	1.01	0.86	0.95	0.97	1.33	0.82	0.68
Ti	0.08	0.09	0.09	Fe	0.11	0.04	1.35	1.41	1.18	1.34	1.32	1.2	1.54	1.67
Fe ³⁺	1.11	0.6	0.73	Ti	0.03	0.01	0.11	0.11	0.08	0.09	0.08	0.2	0.14	0.13
Cr	0.01	0.01	0	Mn	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Mg	2.92	2.92	2.89	Ca	0.01	0	0	0.01	0	0	0.01
Fe ²⁺	0.79	1.18	1.13	Cr	0.01	0	0	0	0	0	0.01	0.01	0	0
Mn	0.06	0.04	0.05	Tot	2.09	1.9	2.91	2.97	2.86	2.89	2.92	2.9	2.9	2.88
sum C	5	5	5	Na	0.05	0.11	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.02	0.03	0.01
Ca	1.65	1.78	1.76	K	0.79	0.52	0.79	0.74	0.68	0.79	0.76	0.84	0.85	0.86
Na	0.2	0.22	0.2	Total	6.93	6.53	7.74	7.75	7.59	7.72	7.72	7.75	7.78	7.75
sum B	1.85	2	1.96
K	0.08	0.09	0.08
sum A	0.08	0.09	0.08

جدول 1- ادامه.

Sample No.	Peg	Peg	Peg	Peg	Mgr	Mgr	Qd	Qd	Qd	Gd	Gd	Mgr	Mgr	H	H
Mineral type	Fl	Fl	Fl	Fl	Fl	Fl	Pl	Pl	Pl	Pl	Pl	Pl	Pl	Pl	Pl
SiO₂	64.2	63.9	64.7	65.9	63.5	62.3	56.3	54.8	52.7	58.1	55.0	62.1	55.8	58.2	59.8
Al₂O₃	19.0	19.1	21.9	22.1	19.3	19.0	27.8	29.1	30.1	27.3	29.1	22.8	27.6	26.4	25.8
MgO	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
FeO	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.1	0.0	0.1	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
TiO₂	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.1	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
MnO	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
CaO	0.0	0.0	2.5	2.0	0.0	0.1	9.5	10.9	12.2	8.6	10.6	3.8	9.2	7.7	6.9
Na₂O	1.4	1.0	10.2	10.4	0.6	0.5	6.1	5.4	4.6	6.6	5.4	5.9	5.4	7.3	7.7
K2O	13.6	14.0	0.1	0.2	10.5	11.4	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.0
Cr₂O₃	0.1	0.0	0.3	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
NiO	0.0	0.0	0.0	0.0	0.1	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
Total	98.3	98.1	99.7	100.7	94.0	93.5	99.9	100.4	99.6	100.8	100.3	94.8	98.1	99.6	100.2
Si	3.0	3.0	2.9	2.9	3.0	3.0	2.5	2.5	2.4	2.6	2.5	2.9	2.5	2.6	2.7
Al	1.0	1.1	1.1	1.1	1.1	1.1	1.5	1.5	1.6	1.4	1.5	1.2	1.5	1.4	1.4
Ca	0.0	0.0	0.1	0.1	0.0	0.0	0.5	0.5	0.6	0.4	0.5	0.2	0.5	0.4	0.3
Na	0.1	0.1	0.9	0.9	0.1	0.0	0.5	0.5	0.4	0.6	0.5	0.5	0.5	0.6	0.7
K	0.8	0.8	0.0	0.0	0.6	0.7	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
Total	5.0	5.0	5.0	5.0	4.8	4.8	5.0	5.0	5.0	5.0	5.0	4.8	5.0	5.0	5.0
X_ab	0.1	0.1	0.9	0.9	0.1	0.1	0.5	0.5	0.4	0.6	0.5	0.7	0.5	0.6	0.7
X_an	0.0	0.0	0.1	0.1	0.0	0.0	0.5	0.5	0.6	0.4	0.5	0.3	0.5	0.4	0.3
X_or	0.9	0.9	0.0	0.0	0.9	0.9	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0	0.0
Total	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0	1.0

(ab=albite; an=anorthite; or=orthose)

موقعیت زمین‌شناسی

در منطقه بروجرد در زون ساختاری سنندج-سیرجان، مجموعه وسیعی از توده‌های نفوذی گرانیتوئیدی واقع گردیده است که درون فیلیت‌های همدان نفوذ کرده و دگرگونی مجاورتی تا حد رخساره پیروکسن‌هورنفلس بر اثر نفوذ آن به‌وقوع پیوسته است (احمدی‌خلجی، 1378).

داده‌های تعیین سن بر مبنای روش U-Pb و با استفاده از کانی زیرکن، سن این توده‌های نفوذی را ژوراسیک میانی نشان می‌دهد (احمدی‌خلجی، 1385)، در حالی‌که تعیین‌ سن‌های انجام‌شده به‌روش Rb-Sr بر روی کانی‌های بیوتیت و مسکوویت، سن تشکیل کمپلکس بروجرد را در دو دوره بارمین- آپتین و ماستریشتین قرار می‌دهد (مسعودی، 1997).

کمپلکس گرانیتوئیدی بروجرد 180 تا 200 کیلومتر مربع وسعت داشته، مشابه اکثر توده‌های نفوذی موجود در زون سنندج- سیرجان دارای روند شمال‌غرب- جنوب‌شرق است.

پتروگرافی

از نظر سنگ‌شناسی، طیفی از کوارتزدیوریت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت را می‌توان در این توده یافت (شکل 1). گرانودیوریت‌ها بخش عمده توده را تشکیل داده، ترکیبی نسبتاً همگن متشکل از پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و آلکالی‌فلدسپار دارند. در قسمت شمالی و در بخش‌های حاشیه‌ای، این سنگ‌ها حاوی آندالوزیت و گاه گارنت هستند (شکل 2-A). فراوانی بلورهای آندالوزیت در جاهای مختلف متفاوت است و گارنت فقط در بخش حاشیه توده‌ها و در جاهایی که این کانی در شیست‌های دگرگونی میزبان دیده می‌شود، یافت می‌شود.

شکل 2- A) بلور گارنت در گرانودیوریت که با تجمعی از بیوتیت‌ها همراهی می‌شود، B) بلور خودشکل گارنت در پگماتیت‌ها، C) کانی مسکوویت به‌صورت جوانه که بر اثر دگرسانی به خرج بیوتیت به‌وجود آمده‌است، D) کانی بیوتیت که در امتداد رخ‌هایش به کانی پرهنیت تبدیل شده‌است.

کوارتزدیوریت‌ها در درون گرانودیوریت‌ها برونزد دارند و ارتفاعات منطقه را تشکیـل داده، خاکستری رنگ و از نظر درجه رنگین مزوکرات هستند. کانی‌های اصلی این سنگ‌ها شامل پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول و کوارتز و به مقدار کمتر ارتوز است. مونزوگرانیت‌ها به‌صورت توده‌های کوچک و با توپوگرافی پست‌تر عمدتاً در حاشیه جنوبی توده اصلی بروجرد برونزد دارند. رنگ روشن، کمبود نسبی بیوتیت و حضور گسترده پرتیت از ویژگی‌های این نوع سنگ‌ها هستند.

توده گرانیتوئیدی بروجرد توسط دایک‌های بزرگی از آپلیت‌ها و پگماتیت‌ها قطع گردیده است. آپلیت‌ها حاوی کوارتز، آلکالی‌فلدسپار، مسکوویت، تورمالین و کانی‌های کدر هستند.

پگماتیت‌ها بیشتر در واحد گرانودیوریتی و هاله‌ی آن دیده می‌شوند. این سنگ‌ها بر اساس موقعیت و ترکیب کانی‌شناسی به دو گروه تقسیم می‌شوند:

گروه اول در هورنفلس‌ها دیده می‌شوند و دارای روند شمال‌غربی - جنوب‌شرقی بوده و حاوی مسکوویت‌های درشت، گارنت، آندالوزیت، تورمالین و کوارتز هستند (شکل 2-B).

اما گروه دیگر که درون توده‌ها وجود دارند، فاقد مسکوویت‌های درشت، گارنت و آندالوزیت هستند. این سنگ‌ها محصول مرحله نهایی فعالیت ماگمایی در ارتباط با جایگیری توده گرانیتوئیدی بروجرد هستند.

تزریق تودة عظیم گرانیتوئیدی بروجرد درون فیلیت‌های همدان، یک توالی کاملی از دگرگونی مجاورتی درجه پایین تا بالا شامل شیست‌لکه‌دار، هورنفلس‌شیست و هورنفلس را به‌وجود آورده‌است. شیست‌های ‌لکه‌دار خارجی‌ترین بخش از هالة دگرگونی را تشکیل می‌دهند که با نزدیک شدن به توده، در این سنگ‌ها لکه‌های سیاه‌رنگی از کردیریت ظاهر می‌شود، اما شیست‌های آندالوزیت‌دار گسترده‌ترین واحد شیست‌ها را در منطقه تشکیل می‌دهند. با پیشرفت تأثیر دگرگونی مجاورتی، سنگ‌‌ها فابریک گرانوبلاستیک به خود می‌گیرند و فولیاسیون در آن‌ها حذف می‌شود و سخت و متراکم می‌گردند و حالت هورنفلسی پیدا می‌کنند. هورنفلس‌ها در نقاط مختلف منطقه دارای کانی‌های شاخص دگرگونی نظیر کردیریت، آندالوزیت و سیلیمانیت هستند و گارنت نیز به‌طور موضعی و بسیار جزئی در برخی سنگ‌ها دیده می‌شود.

وجود کردیریت با ماکل قطاعی (پروانه ای) و تبدیل آندالوزیت به سیلیمانیت منشوری در این سنگ‌ها حاکی از یک دگرگونی پیش‌روندة دمای بالاست. از طرف دیگر، حضور آندالوزیت و نبود کیانیت در این سنگ‌ها حاکی از دگرگونی در فشارهای کمتر از ٤ کیلوبار است. بدین ترتیب دگرگونی مجاورتی در منطقه مورد مطالعه حداکثر تا حد رخسارة پیروکسن‌هورنفلس پیش رفته است (احمدی‌خلجی، 1378).

شیمی کانی‌ها

شیمی بیوتیت

بیوتیت کانی فرومنیزین غالب در تودة گرانیتوئیدی بروجرد است. این کانی در کوارتزدیوریت‌ها به رنگ قهوه‌ای، در گرانودیوریت‌ها به رنگ قهوه‌ای تا زرد یا سبز کم‌رنگ و در مونزوگرانیت‌ها به رنگ سبز پررنگ دیده می‌شود که در حقیقت تغییر رنگ آن‌ها از تغییر ترکیب شیمیایی آن‌ها تبعیت می‌کند (Lalonde and Bernard, 1993)). ترکیب بیوتیت در سنگ‌های گرانیتی تابع ترکیب ماگمای مادر، فوگاسیته اکسیژن(Partin et al., 1983; Wones et al., 1971) دمای مذاب (Abbot and Clarke, 1979) وخاستگاه گرانیت‌هاست (Abdelrahman, 1994; Nachite, 1986). نمودار سه‌تایی 10MgO-TiO₂-FeO^* + MnO (Nachite et al., 2005) که برای تمایز بیوتیت‌هایی اولیه تعادل مجدد یافته و بیوتیت‌های اولیه از بیوتیت‌های ثانوی استفاده می‌شود، نشان می‌دهد که بیوتیت‌های موجود در تودة گرانیتوئیدی بروجرد همگی از نوع اولیه هستند (شکل 3).

شکل 3- نمودار سه‌تایی 10MgO-TiO₂-FeO^*+MnO (Nachite et al., 2005) جهت تمایز بیوتیت‌های اولیه و بیوتیت‌هایی که دچار تعادل مجدد در محیط شده‌اند از بیوتیت‌های ثانوی (کوارتزدیوریت: ■، مونزوگرانیت: □، گرانودیوریت: ∆).

همه میکاهای تجزیه‌شده با توجه به داشتن مقادیر Fe^*/(Fe^*+Mg) بزرگتر از 33/0 در رده بیوتیت (در مقابل فلوگوپیت) قرار می‌گیرند (Deer et al., 1962) (شکل 4) و با توجه به تغییرات Al در مقابل نسبت Fe^*/(Fe^*+Mg)، این بیوتیت‌ها تنوع ترکیبی نشان می‌دهند، به‌طوری که بیوتیت‌ها در کوارتزدیوریت با کمترین مقدار Al کل و کمترین مقدار نسبت Fe^*/(Fe^*+Mg) بین دو قطب آنیت و فلوگوپیت و متمایل به قطب آنیت قرار می‌گیرند.

شکل 4- طبقه‌بندی شیمیایی میکاهای توده مورد مطالعه (Deer et al., 1962; Spear, 1984) (علائم مشابه شکل 3 هستند).

در حالی‌که بیوتیت‌ در گرانودیوریت و مونزوگرانیت با داشتن مقدار Al کل و مقدار نسبت Fe^*/(Fe^*+Mg) بیشتر، بین دو قطب آنیت و سیدروفیلیت با روندی به‌سمت قطب سیدروفیلیت قرار‌گرفته‌اند (شکل 4). بر اساس نمودار دوتایی تغییرات Mg در مقابل Al کل در کانی بیوتیت‌ (Nachite, 1986)، ترکیب بیوتیت‌ در گرانودیوریت و مونزوگرانیت در محدودة کالک‌آلکالن و ترکیب بیوتیت‌ در کوارتزدیوریت‌ در محدودة ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند (Nachite, 1986) (شکل 5).

شکل 5- تعیین سری ماگمایی گرانیتوئیدهای مورد مطالعه بر اساس ترکیب شیمیایی بیوتیت (Nachite, 1986) (علائم مشابه شکل 3 هستند.

همچنین بیوتیت در کوارتزدیوریت در محدودةکالک‌آلکالن و بیوتیت در گرانودیوریت و مونزوگرانیت در محدودة پرآلومین قرار می‌گیرند (عبدالرحمان، 1994) (شکل 6).

Stussi و Cuney (1996) معتقدند که مرز بین گستره P و C در نمودار Al₂O₃-MgO در واقع مرز تقریبی بین بیوتیت‌های ماگماهای پرآلومینوس و متاآلومینوس است، نه مرز بین بیوتیت ماگمای پرآلومینوس و آهکی-قلیایی.

در هر حال، با توجه به ترکیب شیمیایی بیوتیت‌های مورد بررسی می‌توان گفت که سنگ میزبان آنها در یک محیط زمین‌ساختی مشابه توده‌های کوه‌زایی آهکی-قلیایی تشکیل شده است.

این سری‌ها احتمالاً در یک رژیم فشارشی وابسته به فرورانش، چنانکهBaker (1987) برای ماگماتیسم قلیایی-آهکی ترشیاری تگزاس و مکزیکو در نظر می‌گیرد، تشکیل شده‌اند و تفاوت‌های ترکیبی آنها احتمالاً نتیجه تفاوت در سنگ خاستگاه و شرایط ذوب بوده است که این نتایج با مطالعات معظمی‌گودرزی (1385) مطابقت می‌کند.

شکل 6- تعیین سری ماگمایی گرانیتوئیدهای مورد مطالعه بر اساس ترکیب شیمیایی بیوتیت (Abdel-Rahman, 1994) (علایم مشابه شکل 3 هستند) (پهنه A: مناطق کششی، پهنه C: مناطق فرورانش، پهنه P: محیط‌های برخوردی).

شیمی مسکوویت

کانی مسکوویت به مقدار بسیار کم و به‌صورت بلورهای ریز به همراه بیوتیت در سنگ‌های مختلف توده گرانیتوئیدی بروجرد، به‌خصوص واحد گرانودیوریت دیده می‌شود. برای بررسی شیمی مسکوویت در این سنگ‌ها و همچنین در هورنفلس‌های موجود در بلافصل آن‌‌ها، این کانی تجزیه شده است (جدول 1). نتایج حاصل از این تجزیه‌ها نشان می‌دهد که ترکیب این کانی در این دو واحد سنگی مختلف کاملاً متفاوت است به‌طوری که مسکوویت موجود در گرانودیوریت‌ها در مقایسه با این کانی در هورنفلس‌ها دارای MgO، TiO₂، FeO* و K₂O بیش‌تر و Na₂O و SiO₂ کمتری هستند. با توجه به ترکیب شیمیایی این کانی، خودشکل‌بودن، ریزبلور و بدون جهت‌یافتهگی بودن (شکل 2-C)، همراهی با مجموعه‌ای از کانی‌های مات در حاشیه بیوتیت ها، نبود آن در جاهایی غیر از حضور بیوتیت به‌نظر می‌رسد که مسکوویت در گرانودیوریت‌ها بر اثر دگرسانی و احتمالاً به‌خرج بیوتیت حاصل شده ‌است.

Ti، Mg و Fe بیوتیت نیز در حاشیه این کانی به‌صورت اسفن و کلریت ظاهر شده است. همچنین تشکیل کانی پرهنیت در امتداد رخ کانی بیوتیت عملکرد فعالیت‌های تاخیری بر روی آن را ﺗﺄﻳﻴﺪ می‌کند (شکل 2-D و جدول 2).

رخ بیوتیت‌ها به‌سادگی موقعیت ساختاری مناسبی را برای تبلور پرهنیت از یک سیال فراهم می‌کند، ولی بر اساس واکنش احتمالی زیر (Tulloch, 1979) ممکن است عملاً پرهنیت (Prh) به‌جای بیوتیت (Bt) میزبانش جایگزین شود:

Bt +An +H₂O"Prh +Chl+Kfs+Sph +Ms

جدول 2- آنالیز مایکروپروب پرهنیت به‌موازات رخ‌های بیوتیت

Element	9	4	6	7	8
Na₂O	0.01	0.04	0.03	0.05	0.02
CaO	26.69	26.63	26.70	26.50	26.21
NiO	0.03	0.01	-	-	0.02
SiO₂	43.46	43.41	43.37	43.38	43.42
MgO	-	0.02	-	0.02	0.16
K₂O	0.02	0.03	0.03	0.03	0.05
FeO	0.32	0.49	0.43	0.64	0.86
Al₂O₃	23.70	23.67	23.46	23.73	23.43
F	0.05	0.02	-	-	-
SO₃	-	-	0.01	0.00	0.01
MnO	0.02	-	-	0.03	0.01
P₂O₅	-	0.00	0.02	0.01	0.01
Cr₂O₃	-	0.02	0.02	-	0.01
SrO	0.03	0.02	-	0.01	0.02
TiO₂	0.09	0.10	0.13	0.07	0.03
BaO	-	0.05	-	-	0.03
Total	94.38	94.51	94.20	94.47	94.28

شیمی آمفیبول

برای طبقه‌بندی آمفیبول‌ها و نیز سایر محاسبات نظیر فشارسنجی و دماسنجی، آمفیبول موجود در کوارتزدیوریت تجزیة شده است (جدول 1). برای محاسبه فرمول ساختمانی آمفیبول‌ها، از روش نرمالیزه‌کردن بر اساس 13 = Si + Ti + Al + Fe + Mn + Mg کاتیون (نرمالیزه‌کردن به روش 13eCNK یا روش 13 کاتیون) که بهترین نتیجه را برای محاسبه فرمول ساختاری آمفیبول ارائه می‌کند، استفاده شده است (Cosca et al,m 1991). بر اساس رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997)، همه آمفیبول‌های تجزیه‌شده جزو گروه آمفیبول‌های کلسیک هستند و همگی در زیرگروه منیزیوهورنبلند قرار می‌گیرند. با توجه به این که آمفیبول‌ها قابل استفاده‌ترین کانی‌ها در دماسنجی و فشارسنجی در سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن هستند و در محدودة وسیعی از P-T از ١ تا Kbar ٢٣ و در دماهای ٤٠٠ تا ١١٥٠ درجه سانتی‌گراد پایدارند (Leake et al., 1997; Stein and Dietl, 2001) و از آنجایی که مقادیر Fe/ (Fe + Mg) برای آمفیبول‌های مورد مطالعه 38/0 تا 39/0 هستند و در محدودة صفر تا 6/0 (فوگاسیتة اکسیژن بالا) قرار دارند که برای فشارسنجی مناسب هستند، لذا در این‌جا از این کانی برای فشارسنجی بر اساس مقدار Al استفاده می‌شود (Dietl, 2000). بر اساس پارامتر Al_tot در برابر Fe_tot / (Mg + Fe_tot) (Schmidt, 1992)، آمفیبول‌های واحد کوارتزدیوریتی در محدودة فشار ١ تا ٣ کیلوبار (عمق تقریبی 5/3 تا 5/10 کیلومتر) متبلور شده‌اند (شکل 7 ) و نتایج حاصل از فشارسنجی با استفاده از روش‌های مختلف (جدول 3)، حداقل و حداکثر فشار را به‌ترتیب ٤٣/0 و ٦١/١ کیلوبار (عمق تقریبی 5/1 تا حدود ٦ کیلومتر) برآورد می‌کنند.

شکل 7- نمودار Al_totalدر برابر Fe/(Fe+Mg) از Schmidt (1992) که محدودة فشار تشکیل آمفیبول‌ها را نمایش می‌دهد. همان‌طور که مشاهده می‌شود آمفیبول‌های واحد کوارتزدیوریت، حدود ٥/١ کیلوبار را نشان می‌دهند (علایم مشابه شکل 3 هستند).

جدول 3- نتایج به‌دست آمده از چهار کالیبراسیون متفاوت برای محاسبه فشار از طریق مقدار Al موجود در هورنبلند در کوارتزدیوریت.

Analysis no.	1	2	3	Average
*Hollister et al* (1987)**	0.43	0.71	0.54	0.56
Schmidt (1992)	1.37	1.61	1.46	1.48
Hammarstrum and Zen (1986)	0.71	0.96	0.81	0.83
Johnson and Rutherford (1989)	0.43	0.64	0.52	0.53
Average	0.79	1.18	1.27	1.08

شیمی فلدسپارها

برای بررسی ترکیب شیمیایی و فرآیندهای فیزیکی و شیمیایی حاکم بر محیط تشکیل فلدسپارها در واحدهای اصلی تودة گرانیتوئیدی و همچنین پگماتیت‌ها و هورنفلس‌ها این کانی‌ها تجزیه شده‌اند (جدول 1). نتایج حاصل از این تجزیه‌ها نشان می‌دهند که ترکیب پلاژیوکلازها در کوارتزدیوریت از An=46 تا An=59، در گرانودیوریت از An=41 تا An=52 و در مونزوگرانیت از An=26 تا An=48 متغیر هستند و در ردة الیگوکلاز-آندزین در مونزوگرانیت‌ تا لابرادوریت در کوارتزدیوریت قرار می‌گیرند (شکل 7).

ترکیب نمونه‌های پلاژیوکلاز موجود در هورنفلس‌ها از An=33 تا An=37 تغییر می‌کند و در ردة الیگوکلاز-آندزین قرار می‌گیرند (شکل 8). پتاسیم ‌فلدسپارهای تجزیه شده در مونزوگرانیت که دارای بافت پرتیتی هستند، دارای ترکیبی با تغییر خیلی کم از Or=92 و Ab=8 تا Or=93 و Ab=6 هستند و در ردة ارتوکلاز قرار می‌گیرند. نتایج تجزیه ‌فلدسپارهای موجود در پگماتیت‌ها، وجود دو نوع فلدسپار در این سنگ‌ها را نشان می‌دهند؛ به‌طوری که یک نوع از ‌آن‌ها سدیک بوده، دارای ترکیب با تغییر خیلی کم از Ab=88 و An=12 تا Ab=90 و An=10 هستند و تقریباً در ردة آلبیت قرار می‌گیرند و نوع دیگر پتاسیک بوده، دارای ترکیب Or=86 و Ab=14 تا Or=90 و Ab=10 هستند که در ردة ارتوکلاز قرار می‌گیرند (شکل 8).

دماسنجی دو فلدسپار

با توجه به شکل 9، دمای تودة گرانیتوئیدی با استفاده از نمودار سه‌تایی آلبیت، آنورتیت، ارتوکلاز با دمایی در حدود 550 تا 650 درجه سانتی‌گراد ارزیابی می‌شود که با توجه به ترکیب سنگ شناسی تودة گرانیتوئیدی بروجرد این دما کمتر از دمای واقعی تبلور آن است. علت پایین بودن دمای محاسبه شده به این روش می‌تواند تحولات زیر نقطه انجماد ترکیب ‌فلدسپارها در طول سرد شدن توده باشد (Koroll, 1993; Anderson, 1996).

شکل 8- ترکیب فلدسپارهای نمونه‌های مختلف منطقة مورد مطالعه بر روی نمودار آلبیت- ارتوز- آنورتیت. (پگماتیت: ٭، هورنفلس: O) (سایر علایم مشابه شکل 3 هستند).

شکل 9- نمودار آنورتیت- ارتوز –آلبیت برای تعیین دمای تعادلی کانی‌های فلدسپاری موجود در توده گرانیتوئیدی بروجرد برای گستره فشار 1 کیلوبار (Koroll, 1993; Anderson, 1996) (علایم مشابه شکل 3 هستند).

دماسنجی به روش هورنبلند- پلاژیوکلاز

برای دماسنجی با این روش از زوج پلاژیوکلاز و هورنبلند در کوارتزدیوریت استفاده شده است (شکل 10). Holland و Blundy (1994) کالیبراسیونی را معرفی کردند که‌ قابلیت استفاده در دماهای 400 تا 1000 درجه سانتی‌گراد و فشارهای 1 تا 15 کیلوبار را داراست (Holland, 1994). نتایج حاصل از دماسنجی با این روش درجدول 4 ارائه شده ‌است.

شکل 10- نمایش مرز تعادلی بین دو کانی هورنبلند و پلاژیوکلاز که تجزیه نقطه‌ای از آنها جهت محاسبه فشار و دما صورت گرفته است.

جدول 4- نتایج محاسبه فشار و دما برای زوج پلاژیوکلاز - هورنبلند در کوارتزدیوریت که به روش Holland و Blundy (1994) محاسبه شده است.

Pkbar	0	5	10	15
	x(ab)=0.54
T (ed-tr)	691	653	614	575
T (ed-ri)	698	711	725	739
	x(ab)=0.47
T (ed-tr)	684	649	614	579
T (ed-ri)	715	732	750	767

با توجه به اینکه قبلا فشار بین ١ تا ٣ کیلوبار بر اساس پارامتر Al_totalدر برابر Fe/(Fe+Mg) (شکل 7) و ٤٣/0 تا ٦١/١ کیلوبار بر اساس مقدار Al_totalدر آمفیبول‌ها برآورد گردید و با در نظر گرفتن این‌که این فشارها در طیف فشار صفر تا ٥ کیلوبار در جدول 3 قرار می‌گیرد، لذا حداقل و حداکثر دمای ٦٥٣ و ٧٣٢ درجه سانتی‌گراد برای آن‌ها در نظر گرفته می‌شود. Vyhnal و همکاران (1991) نیز فرمول T=25.3P+654.9 را برای تعیین دمای تعادل هورنبلندهای همزیست با پلاژیوکلاز ارائه کرده‌اند. بر اساس این فرمول، حداقل و حداکثر فشار برآورد شده بر اساس پارامتر Al_total در آمفیبول‌ها (٤٣/0 و ٦١/١ کیلوبار) دمای تعادل هورنبلندهای همزیست با پلاژیوکلاز در کوارتزدیوریت 666 تا 696 درجه سانتی‌گراد و با در نظر گرفتن حداقل و حداکثر فشار بر اساس مقدار Al_total در برابر Fe/(Fe+Mg) (١ تا ٣ کیلوبار، شکل 7) ٦٨٠ تا ٧٣١ درجه سانتی‌گراد برآورد می‌شود.

تعیین فوگاسیته اکسیژن در کوارتزدیوریت

مقدار فوگاسیته اکسیژن ماگما به مواد ﻣﻨﺸﺄ و محیط تکتونیکی آن وابسته است؛ به‌طوری که ماگماهای گرانیتی مشتق‌ شده از رسوبات معمولاً حالت احیاء دارند، در حالی‌که گرانیت‌های نوعI ، نسبتاً اکسیدان هستند (Helmy et al., 2004).

همچنین ماگماهای با اکسیداسیون بالا در مرز ورقه‌های همگرا تشکیل می‌شوند (Ewart, 1979)، در حالی‌که ماگماهای فلسیک حاصل از تفریق ماگماهای مشتق‌شده از گوشته در مناطق ریفتی، احیا هستند (Loiselle and Wones, 1989).

گرچه تعیین فوگاسیته اکسیژن اولیه ماگماها از مطالعه گرانیتوئیدها مشکل است، ولی معمولاً به‌وسیله کانی‌های فرعی نظیر مگنتیت و ایلمنیت و مجموعه کانی‌های سنگ و شیمی کانی‌ها امکان‌پذیر است.

برای مثال، وجود آمفیبول‌های غنی از منیزیم بیانگر ماگماهای نسبتاً اکسیدان است و همچنین وجود تیتانیت و مگنتیت خودشکل به‌عنوان فازهای متبلور شده قبلی در سنگ‌های فلسیک نیز معرف ماگمای نسبتا اکسیدان است (Enami et al., 1993). با توجه به تجزیه‌های نقطه‌ای انجام شده بر روی اکسیدهای موجود در کوارتزدیوریت‌ها (جدول 5)، وجود کانی مگنتیت تأیید می‌شود و تجزیه‌های نقطه‌ای بر روی آمفیبول‌ها (جدول 1) نیز حاکی از وجود آمفیبول‌های غنی از منیزیم در این سنگ‌هاست، که نشان می‌دهد ماگمای تشکیل دهنده آن‌ها نسبتاً اکسیدان بوده است.

جدول 5- نتایج تجزیه‌های نقطه‌ای از اکسیدهای موجود در کوارتزدیوریت که حاکی از وجود کانی مگنتیت در این سنگ‌ها است.

Sample No.	Gkl	Gk18	AD14	AD22
TiO₂	2.8	10.74	2.41	0.34
SiO₂	0.03	0	0.07	0.04
FeO	28.3	77.86	26.73	30.69
FeO_total	68.12	6.21	69.09	68.28
Cr₂O₃	0.09	0.43	0.19	0.07
A1₂O₃	0.1	2.02	0.09	0.07
V₂O₃	0.38	0	0.28	0.29
MnO	0.25	0.22	0.91	0.26
MgO	0.06	2.14	0.04	0.04
CaO	0	0.12	0	0
Total	100.13	99.74	99.81	100.8

Wones (١٩٨٩) پیشنهاد می‌کند که با استفاده از مجموعه تیتانیت + مگنتیت + کوارتز در سنگ‌های گرانیتی می‌توان فوگاسیته اکسیژن نسبی را تعیین کرد. وی همچنین پیشنهاد کرده است که با استفاده از معادله زیر می‌توان مقدار فوگاسیته اکسیژن را برآورد نمود:

log ¦O₂ = -30930/T +‏ 14.98 +‏ 0.142(P-1/(T

در این معادله T بیانگر دما بر حسب درجة کلوین و P فشار بر حسب بار است. لذا با استفاده از این معادله و حداقل و حداکثر دما‌ها و فشارهای برآورد‌شده از دماسنجی هورنبلند - پلاژیوکلاز و فشارسنجی Al هورنبلند، مقدار فوگاسیته اکسیژن برای کوارتزدیوریت توده گرانیتوئیدی بروجرد تعیین شده است که بیانگر اکسیدان بودن ماگمای تشکیل‌دهندة آن (log ¦O₂ از 3/18- تا 6/١٥-) است.

شیمی گارنت‌

گارنت در شیست‌ها، هورنفلس‌ها، پگماتیت‌های موجود در هورنفلس‌ها و گرانودیوریت‌های موجود در بلافصل با سنگ‌های دگرگونی دیده می‌شود. نتایج حاصل از تجزیة این کانی (جدول 1) نشان می‌دهد که ترکیب آن در شیست‌ها از ٦3 Alm=، ٢٩ Sps=، ٥Pyr=، ٣Grs= تا ٦٤ Alm=، ٢٩ Sps=، ٣Pyr= و ٤Grs= تغییر می‌کند و در ردة آلماندن- اسپسارتین قرار می‌گیرد.

این کانی در هورنفلس‌ها که از حاشیه به حاشیه بلور تجزیه شده است دارای ترکیب ٦٤ Alm=، ٢٧ Sps= ، ٦Pyr= ، 3 Grs= تا ٨٢ Alm=، ٨ Sps= ، ٦Pyr= ، ٤Grs= است که در رده آلماندن- اسپسارتین قرار می‌گیرد و یک منطقه‌بندی را نیز نشان می‌دهد. بیشترین تغییرات از حاشیه به مرکز مربوط به جزء آلماندن و اسپسارتین است؛ به‌طوری که از بخش حاشیه به مرکز مقدار Alm و Pyr زیاد، ولی Sps کم می‌شود.

ترکیب گارنت در پگماتیت‌های موجود در هورنفلس‌ها نیز که از یک حاشیه به حاشیه دیگر یک بلور تجزیه شده است، از ٧٢ Alm=، ٢٥ Sps= ، ٢Pyr= ، ١Grs< تا ٧٧ Alm=، ١٩ Sps= ، ٣Pyr= ، ١Grs= تغییر می‌کند که نشان می‌دهد این کانی در این سنگ‌ها نیز از رده آلماندن- اسپسارتین است و یک منطقه‌بندی جزئی را نشان می‌دهد که عکس منطقه‌بندی در گارنت موجود در هورنفلس‌ها است؛ به‌طوری که از بخش حاشیه به مرکز مقدار Alm و Pyr کم، ولی Sps زیاد می‌شود. تجزیه حاشیه به حاشیه بلور گارنت موجود در گرانودیوریت‌های بخش حاشیة توده گرانیتوئیدی بروجرد نشان می‌دهد که این کانی دارای ترکیبی از ٦٦ Alm=، ٢٥ Sps= ، ٥Pyr= ، ٤Grs= تا ٧٦ Alm=، ٧ Sps= ، ١٣Pyr= ، ٤Grs= است و تقریباً در رده آلماندن- اسپسارتین قرار می‌گیرد و یک منطقه‌بندی را نیز نشان می‌دهد که عکس منطقه‌بندی موجود در گارنت‌های پگماتیت‌ها و شبیه به منطقه‌بندی موجود در گارنت‌های هورنفلس‌هاست به‌طوری که از بخش حاشیه به مرکز مقدار Alm و Pyr زیاد، ولی Sps کم می‌شود. تصور می‌شود که تشابه تغییرات ترکیب گارنت در هورنفلس‌های بلافصل گرانودیوریت‌ها و گارنت موجود در بخش‌های حاشیه‌ای این سنگ‌ها حکایت از هم ﻣﻨﺸﺄ بودن آن‌ها دارد، ولی متفاوت بودن روند تغییرات ترکیب گارنت از حاشیه به مرکز در پگماتیت‌های موجود در هورنفلس‌ها با گارنت موجود در هورنفلس‌ها و گرانودیوریت‌های بخش حاشیه‌ای نشان می‌دهد که ﻣﻨﺸﺄ این گارنت متفاوت است.

دماسنجی به روش گارنت – بیوتیت

محاسبات دماسنجی گارنت- بیوتیت براساس تجزیه بیوتیت‌ها و گارنت‌های همزیست در یک نمونه هورنفلس انجام گرفته است. در این نمونه، کوارتز، ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، گارنت و بیوتیت به‌عنوان کانی‌های اصلی دیده می‌شوند. برای محاسبه دما با این روش از شش کالیبراسیون رایج استفاده شده و فشار حداکثر ٣ کیلوبار منظور شده است (جدول 6). همان‌طور که در این جدول ملاحظه می‌شود، دمای به‌دست آمده برای این زوج‌ها با احتساب متوسط همة کالیبراسیون‌ها ٤٧٢ درجه سانتی‌گراد است.

جدول 6- نتایج دماسنجی برای زوج‌های همزیست گارنت- بیوتیت توسط شش کالیبراسیون‌ مختلف در یک نمونه هورنفلس. B92 (Bhattacharya et al., 1992)، FS78 (Ferry and Spear, 1978)، HS82 (Hodges and Spear, 1982)، PL83 (Perchuk et al., 1983)، HL97 (Holdaway et al., 1997).

Grt-Bit Pairs	1	2	5	13	14
Pressure(kbar)	3	3	3	3	3
B92-HW	453	489	479	483	480
B92-GS	402	466	470	469	459
FS78	458	467	429	443	451
HS82	468	479	442	455	463
PL83	512	517	494	502	507
HL97	492	499	471	481	487

بحث

توده‌ی گرانیتوئیدی بروجرد به سن ژوراسیک میانی بخشی از توده‌های نفوذی موجود در زون سنندج - سیرجان را تشکیل داده که به‌موازات شیستوزیته سنگ‌های دگرگونی رخنمون دارد. ترکیب سنگ‌شناسی این توده عمدتاً متشکل از مونزوگرانیت، گرانودیوریت، کوارتزدیوریت با ترکیب غالب گرانودیوریتی است.

حاصل تزریق این تودة عظیم درون فیلیت‌ها و اسلیت‌ها، ایجاد سنگ‌های دگرگونی مجاورتی در بخش شمالی توده با یک توالی کاملی از دگرگونی درجه پایین تا بالا شامل شیست‌لکه‌دار، هورنفلس‌شیست، هورنفلس و میگماتیت‌های تزریقی است، ولی در بخش جنوبی به‌دلیل گسله بودن به‌صورت ناقص وجود دارند (Berthier et al., 1974; Masoudi, 1997؛ احمدی خلجی، 1385) (شکل 1).

مطالعات صحرایی، کانی‌شناسی، سنگ‌شناسی و ترکیب شیمیایی سنگ‌های مختلف این توده و توده مشابه به آن در منطقه آستانه اراک (Tahmasbi et al., 2010) نشان می‌دهد که ماگمای سازندة آن‌ها از نوع I و کالک‌آلکالن بوده که در طی یک حاشیه ورقه‌ی همگرا ایجاد شده است (احمدی خلجی، 1385؛ احمدی‌خلجی و همکاران، 1386؛ Ahmadi-Khalaji et al., 2007؛ Masoudi and Yardley, 2005). داده‌های ایزوتوپ Sr-Nd (با مقدار اولیه ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i) بین ٧٠٦/٠ تا ٧٠٧/٠ و _(t) e_Nd بین٦٢/٣- تا ٣٣/١-) نیز نشان می‌دهند که این ماگما از پوستة زیرین ﻣﻨﺸﺄ گرفته و تبلور تفریقی آن در سطوح بالاتر پوسته‌، واحدهای مختلف سنگ‌شناسی را سبب شده ‌است (احمدی خلجی، 1385؛ Ahmadi-Khalaji et al., 2007). مقدار فوگاسیته اکسیژن برآورد شده (log ¦O₂ از 3/18- تا 6/١٥-) برای این توده بیانگر اکسیدان بودن ماگمای تشکیل دهنده آن است که وجود آمفیبول‌های غنی از منیزیم و مگنتیت در کوارتزدیوریت‌ها نیز آن را تأیید می‌کند.

بیوتیت‌ها همگی از نوع اولیه ماگمایی و وابسته به سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن نوع I هستند که در طی فرآیندهای کوهزایی ایجاد شده‌اند (Baker, 1987; Stussi and Cuney, 1996).

ترکیب پلاژیوکلاز در سنگ‌های مورد مطالعه از الیگوکلاز- آندزین در مونزوگرانیت‌ تا لابرادوریت در کوارتزدیوریت (واحد بازیک‌تر) متغیر است. آلکالی‌فلدسپار در مونزوگرانیت در ردة ارتوکلاز قرار می‌گیرد و ‌فلدسپار موجود در پگماتیت‌ (واحد اسیدی‌تر) از دو نوع سدیک (ردة آلبیت) و نوع پتاسک (رده ارتوکلاز) است. لذا روند تغییر ترکیب فلدسپارها در سنگ‌های مختلف توده گرانیتوئیدی با تفریق ماگمایی سازگاری داشته، تأیید می‌کند که طیف سنگ‌شناسی موجود در منطقه مورد مطالعه حاصل این فرآیند بوده است.

آمفیبول‌ها کلسیک بوده و در زیر گروه منیزیوهورنبلند قرارمی‌گیرند که تاکیدی بر نوع I بودن توده نفوذی است (Stein and Dietl, 2001). فشارسنجی بر اساس مقدار Al این کانی حداقل و حداکثر فشار را بترتیب ٤٣/0 و ٦١/١ کیلوبار (عمق تقریبی 5/1 تا حدود ٦ کیلومتر) نشان می‌دهد. وجود بافت شبه پورفیری با مگاکریست‌های از پلاژیوکلاز در کوارتزدیوریت‌ها می‌تواند تاییدی بر این فشار (عمق) محاسبه شده باشد طهماسبی و همکاران، 1388؛ کنعانیان و همکاران، 1387). دماسنجی به روش هورنبلند- پلاژیوکلاز حداقل و حداکثر دمای به تعادل رسیدن این دو زوج کانی را به ترتیب ٦٥٣ و ٧٣٢ درجه سانتی‌گراد برآورد می‌کند که این دمای تقریبی توسط پترولوژی هورنفلس‌های میزبان حاوی کردیریت - آندالوزیت و کردیریت - سیلیمانیت تأیید می‌شود.

ترکیب کانی گارنت در شیست‌، هورنفلس، گرانو-دیوریت و پگماتیت آلماندن- اسپسارتین است. فعالیت خیلی بالای SiO₂ در طول تشکیل گارنت‌های مجموعه‌های گرانیتی و پگماتیتی وابسته به آن به مقادیر خیلی پایین TiO₂این گارنت‌ها منجر می‌شود (Einaudi and Burt, 1982).

منطقه‌بندی شیمیایی گارنت در پگماتیت‌ عکس هورنفلس‌ و گرانودیوریت‌ بخش حاشیه توده گرانیتوئیدی بروجرد است. تصور می‌شود که تشابه تغییرات ترکیب شیمیایی گارنت در هورنفلس‌ و گرانودیوریت حاکی از هم‌ﻣﻨﺸﺄ بودن آن‌ است، به عبارت دیگر گارنت موجود در بخش حاشیه‌ای گرانودیوریت‌ها در حقیقت زینوکریست‌هایی است که در طی هضم سنگ‌های در برگیرنده به‌دلیل دیرگداز بودن ذوب نشده‌ و باقی مانده است.

به‌عقیده Lameyre و همکاران (1989) برخی از گرانودیوریت‌های زینولیت دار حاشیه توده نفوذی متشکل از کانی‌های مافیک و دیرگداز (مانند گارنت) معرف ﻣﻨﺸﺄ گوشته ای در تشکیل ذوب‌بخشی پوسته‌ای و نهایتاً ماگمای گارنت‌دار است؛ یعنی ابتدا مجموعه گرانودیوریتی بر اثر ذوب‌بخشی ایجاد و سپس در طی آلایش ماگمایی گارنت در آن پیدا شده است.

تصور بر این است که در توده مورد بحث به‌دلیل عمق کم تشکیل گرانودیوریت‌ها و فشار پایین تبلور، زمان کافی برای هضم زینولیت‌های گارنت‌دار وجود ندارد و فقط با یک تعادل ناقص با ماگما جایگیری نهایی صورت گرفته است. ریزدانه‌بودن، فقدان حاشیه واکنشی و همراهی این کانی با آندالوزیت، فراوان ‌بودن آن در سنگ‌های دگرگونی مجاور، دانه‌درشت‌بودن و غیرقابل مقایسه‌بودن با اندازة سایر کانی‌ها و عدم‌تعادل با آن‌ها همگی این مطلب را ﺗﺄﻳﻴﺪ می‌کند. اما متفاوت ‌بودن روند تغییرات ترکیب گارنت در پگماتیت‌ با هورنفلس و گرانودیوریت‌ حاکی از ﻣﻨﺸﺄ متفاوت بوده، همگنی بافتی، هم‌اندازه بودن آن با سایر کانی‌ها در پگماتیت می‌تواند بیانگر این باشد که کانی‌ مزبور ﻣﻨﺸﺄ دگرگونی ندارد، بلکه مستقیماً از مذاب گرانیتی تبلور یافته‌است.

با توجه به اینکه گارنت فقط در پگماتیت‌ با میزبان هورنفلس دیده می‌شود و در پگماتیت‌ با میزبان گرانیتوئیدی یافت نمی‌شود، لذا تصور می‌رود که این مذاب گرانیتی در طی ورود به هورنفلس از آلومینیوم و سایر متشکله‌های گارنت غنی شده است و شرایط لازم برای تبلور این کانی فراهم شده است.

دماسنجی گارنت- بیوتیت بر روی هورنفلس، دمای به‌دست آمده برای این زوج‌ها را با احتساب متوسط همة کالیبراسیون‌‌ها، ٤٧٢ درجه سانتی‌گراد نشان می‌دهد.

نتیجه‌گیری

از مطالعات انجام شده نتایج زیر حاصل شده است:

- بر اساس تجزیه‌های نقطه ای، بیوتیت‌ موجود در سنگ‌های مختلف این توده همگی از نوع اولیه ماگمایی بوده، وابستگی آن‌ها را به سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن نوع I که در طی فرآیندهای کوه‌زایی ایجاد شده‌اند، نشان می‌دهد (Baker, 1987; Stussi and Cuney, 1996).

- آمفیبول این سنگ‌ها کلسیک بوده، در زیرگروه منیزیوهورنبلند قرارمی‌گیرند که بر نوع I بودن این توده‌ی گرانیتوئیدی تاکید می‌کنند.

- روند تغییر ترکیب فلدسپارها با کم شدن مقدارAn از قطب بازیک‌تر (کوارتزدیوریت) به‌سمت قطب اسیدی‌تر (پگماتیت) با تفریق ماگمایی سازگاری داشته، تایید می‌کند که طیف سنگ‌شناسی موجود در منطقه مورد مطالعه حاصل این فرآیند بوده است.

- مقدار فوگاسیته اکسیژن برآورد شده (log ¦O₂ از 3/18- تا 6/١٥-) برای تودة گرانیتوئیدی بروجرد بیانگر اکسیدان بودن ماگمای تشکیل‌دهنده آن است که وجود آمفیبول‌های غنی از منیزیم و مگنتیت در کوارتزدیوریت‌ها نیز اکسیدان بودن این ماگما و تشکیل آن در طی یک حاشیه ورقه‌ی همگرا را تأیید می‌کند (Ewart, 1979).

- فشارسنجی بر اساس مقدار Al آمفیبول‌ها عمق تقریبی 5/1 تا حدود ٦ کیلومتر را برای واحد کوارتز دیوریتی کمپلکس گرانیتوئیدی بروجرد نشان می‌دهد که با شواهد پتروگرافی این سنگ‌ها نظیر وجود بافت شبه پورفیری با مگاکریست‌های پلاژیوکلاز، عمق محاسبه شده مزبور محتمل به‌نظر می‌رسد.

- دماسنجی به روش هورنبلند-پلاژیوکلاز حداقل و حداکثر دمای به تعادل رسیدن این دو زوج کانی را به ترتیب ٦٥٣ و ٧٣٢ درجه سانتی‌گراد برآورد می‌کند که این دمای تقریبی توسط پترولوژی هورنفلس‌های میزبان حاوی کردیریت - آندالوزیت و کردیریت - سیلیمانیت تأیید می‌شود.

- ترکیب کانی گارنت در سنگ‌های مختلف مطالعه شده (شیست‌، هورنفلس، گرانودیوریت و پگماتیت) آلماندن- اسپسارتین است. این کانی در پگماتیت‌ها ﻣﻨﺸﺄ ماگمایی داشته، اما در گرانودیوریت‌ها زینوکریست‌هایی هستند که در طی هضم سنگ‌های در برگیرنده ذوب نشده و باقی مانده‌اند.

- دماسنجی گارنت- بیوتیت بر روی هورنفلس، دمای به‌دست آمده برای این زوج‌ها را با احتساب متوسط همة کالیبراسیون‌‌ها، ٤٧٢ درجه سانتی‌گراد نشان می‌دهد.

References

احمدی‌خلجی، ا. و درویش‌زاده، ع. (1378) بررسی پتروژنز سنگ‌های دگرگونی منطقه شرق و شمال‌شرق بروجرد. مجموعه مقالات هجدهمین گردهمایی علوم‌زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

احمدی‌خلجی، ا. (13٨٥) پترولوژی توده‌ی گرانیتوئیدی بروجرد. پایان‌نامه دکتری، پردیس علوم، دانشکده زمین‌شناسی، دانشگاه تهران.

احمدی‌خلجی، ا.، اسماعیلی، د. و ولی‌زاده، م. (1385) خاستگاه و ویژگی‌های تکتونیکی توده‌ی گرانیتوئیدی بروجرد (غرب ایران). فصل‌نامه علوم‌زمین٦٠: 32- 47.

احمدی‌خلجی، ا.، ولی‌زاده، م. و اسماعیلی، د. (1386) پترولوژی و ژئوشیمی توده‌ گرانیتوئیدی بروجرد (‌غرب ایران). مجلة دانشکده علوم، دانشگاه تهران 33(10): 1- 14.

کنعانیان، ع.، احمدیان، ج. و سرجوقیان، ف. (1387) شیمی برخی از کانی‌ها و ارزیابی دما و فشاردر توده گرانیتوئیدی کوه دم، شمال‌شرق اردستان. مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی 1: 49-66.

طهماسبی، ز.، خلیلی، م.، احمدی‌خلجی، ا. و مکی‌زاده، م. (1388) مقایسه انواع آمفیبول‌ها و ژئوترموبارومتری توده نفوذی آستانه (زون سنندج-سیرجان). مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی 2: 279- 290.

معظمی‌گودرزی، ف. (1385) کاربرد ترکیب شیمیایی بیوتیت در تعیین جایگاه تکتونیکی گرانیتوئید‌های بروجرد-همدان (شمال‌غرب سنندج-سیرجان). پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشگاه تربیت معلم.

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

Abbot, R. N. and Clarke, D. B. (1979) Hypothetical liquids relationships in the subsystem Al₂O₃-FeO-MgO projected from quartz, alkali feldspar and plagioclase for (H₂O)

Ahmadi-Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M. V., Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and Geochemistry of the Granitoid Complex of Boroujerd, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 29: 859-877.

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

Baker, D. S. (1987) Tertiary alkaline magmatism in Trans-Oecos, In: Alkaline Igneous Rocks. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J. (Eds.): Geological Society Special Publications.

Berthier, F; Billiaul, H.P; Halbroronn, B., Marizot, P. (1974) Etude Stratigraphique, petrologique et structural de La region de Khorramabad (Zagros, Iran). These De 3e cycle, Grenoble.

Bhattacharya, A., Mohanty, L., Maji, A., Sen, S.K. and Raith, M. (1992) Non-ideal mixing in the phlogopite–annite binary: constraints from experimental data on Mg–Fe partitioning and a reformulation of the biotite–garnet geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 111: 87–93.

Cosca, M. A., Essene, E. J. and Bowman, J. R. (1991) Complete chemical analyses of metamorphic hornblendes: Implications for normalizations, calculated H₂O activities, and thermobarometry, Contribution to mineralogy and petrology 108: 472-484.

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

Dietl, C. (2000) Structural and Petrologic Aspects of the Emplacement of Granitoid Plutons: Case Studies from the Western Margin of the Joshua Flat-Beer Creek-Pluton (White-Inyo Mountains, California) and the Flaser granitoid Zone (Odenwald, Germany). Unpublished PhD thesis, Heidelberg University, Germany.

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

Einaudi, M. T. and Burt, D. M. (1982) Intruduction terminology, classification and composition of skarn deposites. Economic Geology 77: 745-754.

Ewart, A. (1979) A review of the mineralogy and chemistry of tertiary recent dacitic, latitic, rhyolitic and related salic volcanic rocks. In: Fred, B. (Eds.): Trondhjemites, dacites, and related rocks. Springer- Verlag, Berlin 12–101.

Ferry, J. M. and Spear, F. S. (1978) Experimental calibration of the partitioning of Fe and Mg between biotite and garnet. Contributions to Mineralogy and Petrology 66: 113–117.

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: 837–841.

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

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

Hodges, K. V., Spear, F. S. (1982) Geothermometry, geobarometry and Al₂SiO₅ triple point at Mt. Moosilauke, New Hampshire. American Mineralogist 67: 1118–1134.

Holdaway, M. J., Mukhopadhyay, B., Dyar, M. D., Guidotti, C. V. and Dutrow, B. L. (1997) Garnet ± biotite geothermometry revised: New Margules parameters and a natural specimen data set from Maine. American Mineralogist 82(5-6): 582- 595.

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: 433– 447.

Hollister, L. S., Grissom, G. C., Peters, E. K., Stowell, H. H. and Sisson, V. B. (1987) Confirmation of the empirical calibration of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist 72: 231–239.

Koroll, H., Evangelakakkis, C., and Voll, G. (1993) Two feldspar Geothermometry: a review and revision for slowly cooled rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 510–518.

Lalonde, A. E. and Bernard, P. (1993) Composition and color of biotite from granites: two useful properties in the characterization of plutonic suites from the Hepburn internal zone of Wopmay orogen, Northwest Territories. Canadian Mineralogist 31: 203–217.

Lameyre, J., Vauchelle, L. and Durandau, A. (1989) Compared characteristics and tectonic setting of Leucogranites and cordierite granodiorites: two contrasted groups of peraluminous granitoids. 28^th International Geological Congress, Washington, D. C. 2: 254-255.

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. A., 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) Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on new minerals and mineral names. Canadian Mineralogist 35: 219– 246.

Loiselle, M. C. and Wones, D. R. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America, Abstracts with Program 7, 468.

Masoudi, F. (1997) Contact metamorphism and pegmatite development in the region SW of Arak, Iran. Unpublished Ph. D. Thesis, Leeds University, UK.

Masoudi, F., Yardley, B. W. D., Cliff, R. A. (2002) Rb-Sr geochronology of pegmatites, plutonic rocks and a hornfels in the region southwest of Arak, Iran, Islamic Republic of Iran. Journal of Sciences 13(3): 249-254.

Masoudi, F. and Yardley, B. W. D. (2005) Magmatic and metamorphic fluids in the pegmatite development: evidence from Boroujerd complex. Journal of Sciences 6(1): 43-53.

Nachit, H., Abderrahmane, I., El Hassan A. and Mohcine B. O. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, reequilibrated biotites and neoformed biotites, C. R. Geosciences 337(16): 1415-1420.

Nachit, H. (1986) Contribution à l’étude analytique et expérimentale des biotites des granitoïdes, applications typologiques, thèse, université de Bretagne occidentale, Brest.

Partin, E., Hewitt, D. A. and Wones D. R. (1983) Quantification of ferric iron in biotite, Geological Society American. 15, 659.

Perchuk, L. L. and Lavrenteva, I. V. (1983) Experimental investigation of exchange equilibria in the system cordierite–garnet–biotite. In: Saxena, S. K. (Eds.): Kinetics and Equilibrium in Mineral Reactions, Springer-Verlag, New York 199–239.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 304– 310.

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

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

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

Tahmasbi, Z., Castro, A., Khalili, M., Ahmadi-Khalaji, A. and Rosa, J. (2010). Petrologic and geochemical constraints on the origin of Astaneh pluton, Zagros orogenic belt, Iran. Journal of Asian of Earth Sciences 39(3): 81-96.

Tulloch, A. J. (1979) Secondary Ca-Al silicates as Low- grade alteration products of granitoid biotite. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 105-117.

Vyhnal, C. R., McSween, H. Y. and Speer, J. A. (1991) Hornblende chemistry in southern Appalachian granitoids: implications for aluminum hornblende thermobarometry and magmatic epidote stability. American Mineralogist 76: 167–188.

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

Using of mineral chemistry to determine the formation conditions of Boroujerd granitoid complex and its metamorphic aureole

Full Text

References

Volume 1, Issue 2 - Serial Number 2
September 2010
Pages 77-94

Files

History

Share

How to cite

Statistics

Using of mineral chemistry to determine the formation conditions of Boroujerd granitoid complex and its metamorphic aureole

Full Text

References

Volume 1, Issue 2 - Serial Number 2September 2010Pages 77-94

Files

History

Share

How to cite

Statistics

Volume 1, Issue 2 - Serial Number 2
September 2010
Pages 77-94