Petrology of Mesr granitoid complex (NE of Isfahan Province)

Ebrahimiyan, Zohreh; Torabi, Ghodrat; Ahmadian, Jamshid; Baharzadeh, Hamideh

Petrology of Mesr granitoid complex (NE of Isfahan Province)

Document Type : Original Article

Authors

Abstract

The Mesr granitoid complex situated in the NE of Isfahan Province and from structural viewpoint belongs to Central Iran. In this area, three granitoid phases and one pegmatite phase with the age of Middle Jurassic, cross cut the ophiolite and metamorphic rocks. The phases 3 and 1 present the maximum and the minimum volume of intrusive bodies, restectively. Also, the phases 4 and 1 present the youngest and the oldest intrusive bodies respectively. There are quartz, K-feldspar, plagioclase, and muscovite in all the studied rocks. Biotite exists in only phases 1, 2 and 3. Tourmaline belongs to the phases 2 and 4 and garnet is limited in phase 3. The geochemistry of the major elements in the granitoid complex points to the descending trend of MgO, Al2O3, Fe2O3, FeO, TiO2, P2O5, MnO, CaO and ascending trend of K2O vs. silica, which can be related to plagioclase crystallization (Al2O3, CaO) and precipitation of titanite (TiO2, FeO). The magma that produced these rocks have calc-alkaline nature with weakly to strongly peraluminous to metaluminous. According geochemical diagrams, the samples of the study area are recognized syncollision and the type of magma is recognized as hybrid. Geothermometric investigations were carried out using two-feldspar composition and the given temperatures are lower than the temperature of igneous environments. Thus, we can conclude that the feldspars composition have changed by the subsolidus effects and mylonitization. Biotite thermometry yields a temperature of 642-718 Â°C for biotites in phase 1 suggesting the magmatic environment temperature.

Keywords

Full Text

مقدمه

گرانیتوییدها فراوان‌ترین سنگ‌های آذرین درونی هستند که به‌صورت باتولیت و استوک یافت می‌شوند. اصطلاح گرانیتویید برای سنگ‌های آذرین درونی که بیش از 20 درصد کوارتز دارند، به‌کار برده می‌شود (Streckeisen and Le Maitre, 1979). ماگماتیسم ایران در دوران مزوزوییک در مقایسه با پدیده‌های ماگمایی پالئوزوییک از گستردگی و تنوع بیشتری برخوردار است.

این ماگماتیسم در فازهای گوناگون ظاهر شده، متناسب با جنبش‌های زمین‌ساختی آلپین آغازی، از جمله کیمرین پیشین و کیمرین پسین، فاز اتریشین و فاز لارامید، به‌صورت فعالیت‌های ماگمایی هم‌زمان با جنبش‌ها (Syn-tectonic) و یا فازهای پس از کوهزایی (Post-tectonic) مشاهده می‌شود (آقانباتی، 1383؛ امامی، 1387). منطقه مورد مطالعه در شمال‌شرق استان اصفهان در روستاهای امیرآباد، مصر و فرح‌زاد قرار داشته که از لحاظ تقسیمات زمین‌شناسی ایران قسمتی از ایران مرکزی محسوب می‌شود (شکل‌های 1 و 2) (آقانباتی، 1383؛ Technoexport, 1984).

شکل 1- نقشه راه‌های دسترسی به منطقه مورد مطالعه

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه مورد مطالعه (Technoexport, 1984)

در این منطقه یک فاز پگماتیتی و چند فاز گرانیتویید، دگرگونه‌ها و افیولیت‌های جندق را قطع کرده‌اند و سازند ژوراسیک بالایی چاه‌پلنگ روی گرانیتویید را می‌پوشاند. به همین جهت، سن گرانیتویید را می‌توان ژوراسیک میانی در نظر گرفت. اطلاعات حاصل از روش K- Ar (Susov et al., 1979) و Fission track برای مسکوویت‌ها نیز سن ژوراسیک میانی را برای این توده نفوذی پیشنهاد می‌کند.

واحدهای گرانیتوییدی به ترتیب نفوذ شامل فاز اول، فاز دوم، فاز سوم و فاز چهارم پگماتیت هستند که فاز سوم دارای بیشترین حجم و فاز اول دارای کمترین حجم هستند.

فاز اول به واسطه فراوانی قابل ملاحظه بیوتیت، با رنگ تیره در نمونه دستی قابل تمایز هستند و نسبت به بقیه واحدهای سنگی به‌صورت ریز دانه‌تر دیده می‌شوند.

فاز دوم به‌علت ارتوکلاز فراوان در نمونه دستی صورتی رنگ و دانه ریز هستند.

فاز سوم در نمونه دستی به رنگ خاکستری- سفید، فانریتیک و دارای خرد‌شدگی و فولیاسیون بیشتر از بقیه واحدهای گرانیتویید هستند.

فاز دوم، فاز اول را قطع کرده‌اند، به همین علت، جوان‌تر از آن هستند. همچنین، قطعاتی از فاز اول در فاز دوم و فاز سوم وجود دارد، در نتیجه، قدیمی‌تر از آن‌هاست.

دگرگونه‌های منطقه مورد مطالعه شامل شیست و مرمر هستند. مرز انواع گرانیتویید با سنگ‌های دگرگونی و افیولیت‌ها عمدتاً مشخص است (شکل‌های 3 و 4). امتداد دایک‌های آلکالی‌گرانیتی با جهت فولیاسیون دگرگونی‌ها یکسان است.

شکل 3- نمایی از فاز اول و سنگ دگرگونی

شکل 4- نمایی از فاز دوم در دگرگونه‌های منطقه

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های صحرایی به منظور مطالعه میکروسکوپی و دسترسی به ترکیب شیمیایی کانی‌ها، از تمام فازهای نفوذی موجود در منطقه نمونه‌برداری شد. پس از تهیه مقاطع نازک صیقلی، نمونه‌های مناسب با استفاده از الکترون میکروپروب JEOL مدل JXA-8800 (WDS) دانشگاه کانازاوای ژاپن با ولتاژ شتاب‌دهنده20kV و جریان 15nA و در دانشگاه هانوور آلمان با میکروپروب CAMECA SX 100 با ولتاژ شتاب دهنده 15kV و جریان 15nA بررسی شدند. در محاسبه مقدار Fe³⁺ برای دسترسی به فرمول ساختاری کانی‌ها از روش استوکیومتری ارائه شده توسط Droop (1987) استفاده شد. نتایج آنالیز میکروپروپ فلدسپار و بیوتیت در جدول‌های 1 و 2 آورده شده است.

جدول 1- نتایج آنالیز میکروپروب فلدسپارهای موجود در منطقه مورد مطالعه (Wt%) به‌همراه نتایج محاسبه فرمول ساختاری بر اساس 8 اتم اکسیژن و درصد اعضای پایانی آن‌ها.

Rock Name	Phase 1							Phase 2							Phase 3							Phase 4
Mineral Type	Ab	Mic	Or	Or	Mic	Ab	Or	Ab	Ab	Ab	Mic	Ab	Mic	Ab	Mic	And	Or	And	Or	And	And	Ab
SiO₂	68.81	65.60	65.58	65.49	64.40	65.37	64.47	64.55	66.23	65.97	64.72	65.52	64.83	67.34	65.00	59.01	64.82	59.27	63.35	60.74	60.65	68.67
TiO₂	0.02	0.00	0.03	0.02	0.00	0.00	0.01	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.02	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03
Al₂O₃	19.52	18.47	18.39	18.23	18.43	20.83	18.62	21.79	21.42	21.40	18.41	21.41	18.32	19.68	18.49	25.44	18.39	25.41	18.27	25.26	24.97	19.37
FeO*	0.03	0.04	0.03	0.05	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.00	0.03	0.01	0.00	0.04	0.03	0.09	0.02	0.16	0.00	0.04	0.02	0.02
MnO	0.00	0.00	0.03	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.02	0.01	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.01	0.01
MgO	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01
CaO	0.28	0.00	0.03	0.03	0.01	1.79	0.00	1.97	2.20	2.26	0.01	2.32	0.00	0.32	0.01	6.93	0.01	7.26	0.03	6.62	6.41	0.10
Na₂O	11.81	0.61	0.58	0.37	0.91	10.75	0.83	10.00	10.62	10.72	1.04	10.32	0.64	11.71	0.74	7.47	0.39	7.53	0.48	8.10	7.94	11.84
K₂O	0.11	15.99	15.98	15.94	15.10	0.11	15.55	0.50	0.09	0.09	14.85	0.32	15.69	0.07	15.76	0.27	15.96	0.18	15.91	0.26	0.16	0.07
Total	100.58	100.71	100.65	100.12	98.85	98.86	99.48	98.83	100.58	100.45	99.07	99.90	99.47	99.20	100.04	99.21	99.58	99.83	98.04	101.02	100.14	100.10
Si	2.99	3.00	3.01	3.01	3.00	2.91	2.99	2.87	2.89	2.89	3.00	2.89	3.00	2.97	3.00	2.65	3.00	2.65	2.99	2.68	2.69	3.00
Ti	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	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe⁺³	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	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe⁺²	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	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	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	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.09	0.00	0.09	0.10	0.11	0.00	0.11	0.00	0.02	0.00	0.33	0.00	0.35	0.00	0.31	0.31	0.00
Na	1.00	0.05	0.05	0.03	0.08	0.93	0.08	0.86	0.90	0.91	0.09	0.88	0.06	1.00	0.07	0.65	0.04	0.65	0.04	0.69	0.68	1.00
K	0.01	0.93	0.93	0.94	0.90	0.01	0.92	0.03	0.01	0.01	0.88	0.02	0.93	0.00	0.93	0.02	0.94	0.01	0.96	0.01	0.01	0.00
Cations	5.01	4.99	4.99	4.98	4.99	5.01	5.00	5.00	5.01	5.01	4.98	5.01	4.99	5.02	5.00	5.00	4.98	5.01	5.01	5.01	5.00	5.01
Ab	98.10	5.50	5.30	3.40	8.40	91.10	7.50	87.60	89.30	89.10	9.60	87.30	5.80	98.10	6.60	65.10	3.60	64.60	4.40	67.90	68.50	99.20
An	1.30	0.00	0.20	0.10	0.10	8.40	0.00	9.50	10.20	10.40	0.00	10.90	0.00	1.50	0.00	33.40	0.00	34.40	0.20	30.70	30.60	0.40
Or	0.60	94.50	94.50	96.50	91.50	0.60	92.50	2.80	0.50	0.50	90.40	1.80	94.20	0.40	93.40	1.50	96.40	1.00	95.40	1.40	0.90	0.40

جدول 2- نتایج آنالیز میکروپروب بیوتیت‌ها و محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها بر مبنای 22 اکسیژن

Rock Name	Phase 1
SiO₂	35.50	36.05	36.62	34.42	34.83	35.32	34.25	34.00	31.71	31.29
TiO₂	2.52	2.49	4.34	3.08	3.35	3.25	2.86	3.08	3.38	3.36
Al₂O₃	18.38	18.70	14.82	15.46	15.44	15.18	15.39	15.22	13.74	13.77
Cr₂O₃	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.02	0.00	0.02	0.05	0.05
FeO*	19.61	19.45	23.31	23.71	22.14	23.61	23.84	22.90	24.13	23.74
MnO	0.30	0.27	0.30	0.40	0.33	0.39	0.34	0.39	0.30	0.41
MgO	9.88	9.65	8.27	8.89	9.05	8.39	9.13	8.22	7.89	7.90
CaO	0.05	0.02	0.01	0.11	0.04	0.01	0.02	0.08	0.04	0.05
Na₂O	0.09	0.07	0.07	0.05	0.11	0.00	0.01	0.11	0.07	0.09
K₂O	9.49	9.64	9.38	7.98	8.44	8.79	8.13	8.30	8.60	8.25
Total	95.83	96.34	97.10	94.11	93.73	94.96	93.97	92.32	89.91	88.91
Oxygen	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00
Si	5.39	5.43	5.59	5.43	5.48	5.53	5.42	5.47	5.34	5.32
Ti	0.29	0.28	0.50	0.37	0.40	0.38	0.34	0.37	0.43	0.43
AlIV	2.61	2.57	2.41	2.57	2.52	2.47	2.58	2.53	2.66	2.68
AlVI	0.68	0.75	0.26	0.30	0.34	0.33	0.29	0.35	0.07	0.08
Fe⁺²	2.49	2.45	2.98	3.13	2.91	3.09	3.16	3.08	3.40	3.38
Fe+³	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01
Mn	0.04	0.03	0.04	0.05	0.04	0.05	0.05	0.05	0.04	0.06
Mg	2.24	2.17	1.88	2.09	2.12	1.96	2.15	1.97	1.98	2.00
Ca	0.01	0.00	0.00	0.02	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01
Na	0.03	0.02	0.02	0.02	0.03	-0.02	0.00	0.03	0.02	0.03
K	1.84	1.85	1.83	1.61	1.69	1.76	1.64	1.70	1.85	1.79
Cations	15.61	15.56	15.50	15.58	15.55	15.55	15.63	15.58	15.80	15.78
Al_T/Ca+Na+K	1.75	1.77	1.44	1.75	1.65	1.60	1.74	1.65	1.45	1.51
Fe/(Fe+Mg)	0.53	0.53	0.61	0.60	0.58	0.61	0.59	0.61	0.63	0.63
Mg/(Fe+Mg)	0.47	0.47	0.39	0.40	0.42	0.39	0.41	0.39	0.37	0.37

علاوه بر این، از میان گرانیتویید و پگماتیت‌های موجود در منطقه مورد بررسی تعداد 21 نمونه انتخاب و در مرکز تحقیقات و تولید سوخت هسته‌ای اصفهان با استفاده از روش فعال‌سازی نوترونی (NAA=Neutron Activation Analysis) مورد آنالیز سنگ کل قرار گرفتند که در جدول‌ 3 آورده شده است.

جدول 3- نتایج آنالیز اکسیدهای اصلی و نتایج آنالیز عناصر نادر و نادر خاکی سنگ‌های گرانیتوییدی مورد بررسی

Rock Name	Phase 1												Phase 2		Phase 3						Phase 4
Sample No.	739	682	644	630	629	2*	3*	4*	5*	6*	7*	8*	635	626	12*	13*	636	639	J2*	J4*	630-1
(wt%)
SiO₂	64.19	56.63	65	65.38	69.92	70.57	72.67	74.89	75.71	70.8	75.14	75.93	71.98	73.58	64.37	65.33	72.89	71.82	74.71	70.39	63.28
TiO₂	0.37	1.07	0.55	0.2	0.22	0.23	0.37	0.18	0.14	0.13	0.03	0.04	0.2	0.17	0.65	0.61	0.2	0.18	0.36	0.42	0.22
Al₂O₃	16.44	16.48	15.21	16.59	13.27	13.97	13.15	12.42	12.87	13.75	12.88	12.7	14.38	12.76	14	15.28	14.25	13.97	13.63	17.37	20.69
Fe₂O₃	2.42	3.33	2.4	2.09	0.24	0.65	0.83	0.59	0.17	0.28	0.3	0.23	0.34	0.76	1.55	1.98	0.2	0.33	0.19	0.33	0.03
FeO	2.62	3.9	2.59	2.26	0.18	1.64	2.08	1.46	1.21	1.39	0.93	0.69	0.27	0.52	4.33	3.03	0.15	0.28	0.17	0.32	0.1
FeOT	4.8	6.9	4.75	4.14	0.39	2.22	2.83	1.99	1.36	1.64	1.2	0.9	0.58	1.21	5.72	4.81	0.33	0.57	0.34	0.61	0.12
Fe₂O₃T	5.33	7.66	5.28	4.6	0.43	2.47	3.14	2.21	1.51	1.82	1.33	1	0.64	1.34	6.36	5.35	0.36	0.63	0.38	0.68	0.13
MnO	0.11	0.13	0.07	0.08	0.01	0.04	0.07	0.07	0.03	0.05	0.05	0.02	0.01	0.04	0.18	0.08	0.1	0.04	0.03	0.05	0.01
MgO	1.95	2.3	1.94	2.16	3.65	0.73	0.69	0.34	0.25	0.58	0.32	0.37	1.14	0.92	2.97	2.18	1.41	2.79	1.18	1.14	1.2
CaO	4.18	8.21	4.34	3.6	1.4	0.97	0.98	1.17	0.59	1.42	0.53	0.4	1.4	1.32	1.38	1.95	1.4	1.4	1.39	1.5	2.77
Na₂O	3.69	3.61	3.28	3.67	3.72	3.1	3.45	2.54	3.03	3.1	3.4	3.65	4.7	3.02	2.95	3.55	5.45	3.88	4.39	4.17	9.84
K₂O	2.61	2.22	2.7	2.13	5.87	5.44	4.08	4.6	4.75	6.43	4.78	4.99	4.26	5.79	2.46	3.24	3.13	4.36	3.38	2.87	0.87
P₂O₅	0	0	0	0	0	0.08	0.09	0.04	0.04	0.15	0.03	0.07	0	0	0.07	0.12	0	0	0	0	0
CO₂	0	0	0	0	0	0.35	0.23	0.44	0	0.6	0.36	0.2	0	0	0.5	0.6	0	0	0	0	0
LOI	1.14	1.73	1.67	1.62	1.52	2.22	0.82	1.04	0.89	1.82	1	1.4	1.27	1.08	3.94	1.76	0.82	0.93	0.59	1.48	0.88
Total	100	100	100	100	100	99.64	99.28	99.34	99.68	99.9	99.39	100.5	100	100	99.85	99.12	100	100	100	100	100
A/CNK	0.99	0.71	0.94	1.12	0.88	1.1	1.11	1.1	1.14	0.94	1.1	1.05	0.97	0.94	1.38	1.19.	0.96	1.02	1.01	1.37	0.93
(ppm)
Ba	-	-	-	327	251								-	419			-	-	558	1100	-
Rb	96	106	103	61	118								194	151			112	176	123	270	10
Sr	-	712		-	-								-	-			-	-	124	133	173
Th	45	7.3	9.3	0.4	5								0.6	6.8			1.2	19	2.7	1.6	7.8
Ga	-	-	-	-	-								-	-			-	-	16	30	-
Zn	91	83	55	-	-								15	-			-	-	20	52	-
Ni	-	-	-	-	152								90	76			161	85	-	-	141
V	88	183	106	95	9								10	8			10	9	17	19	11
Cr	-	229	152	142	266								199	205			280	181	3	3	226
Hf	5.2	2	5.6	2.2	1.2								0.7	1.8			0.3	2.9	1.4	2.6	0.8
Cs	4.4	2.5	6.7	3.5	1.1								5.2	4.1			1.8	1.7	2.1	3.5	0.5
Sc	14	22	14	11	1.6								0.9	2.8			1.4	3.5	1.8	3.2	1
Ta	0.9	1.2	1	0.8	0.6								1.2	2.9			0.2	2.4	1.4	2.9	0.4
Co	11	23	11	9	14								0.9	3.3			1.3	0.9	1	1	0.9
U	-	-	-	-	-								-	-			-	-	1.8	0.8	-
W	-	-	-	-	-								-	-			-	-	10	12	-
Au	-	-	-	-	-								-	-			-	-	4.4**	6.2**	-
La	54	47	20	6.6	5.1								3	5.9			2.1	19	5.6	8.5	4.5
Ce	99	80	45	15	9								5.3	14			3.1	43	11	17	7.7
Nd	47	29	15	7.4	6.5								2.9	5.1			1.9	23	7.2	11	3.5
Sm	9.3	5.3	4.1	2.1	1.8								0.8	1.2			0.6	7.3	2.4	3.7	0.7
Eu	2.5	1.5	1	0.6	0.7								0.3	0.3			0.2	2.1	0.9	1.4	0.2
Gd	5.9	3.7	3.5	-	-								0.7	1			0.7	7.4	2.9	5.3	0.7
Tb	0.9	0.5	0.6	0.3	0.5								0.1	0.2			0.1	1.4	0.5	0.9	0.1
Dy	4.7	2.8	3.7	1.5	2.7								0.8	1.1			0.6	9.2	3.6	6.4	0.7
Ho	1.1	0.5	0.9	0.3	0.5								0.2	0.2			0.1	2	0	0	0.2
Tm	0.5	0.2	0.4	0.1	0.2								0.1	0.1			0	1	0.4	0.5	0.1
Yb	3	1.4	2.6	0.8	1.5								0.6	0.6			0.3	6	2.7	3.2	0.6
Lu	0.5	0.2	0.4	0.1	0.2								0.1	0.1			0	0.9	0.4	0.5	0.1

* برگرفته از Technoexport (1984)، ** بر حسب ppb

پتروگرافی و شیمی کانی‌ها

بر اساس مطالعات میکروسکوپی، سنگ‌های مورد مطالعه از نظر کانی‌شناسی به‌طور کلی به چهار دسته تقسیم می‌شوند: فاز اول، فاز دوم، فاز سوم و فاز چهارم (پگماتیت). قطعاتی از فاز اول در فازهای دوم و سوم مشاهده می‌شود. همچنین فاز دوم فاز اول را قطع کرده است، به همین دلایل، ترتیب نفوذ توده‌ها در ابتدا فاز اول، فاز دوم و سپس فاز سوم است.

فاز چهارم (پگماتیت) از کانی‌های آلکالی‌فلدسپار (ارتوکلاز)، پلاژیوکلاز (آلبیت)، کوارتز، تورمالین، مسکوویت فراوان و به مقدار خیلی کم بیوتیت تشکیل شده است (شکل 5).

شکل 5- نمایی از بلورهای تورمالین در فاز چهارم

فاز سوم از کانی‌های پلاژیوکلاز (آلبیت)، آلکالی‌فلدسپار (میکروکلین)، کوارتز، بیوتیت و مسکوویت که 5 تا 10 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهند. علاوه بر این، این فاز دارای گارنت از نوع آلماندین- اسپسارتین نیز هستند (Deer et al., 1991). همچنین کلسیت ثانویه نیز در این واحد سنگی مشاهده شده است (شکل 6).

فاز دوم از کانی‌های اصلی آلکالی فلدسپار از نوع میکروکلین- ارتوکلاز، کوارتز و کانی‌های فرعی پلاژیوکلاز از نوع آلبیت و مسکوویت که 3 تا 8 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهند، تورمالین از نوع اسکورلیت (London and Manning, 1995)، بیوتیت، اسفن ثانویه و کلسیت تشکیل شده است (شکل 7).

فاز اول از آلکالی فلدسپار نوع میکروکلین- ارتوکلاز، پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین، کوارتز، بیوتیت (آنیت- سیدروفیلیت) که به‌صورت اولیه هستند و 10 تا 15 درصد حجم کل سنگ را تشکیل می‌دهند (Deer et al., 1991) و مسکوویت تشکیل شده‌اند (شکل 8).

درجه اشباع‌شدگی از آلومینیم
(ASI= Al₂O₃/CaO+Na₂O+K₂O) در بیوتیت‌های ناحیه بین 5_/1 تا 7_/1 است که به‌ علت اکتیویته بالای آلومینیم در ماگمای سازنده بیوتیت‌هاست.

شکل 6- نمایی از مقطع میکروسکوپی کانی گارنت در فاز سوم

شکل 7- نمایی از کانی اسفن در فاز دوم

شکل 8- نمایی از بیوتیت‌های شکل‌دار در فاز اول

نتیجه بررسی مودال کمپلکس گرانیتویید و فاز پگماتیتی در دیاگرام QAP نشان داده شده است (شکل 9). فاز اول در این دیاگرام در قسمت‌های آلکالی‌گرانیت، سینو‌گرانیت، مونزوگرانیت، گرانودیوریت، دیوریت و کوارتز دیوریت، فاز دوم در قسمت‌های آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت و مونزوگرانیت، فاز سوم در قسمت‌های آلکالی‌گرانیت، سینوگرانیت، مونزوگرانیت و گرانودیوریت قرار می‌گیرند‌؛ با این تفاوت که میزان کوارتز این فاز از فاز اول بیشتر است. موقعیت فاز چهارم در مرز بین آلکالی‌گرانیت و سینوگرانیت است. بررسی کانی‌شناسی واحدهای سنگی منطقه مورد مطالعه مشخص کرده است که تورمالین در فاز دوم و چهارم، گارنت محدود به فاز سوم، بیوتیت در فاز اول- دوم و سوم و خیلی کم در فاز چهارم و مسکوویت در تمام واحدهای سنگی دیده می‌شود. حضور مسکوویت در تمام انواع گرانیتوییدها از یک سو و از سوی دیگر، پاراژنز کانی‌شناسی در مجموعه گرانیتوییدی مصر سبب شده است که گرانیتوییدهای مورد بحث را از انواع MPG یا گرانیتوییدهای پرآلومین مسکوویت‌دار در تقسیم‌بندی Barbarin (1999) بدانیم، که این نوع از گرانیتوییدها را جز گرانیتوییدهای پوسته‌ای می‌داند که در زون‌های برشی به‌وجود آمده‌اند. ترکیب شیمیایی آن‌ها غنی از آلومینیوم و فقیر از آهن و منیزیم است (Dorais, 1991)، که ویژگی پرآلومینه منطقه مورد مطالعه را اثبات می‌کند که احتمالاً بازگو کنندة ماهیت پرآلومین گرانیتوییدهای مورد مطالعه است. وجود بلورهای گارنت در مقاطع میکروسکوپی بعضی از این سنگ‌ها نشان دهنده ماهیت پرآلومین در آن‌هاست. تحت‌ﺗﺄثیر محلول‌های بور و فلوئور بر بعضی از این سنگ‌ها تورمالین‌زایی، مخصوصاً در پگماتیت‌ها در مقیاس وسیع و فاز دوم صورت گرفته است.

ژئوشیمی

تعداد 21 نمونه از گرانیتوییدها و پگماتیت‌ها به روش فعال‌سازی نوترونی در مرکز تحقیقات و تولید سوخت هسته‌ای اصفهان به منظور تجزیه عناصر اصلی و فرعی آنالیز شدند (جدول‌های 1 و 2).

شکل 9- موقعیت قرارگیری نمونه‌های کمپلکس گرانیتویید در دیاگرام QAP (Streckeisen and Le Maitre, 1979)

سیلیس واحدهای گرانیتوییدی مصر در طیف گسترده‌ای از 57 تا 75 درصد سیلیس قرار دارد. بیشترین میزان سیلیس در فاز سوم مشاهده می‌شود. این توده گرانیتوییدی، با استفاده از رده‌بندی شیمیایی Middlemost (1991)، LeBas و همکاران (1986) بررسی شده و نتایج حاصل از آن بیانگر این است که سه فاز اول آلکالی‌گرانیت، مونزو‌گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت بوده، فاز چهارم در قسمت سینیت قرار دارد (شکل‌های 10 و 11).

شکل 10- دیاگرام SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O (Middlemost, 1991) و موقعیت قرارگیری نمونه‌های منطقه

شکل 11- در نمودار Na₂O+K₂O نسبت به SiO₂ (Le bas et al., 1986) موقعیت نمونه‌های منطقه نشان داده شده است. نمادها مانند شکل 10 هستند.

هر چند که گرانیتوییدهای مورد بررسی، به ماگماهای مختلف با سن‌های متفاوتی متعلق هستند و رسم آن‌ها همراه با هم در دیاگرام‌های هارکر صحیح نیست، اما به‌منظور دسترسی به تغییرات عناصر در طی تفریق و مقایسه واحدهای مختلف با یکدیگر از دیاگرام‌های Harker (1909) استفاده شد (شکل 12). روند ژئوشیمیایی مشاهده شده، بیانگر وجود قرابت ژئوشیمیایی بین واحدهای مختلف نفوذی است.

کاهش اکسیدهای Al₂O₃، FeO، Fe₂O₃، CaO، TiO₂، P₂O₅، MnO و MgO و افزایش اکسیدهای Na₂O و K₂O درمقابل افزایش SiO₂ به‌خوبی مشخص است. کاهش اکسیدهای Al₂O₃ و CaO بیانگر تبلور کانی پلاژیوکلاز، و تبلور کانی‌های اسفن و ایلمنیت به‌علت کاهش اکسیدهای FeO و TiO₂در برابر سیلیس هستند. طبق جدول 3 میزان Rb نمونه‌ها بالاست. Sr عنصر سازگاری است که در تفریق پلاژیوکلاز نقش مهمی را ایفا می‌کند. Ba یک عنصر سازگار در تفریق آلکالی‌فلدسپار‌هاست. در دیاگرام نسبت مولکولی Chappell و White (1974) A/CNK در برابر SiO₂ (شکل 13) نمونه‌ها در موقعیت پرآلومین ضعیف تا شدید و متاآلومین قرار گرفته‌اند.

طبق دیاگرام SiO₂ در برابر K₂O+ Na₂O-CaO (Frost et al., 2001) غالب نمونه ها آلکالی‌کلسیک- کلسیک‌آلکالی هستند (شکل 14). میزان K₂O+Na₂O-CaO همان ضریب MALI است؛ هرچه میزان سیلیس افزایش یابد، MALI (Modified alkali- lime index) هم افزایش می‌یابد. بر اساس دیاگرام Na₂O+K₂O نسبت به SiO₂ نشان می‌دهند (Irvine and Barager, 1971) که ماگمای سازنده گرانیتوییدها از نوع ساب‌آلکالن است (شکل 15).

شکل 12- دیاگرام‌های اکسید- اکسید Harker (1909) در واحدهای گرانیتویید کمپلکس مصر. نمادها مانند شکل 10 هستند.

شکل 13- موقعیت نمونه‌های منطقه مورد نظر در دیاگرام A/CNK در مقابل SiO₂ (Chappell and White, 1974). نمادها مانند شکل 10 هستند.

شکل 14- موقعیت نمونه‌های منطقه مورد نظر در دیاگرام SiO₂ در برابر CaO-Na₂O+ K₂O (Frost et al., 2001). نمادها مانند شکل 10 هستند.

با توجه به نمودار AFM (Irvine and Barager, 1971) (شکل 16) نیز نمونه‌های مورد بررسی در محدوده کالک‌آلکالن قرار گرفته‌اند. در شکل 17 تمام واحدهای سنگی در محدوده منیزین قرار گرفته‌اند (Frost et al., 2001). برای بررسی تحولات ماگمایی، از نمودارهای عنکبوتی که توسط Sun و McDonough (1989) برای کندریت و گوشته اولیه پیشنهاد شده است، استفاده شد که در شکل 18 آورده شده‌اند.

شکل 15- ماگمای سازنده کمپلکس گرانیتویید طبق Barager و Irvine (1971) ساب‌آلکالن است. نمادها مانند شکل 10 هستند.

شکل 16- در دیاگرام AFM (Barager and Irvine, 1971) موقعیت نمونه‌های منطقه نشان داده شده است. نمادها مانند شکل 10 هستند.

شکل 17- دیاگرام SiO₂ در مقابل FeO^t/(FeO^t+MgO) واحدهای گرانیتی در قسمت منیزین‌دار قرار گرفته‌اند (Frost et al., 2001). نمادها مانند شکل 10 هستند.

شکل 18= دیاگرام چند عنصری و موقعیت مقادیر عنصر کمیاب نمونه‌های منطقه بر پایه ترکیب کندریت و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989). نمادها مانند شکل 10 هستند.

میزان عناصر نادر خاکی سبک بیشتر از عناصر نادر خاکی سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 19). غنی‌شدگی مذکور معمولاً به عواملی همچون میزان پایین ذوب‌بخشی و عدم شرکت گارنت در فاز مذاب نسبت داده می‌شود. شیب منفی این نمودار بیانگر سری‌های کالک‌آلکالن است (Rollinson, 1993).

طبق نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985) (شکل20) نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده هم‌زمان با برخورد قرار گرفته‌اند.

شکل 19- الگوهای عناصر نادر خاکی به‌هنجار شده نسبت به کندریت و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989).

شکل 20- نمودار R1-R2 (Batchelor and Bowden, 1985). نمادها مانند شکل 10 هستند.

زمین‌دماسنجی

برای انجام بررسی‌های زمین‌دماسنجی با استفاده از ترکیب فلدسپار‌ها از کالیبراسیون مختلفی که تاکنون ارائه شده است (Fuhrman and Lindsley, 1988; Lindsley and Nekvasil, 1989; Haselton and Hovis, 1983; Benisek et al., 2004) استفاده شد. دمای به‌دست آمده در گرانیتوییدها در فشار 1 تا 5 کیلو بار 2_/223 تا 66_/425 است (جدول 4)، اما دماهای به‌دست آمده بسیار کمتر از دماهایی است که بیانگر محیط‌های آذرین هستند و می‌توان نتیجه گرفت که ترکیب فلدسپارها بر اثر پدیده‌های ساب‌سولیدوس و میلونیتی شدن تغییر یافته است.

همچنین، با استفاده از ترمومتر یک فلدسپار Kretz (1994) میزان K/(K+Na) از 90/ 0تا 96/. به‌دست آمد که منحنی‌های تعیین دما را قطع نمی‌کند که بیانگر تغییر ترکیب فلدسپار‌ها توسط پدیده‌های ساب‌سولیدوس و میلونیتی‌شدن است. از آنجا که با استفاده از ‌دماسنجی فلدسپار‌ها نتایج قابل قبولی به‌دست نیامد؛ بنابراین، با کمک مقدار تیتان موجود در بیوتیت‌ها به عنوان یک ترمومتر استفاده شد که بین میزان Mg/(Mg+Fe)، تیتان و دما در بیوتیت‌ها ارتباطی وجود دارد (Henry et al., 2005). در سنگ‌های آذرین و دگرگونی ترمومتر بیوتیت می‌توان برای به‌دست آوردن دمای تبلور بیوتیت‌ها استفاده کرد (Patino, 1993).

بر اساس Henry و همکاران (2005)، مقدار درجه حرارت از رابطه T={[Ln(Ti)-a-c(X_Mg)³/b}^0.333 محاسبه می‌شود، که T بر حسب درجه سیلسیوس، X_Mg=Mg/Mg+Fe، a=-2.3594، b=4.6482×10-9، c=-1.7283 و برای 275-1.000=X_Mg و 0.60-Ti=0.04، حدود کالیبراسیون به‌صورت C°T=480-800 است.

دمای به‌دست آمده برای فاز اول توسط این ترمومتر از 642 تا 718 درجه است که در فشار 4 تا 6 کیلو بار و نشان‌دهندة شرایط ماگمایی و دمای تبلور فاز اول است.

جدول 4- نتیجه بررسی‌های زمین‌دماسنجی با استفاده از ترکیب فلدسپارها

Monzogranite			Granodiorite			Alkali granite			Rock Type
5	3	1	5	3	1	5	3	1	Model:	Pressure (Kbar)
394.81	380.8	367.36	425.66	408.96	388.74	397.26	380.39	362.33	Nekvasil and Burnham (1987)	Temperature (ºC)
271.66	263.34	248.89	401.85	347.41	326.09	359.11	327.79	299.38	Elkins and Grove (1990)
258.73	237.82	223.2	357.22	333.78	321.88	337.13	327.73	314.81	Lindsley and Nekvasil (1988)
263.4	253.52	242.24	371.77	339.35	319.47	352.69	321.17	315.34	Fuhrman and Lindsley (1988)
272.8	272.78	272.76	324.86	324.84	324.82	279.85	279.83	279.81	Haselton and Hovis (1983)

بحث

روند نزولی Al₂O₃ و CaO در نمودارهای هارکر به‌علت تبلور پلاژیوکلازهاست. روند نزولی FeO و TiO₂ به تشکیل کانی‌های ایلمنیت و اسفن می‌تواند مرتبط باشد. الگوی عناصر نادر خاکی، حاکی از غنی‌شدگی عناصر نادر خاکی سبک نسبت به عناصر نادر خاکی سنگین است. غنی‌شدگی مذکور معمولا به عواملی، همچون نرخ پایین ذوب‌بخشی و عدم شرکت گارنت در فاز مذاب نسبت داده می‌شود. طبق نظر Drake و Weill (1975) در شرایط فعالیت زیاد اکسیژن ضرایب جدایش برای Eu پایین بوده، Eu مانند سایر عناصر نادر خاکی رفتار می‌کند و فاقد آنومالی است. آنومالی منفی در Sr نیز در نتیجه تبلور پلاژیوکلاز در مراحل اولیه تفریق است (Rollinson, 1993).

وجود آنومالی مثبت Th در بعضی از نمونه‌ها دلیلی بر آغشتگی پوسته‌ای ماگماست. تمرکز عناصر کمیاب خاکی سبک خیلی بیشتر از عناصر کمیاب سنگین است زیرا گرانیتوییدها از فلدسپار‌ها تشکیل شده‌اند،.

اغلب پترولوژیست‌ها سه ﻣﻨﺸﺄ را برای انواع گرانیتویید پیشنهاد نموده‌اند: 1- ﻣﻨﺸﺄ پوسته‌ای؛ 2- ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای و 3- ﻣﻨﺸﺄ پوسته و گوشته‌ای.

همچنین‌ با اندیس درجه اشباع‌شدگی آلومینیم یا ASI که یک پارامتر شیمیایی است، می‌توان انواع گرانیتویید را از یکدیگر شناسایی کرد. گرانیتویید پرآلومینه دارای ASI>1 و گرانیتویید متاآلومینه دارای ASI<1 است. ترکیب متاآلومینه می‌تواند به‌صورت Al₂O₃> Na₂O+K₂O molar و گرانیتویید کالک‌آلکالن یا به‌صورت Al₂O₃≤ Na₂O+K₂O molar یعنی گرانیتویید آلکالن تا پرآلکالن باشد.

اطلاعات ایزوتوپی و شیمیایی پیشنهاد می‌کنند که گرانیتویید پرآلومینه ﻣﻨﺸﺄ پوسته‌ای، گرانیتویید کالک‌آلکالن ﻣﻨﺸﺄ پوسته و گوشته و گرانیتویید آلکالن تا پرآلکالن ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای دارند.

گرانیت‌های I-type دارای دامنه تغییرات گسترده از محدوده مافیک تا اسید، مقدار سدیم بالا (Na₂O>%3.2)، مقدار کرندوم نورم کمتر از یک درصد، درجه اشباع‌شدگی آلومینیم کمتر از 1/1، حاوی هورنبلند و زینولیت‌های مافیک فراوان و اسفن و مگنتیت هستند در حالی‌که گرانیت‌های S-type دارای دامنه تغییرات محدود و عمدتاً اسیدی، مقدار سدیم کم (Na₂O<%3.2)، کرندوم نورم بیشتر از یک درصد، درجه اشباع‌شدگی آلومینیم بیشتر از 1/1، حاوی مسکوویت، بیوتیت،گارنت، سیلمانیت، مونازیت و ایلمنیت هستند.

با توجه به مطالب بیان شده، ﻣﻨﺸﺄ سنگ‌های منطقه مورد مطالعه احتمالاً هیبرید است. به‌علت عدم وجود زوج کانی مناسب برای بارومتری سنگ‌های منطقه مورد مطالعه، قادر به تعیین سطح رخنمون برای منطقه مورد مطالعه نیستیم.

نتیجه‌گیری

نتایج حاصل از بررسی‌های سنگ‌شناسی، ژئوشیمیایی در کمپلکس گرانیتوییدی که در روستای مصر وجود دارد نشان می‌دهد که از یک فاز پگماتیتی و سه فاز گرانیتوییدی تشکیل شده است، فاز چهارم جوان‌ترین و فاز اول قدیمی‌ترین عضو این مجموعه هستند و می‌توان گفت که بخش عمده پیکرة توده نفوذی متشکل از فاز سوم است. کانی گارنت تنها در فاز سوم، تورمالین در فاز چهارم و فاز دوم، بیوتیت در فاز اول، فاز دوم و فاز سوم و کانی مسکوویت در تمام واحدها مشاهده شد. همچنین، این بررسی‌ها نشان می‌دهد که ماگمای سازنده این توده از نوع کالک‌آلکالن و دارای ماهیت پرآلومین شدید تا ضعیف و متاآلومین است و محیط تکتونیکی را هم‌زمان با برخورد بیان می‌کند. ماگمای سازنده این سنگ‌ها هیبرید (S و I) است. دماهای به‌دست آمده با استفاده از زمین‌دماسنجی فلدسپار‌ها بسیار کمتر از محیط‌های آذرین هستند که پدیده ساب‌سولیدوس و میلونیتی شدن را اثبات می‌کند. به‌همین علت، از ‌دماسنجی بیوتیت‌ها استفاده شد که دمای حدود 642 - 718 درجه سانتی‌گراد، در فشار 4 تا 6 کیلوبار را پیشنهاد می‌نماید که دمای آذرین و دمای تبلور بیوتیت‌هاست.

References

آقانباتی، ع. (1378) زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

امامی، م. ح. (1379)‌ ماگماتیسم در ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی، تهران، ایران.

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

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

Benisek, A., Kroll, H. and Cemi, L. (2004) New developments in two-feldsparthermometry. American Mineralogist 89(10): 1496-1504.

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

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An Introduction to the Rock – forming minerals, Longman, London.

Dorais, M. J. (2003) The petrogenesis and emplacement of the new Hampshire plutonic suite″, American Mineralogist 303: 447- 487.

Drake, M. J. and Weill, D. F. (1975) Partition of Sr, Ba, Ca, Y, Eu²⁺, Eu³⁺ and other REE between plagioclase feldspar and magmatic liquid and experimental study. Geochemical Cosmochimica Acta 39: 689-712.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe³⁺ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Frost, R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal Of Petrology 42: 2003- 2048.

Fuhrman, M. L. and Lindsley, D. H. (1988) Ternary-feldspar modeling and thermometry. American Mineralogist 73: 201- 215.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen. London.

Haselton, J. R. U. S. and Hovis, G. L. (1983) Calorimetric investigation of the excess entropy of mixing in an albite-sanidine solid solution: lack of evidence for Na, K short-range order and implications for two-feldspar thermometry. American Mineralogist 68: 398-413.

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

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

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

Le Bas, M. J. , Le maitre, R. W. , Streckeisin, A. and Zanettin, B. A. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali- silica diagram. Journal Of Petrology 27 : 745-750.

Lindsley, D. H. and Nekvasil, H. (1989). A ternary feldspar model for all reasons (abs), EOS. 70(15): p. 506.

London, D. and Manning, D. (1995) Chemical variations and significance of tourmaline from southwest England. Economic Geology 90: 495- 519.

Middlemost, E. A. K. (1991) Towards a comprehensive classification of igneous rocks and magmas. Earth Sciences Reviews 31: 73- 87.

Patino, D. A. E. (1993) Titanium substitution in biotite: an empirical model with applications to thermometry, O₂ and H₂O barometries, and consequences for biotite stability. Chemical Geology 108:133- 162.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation, Addison, Wesley Longman, Harlow.

Streckeisen, A. L. and Le Maitre, R. W. (1979) chemical approximation to the modal QAPF classification of the igneous rocks. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen 136: 169–206.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: A. D. Saunders and M. J. Norry (Eds.): Magmatism in Ocean Basins. Geology Society Special Publication London 313- 345.

Susov, M., Dvoryankin, A., Selivanov, E., et al. (1979) Geology and minerals of Jandaq area (Central Iran), Moscow, V/O “Technoexport”, Report No. 4, 171 p.

Technoexport (1984) Geological maps of Jandaq (1/250,000). Sheet: H6, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Technoexport (1984) Geological maps of Mesr (1/100,000). Sheet: 6958, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Technoexport (1984) Geological maps of Arusan (1/100,000). Sheet: 7058, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Technoexport (1984) Geological maps of Khur (1/250,000). Sheet: H7, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Petrology of Mesr granitoid complex (NE of Isfahan Province)

Full Text

References

Volume 2, Issue 6 - Serial Number 6
November 2011
Pages 1-16

Files

History

Share

How to cite

Statistics

Petrology of Mesr granitoid complex (NE of Isfahan Province)

Full Text

References

Volume 2, Issue 6 - Serial Number 6November 2011Pages 1-16

Files

History

Share

How to cite

Statistics

Volume 2, Issue 6 - Serial Number 6
November 2011
Pages 1-16