The petrogenesis of Zafarghand granitoid pluton (SE of Ardestan)

Sadeghian, Mahmoud; Ghaffary, Mahboobeh

The petrogenesis of Zafarghand granitoid pluton (SE of Ardestan)

Document Type : Original Article

Authors

دانشگاه صنعتی شاهرود - دانشکده علوم زمین

Abstract

The Zafarghand granitoid pluton ranging in composition from gabbro to tonalite and age of early-middle Miocene crops out about 35 km of southeast Ardestan. The pluton has intruded into the Eocene volcanic and volcanosedimentary rocks of Orumieh-Dokhtar structural zone. The pre, syn and post-plutonic dikes with mostly andesitic composition are associated with this pluton. The presence of abundant microgranular enclaves and interrupted syn-plutonic dikes are remarkable evidences of magma mixing in Zafarghand granitoid pluton. Based on the geochemical characteristics, there is a limited gap between mafic-intermediate and felsic rocks which may be the result of differences in their source rock regions. Enrichment in both LILE and Pb are indication of crustal contamination. Considering the typical negative anomaly of Ti and Nb, it can be said that this pluton is originated and produced in a volcanic arc of an active continental margin. Based on the discrimination diagrams of tectonic setting, the Zafrghand pluton can be classified as I-type, volcanic arc and continental arc granitoids (VAG and CAG). The melting of subducted Neothytian oceanic slab, it's overlay metasomatized mantle wedge and partly continental lower crust as well as fractional crystallization of generated magma, led to the formation of the studied pluton.

Keywords

Full Text

مقدمه

توده گرانیتوییدی ظفرقند با وسعت تقریبی 80 کیلومتر مربع در 35 کیلومتری جنوب‌شرق اردستان (یا در 160 کیلومتری شمال‌شرق اصفهان) و در محدود‌های با مختصات جغرافیایی '18 °52 تا '30 °52 طول شرقی و '59 °32 تا '12 °33 عرض شمالی رخنمون دارد. این توده دارای روند کلی شمال‌غرب – جنوب‌شرق است و بخشی از زون‌‌ساختاری ارومیه- دختر محسوب می‌شود. از دیدگاه ژئوشیمیایی و پترولوژیک، برروی سنگ‌‌های آتشفشانی و آتشفشانی رسوبی میزبان این توده و توده‎‌های گرانیتوییدی همجوار یا مشابه و دایک‌‌های آندزیتی – بازالتی قطع کننده سنگ‌‌های آتشفشانی ائوسن، مطالعات متعددی صورت گرفته است. برخی از آن‌ها عبارتند از: خلعتبری‌جعفری (1371)؛ امامی و همکاران (1371)، محمدی (1374)؛ لطیفی (1379)؛ بهرامیان (1386)، نصر اصفهانی و وهابی‌مقدم (1389)، هنرمند و همکاران (1389)، جبّاری و همکاران (1389)، یگانه‌فر و قربانی (1389) و Amidi (1975). نقشه‌های زمین‌شناسی 1:100000 نطنز (خلعتبری‌جعفری و علایی‌مهابادی، 1377)، کجان (امینی و امینی‌چهرق، 1382)، اردستان (رادفر، 1376)، کاشان (Radfar et al., 1993) و 250000: 1 کاشان (Zahedi and Amidi, 1975) از انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور نیز اطلاعات ارزشمندی در اختیار ما قرار می‌دهند.

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی اصلاح شده توده گرانیتوییدی ظفرقند واقع در جنوب‌شرق اردستان (گوانجی، 1389). مختصات نقشه بر حسب UTM است.

یک طرح پژوهشی با عنوان "پترولوژی و کانی‌شناسی توده گرانیتوییدی جنوب ظفرقند (اردستان)" توسط دکتر علیخان نصر اصفهانی از دانشگاه آزاد خوراسگان اصفهان نیز انجام شده که تاکنون نتایج آن منتشر نشده است. پایان نامه کارشناسی ارشد لطیفی (1379)، تنها مطالعه منتشر شد‌ه‌ای است که به‌طور خاص، بر روی این توده نفوذی ظفرقند متمرکز شده است. با وجود این، مطالعه لطیفی (1379) نیز از جامعیت کافی برخوردار نیست و در ضمن نتایج برخی از آنالیز‌های شیمیایی موجود در آن، نشان می‌دهد که با نقایص درخور توجهی، به‌ویژه در بخش عناصر خاکی نادر، همراه است. همچنین، برخی از استنباط‌‌های صورت گرفته دربارة سنگ‌‌های رخنمون یافته در منطقه و چگونگی تشکیل آن‌ها نیز اشتباه است، که نقد و بررسی آن‌ها در حوصله و مجال این مقاله نیست. هدف از این مطالعه، بررسی جامع و دقیق شرایط تشکیل و تکوین توده گرانیتوییدی ظفرقند است. نتایج ارائه شده در این مقاله، دستاوردهایی است که با توجه به انجام هم‌زمان دو موضوع تحقیقاتی بر روی این توده نفوذی با عناوین "بررسی مکانیسم جایگزینی توده گرانیتوییدی جنوب طفرقند (اردستان) به وسیله روش AMS" (گوانجی، 1389) و "پترولوژی و ژئوشیمی توده گرانیتوییدی طفرقند (جنوب‌شرق اردستان)" (قفاری، 1389)، حاصل شده و امید است به شناخت و فهم بخشی هر چند اندک از تاریخچه پر رمز و راز زمین‌شناسی ایران و تحولات ماگمایی آن کمک کند.

روش انجام پژوهش

از آنجایی‌که هم‌زمان با بررسی ژئوشیمی و پترولوژی توده گرانیتوییدی ظفرقند، تحقیق دیگری با عنوان تعیین سازوکار جایگیری توده گرانیتوییدی ظفرقند به روش ان‌ایزوتروپی خودپذیری مغناطیسی (Anisotropy of Magnetic Susceptibility = AMS) در حال انجام بود (گوانجی، 1389)، لذا این توده در بیش از 200 ایستگاه مورد بازدید صحرایی قرار گرفت و علاوه بر بررسی ویژگی‌‌های صحرایی سنگ‌‌های مورد مطالعه، نمونه‌هایی به‌صورت مغزه یا نمونه‌های سنگی متداول برای مطالعات سنگ‌شناسی، برداشت شد. از نمونه‌‌های برداشت شده بیش از 300 مقطع نازک و 10 عدد مقطع صیقلی تهیه و مطالعات پتروگرافی بر روی آن‌ها انجام شد. بر اساس تنوع ترکیب سنگ‌شناسی این توده نفوذی، 23 نمونه از سنگ‌‌های دارای کمترین دگرسانی برای آنالیز شیمی به آزمایشگاه ACME ونکوور کانادا ارسال شد و عناصر اصلی به روش ICP- ES و عناصر فرعی و خاکی نادر به روش ICP- MS (یا بسته آنالیزی رده4A و 4B) آنالیز شد. تصحیحات لازم نظیر حذف .L.O.I و تصحیح مقادیر اکسید‌های آهن بر روی داده‌‌های ژئوشیمیایی خام صورت گرفت و نتایج آن همراه با مقادیر سایر اکسید‌های عناصر اصلی، عناصر فرعی و خاکی نادر در جدول 1 ارائه شده است. پس از انجام تصحیحات لازم، نتایج آنالیز‌های شیمیایی به کمک نرم‌‌افزار GCDkit و سایر نرم‎افزار‌های مربوطه، پردازش شد و مبنای تجزیه و تحلیل‌های بعدی قرار گرفت.

شایان ذکر است لطیفی (1379) نیز تعدادی از نمونه‌های سنگی متعلق به توده نفودی ظفرقند را آنالیز شیمیایی کرده است. ابتدا برای مقایسه، داده‌های وی استفاده شد، ولی مشخص شد که آن‌ها از دقت کافی برخودار نیستند، در ضمن، تعداد زیادی از عناصر کمیاب و فرعی در فهرست نتایج وی وجود ندارد. از این‌رو، استفاده از آن‌ها چندان راهگشا نبود، لذا از به کارگیری آن‌ها صرف‌نظر کردیم. در ضمن، نقشه زمین‌شناسی توده نفوذی مورد نظر بر اساس نقشه‌های زمین‌شناسی 1:250000 کاشان (Zahedi and Amidi, 1975) و 1:100000 اردستان (رادفر، 1376)، تصاویر ماهواره‌ای، مشاهدات صحرایی و مطالعات میکروسکوپی اصلاح و به کمک نرم‌افزار Arc Map تهیه و ترسیم شد (گوانجی، 1389). نقشه تصحیح شده در شکل 1 نمایش داده شده است.

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی اکسید‌های عناصر اصلی (بر حسب درصد وزنی (wt%) به روش ICP-ES)(پس از تصیحیح L.O.I. و محاسبه و تفکیک مقادیر FeO و Fe₂O₃)، عناصر فرعی و خاکی نادر (بر حسب قسمت در میلیون (ppm) به روش ICP-MS) نمونه‌‌های سنگی مختلف توده گرانیتوییدی ظفرقند و نسبت‌های استفاده شده برای محاسبه برخی پارامتر‌ها یا ترسیم نمودارها.

Sample No.	G-1	G-2	G-3	G-4	G-5	G-6	G-7	G-8	G-9	G-10	G-11	G-12	G-13	G-14	G-15	G-16
Rock Type	(گابرو – گابرودیوریت) Gb-GbD								(دیوریت – کوارتزدیوریت) D-QD						(گرانودیوریت) Gd
(wt%)
SiO₂	49.08	49.59	50.28	51.54	53.41	53.42	53.57	54.12	55.73	56.84	58.39	59.91	61.07	61.94	66.71	68.27
Al₂O₃	20.51	17.08	19.04	18.11	17.97	18.12	17.92	15.44	17.22	16.97	16.64	16.25	15.76	15.82	14.93	14.89
Fe₂O₃	3.91	3.86	3.75	4.24	3.90	3.64	3.40	5.20	3.94	3.38	3.88	2.91	3.49	3.47	2.41	2.39
FeO	5.95	5.99	4.82	6.47	5.23	5.32	4.81	6.74	5.04	4.49	4.71	4.46	4.33	3.77	2.45	2.45
FeOt	9.86	9.85	8.57	10.71	9.13	8.96	8.31	11.94	8.98	7.87	8.59	7.37	7.82	7.24	4.86	4.84
MgO	4.33	7.14	6.76	4.83	5.55	5.94	5.88	3.30	4.12	5.17	3.57	3.58	3.00	2.50	1.78	1.23
MnO	0.16	0.20	0.17	0.16	0.15	0.25	0.14	0.12	0.12	0.15	0.13	0.10	0.11	0.04	0.05	0.08
CaO	11.08	10.04	8.90	10.17	8.78	8.92	9.27	8.12	7.75	8.35	7.21	7.26	6.00	6.10	4.44	3.35
Na₂O	3.38	3.70	4.57	2.75	3.40	3.02	3.08	3.36	3.45	3.55	3.54	3.98	3.42	4.77	3.90	4.07
K₂O	0.28	1.48	0.60	0.56	0.43	0.58	0.82	1.18	1.31	0.31	0.79	0.42	1.65	0.40	2.50	2.57
TiO₂	1.23	0.72	0.84	1.04	0.89	0.68	0.81	1.92	1.09	0.65	0.97	0.90	0.96	0.96	0.64	0.57
P₂O₅	0.05	0.10	0.28	0.13	0.21	0.07	0.18	0.50	0.27	0.11	0.21	0.23	0.23	0.24	0.15	0.13
(ppm)
Sc	35.00	41.00	32.00	37.00	25.00	32.00	26.00	35.00	25.00	25.00	26.00	24.00	22.00	21.00	16.00	14.00
Ni	6.80	52.80	54.00	3.40	29.10	10.70	20.40	5.80	14.30	23.10	10.90	8.90	6.60	5.60	3.90	1.80
Cr	41.05	246.31	177.89	47.89	95.79	88.95	116.31	34.21	61.58	143.68	61.59	54.74	54.75	34.21	47.89	41.05
Co	29.00	34.20	26.70	31.10	27.70	29.20	28.30	26.30	24.20	22.00	21.40	17.90	16.90	8.10	10.00	8.00
V	290.00	280.00	262.00	336.00	214.00	142.00	226.00	369.00	228.00	179.00	222.00	218.00	162.00	147.00	91.00	62.00
Cs	1.10	1.40	0.40	1.00	0.10	1.30	2.00	0.40	1.60	0.20	0.60	2.20	1.30	0.80	1.20	3.40
Rb	4.50	43.60	18.00	16.60	8.30	20.20	27.30	24.50	27.60	4.10	21.20	8.40	42.80	7.30	52.30	85.10
Ba	127.00	190.00	148.00	135.00	178.00	113.00	257.00	409.00	472.00	177.00	251.00	213.00	455.00	170.00	679.00	519.00
Th	0.20	0.90	4.80	0.90	1.60	0.90	1.60	4.70	3.50	3.00	4.80	5.00	5.00	5.60	10.30	11.00
U	0.10	0.60	1.40	0.30	0.40	0.30	0.60	1.30	1.00	0.70	1.50	1.30	1.50	1.40	2.70	2.70
Zr	19.30	29.00	53.10	50.30	87.00	54.00	145.20	200.40	148.50	79.70	141.80	165.70	190.60	185.50	247.30	246.40
Hf	0.60	0.80	1.50	1.60	2.30	1.40	3.90	5.30	3.70	2.20	3.80	5.10	5.20	5.00	7.10	6.80
Nb	1.60	1.10	3.20	2.10	4.60	1.70	5.30	10.60	8.10	4.00	6.30	7.00	8.80	9.10	10.30	10.30
Y	10.40	15.90	20.70	17.50	20.40	14.40	23.30	46.60	29.30	24.10	31.20	35.70	38.00	36.90	44.50	40.50
Ta	0.20	0.10	0.20	0.10	0.30	0.10	0.30	0.70	0.50	0.30	0.40	0.40	0.50	0.60	0.70	0.80
Ti	7392	4349	5051	6245	5329	4054	4847	6137	6548	3919	5794	5422	5777	5735	3819	3390
K	2346	12308	4977	4612	3558	4842	6786	9774	10834	2540	6579	3455	13708	3291	20705	21350
Sr	373.30	158.50	546.20	325.40	395.00	312.50	336.50	315.30	373.20	303.40	304.80	296.30	245.90	359.50	230.40	188.50
La	3.10	4.30	15.80	5.20	9.10	5.60	10.90	21.60	14.40	8.30	18.80	17.90	19.80	12.00	14.90	23.90
Ce	6.80	10.50	36.90	11.70	21.40	12.90	25.60	52.20	32.70	20.30	39.90	39.60	45.90	30.10	39.60	55.60
Pr	0.96	1.49	4.65	1.58	2.82	1.73	3.32	6.73	4.04	2.78	4.76	5.01	5.59	4.17	5.27	6.39
Nd	4.80	7.30	20.30	7.80	11.80	8.10	15.00	29.50	17.50	13.00	20.70	21.50	24.40	18.20	23.80	26.90
Sm	1.30	1.99	4.21	2.03	3.03	1.87	3.42	7.19	4.19	3.23	4.56	5.12	5.58	4.88	5.82	5.72
Eu	0.97	0.68	1.11	0.80	0.93	0.81	0.98	1.71	1.12	0.73	1.19	1.14	1.18	1.09	0.98	1.04
Gd	1.64	2.45	3.60	2.54	3.28	2.05	3.67	8.11	4.63	3.56	4.71	5.24	6.00	5.79	6.63	6.02
Tb	0.30	0.41	0.59	0.46	0.58	0.39	0.65	1.39	0.82	0.68	0.87	0.96	1.05	1.03	1.21	1.07
Dy	1.77	2.61	3.32	2.93	3.43	2.42	3.96	7.91	4.84	4.20	5.27	5.70	6.31	5.92	6.99	6.50
Ho	0.39	0.55	0.68	0.63	0.71	0.53	0.82	1.66	1.06	0.85	1.07	1.17	1.35	1.29	1.52	1.42
Er	1.11	1.60	1.99	1.76	2.08	1.56	2.32	4.88	3.04	2.60	3.28	3.48	4.02	3.72	4.58	4.00
Tm	0.18	0.27	0.33	0.28	0.31	0.25	0.38	0.71	0.46	0.40	0.53	0.56	0.59	0.57	0.72	0.67
Yb	1.06	1.63	2.23	1.73	2.08	1.58	2.38	4.32	2.91	2.59	3.23	3.44	3.77	3.63	4.40	4.11
Lu	0.17	0.24	0.32	0.27	0.30	0.26	0.36	0.67	0.44	0.38	0.49	0.53	0.58	0.57	0.67	0.65
Mo	0.20	0.10	0.20	0.30	0.20	4.70	0.30	0.80	0.50	0.30	0.50	0.60	0.70	0.60	0.80	0.60
Cu	27.60	72.40	46.90	95.90	82.50	8.40	28.50	25.10	3.90	5.60	10.70	8.70	25.80	2.00	15.40	41.20
Pb	1.30	3.80	2.40	1.70	1.50	3.30	2.00	1.40	1.40	2.60	0.80	1.10	1.00	0.80	1.40	4.50
Zn	8.00	72.00	65.00	17.00	29.00	44.00	21.00	10.00	12.00	40.00	19.00	14.00	17.00	9.00	8.00	27.00
Ga	17.80	12.20	15.50	17.30	17.90	16.00	17.00	18.10	15.90	15.20	17.00	16.20	15.60	16.00	14.30	14.70
As	0.80	1.40	1.90	3.30	2.60	1.00	1.00	2.00	5.70	0.50	2.20	4.60	1.50	5.30	1.70	0.90

جدول 1- ادامه.

Sample No.	G-17	G-18	G-19	G-20	G-21	G-22	G-23
Rock Type	(گرانیت) Gr				(تونالیت) Ton
(wt%)
SiO₂	67.30	70.43	71.56	75.47	73.05	73.92	74.06
Al₂O₃	15.70	14.55	13.59	12.69	14.17	13.82	13.73
Fe₂O₃	2.19	1.89	1.79	1.24	1.58	1.18	1.48
FeO	1.74	1.67	1.50	1.03	1.57	1.03	1.34
FeOt	3.93	3.56	3.29	2.27	3.15	2.21	2.82
MgO	1.43	0.86	0.91	0.28	0.72	0.54	0.60
MnO	0.10	0.07	0.04	0.04	0.07	0.04	0.04
CaO	2.69	3.01	2.37	1.21	2.29	1.68	3.24
Na₂O	3.36	4.00	3.67	3.85	5.82	7.14	4.74
K₂O	4.82	2.99	3.95	3.98	0.27	0.18	0.28
TiO₂	0.51	0.44	0.49	0.24	0.39	0.37	0.36
P₂O₅	0.13	0.10	0.12	0.05	0.09	0.08	0.08
(ppm)
Sc	11.00	10.00	9.00	6.00	9.00	9.00	8.00
Ni	2.00	1.70	2.30	0.90	1.70	1.50	2.10
Cr	27.38	27.37	34.21	27.37	34.21	34.22	41.05
Co	6.60	5.40	5.40	1.90	4.90	2.80	4.70
V	52.00	44.00	57.00	11.00	36.00	30.00	31.00
Cs	3.70	0.50	1.30	1.20	0.90	0.30	0.30
Rb	160.60	78.60	112.80	115.10	8.80	6.00	5.40
Ba	818.00	723.00	677.00	720.00	141.00	61.00	215.00
Th	11.20	9.60	18.20	14.80	11.90	12.10	10.30
U	2.90	2.00	4.70	3.50	3.00	3.00	2.80
Zr	202.30	232.50	216.90	217.70	214.00	256.50	225.20
Hf	6.00	6.40	6.80	7.30	6.60	8.00	7.70
Nb	12.80	9.60	12.50	12.50	10.30	11.90	9.40
Y	27.70	37.40	34.00	50.20	40.20	50.80	35.50
Ta	0.80	0.70	1.00	0.90	0.90	0.70	0.60
Ti	3053	2661	2969	1459	2313	2249	2189
K	40020	24841	32769	33030	2273	1513	2355
Sr	225.90	203.70	153.70	99.20	310.30	180.70	345.20
La	25.90	25.50	29.80	30.50	26.30	22.50	23.50
Ce	54.50	55.20	56.60	64.80	58.20	50.30	47.80
Pr	6.14	6.48	6.29	7.74	6.76	6.31	5.50
Nd	23.90	25.00	24.40	31.00	27.30	26.90	21.50
Sm	4.82	5.20	4.87	6.80	5.72	6.34	4.58
Eu	1.04	0.96	0.73	0.77	0.90	0.90	0.98
Gd	4.37	5.33	4.86	6.73	5.44	6.63	4.74
Tb	0.81	0.99	0.87	1.31	1.04	1.27	0.88
Dy	4.65	5.92	5.29	7.87	6.11	7.51	5.57
Ho	0.96	1.31	1.06	1.61	1.31	1.59	1.19
Er	2.83	3.74	3.24	4.99	4.00	4.90	3.56
Tm	0.45	0.63	0.58	0.86	0.67	0.82	0.59
Yb	2.85	3.84	3.67	5.45	4.32	5.17	3.64
Lu	0.46	0.58	0.56	0.78	0.66	0.80	0.57
Mo	0.50	0.80	0.80	0.70	0.40	0.20	0.90
Cu	3.00	2.50	15.40	13.20	1.90	3.30	7.40
Pb	11.00	2.50	3.50	3.40	1.40	1.70	0.90
Zn	56.00	17.00	9.00	17.00	30.00	20.00	15.00
Ga	16.30	14.80	13.20	14.00	13.60	14.00	13.30
As	3.60	2.40	3.20	1.70	2.10	3.10	0.60

بحث و بررسی

زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی

توده گرانیتوییدی ظفرقند واقع در جنوب‌شرق اردستان، در درون سنگ‌‌های آتشفشانی، آتشفشانی- رسوبی و آتشفشانی- تخریبی عمدتاً آندزیتی- داسیتی به سن ائوسن میانی تا بالایی نفوذ کرده است. با توجه به مطالعات صحرایی و میکروسکوپی، می‌توان ترکیب سنگ‌شناسی این توده را در هفت گروه یا واحد سنگی زیر رده‎بندی و معرفی کرد: 1- دایک‌‌های آندزیتی نسل اوّل؛ 2- گابرو - گابرودیوریت؛ 3- دیوریت - کوارتزدیوریت؛ 4- انکلاوهای میکروگرانولار مافیک؛ 5- گرانودیوریت - گرانیت، 6- تونالیت؛ 7- دایک‌‌های آندزیتی نسل دوّم (سین‎پلوتونیک). علی‌رغم دسته‌بندی سنگ‌‌های مورد مطالعه در هفت رده ذکر شده، بررسی‌‌های صحرایی نشان می‌دهد که می‌توان رده‌بندی کلی‌تری انجام داد؛ به‌طوری که در آن ترتیب جایگزینی واحد‌های سنگی و ترکیب سنگ‌شناسی آنها، به‌طور هم‌زمان انعکاس پیدا کند. این رده‌بندی به‌صورت زیر است:

(1) دایک‌‌های آندزیتی پیش‌رس یا نسل اوّل؛

(2) سنگ‌‌های مافیک- حد واسط (گابرو تا کوارتزدیوریت و مشتقات جانبی آنها)؛

(3) سنگ‌‌های فلسیک (گرانودیوریت - گرانیت و مشتقات جانبی آن‌ها)؛

(4) دایک‌‌های آندزیتی سین‌پلوتونیک یا نسل دوّم؛

(5) تونالیت‌ها.

جایگزینی توده گرانیتوییدی ظفرقند با دگرگونی مجاورتی کم‌وسعتی همراه بوده است که با توجه به ترکیب آندزیتی - داسیتی سنگ‌‌های میزبان، آثار دگرگونی مجاورتی در آن‌ها چندان بارز نیست. با این وصف، دویتریفیکاسیون یا شیشه‌زدایی و تشکیل فلدسپار‌های نوظهور (در شمال روستای ماربین، اپیدوت‌زایی گسترده در سنگ‌‌های ایگنیمبریتی (با ترکیب کلی داسیتی) (در غرب تقی آباد) و تشکیل رگه‎هایی از گارنت‌های کلسیم‌دار (نوع آندرادیت-گروسولار) در سنگ‌‌های میزبان (جنوب مزرعه لامحمود) از شواهد بارز این نوع دگرگونی است.

(1) دایک‌‌های آندزیتی- داسیتی پیش‌رس یا نسل اوّل

دایک‌‌های آندزیتی- داسیتی و به‌‌ندرت بازالتی زیادی سنگ‌‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی- تخریبی ائوسن را قطع می‌کنند. این دایک‌‌ها عمدتاً دارای امتداد شرقی- غربی و شمال غربی- جنوب شرقی هستند. از آنجایی که این دایک‌‌ها توسط توده گرانیتوییدی ظفرقند قطع شده‌اند و قطعاتی از آن‌ها به‌صورت آنکلاو توسط گرانودیوریت‌‌ها به دام افتاده‌اند، بنابراین، قدیمی‌تر از تودة نفوذی ظفرقند هستند. از این رو، آن‌ها را به‌عنوان دایک‌‌های پیش‌رس یا نسل اوَل معرفی می‌کنیم. عرض آن‌ها از چند سانتی‌متر تا حدود 2 متر متغیر است و طول آن‌ها از چند متر تا صد‌ها متر متغیر است.

(2)‌ سنگ‌‌های مافیک- حد واسط (گابرو تا کوارتزدیوریت و مشتقات جانبی آنها)

سنگ‌‌های مافیک‌- حد واسط طیف ترکیبی تدریجی از گابروی‌الیوین‌دار تا کوارتزدیوریت را شامل می‌شوند و غالباً در بخش‌‌های مرکزی توده گرانیتوییدی ظفرقند رخنمون دارند. این سنگ‌‌ها توسط سنگ‌‌های فلسیک گرانودیوریتی- گرانیتی قطع شده‌اند. در ادامه به شرح تفصیلی آن‌ها خواهیم پرداخت:

(الف) گابروها-گابرودیوریت‌ها: گابرو‌ها مافیک‌ترین عضو سازنده توده گرانیتوییدی مورد مطالعه هستند که در شمال‌غرب روستای ماربین و غرب روستای برگهر رخنمون دارند. این سنگ‌‌ها حجم بسیار کمی از توده نفوذی مورد مطالعه را به خود اختصاص می‌دهند (کمتر از 5 درصد). گابرو‌ها با مرز تدریجی به دیوریت‌‌ها و کوارتزدیوریت‌‌ها تبدیل می‌شوند و در ضمن توسط سنگ‌‌های گرانودیوریتی، گرانیتی و تونالیتی قطع شده‌اند. آن‌ها دارای بافت گرانولار، افیتیک و ساب‌افیتیک هستند. پلاژیوکلاز، اوژیت و هورنبلند سبز (کانی‌‌های اصلی) و الیوین، بیوتیت، اسفن، کوارتز، آپاتیت و مگنتیت (کانی‌‌های فرعی یا عارضه‌ای) این سنگ‌‌ها محسوب می‌شوند. با ادامه تفریق و افزایش مقدار هورنبلند سبز و کوارتز، ترکیب این سنگ‌‌ها به سمت دیوریت و کوارتزدیوریت تحول یافته است.

(ب) دیوریت‌ها- کوارتزدیوریت‌‌ها: در مقایسه با گابروها، دیوریت‌‌ها حجم بیشتری از توده نفوذی ظفرقند را به خود اختصاص می‌دهند. به‌علت افزایش مواد فرّار، به‌ویژه آب، در طی تشکیل دیوریت‌ها، به‌طور محلی شرایط برای تشکیل پگماتویید دیوریت‎‌ها فراهم شده است. در پگماتویید دیوریت‌ها، اندازه دانه‌ها بلور‌های هورنبلند سبز و پلاژیوکلاز به چند سانتی‌متر نیز می‌رسد. گرانیت‌‌ها و گرانودیوریت‌‌ها به شکل استوک، آپوفیز، دایک و رگه و رگچه، دیوریت‌‌ها و کوارتزدیوریت‌‌ها را قطع کرده‌اند. در ضمن، قطعاتی از آن‌ها به شکل آنکلاو در گرانیت‌‌ها و گرانودیوریت‌‌ها به دام افتاده‌اند. پلاژیوکلاز، هورنبلند سبز و به مقدار کمتر اوژیت کانی‌‌های اصلی دیوریت‌‌ها و کوارتزدیوریت‌‌ها هستند. بیوتیت، کوارتز، اسفن، مگنتیت و آپاتیت کانی‌‌های فرعی این سنگ‌‌ها هستند.

بر اساس نتایج تجزیه میکروپروب آمفیبول‌‌های (هورنبلندهای) موجود در سنگ‌‌های گرانودیوریتی سازنده توده گرانیتوییدی ظفرقند از نوع هورنبلند معمولی یا ادنیت منیزیم‌دار هستند (لطیفی، 1379). با افزایش تفریق‎یافتگی و افزایش مقدار کوارتز، دیوریت‌‌ها به کوارتزدیوریت تحول پیدا کرده‌اند.

(پ) انکلاوهای میکروگرانولار مافیک: در درون سنگ‌‌های گرانودیوریتی توده گرانیتوییدی ظفرقند، به‌ویژه در حوالی روستای برگهر، غرب روستای ماربین، جنوب‌غرب تقی‎آباد در مجاورت جاده آسفالته ظفرقند – زفره و حاشیه غربی سد خاکی برگهر تعداد زیادی آنکلاو میکروگرانولار با ترکیب دیوریت و کوارتزدیوریت یافت می‌شود. این انکلاوها غالباً دارای حاشیه‎‌های گرد شده یا کنگره‌دار هستند و اندازه آن‌ها از چند میلی‌متر تا بیش از یک متر متغیر است (شکل‌های 2- الف و 2- ب). حضور گسترده این آنکلاوها، بیانگر وقوع اختلاط ماگمایی است. در حالت‌‌های بسیار پیشرفتة اختلاط ماگمایی، اندازه انکلاوها از چند میلی‌متر فراتر نمی‌رود (کیلومتر 35 جاده زفره- ظفرقند، غرب جاده). انکلاوهای میکروگرانولار فلسیک نیز به مقدار کمتر در برخی نقاط یافت می‌شوند و حاصل وقوع اختلاط ماگمایی در بخش‌های تفریق یافته ماگما‌های گرانودیوریتی است. در طی حضور انکلاوها در ماگمای فلسیک، برخی از آن‌ها تحت ﺗﺄثیر سیالات غنی از پتاسیم و آب مشتق‎ شده از ماگمای فلسیک قرار گرفته‌اند و کلریت‌زایی، اپیدوت‌زایی و بیوتیت‌زایی درخور توجهی در آن‌ها صورت گرفته است. کلریت‌زایی و اپیدوت‌زایی در رخنمون صحرایی و نمونه‎دستی آشکارا مشاهده می‌شود. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک از لحاظ کانی‌شناسی با دیوریت‌‌ها و کوارتزدیوریت‌‌ها مشابه هستند و عمدتاً از پلاژیوکلاز و هورنبلند ‎سبز و به ندرت کوارتز تشکیل‌شده‌اند. آپاتیت، مگنتیت، اسفن کانی‌‌های فرعی بارز انکلاوها هستند.

(الف)	(ب)

شکل 2- تصاویری از ویژگی‌های صحرایی بارز آنکلاوها: الف) حضور گسترده انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در درون سنگ‌‌های گرانودیوریتی غرب سد خاکی برگهر (دید به سمت غرب)، ب) یک آنکلاو میکروگرانولار مافیک با حاشیه‌های کنگره‌ای و انحنادار (غرب روستای برگهر) (دید به سمت غرب) ( Grd= گرانودیوریت، MME = آنکلاو میکروگرانولار مافیک).

(3) سنگ‌‌های فلسیک (گرانودیوریت – گرانیت و مشتقات جانبی آن‌ها)

سنگ‌‌های فلسیک، طیف ترکیبی تدریجی از گرانودیوریت تا گرانیت را شامل می‌شوند و غالباً در حاشیه‌‌های شمال‌غربی و جنوب‌شرقی توده گرانیتوییدی ظفرقند رخنمون دارند (شکل 1). شایان ذکر است که تونالیت‌‌ها دسته دیگری از سنگ‌‌های فلسیک هستند که به‌علت جوان‌تر بودن‌شان نسبت به گرانودیوریت‌‌ها و گرانیت‌‌ها و سدیک‌تر بودن آن‌ها به‌طور مجزا بررسی خواهند شد. در ضمن، به‌علت رخنمون بسیار کم تونالیت‌ها، نمایش آن‌ها بر روی نقشه زمین‎شناسی (شکل 1) با مقیاس فعلی امکان‌پذیر نیست. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و دایک‌‌های مافیک گسیخته شده در این سنگ‌‌ها یافت می‌شوند. این سنگ‌‌ها توسط دایک‎‌های سین‌پلوتونیک آندزیتی (نسل دوّم) قطع شده‌اند و خود نیز سنگ‌‌های مافیک - حد واسط اندکی قدیمی‌تر و دایک‌‌های آندزیتی نسل اول را قطع کرده‌اند و به‌طور موضعی تحت‌ﺗﺄثیر اپیدوت‌زایی و کلریت‌زایی قرار گرفته‌اند.

گرانودیوریت‌‌ها و گرانیت‌ها: گرانودیوریت‌‌ها و گرانیت‌‌ها از دیگر سازندگان مهم توده نفوذی مورد مطالعه هستند و غالباً در جنوب روستای اونج و در مجاورت روستای برگهر و غیره رخنمون دارند. آن‌ها دارای بافت گرانولار و گرافیکی هستند. کانی‌‌های اصلی شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، هورنبلند سبز، کانی‌‌های فرعی از جمله اسفن، آپاتیت و کانی‌‌های کدر در این سنگ‌‌ها یافت می‌شوند. در این سنگ‌ها، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک زیادی در اندازه‌‌های بین چند میلی‌متر تا چند سانتی‌متر یافت می‌شوند که معرَف وقوع اختلاط ماگمایی هستند. سنگ‌‌های گرانیتی و گرانودیوریتی از گابرو‌ها و دیوریت‌‌ها اندکی جوان‌تر هستند. این امر با شواهد پتروگرافی و روند متداول تفریق ماگمایی، سازگار است و تأیید می‌شود.

(4) دایک‌‌های آندزیتی سین‌پلوتونیک یا نسل دوّم

دایک‌‌های نسل دوّم غالباً آندزیتی و به مقدار کمتر بازالتی هستند و سنگ‌‌های گرانیتی و گرانودیوریتی را قطع کرده‌اند و از لحاظ سنی جوان‌تر یا هم‌سن آن‌ها هستند (شکل 3- الف). این دسته از دایک‌‌ها در زمرة دایک‌‌های سین‌پلوتونیک (هم‌زمان با نفوذ یا کمی جوان‌تر از توده نفوذی میزبان) قرار می‌گیرند (Pitcher, 1983; Pitcher, 1993). شواهد بارز دایک‌‌های سین پلوتونیک موجود در منطقه مورد مطالعه عبارتند از: وجود حاشیه‌‌های سینوسی‌شکل، کنگره‌دار و نفوذ مذاب گرانیتی - گرانودیوریتی به درون شکستگی‌های این‌گونه دایک‌ها، گسیختگی آن‌ها و پراکنده‌شدن قطعاتشان در میزبان گرانیتی و گرانودیوریتی، تغییر مسیر (راستا) و ضخامت دایک‌ها، جابه‌جایی‌های موضعی، متاسوماتیسم پتاسیک موضعی (تبدیل هورنبلند سبز به بیوتیت و تحلیل رفتن پلاژیوکلاز‌ها و جایگزین‎شدن آن‌ها توسط ارتوز (فلدسپارزایی)، ایجاد میرمکیت در حاشیه پلاژیوکلازها)، کلریت‌زایی و اپیدوت‌زایی در آن‌ها (گوانجی، 1389؛ قفاری، 1389). شواهد زیبا و بسیار مشابهی از دایک‌‌های سین‎پلوتونیک، گسیختگی آن‌ها و تشکیل انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در Asart و همکاران (2003)، Paterson و همکاران (2004)، Barbarin (2005)، Pons و همکاران (2006)، Haapala و همکاران (2007)، Dokukina و همکاران (2010) Price و همکاران (2011) و صادقیان (1383) یافت می‌شود، که مراجعه به آن‌ها توصیه می‌شود. شایان ذکر است که تبدیل هورنبلند سبز به بیوتیت (بیوتیت‌زایی) و تحلیل‌رفتن پلاژیوکلاز‌ها و جایگزین‌شدن آن‌ها توسط ارتوز (فلدسپارزایی) و ایجاد میرمکیت در حاشیه پلاژیوکلاز‌ها (میرمکیت‌زایی) حاصل راه‌یابی سیالات غنی از پتاسیم منشأ گرفته از ماگمای گرانودیوریتی - گرانیتی به درون دایک‌‌های سین‌پلوتونیک و یا بخش‌های گسیخته‌شده‌شان و واکنش با کانی‌های سازنده آن‌هاست (قفاری، 1389). این شواهد نشان می‌دهد که اختلاف زمانی بین دایک‌‌ها و سنگ‌‌های میزبان بسیار کم است و مبین حاکم‎‌ شدن یک رژیم کششی کوتاه مدت و یا موضعی در مراحل پایانی جایگیری توده گرانیتوییدی ظفرقند در منطقه مورد مطالعه است.

شایان ذکر است که دایک‌‌های آندزیتی چه به‌صورت پیش‌رس یا هم‌زمان با توده نفوذی و حتی اندکی پس از آن، با اعضای مافیک - حد واسط توده گرانیتوییدی ظفرقند، به‌ویژه سنگ‌‌های دیوریتی – کوارتزدیوریتی، قابل ‎مقایسه هستند و هیچ منافاتی با تکوین و تحول توده نفوذی میزبان خود ندارند.

شکل 3- تصاویری جالبی از دایک‌‌های سین پلوتونیک: الف) یک دایک سین پلوتونیک دارای حاشیه سینوسی همراه با تغییر راستا و تغییر ضخامت (شمال‌غرب بیدشک) (دید به سمت شرق)، ب) دایک‌‌های سین پلوتونیک دارای حاشیه‌های سینوسی شکل، همراه با پایانه‌‌های زبان‌های شکل (شمال غرب بیدشک)(دید به سمت شرق) (نمادهای اختصاری به‌کار برده شده عبارتند از: ADD = دایک آندزیتی، Grd = گرانودیوریت).

شایان ذکر است که تبدیل هورنبلند سبز به بیوتیت (بیوتیت‌زایی) و تحلیل‌رفتن پلاژیوکلاز‌ها و جایگزین‌شدن آن‌ها توسط ارتوز (فلدسپارزایی) و ایجاد میرمکیت در حاشیه پلاژیوکلاز‌ها (میرمکیت‌زایی) حاصل راه‌یابی سیالات غنی از پتاسیم منشأ گرفته از ماگمای گرانودیوریتی - گرانیتی به درون دایک‌‌های سین‌پلوتونیک و یا بخش‌های گسیخته‌شده‌شان و واکنش با کانی‌های سازنده آن‌هاست (قفاری، 1389). این شواهد نشان می‌دهد که اختلاف زمانی بین دایک‌‌ها و سنگ‌‌های میزبان بسیار کم است و مبین حاکم‎‌ شدن یک رژیم کششی کوتاه مدت و یا موضعی در مراحل پایانی جایگیری توده گرانیتوییدی ظفرقند در منطقه مورد مطالعه است. همچنین، دایک‌‌های آندزیتی چه به‌صورت پیش‌رس یا هم‌زمان با توده نفوذی و حتی اندکی پس از آن، با اعضای مافیک - حد واسط توده گرانیتوییدی ظفرقند، به‌ویژه سنگ‌‌های دیوریتی – کوارتزدیوریتی، قابل ‎مقایسه هستند و هیچ منافاتی با تکوین و تحول توده نفوذی میزبان خود ندارند.

(5) تونالیت‌ها

تونالیت‌‌ها بخش‌‌های بسیار تفریق یافته توده گرانیتوییدی ظفرقند را شامل می‌شوند و سهم حجمی بسیار کمی را به خود اختصاص می‌دهند. این سنگ‌‌ها به‌صورت دایک، رگه و رگچه رخنمون دارند و دارای ساخت و بافت ریز دانه هستند. در برخی موارد بافت گرافیکی زیبایی نشان می‎دهند. تونالیت‌‌ها با دارا بودن مقدار قابلتوجهی Na₂O در مقایسه با سایر سنگ‌‌های فلسیک، به‌طور بارز سدیک‌تر هستند، لذا منطقی به‌نظر می‌رسد که پلاژیوکلازهای‌سدیک، مثل آلبیت و الیگوکلاز در آن‌ها حضور داشته‌باشد. کوارتز دیگر سازنده مهم این سنگ‌هاست. تونالیت‌‌ها به‌ندرت دارای کانی مافیک هستند و فقط هورنبلند سبز در آن‌ها یافت می‌شود.

ژئوشیمی

نمونه‌‌های سنگی توده گرانیتوییدی ظفرقند بر روی نمودار‌های ژئوشیمیایی رده‌بندی و نام‌گذاری سنگ‌‌های آذرین نظیر K₂O + Na₂O در مقابل SiO₂ (Middlemost, 1985, 1994)؛ R₁, R₂ (De la Roche et al., 1980)، P-Q (Debon and Le Fort, 1983)، غالباً در محدوده‌های ترکیبی گابرو، مونزوگابرو، گابرودیوریت، دیوریت، گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت، گرانیت و تونالیت قرار می‌گیرند (شکل 4). مطالعات پتروگرافی نیز این طیف ترکیبی را تأیید می‌کند.

با توجه به این نمودار‌های ژئوشیمیایی تعیین ترکیب سنگ‌شناسی ذکر شده، طیف ترکیبی تقریباً پیوست‌های در بین نمونه‌‌های سنگی مورد نظر مشاهده می‌شود، اما با توجّه به شواهد صحرایی و تقدم سنّی سنگ‌‌های مافیک- حد واسط بر سنگ‌‌های فلسیک، و تونالیت‌‌ها بر سایر سنگ‌‌های فلسیک، ماگما‌های سازنده تودة گرانیتوییدی ظفرقند یک سری تحولاتی را پشت سر گذاشته‌اند که می‌توان آن‌ها را در سه مرحله به شرح زیر خلاصه کرد: (1) تفریق از گابرو تا دیوریت- کوارتزدیوریت؛ (2) تفریق از گرانودیوریت تا گرانیت و نهایتاً (3) تشکیل تونالیت. به‌علت برخی مشکلات انجام آنالیز شیمیایی بر روی دایک‌‌ها امکان‌پذیر نشد. با این وصف، جبّاری و همکاران (1389) در منطقه برونی (جنوب‌غرب اردستان) بر روی دایک‌‌های مشابه و در فاصله بسیار کمی از محدوده مورد مطالعه، بررسی‌‌های سنگ‌شناسی مفصلی انجام داده و ترکیب سنگ‌شناسی این دایک‌‌ها را بازالت معرّفی کرده‌اند و سن احتمالی میوسن را برای آن‌ها در نظر گرفته‌اند. با این وجود حضور گسترده هورنبلند سبز تا قهوه‌ای، در برخی از این دایک‌‌ها بیانگر آنست که دامنه ترکیبی آن‌ها از آندزیت تا بازالت متغیر است. شایان ذکر است سنگ‌‌های مورد مطالعه غالباً در محدوده ماگما‌های ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند و با توجه به نمودار K₂O در مقابل SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976) دارای ماهیت کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا هستند. قرارگیری تونالیت‌‌ها در قلمرو سری تولییتی امری انتزاعی است و فقط از تفریق یافتگی شدید و فقیر بودن آن‌ها از K₂O ناشی می‌شود (قفاری، 1389).

شکل 4- نمودار Na₂O+K₂O در مقابل SiO₂ (Middlemost, 1985) برای نام‌گذاری سنگ‌‌های آذرین سازنده توده گرانیتوییدی ظفرقند. توجه کنید که نمادهای استفاده شده در همه نمودار‌های ارائه شده در این مقاله یکسان هستند.

با استفاده از نمودار‌های تغییرات (variation diagrams) می‌توان روابط ژئوشیمیایی و پترولوژیک بین سنگ‌‌های مورد مطالعه را بررسی کرد. تغییرات مشاهده شده در این نمودار‌ها از فرایندهایی، مانند: تبلور تفریقی، ذوب‌بخشی، اختلاط ماگمایی یا آلایش و هضم پوسته‌ای ناشی می‌شوند (Wilson, 1989; Rollinson, 1993). به‌منظور بررسی تحولات پترولوژیک در جریان توسعه و تبلور ماگما، نمودار‌های گوناگونی توسط پترولوژیست‌‌ها ارائه شده است که از آن جمله می‌توان به نمودار‌های درصد اکسید‌های عناصر اصلی و کمیاب در مقابل SiO₂ (Harker, 1909) و نمودار‌های درصد اکسید‌های عناصر اصلی، کمیاب و خاکی نادر در مقابل شاخص تفریق و شاخص انجماد اشاره کرد. این نمودارها، تحول ماگما را از زمان تشکیل تا زمان جایگیری نشان می‌دهند.

از این رو، با توجه به نمودار‌های ارائه شده در شکل 5- الف، می‌توان گفت که با افزایش مقدار SiO₂، مقادیر Al₂O₃، MgO، MnO، TiO₂ و CaOکاهش و اکسیدهایK₂O و Na₂O افزایش یافته است. K₂O در تونالیت‎‌ها به‌شدت کاهش و در مقابل Na₂O افزایش یافته است. وجود فلدسپار‌های سدیک، به‌ویژه پلاژیوکلاز آلبیتی در آن‌ها مؤید این موضوع است. ضمناً یک وقفه ترکیبی محدود بین ترکیبات مافیک - حد واسط و فلسیک مشاهده می‌شود که با شواهد صحرایی و قطعشدن سنگ‌‌های مافیک - حد واسط توسط سنگ‌‌های فلسیک تأیید می‌شود.

(الف)

(ب)

شکل 5- نمودار‌های تغییرات عناصر در مقابل SiO₂ (Harker, 1909) برای: الف) اکسید عناصر اصلی، ب) عناصر فرعی و کمیاب، برای نمونه‌‌های سنگی سازنده توده گرانیتوییدی ظفرقند (نمادها مانند شکل 2).

شایان ذکر است که رفتار P₂O₅ در مقابل SiO₂ جالب توجه و تأمل است. ابتدا با افزایش SiO₂ مقدار این اکسید از سنگ‌‌های گابرویی به سمت سنگ‌‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی افزایش می‌یابد. این امر با حضور قابل توجه آپاتیت به‌صورت ادخال در پلاژیوکلاز‌های سنگ‌‌های تفریق یافته‌تر طیف ترکیبی بازیک - حد واسط مثل سنگ‌‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی تأیید می‌شود. با تبلور آپاتیت از ماگما و کاهش مقدار فسفر، در سنگ‌‌های گرانودیوریتی تا گرانیتی و در نهایت، در تونالیت مقدار P₂O₅ کاهش می‌یابد و از روند نزولی پیروی می‌کند. این موضوع با کاهش فراوانی آپاتیت در سنگ‌‌های نام‌برده تأیید می‌شود. کاهش مقدار P₂O₅ با افزایش SiO₂ در این گروه سنگی از ویژگی‌های بارز و شاخص سنگ‌‌های گرانیتوییدی نوع I است (Chappell, 1999).

همچنین، با توجه به شکل 5 درمی‌یابیم که با افزایش SiO₂، ابتدا مقدار FeO_t از سنگ‌‌های گابرویی به سمت سنگ‌‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی افزایش می‌یابد. این امر با افزایش مقدار مگنتیت در سنگ‌‌های تفریق یافته‎تر طیف ترکیبی بازیک – حد واسط، نظیر سنگ‌‌های دیوریتی تأیید می‌شود. با تبلور مگنتیت از ماگما، در سنگ‌‌های گرانودیوریتی تا گرانیتی و در نهایت در تونالیت‌ها، مقدار آهن یا به عبارتی FeO_t کاهش می‌یابد و روندی نزولی مشاهده می‌شود. شایان ذکر است که تغییر فراوانی کانی‌‌های آهن و منیزیم‌دار (فرومنیزین) (مانند الیوین، اوژیت، هورنبلند سبز و بیوتیت) نیز روند تغیرات FeO_t را کنترل می‌کند. لذا کاهش مقدار مگنتیت و کانی‌‌های سیلیکاته آهن و منیزیم‌دار مانند اوژیت، هورنبلند سبز و به مقدار کمتر بیوتیت در سنگ‌‌های گرانودیوریتی تا تونالیتی، با روند نزولی FeO_t در این سنگ‌‌ها سازگار است.

در ضمن، با افزایش SiO₂ و افزایش میزان تفریق‎یافتگی، عناصر Ni، Co، V، Sc، Sr و Eu کاهش یافته‌اند، در حالی‌که عناصر Rb، Ba، Hf، Zr، Th، Nb، Yb، Y، La، Ce، Sm، Nd، Er و Lu افزایش یافته‌اند (شکل 5-ب). این تغییرات با روند تفریق ماگمایی و کاهش کانی‌‌های فرومنیزین و افزایش کانی‌‌های فلسیک در طی روند تبلور تفریقی صورت‌گرفته در طی تشکیل سنگ‌‌های سازنده این توده نفوذی سازگار است. شایان ذکر است که در تونالیت‌‌ها مقدار Ba و Rb به‌طور قابل ملاحظه‌ای کاهش یافته است که معرّف نبود یا سهم کم کانی‌‌های پتاسیم‌دار در آن‌هاست. اگرچه تونالیت‌‌ها از لحاظ K₂O و Na₂O با سایر سنگ‌‌های گرانیتی - گرانودیوریتی رفتار متفاوتی نشان می‌دهند، ولی در سایر نمودار‌های Harker (1909) ارتباط تنگاتنگی با سایر سنگ‌‌های فلسیک نشان می‌دهند (شکل 5) و در نظر گرفتن ﻣﻨﺸﺄ کاملاً متفاوت برای آن‌ها منطقی به‌نظر نمی‌رسد. در هر حال مسلّم است که در مراحل پایانی بخش تفریق یافته ماگما از Na₂O غنی‌تر و از K₂O فقیرتر شده است.

جایگزینی تونالیت‌‌ها در مراحل پایانی صورت گرفته و از این رو سنگ‌‌های اندکی قدیمی‌تر از خود را قطع کرده‌اند. بر همین اساس، الگو‌های تغییرات عناصر اصلی و عناصر فرعی سنگ‌‌های مورد مطالعه بر روی نمودار‌‌های هارکر، یک روند سه مرحله‌ای معرَف تفریق از گابرو تا کوارتزدیوریت، گرانودیوریت تا گرانیت و در نهایت تا تونالیت را نشان میدهند که با شواهد صحرایی از جمله قطع شدن گابرو‌ها توسط گرانیت‌‌ها و حضور انکلاوهای میکروگرانولارمافیک در گرانودیوریت‌‌ها و گرانیت‌‌ها و قطع شدن همه این سنگ‌‌ها توسط تونالیت‎‌ها تأیید می‌شود.

برای بررسی نقش روند تبلور تفریقی و هضم یا آلایش ماگمایی ماگما‌های سازنده توده نفوذی ظفرقند، از نمودار‌های تغییرات عناصر سازگار - سازگار (V-Co, Sc-Co) و ناسازگار- ناسازگار (از جمله برخی از عناصر دارای قدرت میدانی بالا، مانند: Nb، Ta، Zr، Hf، U، Th، La، Ce، Sm، Nd، Y و Yb (مثل نمودار‌های La-Ce و (Y-Yb در مقابل یکدیگر (شکل 6) و همچنین، نمودار‌های Th/Yb- SiO₂ (Pearce et al., 1999) (شکل 7) و La/Yb در مقابل Ce (Hamer, 2006) (شکل 8) استفاده شده است.

شکل 6- نمونه‌‌های منتخبی از نمودار‌های تغییرات عناصر سازگار - سازگار و ناسازگار- ناسازگار در مقابل یکدیگر. برای توضیحات بیشتر به متن مراجعه کنید (نمادها مانند شکل 2).

شکل 7- نمودار تغییرات (Th/Yb) - SiO₂ (Pearce, 1999). روند‌های مشخص شده در شکل عبارتند از: AFC: تبلور تفریقی همراه با هضم، و FC: تبلور تفریقی. )نمادها مانند شکل 2).

شکل 8- نمودار La/Yb در مقابل Ce (Hamer, 2006)، برای بررسی نقش آلایش ماگمایی و یا تغییر در درجات ذوب‌بخشی در محل ﻣﻨﺸﺄ آنها. (نمادها مانند شکل 2).

در این نمودارها، نمونه‌های مورد مطالعه از روندی خطی و صعودی پیروی می‌کنند که بیانگر انجام فرایند تبلور تفریقی همراه با هضم (AFC)، در طی تحولات ماگمایی سنگ‌‌های مورد مطالعه است (شکل‌‌های 6، 7 و 8). از این رو، در تشکیل سنگ‌‌های مورد مطالعه، علاوه بر فرایند تبلور تفریقی، فرایند‌های هضم و آلایش پوسته‌ای نیز مشارکت بسزایی داشته‌اند.

با توجه به نمودار‌های A/NK در مقابل A/CNK (Shand, 1943) و نمودار A/CNK در مقابل SiO₂ (Chappell and White, 2001)، سنگ‌‌های گرانیتوییدی مورد مطالعه، همگی در محدوده متاآلومین و نوع I قرار می‌گیرند. این امر با شواهد پتروگرافی نظیر حضور گسترده هورنبلند سبز، اوژیت، اسفن، آپاتیت، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و همچنین، شواهد صحرایی مثل همراهی توده گرانیتوییدی مذکور با سنگ‌‌های آتشفشانی و آذرآواری غالباً آندزیتی- داسیتی و نبود سنگ‌‌های میزبان دگرگونی پلیتی تأیید می‌شود.

نمودار‌های نشان‌دهندة الگوی تغییرات عناصر خاکی نادر و نمودار‌های عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به کندریت و گوشته اولیه (شکل‌‌های 9 و 10)، بیانگر غنی‌شدگی سنگ‌‌های مورد مطالعه از عناصر خاکی نادر سبک (LREE)، عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) و برخی عناصر ناسازگار دیگر هستند. این امر از ویژگی‎‌های بارز سنگ‌‌های کالک‌‌آلکالن قوس‌‌های آتشفشانی زون‌های فرورانش حاشیه قاره‌ای است (Nicholson, 2004).

در ضمن غنی‎شدگی از عناصر خاکی نادر سبک را می‌توان به دو عامل درجات ذوب‌بخشی پایین منبع گوشته‌ای و یا آلایش ماگما توسط مواد پوسته‌ای نسبت داد (Almeida et al., 2007). میزان غنی‌شدگی بالای نمونه‌‌ها از LILE مانند Ba، K و Rb می‌تواند دلیلی بر وجود یک منبع گوشته‌ای غنی‌شده زیر لیتوسفر قاره‌ای (گوشته متاسوماتیسم شده) به‌عنوان محل ﻣﻨﺸﺄ ماگمای مادر سنگ‌‌های مافیک- حد واسط مورد مطالعه باشد.

ناهنجاری منفی ماگما‌های گوشته‌ای این منطقه از عناصر HFS ناشی از مشارکت این عناصر در ساخت کانی‌‌های دیرگداز نظیر اسفن، ایلمنیت، روتیل، فلوگوپیت و بعضی از آمفیبول‌‌ها ( نظیر پارگازیت) در پوسته اقیانوسی فرورونده دگرگون شده است. این فاز‌های فرعی دیرگداز در پوسته اقیانوسی فرورونده دگرگون شده (اکلوژیت) پایدار بوده، عناصر HFS مثل P، Ti، Ta و Nb را در خود نگه می‌دارند و از حل شدن آن‌ها در سیّالات آزاد شده از پوسته اقیانوسی و مشارکت آن‌‌ها در سیالات متاسوماتیسم کننده گوه گوشته‌ای روی آن جلوگیری می‌کنند. در نتیجه، ماگما‌های حاصل از ذوب این منابع (پوسته اقیانوسی فرورونده و گوه گوشته‌ای روی آن)، دارای ناهنجاری منفی از این عناصر خواهند بود.

تهی‌شدگی از عناصر HFS، از جمله ویژگی‌های ماگما‌های قوس‌‌های قاره‌ای است. تهی‌شدگی عناصر HFSE توسط تمرکز فاز‌های تیتانیم‌دار در محل ﻣﻨﺸﺄ ماگما‌های قوس، در اکلوژیت یا گارنت آمفیبولیت در صفحات فرورونده عمیق صورت می‌گیرد (Bernan et al., 1995; Stalder et al., 1998; Foley et al., 2000).

با توجه به شکل ‌های 9 و 10 می‌توان گفت که همه سنگ‌‌های مورد مطالعه از الگوی تقریباً یکنواختی برخوردار هستند. در نتیجه، آن‌ها تقریباً از ماگمای واحدی منشأ گرفته‌اند؛ اگرچه تغییر و تحولاتی نظر آلایش پوسته‌ای نیز در تحوّل آن‌‌ها سهیم بوده است.

غنی‌شدگی از عناصر خاکی نادر سبک در سنگ‌‌های گابرویی و دیوریتی نیز صورت گرفته و مبین تحول و تفریق یافتگی آن‌هاست و نسبت غنی‌شدگی عناصر خاکی نادر سبک به عناصر خاکی نادر سنگین به حدود 8 برابر می‌رسد؛ اگرچه ممکن است این مقدار در نگاه اول و در مقایسه با سنگ‌‌های فلسیک چندان محسوس نباشد. آنومالی منفی Eu در سنگ‌‌های فلسیک، از تبلور پلاژیوکلاز‌های کلسیم‌دارتر در مراحل قبل، یعنی تشکیل سنگ‌‌های گابرویی و دیوریتی ناشی شده است. در ضمن، غنی‌شدگی از عناصر خاکی نادر سبک در سنگ‌‌های فلسیک محسوس‌تر و بارزتر و با روند تفریق یافتگی بیشتر آن‌ها سازگار است.

(الف)

(ب)

شکل 9 - نمودار عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به کندریت (Nakamura, 1974)، برای: الف) نمونه‌‌های گابرویی و دیوریتی، ب) نمونه‌های گرانودیوریتی - گرانیتی و تونالیتی (نمادها مانند شکل 2).

شکل 10- نمودار عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، برای نمونه‌‌های سنگی مورد مطالعه. (نمادها مانند شکل 2).

شواهد اختلاط و آلایش ماگمایی

حضور مقدار درخور توجهی کوارتز در سنگ‌‌های گابرویی الیوین‌دار معرّف شرایط غیرتعادلی است. همچنین حضور مقدار زیادی بیوتیت در این سنگ‌‌ها می‌تواند یکی دیگر از شواهد آلایش ماگمایی باشد؛ اگرچه بخشی از بیوتیت‌‌ها ممکن است بر اثر متاسوماتیسم موضعی حاصل شده باشند (گوانجی، 1389).

در تودة نفوذی مورد مطالعه، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک زیادی حضور دارند که یکی از شواهد بارز اختلاط ماگمایی بین اعضای مافیک - حد واسط (گابرو - دیوریت) و اعضای فلسیک (گرانودیوریت - گرانیت) محسوب می‌شود. به عقیده Koglin و همکاران (2009) نسبت‌‌های Ce/Y و Zr/Y در طی تبلور تفریقی نسبتاً بدون تغییر و ثابت باقی می‌ماند، در حالی‌که تغییرات زیاد مقادیر این نسبت‌ها، معرَف درجات بالای آلایش پوسته‌ای است.

مقادیر Ce/Y و Zr/Y سنگ‌‌های مورد مطالعه به‌ترتیب شامل 7/0 تا 2 برای Ce/Y و 9/1 تا 3/7 برای Zr/Y است (قفاری، 1389). بنابراین، ماگماهای سازنده سنگ‌‌های مورد نظر تحت‌ﺗﺄثیر آلایش ماگمایی قرار گرفته‌اند.

همچنین به‌منظور تأیید نقش آلایش ماگمایی و تشخیص تغییرات درجه ذوب‌بخشی سنگ ﻣﻨﺸﺄ، از نمودار نسبت La/Yb در برابر Ce استفاده کرده‌ایم. به عقیده Hamer (2006)، وجود روند خطی بین مقادیر La/Yb و Ce می‌تواند نشان‌دهندة تغییر درجه ذوب‌بخشی در یک ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای مشابه و یا بیانگر اختلاط دو ماگمای تولید شده از ﻣﻨﺸﺄ غیر مشابه باشد. همان‌طور که در شکل 8 مشاهده می‌شود، روندی خطی بین نسبت La/Yb و Ce وجود دارد. بنابراین، اختلاط ماگمایی و تغییرات درجه ذوب‌بخشی بر اساس این نمودار نقش مهم و مؤثری در ایجاد سنگ‌‌های مورد مطالعه داشته‌اند.

همچنین، شواهد پتروگرافی، نسبت‎‌های عناصر کمیاب و ویژگی‌‌های ژئوشیمیایی حاکی از نقش اساسی و مؤثر تبلور تفریقی، آلایش و اختلاط ماگمایی در تکوین ماگما‌های سازنده توده گرانیتوییدی ظفرقند هستند. قطعیت بخشیدن به این نتایج، مستلزم دستیابی به داده‌های ایزوتوپی معتبر و دقیق است.

جایگاه تکتونیکی

با توجه به نمودار Rb در مقابل Ta+Yb (Pearce et al., 1984) (شکل 11- الف)، نمودار سه‌تایی Hf، Rb/30، Ta*3 (Harris et al., 1986)، رده‌بندی گرانیتویید‌ها از دیدگاه Maniar و Piccoli (1989) (قفاری، 1386) و نمودار Th/Hf در مقابل Ta/Hf (Gorton and Schandel, 2000) (شکل 11- ب)، توده گرانیتوییدی ظفرقند در محدوده VAG یا گرانیتویید‌های کمان آتشفشانی، کمان قاره‌ای (CAG) و حاشیه فعال قاره‌ای قرار می‌گیرد.

همچنین، با توجه به نمودار A/CNK در مقابل SiO₂ (Chappell and White, 2001)، نمونه‌‌های سنگی مورد مطالعه در محدوده گرانیتویید‌های نوع I قرار می‌گیرند(قفاری، 1388). این ویژگی‌‌ها بیانگر آن است که این توده گرانیتوییدی حاصل ذوب یک ورقه اقیانوسی فرورانده شده به زیر ورقه قاره‌ای است. این فرایند با ذوب یک خاستگاه مافیک با ترکیب آمفیبولیتی (ورقه اقیانوسی دگرگون شده تا حد آمفیبولبت)، یا منشأ گرفتن آن‌ها از ﻣﻨﺸﺄ آمفیبولیتی، به‌ویژه برای ترکیبات سنگی مافیک و حد واسط سازگار است (شکل‌های 12 و 13).

البته، با توجه به گرایش سنگ‌‌های فلسیک، به قرارگیری در قلمرو ﻣﻨﺸﺄیی متاگری‌وک‌ها به‌نظر می‌رسد مذاب‌های پوسته‌ای (حاصل از ذوب پوسته تحتانی) در تشکیل و تحول آن‌ها نقش درخور توجهی داشته است. غنی‌تر بودن سنگ‌‌های فلسیک از K₂O و Na₂O و عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) مؤید این امر است. به‌علاوه، ناهنجاری منفی Nb، Ti، Taو Pb و ناهنجاری مثبت Pb نیز از دیگر ویژگی‌های بارز سنگ‌‌های کمان‌های آتشفشانی حاشیه قاره‌هاست که در نمونه‌‌های مورد مطالعه دیده می‌شود (شکل 10).

(الف)

(ب)

شکل 11- الف) نمودار Rbدر مقابل Ta+Yb (Pearce et al., 1984)، برای تعیین جایگاه تکتونیکی توده گرانیتوییدی ظفرقند. نمونه‌‌های سنگی متعلق به توده گرانیتوییدی ظفرقند به‌طور کاملاً مشخص در محدوده گرانیتویید‌های کمان آتشفشانی واقع می‌شوند. ب)نمودار Th/Hf در مقابل Ta/Hf (Gorton and Schandel, 2000) برای تعیین محیط تکتونیکی و خاستگاه گرانیتوییدها. نمونه‌‌های سنگی متعلق به توده گرانیتوییدی ظفرقند در قلمرو حاشیه فعال قاره‌ای جای گرفته‌اند (نمادها مانند شکل 2).

طبق نظر Kocak و همکاران (2005) مقادیر پایین عناصر خاکی نادر سنگین و غنی‌شدگی از La و Ce در نمونه‌‌های مورد مطالعه، احتمال وجود گارنت در ﻣﻨﺸﺄ آن‌ها را تأیید می‌کند. ضریب توزیع این دو عنصر در گارنت بسیار کم است. چنانچه در محل ﻣﻨﺸﺄ گارنت وجود داشته باشد و ذوب‌بخشی انجام شود، ماگما نسبت به Ce و La غنی خواهد شد. بنابراین، ماگمای سازنده توده نفوذی ظفرقند (به‌ویژه برای ترکیبات مافیک - حد واسط) از عمق زیاد و خارج از محدوده پوسته قاره‌ای ﻣﻨﺸﺄ گرفته است.

شکل 12- تعیین نوع سنگ خاستگاه سنگ‌‌های آذرین نفوذی منطقه ظفرقند، با بهره‌گیری از نمودار‌های Whalen و همکاران (1987) (نمادها مانند شکل 2).

شکل 13- تعیین نوع سنگ ﻣﻨﺸﺄ سنگ‌‌های توده گرانیتوییدی ظفرقند با استفاده از نمودار مولار Al₂O₃/MgO+FeO^t در مقابل مولار CaO/MgO+FeO^t (Alther et al., 2002) (نمادها مانند شکل 2).

بنابراین، با توجه به آنچه ذکر شد، سنگ‌‌های گرانیتوییدی مورد مطالعه، حاصل تبلور تفریقی همراه با آلایش پوسته‌ای مذاب‌های ناشی از ذوب‌بخشی ورقه اقیانوسی فرورونده (متابازالت در حد آمفیبولیت) و پوسته قاره‌ای تحتانی (با ترکیب نزدیک به متاگریوک‌ها یا معادل‌های دما و فشار بالای آن‌ها) هستند، البته، نقش گوه گوشته‎ای واقع بر روی ورقه اقیانوسی فرورونده را که تا حدودی متاسوماتیسم شده، نیز نباید نادیده گرفت. با توجه به تاریخچه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه، ورقه اقیانوسی نئوتتیس و پوسته قاره‌ای ایران مرکزی در این تغییر و تحولات درگیر بوده‌اند. بررسی وضعیت گسل‌‌های موجود در منطقة مورد مطالعه نشان می‌دهد که گسل قم - زفره و شاخه‌‌های فرعی آن، مانند: گسل ماربین- رنگان، در فراهم کردن فضای مناسب برای صعود و جایگیری تودة نفوذی ظفرقند (گوانجی، 1389) و توده‌های نفوذی همجوار، همانند: نطنز، وش و قهرود نقش بارزی ایفا نموده‌اند.

نتیجه‌گیری

توده گرانیتوییدی ظفرقند، واقع در جنوب‌شرق اردستان، دارای طیف ترکیبی گابرو تا گرانیت است. علی‌رغم طیف ترکیبی به ظاهر پیوسته سنگ‌‌های سازنده این توده نفوذی، با توجه به مشاهدات صحرایی، پتروگرافی و رفتار ژئوشیمیایی سنگ‌‌های سازنده آن، توده گرانیتوییدی مورد نظر، یک فرایند جایگیری و تشکیل پنج مرحله‌ای را پشت سر گذاشته است که عبارتند از: (1) تشکیل و جایگیری دایک‌‌های نسل اول؛ (2) تفریق ماگمایی از گابرو تا کوارتزدیوریت؛ (3) تفریق از گرانودیوریت تا گرانیت؛ (4) تشکیل و جایگیری دایک‌‌های سین پلوتونیک یا دایک‌‌های نسل دوم، و (5) تشکیل و جایگیری تونالیت‌‌ها به‌صورت دایک، رگه و رگچه. شواهد صحرایی، ژئوشیمیایی و پتروگرافی حاکی از عملکرد و مشارکت فرایند‌های تبلور تفریقی، اختلاط ماگمایی و آلایش پوسته‌ای در طی تشکیل و تحول توده‏ گرانیتوییدی ظفرقند هستند. این توده گرانیتوییدی از نوع I است و دارای ماهیت کالک‌آلکالن و متاآلومین است. با توجه به نمودار‌‌های تمایز محیط تکتونیکی، توده گرانیتوییدی مذکور از نوع VAG و CAG بوده، در یک محیط حاشیه فعال قاره‌ای جای گرفته است. با توجه به شواهد صحرایی و موقعیت زمین‎شناسی منطقه، می‌توان گفت که توده گرانیتوییدی ظفرقند حاصل فعالیت‌های ماگمایی مرتبط با فرورانش ورقه اقیانوسی نئوتتیس به زیر ورقه قاره‌ای ایران مرکزی است. ماگمای سازنده این توده از ذوب ورقه فرورانده شده اقیانوسی نئوتتیس (و رسوبات همراه) که تا حد رخساره آمفیبولیت دگرگون شده‌اند، حاصل شده است. جایگزینی توده‌‌های آذرین مافیک - حد واسط در قاعده پوسته قاره‌ای با ذوب آن و تشکیل مذاب‌های فلسیک و اختلاط ماگمایی همراه بوده است.

References

امامی، م. ه.، خلعتبری‌جعفری. م. و وثوقی‌عابدینی، م. (1371) پلوتونیسم ترشیری منطقه اردستان (ایران مرکزی). فصل‌نامه علوم زمین 4: 2-14.

امینی، ب. و امینی‌چهرق، م. ر. (1382) نقشه زمین‌شناسی 100000: 1 کجان، ورقه 6555. انتشارات سازمان زمین‎شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

بهرامیان، ص. (1386) مطالعه پترولوژیکی و ژئوشیمیایی توده نفوذی بغم، شمال‌شرق اصفهان. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشکده علوم طبیعی، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه تبریز، آذربایجان شرقی، ایران.

جبّاری. ع.، قربانی، م.، کوپکه، ی.، ترابی، ق. و شیردشت‌زاده، ن. (1389) پتروگرافی و شیمی کانی‌‌های دایک‌‌های غرب برونی (جنوب‌غرب اردستان، ایران): شواهدی از اختلاط ماگمایی. مجله پترولوژی دانشگاه اصفهان 1(2): 17-30.

خلعتبری‌جعفری. م. (1371) پلوتونیسم ترشیری منطقه اردستان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران.

خلعتبری‌جعفری. م. و علایی‌مهابادی، س. (1377) نقشه زمین‌شناسی 100000: 1 نطنز. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

رادفر، ج. (1376) نقشه زمین‌شناسی 100000: 1 اردستان. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

صادقیان، م. (1383) پترولوژی، ژئوشیمی، متالوژنی و مکانیسم جایگزینی توده‌‌های گرانیتوییدی زاهدان. پایان‌نامه دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه تهران، تهران، ایران.

قفاری، م. (1389) پترولوژی و ژئوشیمی توده گرانیتوییدی جنوب ظفرقند (اردستان). پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران.

گوانجی، ن. (1389) بررسی مکانیسم جایگزینی توده گرانیتوییدی جنوب ظفرقند (اردستان) به وسیله روش AMS. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران.

لطیفی، ر. (1379) بررسی زمین‌شناسی و پترولوژی و ژئوشیمی توده‌‌های نفوذی جنوب و شمال‌غرب ظفرقند. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

محمدی. س. (1374) بررسی ولکانیسم ترشیری منطقه اردستان (ایران مرکزی). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران.

نصر اصفهانی، ع. و وهابی‌مقدم، ب. (1389) موقعیت تکتونیکی و ماگمایی رخنمون‌های فلسیک الیگوسن در جنوب اردستان (شمال شرق اصفهان). مجله پترولوژی دانشگاه اصفهان 1(2): 95- 108.

هنرمند، م.، مؤید، م.، جهانگیری، ا. و بهادران، ن. (1389) بررسی ویژگی‌‌های ژئوشیمیایی مجموعه نفوذی نطنز شمال اصفهان. مجله پترولوژی 1(3): 65- 88.

یگانه‌فر، ه.، و قربانی، م. ر. (1389) ژئوشیمى و پتروژنز سنگ‌هاى بازیک جنوب اردستان. بیست و نهمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97–1.96 Ga) in central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155: 69-97.

Altherr, R., Hall, A., Henger, E., Langer Kreuzer, H. (2002) High potassium, calc-alkaline I-type plutonism the Euro peanvariscides Northern Vosges (France) and Northern Schwarzwald (Germany). Lithos 50: 51-73.

Amidi, S. M. (1975) Contribution a ĺ etude stratigraphique, pétrologique et pétrochimique des roches magmatiques de la région Natanz-Nain-Surk (Iran Central). These université scientifique et médicale de Grenoble, France.

Asrat, A., Gleizes,G., Barbey, P. and Ayalew, D. (2003) Magma emplacement and mafic–felsic magma hybridization: structural evidence from the Pan-African Negash pluton, Northern Ethiopia. Journal of Structural Geology 25: 1451-1469.

Barbarin, B. (2005) Mafic magmatic enclaves and mafic rocks associated with some granitoids of the central Sierra Nevada batholith, California: nature, origin, and relations with the hosts. Lithos 80: 155– 177.

Brenan, J. M., Shaw, H. F., Reyerson, F. J. and Phinney, D. L. (1995) Mineral-aqueous Fluid partitioning of trace elements at 900 c and 2 Gpa: Constraints on the rare element chemistry of mantle and deep crustal fluids. Geochimica et Cosmochimica Acta 59: 3331-3350.

Chappell, B. W. (1999) Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractional haplogranites. Lithos 46: 535 - 551.

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

De La Roche, H., Leterrier, J., Grande Claude, P. and Marchal, M. )1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagrams and major element analyses - its relationship and current nomenclature. Chemical Geology 29: 183-210.

Debon, F. and Le Fort, P. (1983) A chemical-mineralogical classification of common plutonic rocks and associations. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 73: 135 -149.

Dokukina, K. A., Konilov, T. V. and, Vladimirov, V.G. (2010) Interaction between mafic and felsic magmas in subvolcanic environment (Tastau igneous complex, eastern Kazakhstan). Russian Geology and Geophysics 51: 625–643.

Foley, S. F., Barth, M. G. and Jenner, G. A. (2000) Rutile/melt partition coefficients for trace elements and an assessment of the influence of rutile on the trace element characteristics of subduction zone magmas. Geochimica and Cosmochimica Acta 64: 933-938.

Gorton, M. P. and Schanadel, E. S. (2000) From continetal to island arc: a geochemichal index of tectonic setting for arc related and within plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Haapala, I., Frindt, S. and Kandara, J. (2007) Cretaceous Gross Spitzkoppe and Klein Spitzkoppe stocks in Namibia: Topaz-bearing A-type granites related to continental rifting and mantle plume. Lithos 97: 174-192.

Hamer, R. E. (2006) The mathematics of geochronometry: Equations for use in regression calculations. National Physical Research Laboratory, Geochronology Division C. S. I. R., South Africa.

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

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: M. P., Coward and A. C., Reis (Eds): Collision tectonics. Geological Society of London, Special Publication 19: 67-81.

Kocak. K., Isik F., Arslan M., Zedef, V. (2005) Petrological and source region characteristics of ophiolitic hornblende gabbros from the Aksaray and Kayseri regions, Central Anatolian crystalline complex. Turkey 25: 883-891.

Koglin, N., Kostopoulos. D. and Reischmann, T. (2009) Geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of the Samothraki mafic suite, NE Greece: Trace-element, isotopic and zircon age constraints. Tectonophysics 473(1-2): 53-68.

Maniar, P. D. and Picooli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geolgical Socety of America Bulletin 101: 635-643.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic roks. An introduction to igneous petrology. Longman Group, U. K.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in The magma/igneous rock System. Earth-Sciences Reviews 37: 215–224.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE , Ba , Fe, Mg, Na , and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.

Nicholson, K. N., Black, P. M., Hoskin, P. W. O. and Smith, I. E. M. (2004) Silicic volcanism and back – arc extension related to migration of the late Cenozoic Australian - Pacific plate boundrary. Journal of Geothermal and Volcanological Research 131: 295-306.

Paterson, S. R., Pignotta, G. S. and Vernon, R. H. (2004) The significance of microgranitoid enclave shapes and orientations, Journal of Structural Geology 26: 1465-1481.

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

Pearce, J. A., Kempton, P. D., Nowell, G. M. and Noble, S. R. (1999) Hf-Nd elements and isotope perspective on the nature and provenance of mantle and subduction components in western Pacific arc-basin systems. Journal of Petrology 40: 1579-1611.

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

Pitcher, W. S. (1983) Granite type and tectonic environment. In: K. J. Hsu (Ed.): Mountain Building Processes. Academic Press, London, U. K.

Pitcher, W. S. (1993) The nature and origin of granite. Chapman Hall.

Pons, J., Barbey, P., Nachit, H. and Burg., J. P. (2006) Development of igneous layering during growth of pluton: The Tarc¸ouate Laccolith (Morocco). Tectonophysics 413: 271–286.

Price. R., Spandler, C., Arculu, R. and Reay, A. (2011) The Longwood Igneous Complex, Southland, New Zealand: A Permo-Jurassic, intra-oceanic, subduction-related, I-type batholithic complex, Lithos 126: 1–21.

Radfar, J., Alaee-Mahabadi, S., Emami, M.H. (1993). Geological map ofKashan, scale 1:100000,. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical, Copublished in USA with John Wiley and Sons Inc, New York, U. S.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. Their genesis, composition, classification and their relation to depsits. Thomas Murby and Co., London, U. K.

Stalder, R., Foley , S. F., Brey , G. P. and Horn, L. (1998) Mineral – aqueos fluid partitioning of trace elements at 900-1200 c and 3-5.7 Gpa: new experimental data for garnet , clinopyroxene, and rutile, and implications for mantle metasomatism. Geochimica et Cosmochimica Acta 62: 1781-1801.

Sun, S. S., and Mc Donough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. In: A.D., Saunders and M. J., Norry (Eds): Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, U. K. Special Publication 42: 313-345.

Whalen, J. B. and Currie, K. L. B. W. (1987) A-type granite: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contibutions to Mineralogy and Petrology 95: 407-419.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hyman Ltd., London, U. K.

Zahedi, M. and Amidi, S. M. (1975) 1:250000 geological map of Kashan. Geological Surevy of Iran, Tehran, Iran.

The petrogenesis of Zafarghand granitoid pluton (SE of Ardestan)

Full Text

References

Volume 2, Issue 6 - Serial Number 6
November 2011
Pages 47-70

Files

History

Share

How to cite

Statistics

The petrogenesis of Zafarghand granitoid pluton (SE of Ardestan)

Full Text

References

Volume 2, Issue 6 - Serial Number 6November 2011Pages 47-70

Files

History

Share

How to cite

Statistics

Volume 2, Issue 6 - Serial Number 6
November 2011
Pages 47-70