Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
2 Department of Mining Engineering, Isfahan University of Technology , Isfahan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
در دهههای اخیر، با پیشرفت چشمگیری که در زمینه روشهای تجزیه زمینشیمیایی روی داده است، از ترکیب کانیهای اصلی و فرعی سنگها برای بررسی سنگشناسی و تفسیر سنگزایی (پتروژنز) سنگها بهخوبی بهره گرفته میشود (Sepahi Garoo et al., 2012; Sarjoughian et al., 2015; Hosseini et al., 2016). Leterrier و همکاران (1982) بر پایه ترکیب شیمیایی اکسیدهای اصلی کانیهای فرومنیزین به بررسی سنگزایی و جایگاه زمینساختی ماگماهای بازالتی پرداختهاند. همچنین، Giacomini و همکاران (2007) و Molina و همکاران (2005) از تلفیق دادههای عناصر اصلی و کمیاب کانیها، دانستههای ارزشمندی درباره فرایندهای سازندة ماگماهای گوناگون بهدست آوردهاند. به باور برخی پژوهشگران (Molina et al., 2005; Jacamon and Larsen, 2009;)، با بررسی ترکیب شیمیایی کانیها تا اندازهای به سرشت ماگمای میزبان پی برده میشود. همچنین، دادههای تجزیه شیمیایی برخی کانیهای فرعی و کمیاب (مانند: تورمالین و گارنت) کاربرد بهسزایی در تفسیرهای سنگشناسی دارد. با بهکارگیری ترکیب شیمیایی کانیها، افزونبر شناسایی سری ماگمایی، به نوع پهنه زمینساختی، شرایط دمافشارسنجی و ژرفای پیدایش ماگما پی برده میشود. ارزیابی ژرفای جایگیری تودههای نفوذی دانستههای ارزشمندی درباره فرایندهای زمینساختی رویداده در پهنههای کوهزایی فراهم میکند (Zhang et al., 2006).
از بررسیهای علمی انجامشده روی این منطقه و مناطق کنار آن بررسیهای Amidi (1989)، Khoddami (1998)، Loqhmani Dastjerdi (2001) و Fazeli (2010) نام برده میشود.
کمبود شمار دادههای تجزیه شیمیایی پیشین برای کانیها و دربرنگرفتن گسترة ترکیبی سنگهای این منطقه (Loqhmani Dastjerdi, 2001) نگارندگان را بر آن داشت تا از دادههای تجزیهای فراگیرتر و بهروزترِ کانیهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و پیروکسن بهره بگیرند و به بررسی ویژگیهای ماگمای سازندة سنگهای توده گرانیتوییدی قلعه یغمش، پهنه زمینساختی، ارزیابی شرایط فشار – دمای تبلور و نیز ژرفای جایگیری توده گرانیتوییدی بپردازند.
زمینشناسی منطقه
منطقه قلعه یغمش بخشی از ناحیه سرو بالا است که در استان اصفهان و جنوب نایین جای دارد. در بخش باختری این ناحیه، بادزنهای آبرفتی بزرگ و تپههای کوچکی از سنگهای آتشفشانی دیده میشوند که به فرونشست گاوخونی میرسد (Amidi, 1989).
منطقه قلعه یغمش در نزدیکی پهنه گسلی نایین- سورک، با روند شمالباختری- جنوبخاوری جای دارد و بخشی از پهنه گسلی بزرگ نایین- دهشیر است (Amidi, 1989). کشیدگیِ بیرونزدگیِ بخشهای کناریِ منطقة بررسیشده نسبت به راستای گسل نایین- سورک نشان میدهد که گسلهای بزرگی که شاخههای فرعی گسل نایین- سورک بودهاند جداشدن این واحدهای سنگی از دشتهای کناری را در پی داشتهاند (Amidi, 1989). پراکندگی گسلهای رسم شده در منطقه بررسیشده نشان از گسترش سه دسته گسل با راستاهای شمالی- جنوبی، شمالخاوری- جنوبباختری و شمالباختری- جنوبخاوری دارد (شکل 1- B) (Nadimi، گفته شفاهی). برپایه شدت دگرریختیهای شکنندة گسلی در این منطقه و پراکندگیهای گوناگون و الگوی پراکندگی گسلها (که در برابر بالاآمدن سنگهای نفوذی گسترش معناداری ندارند) چنین برداشت میشود که سنگهای ماگمایی در هنگام جابجاییهای زمینساختی پیشین در زیر پوسته جای گرفتهاند، سپس جابجاییهای پایانی در منطقه، خردشدگی شدید زمینساختی و جایگرفتن آنها در بلندایی بالاتر از بخشهای پیرامون را در پی داشتهاند (Nadimi، گفته شفاهی). هیچ هاله دگرگونی در پیرامون توده آذرین درونی بهچشم نمیخورد. تنها برخی کانیهای توده آذرین درونی خردشدگی دارند. این پدیده نشاندهندة تأثیرگذاری جنبشهای زمینساختی بر بالاآمدن توده آذرین درونی در میان سنگهای آتشفشانی این منطقه است (Loqhmani Dastjerdi, 2001).
بررسیهای صحرایی
رخنمونهای درونی و بیرونی توده آذرین قلعه یغمش در کرانه بخش باختری استان یزد و در باختر منطقه سرو بالا جای داشته و گسترشی نزدیک به 50 کیلومتر مربع دارند. این منطقه میان طولهای جغرافیایی خاوری '0o53 تا ''18'8o53 و عرضهای جغرافیایی شمالی ''52'19o32 تا ''27'27o32 است (Amidi, 1989).
برپایه ردهبندی Aghanabati (1998)، این منطقه بخشی از بخش میانی پهنه ماگمایی ارومیه- دختر است (شکل 1- A). پهنه ماگمایی ارومیه- دختر در پی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی پدید آمده است. در منطقه بررسیشده، تودههای آذرین درونی با ترکیب دیوریت، کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت و گرانیت به سن الیگوسن (Amidi, 1989) و به شکل حلقویوار (کالدرا مانند) بررسی شدهاند. این سنگها درون سنگهای آتشفشانی (با ترکیب ریولیت و ریوداسیت) و سنگهای آذرآواری (از نوع توفآندزیتی، ریوداسیتی و ریولیتی به سن ائوسن) نفوذ کردهاند (شکلهای 1- B و 2- A) (Amidi, 1989). آندزیتها و ریولیتها حجم گستردهای از منطقه را دربرگرفتهاند. تونالیت و گرانودیوریت در بخش شمالی و کوارتزدیوریتها در بخش جنوبیِ توده آذرین درونی واقع شدهاند. در بخش مرکزی توده آذرین درونی در نقشه، واحد گرانیت شناسایی شد اما در نمونههای برداشتی از منطقه، این سنگها یافت نشدند. در بخش جنوبی منطقه، سنگهای کنگلومرا با سن نئوژن رخنمون دارند.
انکلاوها با ترکیب کوارتزدیوریت، بیضویشکل و با بزرگی 12ـ5 سانتیمتر درون تونالیت و گرانودیوریتهای بررسیشده یافت میشوند. این انکلاوها، در برابر سنگهای دربرگیرنده خود، دارای رنگ خاکستری تیرهتر و بافت ریزدانهتر هستند. برپایه Cobbing (2003) آنها از نوع انکلاوهای میکروگرانولار مافیک دانسته میشوند. مرز انکلاوها با سنگ میزبان خود آشکار است. هاله واکنشی میان آنها و سنگ دربرگیرندهشان دیده نمیشود و بهسختی از سنگ میزبان خود جدا میشوند (شکل 2-B ). برپایه Barbarin (1990)، این نوع از انکلاوها نشانة رخداد پدیده آمیزش ماگمایی دانسته میشوند و بیشتر پیامد تبلور ماگمایی مافیک هستند که به درون ماگمای فلسیک راه یافتهاند.
شکل 1- A) نقشه سادهشده پهنهبندی ساختاری ایران (Aghanabati, 1998)؛ B) نقشه زمینشناسی سادهشده منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) برپایه نقشه زمینشناسی 1:100000 سرو بالا (Amidi, 1989) با اندکی تغییرات
شکل 2- A) نفوذ تونالیت در میان داسیتها در منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)؛ B) انکلاو میکروگرانولار مافیک درون گرانودیوریتهای قلعه یغمش
روش انجام پژوهش
پس از بازدید و بررسی صحراییِ واحدهای گوناگون سنگی، به برداشت نمونه از آنها پرداخته شد. نمونهبرداری برپایه ویژگیهایی مانند اندازه دانهها، رنگ، کانیشناسی، دستنخوردگی و یا هوازدگی نمونهها انجام شد. از نمونههای برداشتشده، بیش از 50 مقطع نازک ساخته و سنگنگاری آنها زیر میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. برای بررسی ترکیب شیمیایی کانیها، از 8 نمونه از سنگهای آذرین درونی و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش مقطع نازک صیقلی ساخته شد. کانیها با دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی یا EPMA (مدل JXA-8230، با ولتاژ 15 کیلوالکترونولت) در گروه مهندسی زمینشناسیِ دانشگاه آنکارا (ترکیه) تجزیه شدند. این تجزیهها عبارتند از: 7 نمونه آمفیبول، 18 نمونه پلاژیوکلاز، 3 نمونه بیوتیت و 4 نمونه کلینوپیروکسن که از بخشهای گوناگون بلور کانیها انجام شدند. دادههای بهدستآمده برگزیده در جدولهای 1 تا 5 آورده شدهاند. در بررسی شیمی کانیها، از نرمافزار Minpet (نسخه 02/2) برای بهدستآوردن فرمول ساختاری، Fe2+و Fe3+ و عضوهای نهایی کانیها، ردهبندی کانیها و رسم نمودارهای گوناگون بهره گرفته شد. افزونبراین، نرم افزارCorel Presentation (نسخه 10) نیز برای رسم نمودار کانیها بهکار رفت.
سنگنگاری
(الف) سنگهای آذرین درونی:
از دیدگاه سنگشناسی طیفی از کوارتزدیوریت، تونالیت و گرانودیوریت در توده آذرین درونی منطقه قلعه یغمش دیده میشود. این سنگها بافت ریز (کوارتزدیوریت) تا متوسط (تونالیت و گرانودیوریت) دارند. پلاژیوکلاز، آمفیبول سبز، بیوتیت، کوارتز، ارتوکلاز و کلینوپیروکسن (تنها در کوارتزدیوریتها) از کانیهای اصلی این سنگها هستند. زیرکن خودشکل تا گردشده، آپاتیت منشوری تا سوزنی، تورمالین و کانیهای کدر از کانیهای فرعی بوده و کلریت، اپیدوت، سریسیت و کلسیت از کانیهای ثانویه هستند. بافت این سنگها بیشتر گرانولار، پورفیروییدی و پویکیلیتیک (poikilitic) است. از بافتهای دیگر، بافت آپلیتی، کاتاکلاستیک و ساروجی نام برده میشود. جدا از کوارتزدیوریت که در آن کلینوپیروکسن یافت میشود، کانیشناسی در بیشتر سنگهای دیگر توده آذرین درونی قلعه یغمش همانند یکدیگر است و تنها در درصد کانیها با یکدیگر متفاوت هستند. کوارتزدیوریت، در برابر تونالیت/گرانودیوریت، کوارتز و ارتوکلاز کمتر و کانیهای فرومنیزین بیشتری دارد.
(1) کوارتزدیوریت: پلاژیوکلاز با فراوانی بیش از 50 درصد حجمی، شکلدار تا نیمهشکلدار است و ماکل پلیسنتتیک و منطقهبندی دارد. برخی پلاژیوکلازها دگرسان شده و به سریسیت، کلسیت و اپیدوت تجزیه شدهاند. آمفیبول اصلیترین کانی مافیک این سنگها است و فراوانی 20 تا 30 درصد حجمی دارد. این کانی به دو صورت اولیه و ثانویه دیده میشود: آمفیبولهای اولیه بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار هستند و گاه به کلریت، اپیدوت و اکسید آهن تجزیه شدهاند. در برخی نمونهها، این کانی از اورالیتیشدن کلینوپیروکسن پدید آمده است. برخی آمفیبولها به خوردگی شیمیایی دچار شدهاند. بیوتیتها که با فراوانی 5 تا 10 درصد حجمی و بهصورت نیمهشکلدار و ثانویه دیده میشوند، گاه به کلریت و کانیهای کدر تجزیه شدهاند. کوارتزها بهصورت بیشکل، با فراوانی نزدیک به 5 تا 10 درصد حجمی و پرکننده فضاهای میان کانیهای دیگر هستند. ارتوکلاز یا به مقدار بسیار کم و یا اصلاً در این سنگها دیده نمیشود. در برخی کوارتزدیوریتها، کلینوپیروکسن شکلدار تا نیمهشکلدار بوده و فراوانی آن 20 تا 25 درصد حجمی کانیهای سازندة سنگ است. اورالیتیشدن و خوردگی شیمیایی نیز گاه در این کانی بهچشم میخورد (شکل 3- A).
شکل 3 تصویرهای سنگنگاری از گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نور XPL: A) بلور کلینوپیروکسن خوردهشده در کوارتزدیوریت که به کلسیت و کانی کدر تجزیه شده است؛ B) خوردگی در حاشیه کانی پلاژیوکلاز (تونالیت)؛ C) بافت تختهشطرنجی در پلاژیوکلاز که در آن بخشهای تیرهرنگ (آندزین)، در پی تأثیر فاز سدیمدار به بخشهای روشن (الیگوکلاز) تغییر کرده است؛ D) بیوتیت تجزیهشده به کلریت و کانی کدر با میانبار زیرکن و بافت گرانولار (تونالیت)؛ E) آمفیبول با خوردگی شیمیایی و بافت پویکیلیتیک بههمراه پدیده ریزدانهشدن کوارتز و پیدایش بافت کاتاکلاستیک (گرانودیوریت)؛ F) بافت پورفیروییدی در انکلاو (مخفف نام کانیها برپایه Whitney و Evans (2010) است: Cpx: کلینوپیروکسن؛ Cal: کلسیت؛ Opq: کانی کدر؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Ep: اپیدوت؛ Bt: بیوتیت؛ Chl: کلریت؛ Zrn: زیرکن؛ Amp: آمفیبول؛ Qz: کوارتز؛ And: آندزین؛ Oli: الیگوکلاز)
(2) تونالیت: پلاژیوکلاز بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار، دارای ماکل پلیسنتتیک و گاه دارای منطقه بندی است. فراوانی این کانی از 25 تا 30 درصد حجمی متغیر است و در پی دگرسانی بیشتر به کانیهای گروه میکا (سریسیت) و سوسوریت (کلسیت و اپیدوت) تجزیه شده است. برخی سریسیتها در پی تبلور دوباره جای خود را به مسکوویت دادهاند. کنارههای برخی بلورهای پلاژیوکلاز گردشدگی و خوردگی شیمیایی دارد (شکل 3- B). در برخی پلاژیوکلازها، خردشدگی و خمیدگیِ صفحه ماکل دیده میشود. بافت تخته شطرنجی گاه در برخی تونالیتها دیده میشود. در این بافت بخشهای تیرهرنگ، آندزین هستند و در پی تأثیر فاز سدیمدار به الیگوکلاز (بخشهای روشن) تغییر ترکیب دادهاند (Fazeli, 2017) (شکل 3-C). بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار آمفیبول دارای فراوانی 30 تا 40 درصد حجمی هستند. آمفیبولها به دو صورت اولیه و ثانویه هستند و گاه به کلریت و اپیدوت تجزیه شدهاند. کانیهای کدر از میانبارهای رایج درون این کانی هستند. گاه در کنارههای بلورهای آمفیبول خوردگی شیمیایی دیده میشود. کوارتز با فراوانی 20 تا 30 درصد حجمی بوده و گاه دارای خاموشی موجی، کنارههای خوردهشده و خوردگی خلیجی است. میانبارهای آپاتیتِ سوزنیشکل، پلاژیوکلاز و بیوتیت در این فاز دیده میشوند. برخی نمونهها دارای کوارتزهای ریز و درشت هستند که پیدایش بافت کاتاکلاستیک و ساروجی را در پی داشتهاند. فراوانی بلورهای شکلدار تا بیشکل بیوتیتها نزدیک به 10 درصد حجمی است. این کانی چندرنگی زرد تا سرخ مایل به قهوهای نشان میدهد. بیشتر بیوتیتها به کلریت و اکسیدهای آهن-تیتانیم تجزیه شدهاند و گاه دارای میانبارهای آپاتیت و زیرکن هستند (شکل 3- D). بلورهای نیمهشکلدار تا بیشکل ارتوکلاز فراوانی کمی دارند. در پی فرایند کائولینیتیشدن سطح این کانی کدر شده و در نور عادی دارای رنگ قهوهای مات است.
(3) گرانودیوریت: پلاژیوکلاز شکلدار تا نیمهشکلدار است و با فراوانی آن 30 تا 40 درصد حجمی یافت میشود. این کانی بیشتر دگرسان شده و بهویژه در بخش مرکزی بلورها به اپیدوت، سریسیت و کلسیت تبدیل شده است. منطقهبندی نیز از ویژگیهای دیگر این کانی است. بلورهای آمفیبول شکلدار تا نیمهشکلدار هستند و با فراوانی 15 تا 20 درصد حجمی یافت میشوند. خوردگی شیمیایی نیز در این کانی بهچشم میخورد. ماکل کارلسباد که گاه در آمفیبولها بهخوبی دیده میشود نشاندهندة اولیهبودن آن است (شکل 3- E). کوارتزها که بیشکل و گاه دارای خاموشی موجی هستند نزدیک به 20 تا 30 درصد حجمی این سنگها را میسازند. پدیده ریزدانهشدن در این کوارتزها بهچشم میخورد (شکل 3- E). ارتوکلاز بهصورت نیمهشکلدار تا بیشکل یافت میشود و دامنه فراوانی آنها از 10 تا 15 درصد است. سطوح برخی ارتوکلازها در پی تجزیه به مواد رسی غبارآلود دیده میشود. بیوتیت در این سنگها نیمهشکلدار و از نوع ثانویه است. این کانی بهرنگ قهوهای مایل به سرخ و با فراوانی 7 تا 10 درصد حجمی دیده میشود. تجزیه بیوتیتها آزادشدن اکسید آهن و پیدایش کلریت را در پی داشته است.
کانیهای فرعی: گرانیتوییدهای قلعه یغمش دارای کانیهای فرعی یکسانی هستند. در اینجا به بررسی میکروسکوپی آنها پرداخته میشود. بلورهای آپاتیت بهصورت منشورهای کوتاه، سوزنهای کوتاه و کشیده و گاه بهصورت تجمعاتی از بلورهای نیمهشکلدار هستند. میانبارهای این کانی در پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کوارتز یافت میشوند. زیرکن بیشتر بهصورت بلورهای شکلدار و کشیده دیده میشود. این کانی هم بهصورت جدا و هم بهصورت میانبارهایی درون پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت دیده میشود (شکل 3- D). در برخی نمونههای سنگهای گرانیتوییدی، تورمالین بهصورت بلورهای بیشکل و خورشیدیشکل (سوزنی) یافت میشود.
(ب) انکلاوهای میکروگرانولار مافیک:
قطعات سنگهای خارجی که توسط سنگهای دیگر در بر گرفته شدهاند، انکلاو نامیده میشوند (Didier and Barbarin, 1991). به باور Clarke (1992)، بیشتر سنگهای گرانیتوییدی دارای انکلاوهای میکروگرانولار مافیک هستند. برپایه Vernon (1990) و Barbarin (2005)، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک مجموعههای کانیایی مافیک، کمابیش ریزدانه، معمولاً بیضویشکل و دارای ساختارهای ریز تیپیک آذرین هستند. تونالیتها و گرانودیوریتها در منطقة بررسیشده دارای انکلاوهایی هستند که ترکیب کوارتزدیوریت دارند. بافت میکروگرانولار و پورفیروییدی از بافتهای غالب در آنهاست. جدا از اندازه، فراوانی و شکل متفاوت، اگرچه ترکیب انکلاوها کمابیش با ترکیب سنگ میزبان خود همسان است، کانیهای فرومنیزین (آمفیبول و بیوتیت) فراوانتری در آنها دیده میشود. فراوانترین کانیهای این سنگها پلاژیوکلاز و کانیهای فرومنیزین هستند. آمفیبول، در برابر بیوتیت، فراوانی بیشتری دارد. پلاژیوکلازها با فراوانی بیش از 50 درصد حجمی، بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار و دارای منطقهبندی و بهصورت کشیده یافت میشوند. در انکلاوهای با بافت پورفیروییدی، بلورهای درشت پلاژیوکلاز در میان بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کوارتز، با اندازه متوسط تا ریز جای گرفتهاند (شکل 3- F). این کانی گاه به سریسیت، اپیدوت و کلسیت تجزیه شده است. بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار آمفیبول، 30 تا 40 درصد حجم سنگ را در بر گرفتهاند. این کانیها گاه با کلریت و اپیدوت جایگزین شدهاند. بیوتیت بهصورت نیمهشکلدار و بیشکل و با فراوانی 5 تا 8 درصد حجمی دیده میشود. این کانی گاه جای خود را به کلریت و کانیهای کدر داده است. کوارتز با فراوانی کمتر از 7 درصد حجمی و بهصورت بیشکل، فضاهای خالی را پر کرده است. ارتوکلاز در انکلاوهای بررسیشده کمیاب است و یا اصلاً دیده نمیشود؛ اما در صورت وجود بهصورت فازهای میاندانهای و بیشکل یافت میشود. در برخی انکلاوها، کلینوپیروکسن فراوانی 15 تا 20 درصد حجمی دارد. زیرکن، آپاتیت، تورمالین و کانیهای کدر از فازهای فرعی هستند.
شیمی کانیها
پلاژیوکلاز: برپایه نمودار پیشنهادیِ Deer و همکاران (1992)، ترکیب پلاژیوکلازهای بررسیشده در گرانودیوریت دارای آنورتیت برابر با40/44-50/25 درصد مولی با گسترة ترکیبی الیگوکلاز تا لابرادوریت (بیشتر آندزین) است. در تونالیت، آنورتیتِ پلاژیوکلازها از 10/50 تا 10/43 درصد مولی است و در گسترة آندزین تا لابرادوریت (بیشتر آندزین) جای دارند. در کوارتزدیوریت، پلاژیوکلازها دارای 50/64-10/40 درصد مولی آنورتیت هستند و در گسترة آندزین تا لابرادوریت جای گرفتهاند. در انکلاوها پلاژیوکلاز دارای 20/54-30/29 درصد مولی آنورتیت است و ترکیب آن در گسترة آندزین تا لابرادوریت (بهطور اصلی آندزین) است (جدول 1؛ شکل 4- A). دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی از لبه بلورهای پلاژیوکلازها تا لبه دیگر آنها نشاندهندة منطقهبندی نوسانی در برخی از آنهاست (جدول 2؛ شکل 4- B). منطقهبندی نوسانی که نشانه نبود تعادل است در پی آمیزش ماگمایی روی میدهد (Shelley, 1993).
جدول 1- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلازهای برگزیدة گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، بههمراه فرمول ساختاری و اعضای نهایی بهدستآمده برپایه 8 اتم اکسیژن
|
Rock type |
Quartzdiorite |
Tonalite |
Granodiorite |
MME* (Quartzdiorite) |
||||||||||||
|
SiO2 |
57.33 |
57.35 |
53.87 |
51.92 |
57.85 |
55.24 |
56.89 |
58.07 |
59.41 |
61.48 |
56.99 |
56.66 |
54.93 |
53.75 |
60.02 |
56.23 |
|
Al2O3 |
26.14 |
26.65 |
28.54 |
30.44 |
26.12 |
27.41 |
26.49 |
25.75 |
25.13 |
23.72 |
27.33 |
26.80 |
27.41 |
28.78 |
24.17 |
26.79 |
|
FeO* |
0.34 |
0.41 |
0.35 |
0.37 |
0.34 |
0.33 |
0.32 |
0.33 |
0.19 |
0.24 |
0.27 |
0.27 |
0.30 |
0.28 |
0.26 |
0.28 |
|
BaO |
0.03 |
0.00 |
0.03 |
0.02 |
0.08 |
0.00 |
0.06 |
0.01 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.10 |
0.09 |
0.00 |
0.06 |
|
CaO |
8.50 |
9.05 |
11.16 |
12.86 |
8.67 |
10.43 |
9.25 |
8.77 |
6.91 |
5.22 |
8.62 |
9.17 |
10.58 |
11.97 |
6.85 |
9.80 |
|
Na2O |
6.48 |
6.22 |
4.91 |
3.79 |
6.03 |
5.53 |
6.07 |
6.05 |
7.14 |
8.16 |
6.08 |
6.17 |
6.20 |
5.35 |
8.41 |
6.65 |
|
K2O |
0.38 |
0.35 |
0.24 |
0.18 |
0.42 |
0.30 |
0.35 |
0.42 |
0.37 |
0.41 |
0.20 |
0.24 |
0.63 |
0.37 |
1.12 |
0.71 |
|
Total |
99.20 |
100.03 |
99.10 |
99.58 |
99.51 |
99.24 |
99.43 |
99.40 |
99.20 |
99.23 |
99.49 |
99.34 |
100.15 |
100.59 |
100.83 |
100.52 |
|
Si |
2.59 |
2.58 |
2.46 |
2.37 |
2.61 |
2.51 |
2.57 |
2.62 |
2.67 |
2.75 |
2.56 |
2.56 |
2.49 |
2.43 |
2.68 |
2.53 |
|
Al |
1.39 |
1.41 |
1.53 |
1.63 |
1.39 |
1.47 |
1.41 |
1.37 |
1.33 |
1.25 |
1.45 |
1.43 |
1.46 |
1.53 |
1.27 |
1.42 |
|
Fe2+ |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Fe3+ |
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 |
|
Ba |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.51 |
0.58 |
0.33 |
0.47 |
|
Ca |
0.41 |
0.44 |
0.55 |
0.63 |
0.42 |
0.51 |
0.45 |
0.42 |
0.33 |
0.25 |
0.42 |
0.44 |
0.55 |
0.47 |
0.73 |
0.58 |
|
Na |
0.57 |
0.54 |
0.43 |
0.34 |
0.53 |
0.49 |
0.53 |
0.53 |
0.62 |
0.71 |
0.53 |
0.54 |
0.04 |
0.02 |
0.06 |
0.04 |
|
K |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
5.07 |
5.05 |
5.08 |
5.06 |
|
Cations |
5.01 |
5.00 |
5.00 |
4.99 |
4.98 |
5.01 |
5.00 |
4.97 |
4.99 |
4.99 |
4.98 |
5.00 |
2.49 |
2.43 |
2.68 |
2.53 |
|
Albite |
56.70 |
54.30 |
43.70 |
34.40 |
54.40 |
48.20 |
53.20 |
54.10 |
63.70 |
72.20 |
55.40 |
54.20 |
49.80 |
43.80 |
65.00 |
53.10 |
|
Anorthite |
41.10 |
43.70 |
54.90 |
64.50 |
43.10 |
50.10 |
44.80 |
43.40 |
34.10 |
25.50 |
43.50 |
44.40 |
46.90 |
54.20 |
29.30 |
43.20 |
|
Orthoclase |
2.20 |
2.00 |
1.40 |
1.00 |
2.50 |
1.70 |
2.00 |
2.50 |
2.20 |
2.30 |
1.10 |
1.40 |
3.30 |
2.00 |
5.70 |
3.70 |
|
Name |
And** |
And |
Lab* |
Lab |
And |
Lab |
And |
And |
And |
Oli* |
And |
And |
And |
Lab |
And |
And |
*MME: Mafic Microgranular Enclave; **And: andesine, Lab: labradore, Oli: oligoclase
شکل 4- ترکیب پلاژیوکلازها در سنگهای آذرین درونی قلعه یغمش (باختر استان یزد) در: A) نمودار ردهبندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار نشاندهندة منطقهبندی پلاژیوکلاز در تونالیت (فراوانی آنورتیت از یک لبه تا لبه دیگر بلور فلدسپار تغییر نوسانی دارد)
جدول 2- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلازهای تونالیتِ منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) (نمونه Gh46)، بههمراه فرمول ساختاری و اعضای نهایی بهدستآمده برپایه 8 اتم اکسیژن
|
Location |
Rim |
|
|
|
|
Core |
|
Rim |
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
56.42 |
58.48 |
56.46 |
56.93 |
56.47 |
56.16 |
55.46 |
57.75 |
54.94 |
56.61 |
56.35 |
56.83 |
59.63 |
|
Al2O3 |
27.37 |
26.13 |
26.93 |
26.93 |
27.29 |
27.58 |
28.18 |
26.67 |
29.09 |
27.47 |
27.79 |
27.36 |
25.32 |
|
FeO* |
0.27 |
0.15 |
0.20 |
0.33 |
0.36 |
0.26 |
0.33 |
0.26 |
0.30 |
0.31 |
0.56 |
0.40 |
0.19 |
|
BaO |
0.07 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.05 |
0.02 |
0.03 |
|
CaO |
9.01 |
8.30 |
9.42 |
8.84 |
8.84 |
9.23 |
9.59 |
7.35 |
10.10 |
8.86 |
9.08 |
8.06 |
6.43 |
|
Na2O |
6.11 |
6.26 |
5.93 |
6.17 |
6.02 |
5.66 |
5.54 |
6.29 |
5.23 |
6.23 |
5.84 |
6.25 |
7.83 |
|
K2O |
0.24 |
0.24 |
0.21 |
0.26 |
0.20 |
0.20 |
0.19 |
0.68 |
0.16 |
0.26 |
0.20 |
0.22 |
0.41 |
|
Total |
99.49 |
99.56 |
99.16 |
99.47 |
99.18 |
99.11 |
99.32 |
99.00 |
99.82 |
99.79 |
99.87 |
99.14 |
99.84 |
|
Si |
2.55 |
2.62 |
2.56 |
2.57 |
2.55 |
2.54 |
2.51 |
2.48 |
2.55 |
2.54 |
2.57 |
2.67 |
2.67 |
|
Al |
1.46 |
1.38 |
1.44 |
1.43 |
1.45 |
1.47 |
1.50 |
1.54 |
1.46 |
1.47 |
1.46 |
1.33 |
1.33 |
|
Fe2+ |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
|
Fe3+ |
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 |
|
Ba |
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 |
0.44 |
0.40 |
0.46 |
0.43 |
0.43 |
0.45 |
0.47 |
0.49 |
0.43 |
0.44 |
0.39 |
0.31 |
0.31 |
|
Na |
0.54 |
0.54 |
0.52 |
0.54 |
0.53 |
0.50 |
0.49 |
0.46 |
0.54 |
0.51 |
0.55 |
0.68 |
0.68 |
|
K |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
|
Cations |
5.00 |
4.97 |
4.99 |
4.99 |
4.99 |
4.98 |
4.99 |
4.98 |
5.00 |
4.99 |
4.99 |
5.02 |
5.02 |
|
Albite |
54.30 |
56.80 |
52.60 |
55.00 |
54.50 |
52.00 |
50.50 |
47.90 |
55.20 |
53.10 |
57.60 |
67.20 |
67.20 |
|
Anorthite |
44.30 |
41.70 |
46.20 |
43.50 |
44.20 |
46.80 |
48.30 |
51.20 |
43.30 |
45.70 |
41.10 |
30.50 |
30.50 |
|
Orthoclase |
1.40 |
1.50 |
1.20 |
1.50 |
1.20 |
1.30 |
1.10 |
0.90 |
1.50 |
1.10 |
1.40 |
2.30 |
2.30 |
|
XAn |
0.44 |
0.42 |
0.46 |
0.44 |
0.44 |
0.47 |
0.48 |
0.51 |
0.43 |
0.46 |
0.41 |
0.31 |
0.31 |
|
XOr |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
|
Name |
And* |
And |
And |
And |
And |
And |
And |
And |
And |
And |
And |
And |
And |
*And: andesine
آمفیبول: برپایه Leake و همکاران (1997)، آمفیبولهای بررسیشده با 1≤(Ca+Na)B و 1.5<CaB از گروه آمفیبولهای کلسیک هستند. در ردهبندی Leake و همکاران (1997)، این آمفیبولها در زیرگروه منیزیوهورنبلند جای دارند (جدول 3؛ شکل 5).
|
شکل 5- ترکیب آمفیبولهایِ گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار ردهبندی آمفیبولها برپایه Leake و همکاران (1997)
|
جدول 3- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی برای آمفیبولهای برگزیدة گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، بههمراه فرمول ساختاری بهدستآمده برپایه 23 اتم اکسیژن
|
Rock type |
Quartzdiorite |
Tonalite |
Granodiorite |
MME (Quartzdiorite) |
||||||||||||
|
SiO2 |
47.89 |
48.05 |
47.59 |
48.78 |
47.74 |
47.78 |
47.93 |
47.52 |
48.08 |
48.86 |
48.66 |
47.61 |
46.89 |
47.93 |
46.75 |
47.19 |
|
TiO2 |
1.37 |
1.51 |
1.36 |
1.26 |
1.48 |
1.35 |
1.36 |
1.36 |
1.44 |
1.28 |
1.33 |
1.52 |
1.89 |
1.69 |
2.23 |
1.94 |
|
Al2O3 |
5.59 |
5.77 |
5.88 |
5.20 |
5.54 |
5.46 |
5.44 |
5.55 |
5.58 |
5.22 |
5.22 |
5.64 |
6.37 |
5.07 |
5.99 |
5.81 |
|
Cr2O3 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.07 |
0.00 |
0.01 |
0.03 |
|
FeO* |
11.90 |
11.18 |
11.61 |
11.46 |
12.54 |
12.06 |
12.40 |
12.64 |
14.35 |
13.70 |
13.20 |
14.15 |
12.7 |
13.29 |
13.66 |
13.2 |
|
MnO |
0.26 |
0.25 |
0.28 |
0.32 |
0.22 |
0.21 |
0.29 |
14.36 |
0.29 |
0.34 |
0.28 |
0.29 |
0.43 |
0.51 |
0.41 |
0.45 |
|
MgO |
15.20 |
15.23 |
15.36 |
15.70 |
14.89 |
14.79 |
14.82 |
0.25 |
13.93 |
14.34 |
14.20 |
13.79 |
16.58 |
16.99 |
16.27 |
16.66 |
|
CaO |
10.91 |
11.22 |
11.17 |
10.80 |
11.20 |
11.23 |
11.18 |
11.34 |
10.24 |
10.69 |
10.34 |
10.56 |
11.54 |
10.89 |
10.96 |
11.13 |
|
Na2O |
1.05 |
1.17 |
1.22 |
1.00 |
1.16 |
1.12 |
1.13 |
1.24 |
1.45 |
1.32 |
1.43 |
1.49 |
1.29 |
1.32 |
1.53 |
1.38 |
|
K2O |
0.39 |
0.41 |
0.36 |
0.29 |
0.43 |
0.45 |
0.36 |
0.44 |
0.50 |
0.43 |
0.52 |
0.48 |
0.64 |
0.67 |
0.80 |
0.70 |
|
H20 |
1.78 |
1.79 |
1.78 |
1.79 |
1.78 |
1.77 |
1.78 |
1.77 |
1.78 |
1.79 |
1.78 |
1.78 |
1.83 |
1.84 |
1.83 |
1.83 |
|
Total |
96.34 |
96.58 |
96.61 |
96.60 |
96.98 |
96.22 |
96.69 |
96.47 |
97.64 |
97.97 |
96.96 |
97.31 |
100.16 |
100.2 |
100.43 |
100.29 |
|
Si |
7.05 |
7.08 |
7.00 |
7.12 |
7.03 |
7.09 |
7.07 |
7.08 |
7.04 |
7.13 |
7.17 |
7.03 |
6.66 |
6.77 |
6.64 |
6.69 |
|
Ti |
0.15 |
0.17 |
0.15 |
0.14 |
0.16 |
0.15 |
0.15 |
0.15 |
0.16 |
0.14 |
0.15 |
0.17 |
0.20 |
0.18 |
0.24 |
0.21 |
|
AlIV |
0.95 |
0.92 |
1.00 |
0.88 |
0.96 |
0.91 |
0.93 |
0.92 |
0.96 |
0.87 |
0.83 |
0.97 |
1.07 |
0.84 |
1.00 |
0.97 |
|
AlVI |
0.02 |
0.08 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.05 |
0.02 |
0.05 |
0.01 |
0.03 |
0.07 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2+ |
0.65 |
0.82 |
0.68 |
0.51 |
0.85 |
0.93 |
0.86 |
1.07 |
0.84 |
0.91 |
0.93 |
0.99 |
0.28 |
0.09 |
0.29 |
0.20 |
|
Fe3+ |
0.82 |
0.55 |
0.75 |
0.89 |
0.70 |
0.57 |
0.68 |
0.51 |
0.92 |
0.77 |
0.69 |
0.76 |
1.23 |
1.48 |
1.34 |
1.36 |
|
Mn |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.05 |
|
Mg |
3.33 |
3.35 |
3.37 |
3.41 |
3.27 |
3.27 |
3.26 |
3.19 |
3.04 |
3.12 |
3.12 |
3.04 |
3.51 |
3.58 |
3.45 |
3.52 |
|
Ca |
1.72 |
1.77 |
1.76 |
1.69 |
1.77 |
1.79 |
1.77 |
1.81 |
1.61 |
1.67 |
1.63 |
1.67 |
1.76 |
1.65 |
1.67 |
1.69 |
|
Na |
0.30 |
0.33 |
0.35 |
0.28 |
0.33 |
0.32 |
0.32 |
0.36 |
0.41 |
0.37 |
0.41 |
0.43 |
0.36 |
0.36 |
0.42 |
0.38 |
|
K |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
0.05 |
0.08 |
0.09 |
0.07 |
0.08 |
0.09 |
0.08 |
0.10 |
0.09 |
0.12 |
0.12 |
0.15 |
0.13 |
|
Cations |
15.093 |
15.182 |
15.175 |
15.025 |
15.180 |
15.194 |
15.159 |
15.251 |
15.112 |
15.125 |
15.138 |
15.187 |
15.226 |
15.13 |
15.235 |
15.195 |
|
Mg/(Mg+Fe2+) |
0.84 |
0.80 |
0.83 |
0.87 |
0.79 |
0.78 |
0.79 |
0.75 |
0.78 |
0.78 |
0.77 |
0.75 |
0.93 |
0.98 |
0.92 |
0.95 |
|
Fe*/(Fe*+Mg) |
0.31 |
0.29 |
0.30 |
0.29 |
0.32 |
0.31 |
0.32 |
0.33 |
0.37 |
0.35 |
0.34 |
0.37 |
0.30 |
0.31 |
0.32 |
0.31 |
|
Fe2+/(Fe2++Mg) |
0.16 |
0.20 |
0.17 |
0.13 |
0.21 |
0.22 |
0.21 |
0.25 |
0.22 |
0.22 |
0.23 |
0.25 |
0.07 |
0.02 |
0.08 |
0.05 |
|
Altotal |
0.97 |
1.00 |
1.02 |
0.89 |
0.96 |
0.96 |
0.95 |
0.97 |
0.96 |
0.90 |
0.91 |
0.98 |
1.07 |
0.84 |
1.00 |
0.97 |
|
Name |
Mg-hb* |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
Mg-hb |
*Mg-hb: Magnesio-hornblende
بیوتیت: دادههایتجزیه ریزکاو الکترونی بیوتیتهای موجود در تونالیت، در جدول 4 آورده شدهاند.سنگهای آذرین درونی و انکلاوهای بررسیشده بیوتیت اولیه ندارند و تنها تونالیت دارای بیوتیت اولیه است.
جدول 4- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی برای بیوتیتهای برگزیدة تونالیتهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، بههمراه فرمول ساختاری بهدستآمده برپایه 22 اتم اکسیژن
|
Rock type |
Tonalite |
||
|
SiO2 |
37.40 |
36.41 |
36.17 |
|
TiO2 |
3.59 |
4.41 |
4.25 |
|
Al2O3 |
11.05 |
12.37 |
11.96 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
FeO |
16.96 |
16.28 |
15.53 |
|
MnO |
0.30 |
0.25 |
0.26 |
|
MgO |
12.52 |
12.68 |
13.11 |
|
CaO |
0.10 |
0.00 |
0.02 |
|
Na2O |
0.11 |
0.10 |
0.10 |
|
K2O |
8.05 |
8.81 |
8.80 |
|
H2O |
3.35 |
3.38 |
3.35 |
|
Total |
93.43 |
94.69 |
93.55 |
|
Si |
5.51 |
5.30 |
5.32 |
|
AlIV |
1.92 |
2.12 |
2.07 |
|
AlVI |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ti |
0.40 |
0.48 |
0.47 |
|
Fe3+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2+ |
2.09 |
1.98 |
1.91 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
|
Mg |
2.75 |
2.75 |
2.88 |
|
Ca |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
|
Na |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
|
K |
1.51 |
1.64 |
1.65 |
|
Cations |
14.26 |
14.34 |
14.37 |
|
Fe2+/(Fe2++Mg) |
0.43 |
0.42 |
0.40 |
|
Mg/(Fe2++Mg) |
0.57 |
0.58 |
0.60 |
برای شناسایی نوع میکا در تونالیتهای منطقه از نمودار Rieder و همکاران (1998) بهره گرفته شد که برپایه دو فاکتور Si و Fe# رسم شده است. نسبت 33/0=Fe2+/Fe2++Mg جداکنندة بیوتیت از فلوگوپیت است (شکل 6). همانگونهکه در این شکل دیده میشود، میکاهای منطقه از نوع بیوتیت هستند.
شکل 6- رده بندی بیوتیتها در تونالیت منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) برپایه نمودار Si در برابر Fe2+/Fe2++Mg (Rieder et al., 1998)
کلینوپیروکسن: نمونههای کلینوپیروکسن کوارتزدیوریت و انکلاوهای با ترکیب کوارتزدیوریت در نمودار Q-J، در بخش پیروکسنهای Quad جای میگیرند (شکل 7- A). نمونههایی که در بخش Quad جای گرفتهاند در نمودارWo-En-Fs ردهبندی میشوند. این نمودار برپایه نسبتهای اتمی Ca، Fe (Fe2++Fe3++Mn) و Mg است (Morimoto, 1989). ترکیب کلینوپیروکسنِ کوارتزدیوریتهای بررسیشده از نوع اوژیت و کلینوپیروکسنِ انکلاوها از نوع اوژیت تا دیوپسید است (جدول 5؛ شکل 7- B).
جدول 5- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی برای پیروکسنهای برگزیدة کوارتزدیوریتها و انکلاوها (با ترکیب کوارتزدیوریت) منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، بههمراه فرمول ساختاری و اعضای نهایی بهدستآمده برپایه 6 اتم اکسیژن
|
Rock type |
Quartzdiorite |
MME (Quartzdiorite) |
||||||||
|
SiO2 |
51.86 |
51.57 |
50.59 |
52.10 |
51.23 |
51.88 |
52.71 |
52.96 |
52.89 |
52.84 |
|
TiO2 |
0.44 |
0.60 |
0.62 |
0.45 |
0.42 |
0.49 |
0.15 |
0.19 |
0.21 |
0.19 |
|
Al2O3 |
2.12 |
1.89 |
3.52 |
1.33 |
1.68 |
2.13 |
0.74 |
0.73 |
0.77 |
0.76 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.05 |
0.06 |
0.02 |
|
FeO* |
9.81 |
10.52 |
10.06 |
10.30 |
10.96 |
9.82 |
9.10 |
9.20 |
9.00 |
8.73 |
|
MnO |
0.38 |
0.44 |
0.33 |
0.40 |
0.41 |
0.35 |
0.33 |
0.34 |
0.33 |
0.38 |
|
MgO |
14.69 |
14.46 |
13.85 |
14.32 |
14.25 |
15.51 |
14.05 |
14.17 |
14.14 |
14.20 |
|
CaO |
19.92 |
20.09 |
20.31 |
19.94 |
19.85 |
19.02 |
22.28 |
22.04 |
22.06 |
21.89 |
|
Na2O |
0.22 |
0.23 |
0.24 |
0.28 |
0.29 |
0.17 |
0.20 |
0.25 |
0.20 |
0.25 |
|
K2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
NiO |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.04 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
|
Total |
99.46 |
99.84 |
99.52 |
99.16 |
99.11 |
99.44 |
99.57 |
99.93 |
99.66 |
99.28 |
|
Si |
1.94 |
1.93 |
1.90 |
1.96 |
1.93 |
1.94 |
1.97 |
1.98 |
1.98 |
1.98 |
|
Ti |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
AlIV |
0.06 |
0.07 |
0.11 |
0.04 |
0.07 |
0.06 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
|
AlVI |
0.03 |
0.01 |
0.05 |
0.02 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2+ |
0.29 |
0.29 |
0.28 |
0.31 |
0.29 |
0.29 |
0.26 |
0.27 |
0.27 |
0.27 |
|
Fe3+ |
0.02 |
0.04 |
0.04 |
0.01 |
0.06 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
|
Mn |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Mg |
0.82 |
0.81 |
0.77 |
0.80 |
0.80 |
0.86 |
0.78 |
0.79 |
0.79 |
0.79 |
|
Ca |
0.80 |
0.81 |
0.82 |
0.80 |
0.80 |
0.76 |
0.89 |
0.88 |
0.88 |
0.88 |
|
Na |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ni |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Cations |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
|
Wollastonite |
41.23 |
41.19 |
42.58 |
41.35 |
40.88 |
39.18 |
45.29 |
44.79 |
45.00 |
44.89 |
|
Enstatite |
42.30 |
41.26 |
40.41 |
41.32 |
40.83 |
44.46 |
39.74 |
40.07 |
40.14 |
40.52 |
|
Ferrosilite |
16.47 |
17.55 |
17.01 |
17.33 |
18.29 |
16.36 |
14.97 |
15.14 |
14.86 |
14.59 |
|
AlIV+Na |
0.075 |
0.089 |
0.122 |
0.059 |
0.090 |
0.075 |
0.041 |
0.042 |
0.036 |
0.036 |
|
AlVI+2Ti+Cr |
0.083 |
0.107 |
0.139 |
0.065 |
0.093 |
0.091 |
0.034 |
0.035 |
0.035 |
0.029 |
|
XPT |
40.70 |
40.77 |
40.74 |
40.59 |
40.51 |
40.57 |
41.03 |
41.14 |
41.04 |
40.88 |
|
YPT |
-27.26 |
-26.66 |
-26.70 |
-26.75 |
-26.29 |
-27.51 |
-27.59 |
-27.65 |
-27.67 |
-27.75 |
|
F1 |
-0.80 |
-0.82 |
-0.81 |
-0.81 |
-0.80 |
-0.78 |
-0.83 |
-0.83 |
-0.83 |
-0.83 |
|
F2 |
-2.48 |
-2.48 |
-2.45 |
-2.48 |
-2.45 |
-2.49 |
-2.43 |
-2.45 |
-2.45 |
-2.45 |
|
Name |
augite |
augite |
augite |
augite |
augite |
augite |
augite-diopside |
augite-diopside |
augite-diopside |
augite-diopside |
شکل 7- ترکیب کلینوپیروکسنها در سنگهای گرانیتوییدی منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در: A) نمودار Q-J (Morimoto, 1989)؛ B) نمودار سهتایی En-Wo-Fs (Morimoto, 1989) (Q=Ca+Mg+Fe2+؛ J=2Na±R3+؛R3+= Al, Fe3+, Cr3+, Sc3+)
ارزیابی فوگاسیته اکسیژن
(الف) برپایه ترکیب آمفیبول: میزان فوگاسیته یک ماگما به پهنه زمینساختی بستگی دارد که ماگما در آن پدید آمده است. ماگمایی که در مرز صفحههای همگرا پدید میآید دارای فوگاسیته اکسیژن بالایی است و Mg و Fe3+ بالایی دارد (Ewart, 1979). برپایه ردهبندی Anderson و Smith (1995)، مقدار Fe# میان صفر تا 6/0 نشاندهندة فوگاسیته بالای اکسیژن، مقدار 6/0 تا 8/0 نشاندهندة فوگاسیته متوسط اکسیژن و مقدار 8/0 تا 1 نشاندهندة فوگاسیته کم اکسیژن است. مقدار Fe# در آمفیبولهای بررسیشده 02/0 تا 25/0 بوده و نشاندهندة فوگاسیته بالای اکسیژن است. به باور Anderson و Smith (1995) آمفیبول با ترکیب AlIV>0.75 و Fetotal/Fetotal+Mg>0.3 برای ارزیابی فوگاسیته اکسیژن کارامد است. آمفیبولهای بررسیشده در نمودار AlIV در برابر Fe*/Fe*+Mg (شکل 8) در گستره فوگاسیته بالای اکسیژن جای میگیرند.
شکل 8- نمونههای آمفیبول در سنگهای گرانیتوییدی منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار پیشنهادیِ Anderson و Smith (1995)
(ب) برپایه ترکیب بیوتیت: ترکیب بیوتیتهای ماگمایی از بیوتیتهای دگرسانی متفاوت است. ساختار بیوتیتهای ماگمایی (اولیه)، در برابر بیوتیتهای ثانویه، آهن و تیتانیم بیشتری دارد؛ اما در بیوتیتهای دگرسانی مقدار منیزیم بیشتر است (Deer et al., 1992). روند غنیشدگی از Fe2+ یا Mg در میکاها به فوگاسیته اکسیژن در هنگام تبلور بستگی دارد. بهاینصورت که میکاهای سرشار از Mg در شرایط اکسیدان و در پی فراوانی مگنتیت و میکاهای سرشار ازFe2+ در شرایط احیاء و بهدنبال آن کمیاببودن مگنتیت پدید میآیند (Deer et al., 1992). بیوتیتهای بررسیشده در تونالیت، دارای MgO بالا و میزان Mg/Mg+Fe+Mn از 56/0 تا 60/0 هستند. ازاینرو، برپایه بررسیهای Wones و Eugster (1965) و Castro و Stephen (1992)، در هنگام تبلور بیوتیت در تونالیتها شرایط اکسیدان بوده است.
(پ) برپایه ترکیب کلینوپیروکسن: برای ارزیابی فوگاسیته اکسیژن ماگما در محیط تبلور کلینوپیروکسن، نمودار AlVI+2Ti+Cr در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1979) بهکار برده شد (شکل 9).
شکل 9- تعیین فوگاسیتهی اکسیژن در محیط پیدایش کلینوپیروکسنهای منطقه قلعه یغمش بر روی نمودار Na+AlVI در برابر AlIV+2Ti+Cr پیشنهادیِ Schweitzer و همکاران (1979)
برپایه این نمودار میزان آهن سه ظرفیتی پیروکسنها از فوگاسیته اکسیژن محیط پیدایش آنها پیروی میکند و جایگرفتن نمونهها در بالا یا زیر خط Fe3+=0 نشانة بالا یا پایینبودن فوگاسیته اکسیژن در محیط پیدایش پیروکسنهاست. برپایه این شکل، کوارتزدیوریتها و انکلاوها در گسترة فوگاسیته اکسیژن بالا هستند. به باور Shelley (1993)، تغییرات دمای ماگما در پی آمیزش ماگمایی فوگاسیته اکسیژن را تغییر میدهد.
دماسنجی
دماسنجی هورنبلند-پلاژیوکلاز: در سنگهای کالکآلکالن، معمولاً هورنبلند و پلاژیوکلاز همزیست هستند و از آنها برای دماسنجی بهره گرفته میشود (Holland and Powell, 1992; Holland, and Blundy, 1994). این روش یک زمیندماسنج تبادلی است که به فشار وابسته نیست. Holland و Blundy (1994) کالیبراسیونی را پیشنهاد کردند که در دماهای 400 تا 1000 درجه سانتیگراد و فشارهای 1 تا 15 کیلوبار بهکار برده میشود. برپایه مدل محلول جامد، پژوهشگران یادشده دو زمیندماسنج پیشنهاد کردهاند که خطای آنها را برابر با °C75± دانستهاند:
(الف) واکنش ادنیت-ترمولیت (edenite+4quartz=tremolite+albite): این روش هنگامی بهکار میرود که آمفیبول و پلاژیوکلاز در همراهی با کوارتز باشند؛
(ب) واکنش ادنیت-ریشتریت (edenite+albite=richterite+anorthite): این واکنش در سنگهای بی کوارتز روی میدهد (Holland, and Blundy, 1994; Stein and Dietl, 2001).
برای نمونههای قلعه یغمش، دماسنج نخست بهکار برده شد. دادههای به دستآمده از این روش دماسنجی در جدول 6 آورده شدهاند. همچنین، برای مقایسه با روش یادشده، از دماسنجی بهروش کالیبراسیون Otten (1984) نیز بهره گرفته شد.
جدول 6- نتایج دماسنجی آمفیبولهای منطقه قلعه یغمش
|
Samples |
T°C (Blundy and Holland, 1990) |
T°C (Otten, 1984) |
|
Granodiorite |
726 |
732 |
|
Tonalite |
770 |
732 |
|
Quartzdiorite |
814 |
729 |
|
MME (Quartzdiorite) |
901 |
801 |
دماسنجی کلینوپیروکسن: دماسنج پیشنهادیِ Soesoo (1997) برایدماسنجی کلینوپیروکسنهایِ کوارتزدیوریتها و انکلاوها بهکار گرفته شد. کاربرد این دماسنج نشاندهندة دمای نزدیکبه 1125-1100 درجه سانتیگراد برای کوارتزدیوریت و دمای نزدیک به 1125-1110 درجه سانتیگراد برای انکلاو است (شکل 10).
شکل 10- دمای 1125-1100 درجه سانتیگرادی برای پیدایش کلینوپیروکسنهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار XPT در برابر YPT (Soesoo, 1997)
XPT= 0.446SiO2 + 0.l87TiO2- 0.404A12O3 + 0.346FeO(tot) -0.052MnO + 0.309MgO + 0.431CaO- 0.446Na2O
YPT= -0.369SiO2 + 0.535TiO2- 0.317A12O3 + 0.323FeO(tot) + 0.235MnO- 0.5l6MgO -0.167CaO- 0.l53Na2O
فشارسنجی
(الف) بهکارگیری آمفیبول: کانی آمفیبول بهترین کانی برای دماسنجی و فشارسنجی در سنگهای آذرین کالکآلکالن است. این کانی در بازة دمایی (400 تا 1150) و فشاری (1 تا 23 کیلوبار) گستردهای پایدار است (Leake et al., 1997; Stein and Dietl, 2001). آمفیبولهای بررسیشده دارای Fe2+/(Fe2++Mg) برابر 02/0 تا 25/0 هستند و در بازه 0 تا 6/0 جای میگیرند (فوگاسیته اکسیژن بالا). ازاینرو، برای فشارسنجی کارامد هستند (Anderson and Smith, 1995).
برای محاسبه فشار از روش Schmidt (1992) بهره گرفته شد. در جدول 7، فشارهای بهدستآمده با این فشارسنج برای سنگهای گوناگون نشان داده شدهاند. مقدار Al کل در آمفیبولها به غلظت اولیه (غلظت Al در سنگ مادر) وابسته نیست و به فشار محیط در هنگام پیدایش این کانی بستگی دارد. ازاینرو، از محتوای Al در بلورهای آمفیبول برای اندازهگیری فشار حاکم در هنگام تبلور این کانی بهره گرفته میشود. این فشار چهبسا نشاندهنده سطحی است که آمفیبول در آن متبلور میشود (نه فشاری که در آن توده گرانیتوییدی منجمد میشود)؛ زیرا حرکت بهسوی بالا شاید پس از تبلور آمفیبولها نیز همچنان ادامه داشته باشد (Ghent et al., 1991).
جدول 7- نتایج فشارسنجی و تعیین عمق تبلور آمفیبولهای منطقه قلعه یغمش
|
Samples |
P (kbar) (Schmidt, 1992) |
Depth (km) |
|
Granodiorite |
1.5 |
5.6 |
|
Tonalite |
1.6 |
5.9 |
|
Quartzdiorite |
1.7 |
6.2 |
|
MME (Quartz-diorite) |
1.8 |
6.6 |
همچنین، برای ارزیابیفشار تبلور آمفیبول نمودار AlTotal در برابر Fe2+/(Fe2++Mg) بهکار برده میشود. برپایه این نمودار، فشار کمتر از 2 کیلوبار برای نمونهها ارزیابی میشود (شکل 11).
شکل 11- ترکیب آمفیبولِ گرانیتوییدها و انکلاوهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار AlTotal در برابر Fe2+/(Fe2++Mg) (Schmidt, 1992)
با بهکارگیری فشار بهدستآمده ژرفای جایگیری ماگما پیش از بالاآمدن برآورد میشود. با این فرض که فشار در هنگام تبلور فنوکریستهای آمفیبول، فشار همهجانبه لیتواستاتیک (ناشی از وزن سنگهای بالایی) بوده است، از رابطه P = ρ.h.g ژرفا (h) را بهدست آورده میشود. چگالی (ρ) سنگهای سازندة پوسته قارهای نزدیک به gr/cm37/2 است. اگر افزایش چگالی سنگها در برابر افزایش ژرفا و همچنین، کاهش شتاب گرانی با افزایش ژرفا نادیده گرفته شوند و با تقریب مناسبی، چگالی سنگهای پوسته و شتاب گرانی زمین ثابت فرض شوند (m/s2 81/9)، آنگاه ژرفای اتاق ماگمایی سازندة سنگهای گرانیتوییدی این منطقه نزدیک به 5/6-5/5 کیلومتر است (جدول 7).
(ب) بهکارگیری کلینوپیروکسن: مقدار AlVI در پیروکسن به فشار وابسته است (Thompson, 1974; Mahood and Baker, 1986)؛ بدینگونهکه هر چه میزان AlVI در این کانی بیشتر باشد، این کانی در فشار بالاتری پدیدار شده است. بر پایه این نکته، از نمودار AlVI در برابر AlIV (Aoki and Shiba, 1993) برای ارزیابی فشار کلینوپیروکسنها در کوارتزدیوریتها و انکلاوهای مافیک بهره گرفته شد. این نمودار نشان میدهد که کلینوپیروکسنهای بررسیشده در فشار متوسط تا پایین پدید آمدهاند (شکل 12).
شکل 12- کلینوپیروکسنهایِ گرانیتوییدها و انکلاوهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار AlVIدر برابر AlIV (Aoki and Shiba, 1993)
شناسایی سری ماگمایی و پهنه زمینساختی
(الف) برپایه شیمی آمفیبول: پیدایش آمفیبولهای کلسیک در سنگهای گرانیتوییدی نشاندهندة این است که این سنگها از گرانیتوییدهای نوع I هستند (White and Chappell, 1983; Clemens and Wall, 1984). مقدار CaO بالا در این نوع گرانیتوییدها تبلور هورنبلند را در پی دارد (Stein and Dietl, 2001). با بهکارگیری نمودار TiO2 در برابر SiO2 (Droop, 1987)، آمفیبولهای متعلق به سنگهای کالکآلکالن، آلکالن، اولترامافیک و لامپروفیری از یکدیگر شناسایی میشوند (شکل 13). در این نمودار، آمفیبولهای بررسیشده در محدوده کالکآلکالن جای گرفتهاند.
شکل 13- آمفیبولهایِ گرانیتوییدها و انکلاوهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار SiO2 در برابر TiO2 (Droop, 1987)
پژوهشهای Coltorti و همکاران (2007) نشان میدهند که بهکارگیری ویژگیهای زمینشیمیایی آمفیبول که بیشتر برپایه بررسی زینولیتهای گوشتهای به دست آمدهاند، در مقایسه ویژگیهای دگرنهادی پهنههای گوناگون زمینساختی ماگماها (بهویژه پهنههای فرورانش و درونصفحهای) بهکاربرد برده میشوند. آمفیبولهای وابسته به پهنههای فرورانش دارای Na2O و TiO2 کمتری نسبت به آمفیبولهای وابسته به پهنههای میانصفحهای هستند. آمفیبولهای منطقه بررسیشده قلعه یغمش در گستره آمفیبولهای وابسته به پهنه فرورانش (S-Amph) جای گرفتهاند (شکل 14).
شکل 14- جایگاه آمفیبولهای تودههای آذرین درونی و انکلاوهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار SiO2 در برابر Na2O (Coltorti et al., 2007) (I-Amph: Intra-plate amphiboles; S-Amph: Suprasubduction amphiboles)
(ب) برپایه شیمی بیوتیت: با استفاده از نمودار Al2O3 در برابر MgO (Abdel-Rahman, 1994) مشخص میشود که بیوتیتهای موجود در تونالیتهای بررسیشده متعلق به محیط کالکآلکالن نواحی کوهزایی و فرورانش هستند که گرانیتهای تیپ I را شامل میشوند (شکل 15).
شکل 15- شناسایی سری ماگماییِ تونالیتهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) برپایه شیمی کانی بیوتیت در نمودار MgO در برابر Al2O3 (Abdel-Rahman, 1994)
(پ) برپایه شیمی کلینوپیروکسن: LeBas (1962) نمودار Al2O3 در برابر SiO2 را برای کلینوپیروکسنها پیشنهاد کرده است. کاربرد این نمودار برای کلینوپیروکسنهایِ کوارتزدیوریتها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش نشاندهندة سابآلکالنبودن ماگمای سازندی این سنگهاست (شکل 16).
شکل 16- کلینوپیروکسنهای کوارتزدیوریتها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار Al2O3 در برابر SiO2 (LeBas, 1962)
برای شناسایی جایگاه زمینساختی کوارتزدیوریتها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش در هنگام پیدایش، از نمودار F2–F1 بهره گرفته شد. بررسی نمونهها در این نمودار (شکل 17)، نشاندهندة آن است که نمونهها در پهنه زمینساختی کمان آتشفشانی پدید آمدهاند.
شکل 17- کلینوپیروکسنهای کوارتزدیوریتها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار F1-F2 (برگرفته از Nisbet و Pearce، 1977) در این نمودار فاکتورهای F1 و F2 از رابطههای زیر بهدست میآیند:
F1= -(0.012 * SiO2) – (0.0807 * TiO2) + (0.0026 * Al2O3) – (0.0012 * FeOt) – (0.0026 * MnO) + (0.0087 * MgO) – (0.0128 * CaO) – (0.0419 * Na2O)
F2 = -(0.0469 * SiO2) – (0.0818 * TiO2) + (0.0212 * Al2O3) – (0.0041 * FeOt) – (0.1435 * MnO) + (0.0029 * MgO) – (0.0085 * CaO) – (0.016 * Na2O)
بحث
در برخی تونالیتها و گرانودیوریتها، کوارتزهای ریز و درشت دیده میشوند. کوارتزهای ریزدانه پیامد رویداد تنشی هستند و بافت کاتاکلاستیک و ساروجی را پدید آوردهاند. کوارتزهای درشت در مرحله تبلور عادی ماگما پدید آمدهاند. خردشدگی و خمشدگی صفحه ماکل در برخی پلاژیوکلازها نیز نشاندهندة بافت کاتاکلاستیکی است که در پی جنبشهای زمینساختی روی داده است.
بررسیهای صحرایی، کانیشناسی، شیمی کانیها و زمینشیمیایی توده گرانیتوییدی در قلعه یغمش نشاندهندة آن هستند که ماگمای سازندة این توده، از نوع I بوده و دارای ترکیب کالکآلکالن است. این ماگما در پهنه فرورانش و حاشیه فعال قارهای پدید آمده است (Fazeli et al., 2017).
برپایه Enami و همکاران (1993)، حضور آمفیبول و بیوتیتهای سرشار از منیزیم و مگنتیت در این توده نشاندهندة بالابودن فوگاسیته اکسیژن و شرایط اکسیدان در هنگام پیدایش آن است. این نکته گواهی برای پیدایش این توده آذرین در مرز صفحههای همگراست. برپایه Chappell و White (1974)، Abdel-Rahman (1994)، Stussi و Cuney (1996)، Barbarin (1999) و Stein و Dietl (2001)، یافتههای صحرایی و سنگنگاری این منطقه (مانند: همراهبودن سنگهای درونی و بیرونی، دارابودن انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، طیف ترکیبی سنگها از کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت، دارابودن کانیهای آبدار (مانند: بیوتیت و آمفیبول (کلسیک)) و دارابودن کلینوپیروکسن) نشان میدهند که ماگمای سنگهای بررسیشده، ماگمای کالکآلکالن پهنههای کوهزایی با سرشت I است.
گرانیتوییدهای کالکآلکالن آمفیبولدار (ACG)، وابسته به پهنه فرورانش، حواشی فعال قارهای و دارای دو خاستگاه گوشتهای و پوستهای هستند (Barbarin, 1999). همچنین، دارابودن آمفیبولهای کلسیک، نبود کانیهای آلومینوسیلیکات (مانند: آندالوزیت، سیلیمانیت و کردیریت)، دارابودن کانیهای فرعی (مانند: زیرکن، آپاتیت و اسفن)، دارابودن مگنتیت و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، از ویژگیهای این نوع گرانیتوییدها بهشمار میروند (Barbarin, 1999). ازاینرو، گرانیتوییدهای قلعه یغمش با دارابودن ویژگیهای صحرایی و کانیشناسی همانند گرانیتوییدهای کالکآلکالن آمفیبولدار، در رده گرانیتوییدهایی جای میگیرند که در پهنه فرورانش و حاشیه فعال قارهای پدید آمدهاند.
همچنین، بر پایه یافتههای زیر، در پیدایش گرانیتوییدهای منطقه بررسیشده، فرایند آمیزش ماگمایی که از دو خاستگاه گوشتهای و پوستهای پدیدآمده، نقش آشکاری داشته است:
برپایه Zorpi و همکاران (1989) و Didier (1991)، دارابودن انکلاوهای میکروگرانولار مافیک با مرزهای مشخص و نبود بافتهای دگرگونی یا رسوبی گواهی برای آمیزش ماگمای مافیک و فلسیک دانسته میشود. در کناره برخی بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول و کلینوپیروکسن، گاه گردشدگی و خوردگی شیمیایی دیده میشود. برپایهZorpi و همکاران (1989)، Shelley (1993) و D’Lemos (1996)، این ویژگیها نشانه پدیده ذوبشدن در پی آمیزش ماگمایی دانسته میشوند. آپاتیتهای سوزنی در سنگهای بررسیشده نشاندهندة سردشدگی و رشد پرشتاب هستند (Zorpi et al., 1989; Didier, 1991; Best, 2003). بلورهای پلاژیوکلاز، گاه منطقهبندی نوسانی را به نمایش میگذارند و نشاندهندة نبود تعادل و آمیزش ماگمایی هستند (Shelley, 1993). افزونبراین، دادههای زمینشیمیایی و ایزوتوپ Sr-Nd برای گرانیتوییدهای بررسیشده با i(87Sr/86Sr) برابر 704/0 تا 705/0 و 143Nd/144Nd نزدیک به 512/0 نشان میدهند که در پیدایش این سنگها، سنگکرة گوشتهای و نیز پوسته زیرین نقش داشتهاند و فرایند جدایش بلورین در بخشهای بالاتر پوسته، پیدایش واحدهای گوناگون سنگشناسی را در پی داشته است (Fazeli, 2017).
نتیجهگیری
ترکیب پلاژیوکلازهای بررسیشده از الیگوکلاز تا لابرادور است. همه آمفیبولهای بررسیشده از نوع کلسیک هستند و ترکیب منیزیوهورنبلند نشان میدهند. بیوتیتهای بررسیشده از نوع بیوتیتهای با منیزیم بالا هستند. کلینوپیروکسنهایِ کوارتزدیوریت ترکیب اوژیت و کلینوپیروکسنهای انکلاو ترکیب اوژیت تا دیوپسید دارند. دماسنجی کلینوپیروکسنها نشاندهندة دمای 1125-1100درجه سانتیگراد برای کوارتزدیوریتها و 1125-1110 درجه سانتیگراد برای انکلاوها است. دماسنجی هورنبلند-پلاژیوکلاز برای گرانودیوریت، تونالیت، کوارتزدیوریت و انکلاو، بهترتیب نشاندهندة دمای 726، 770، 814 و 901 درجه سانتیگراد است. محتوای Al در هورنبلند، فشار نزدیک به 75/1-5/1 کیلوبار و ژرفای 5/6-5/5 کیلومتر را نشان میدهد. روشن است که این ژرفا، ژرفای تبلور آمفیبول است نه ژرفای پیدایش توده نفوذی. مقدار فوگاسیته بالای بهدستآمده برای این سنگها نشاندهندة شرایط اکسیدان در پیدایش این سنگها بوده و گواهی بر پیدایش آنها در مرز صفحههای همگراست. یافتههای صحرایی، سنگنگاری و شیمی کانیها در گرانیتوییدهای قلعه یغمش گویای این است که ماگمای سازنده آنها از نوع I و کالکآلکالن بوده و وابسته به پهنه فرورانش و کمان آتشفشانی هستند.
سپاسگزاری
نگارندگان مقاله از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه اصفهان برای پشتیانیهای مالی سپاسگزار هستند.
)