Document Type : Original Article
Authors
Department of Geology, Faculty of sciences, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
توده پلوتونیک آلموقولاق در 15 کیلومتری باختر شهرستان همدان و در میان طولهای جغرافیایی خاوری ″20 '10º48 تا ″25 '09º48 و عرضهای جغرافیــایی شمــالی ″25 '55º34 تا ″05 '54º34 جای دارد (شکل 1). واحدهای سنگشناسی سازندة این توده ترکیب حد واسط تا فلسیک دارند. توده پلوتونیک آلموقولاق در بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان جای گرفته است.
شکل 1- نقشه زمینشناسی توده پلوتونیک (استوک) آلموقولاق و نمایش جایگاه نمونههای تجزیهشده روی آن
به باور برخی پژوهشگران این پهنه بخشی از کمربند کوهزایی زاگرس است (مانند: Ricou et al., 1977; Berberian and King, 1981). تا کنون بسیاری از پژوهشگران سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق را از دیدگاههای گوناگون بررسی کردهاند. به گفتة Valizadeh و Zarian (1976)، توده پلوتونیک آلموقولاق احتمالاً از نوع استوک یا لاکولیت است و سن جایگزینی بخش دیوریتی از بخش سینیتی بیشتر است. همچنین، بخش دیوریتی توده پیامد جدایش بلوریِ ماگمایی با خاستگاه گوشته بالایی است. برپایة سنسنجی به روش Rb- Sr سنگ کل، پژوهشگران یادشده سن این بخش را 17±144 میلیون سال پیش برآورد کردهاند.
برپایة بررسیهای Mohajjel و Izadi Kian (2007)، چهار مرحله دگرریختی در منطقه آلموقولاق رخ داده است که در سه مرحله نخست، دگرریختی همراه با چینخوردگی بوده است و در مرحله چهارم همراه دگرریختی گسلها پدید آمدهاند. در گزارش نقشه زمینشناسی 100000/1 منطقه (Eshraghi and Mohammadi Gharai, 2003)، سنگهای منطقه آلموقولاق دستکم دچار دو مرحله دگرگونی شدهاند و در سنگهای میزبان توده پلوتونیک آلموقولاق واحدهایی از سنگهای نفوذی کمژرفا دیده میشوند که ارتباط ژنتیکی با این توده دارند. Shahbazi و همکاران (2015) با بررسی زمینشیمی و ایزوتوپهای Sr-Nd روی سنگهای مونزونیت و مونزودیوریت و ایزوتوپهای U-(Th)-Pb روی کانیهای تیتانیت دریافتهاند که سنگهای سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق از گرانیتوییدهای نوع A بودهاند و خاستگاه آنها گوشته بالایی تهیشده بوده است. تیتانیت درون آنها دو خاستگاه اولیه (آذرین) و ثانویه (دگرگونی) دارد و در فاصله زمانی 138 تا 95 میلیون سال پیش پدید آمدهاند. برپایة دماسنجی پیروکسن- آمفیبول و فشارسنجی آمفیبول، Jamshidibadr (2015) دمای پیدایش سنگهای سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق را 900- 750 درجه سانتیگراد و فشار پیدایش آنها را 7- 6 کیلوبار (ژرفای 22- 19 کیلومتر) برآورده کرده است. برپایة دمافشارسنجی آمفیبول و پلاژیوکلاز، Amiri و همکاران (2016) دمای پیدایش سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق را 719- 714 درجه سانتیگراد، فشار پیدایش آنها را 5/7- 5/6 کیلوبار و ژرفای پیدایش آنها را 28- 24 کیلومتر بهدست آوردهاند. Amiri و همکاران (2017) توده پلوتونیک آلموقولاق را تودهای باتولیتی بزرگی (مساحت بیشتر از Km2 100) دانستهاند که از گرانیتوییدهای نوع A ساخته شده است و در پی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحه ایران پدید آمده است. در این پژوهش، برپایة بررسیهای صحرایی، میکروسکوپی، زمینشیمیایی و شیمی کانیهای آمفیبول و پلاژیوکلاز، نقشه زمینشناسی جدیدی از چگونگی گسترش واحدهای سنگی توده پلوتونیک آلموقولاق رسم شده است. همچنین، مقدارهای جدیدی برای دما، فشار و ژرفایِ پیدایش این توده پلوتونیکی بهدست آورده شدهاند. افزون براین، در این پژوهش، بزرگی و گسترش این توده و ژرفای جایگیری آن بررسی میشود.
زمینشناسی منطقه
توده پلوتونیکی آلموقولاق بهصورت استوکی به گستردگی 10~ کیلومترمربع، در 15 کیلومتری باختر شهرستان همدان جای دارد (شکل 1). این توده از دیدگاه ردهبندی زمینشناسی ساختاری ایران پیشنهادیِ Stöcklin (1968)، در بخش شمالی پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان جای گرفته است. پهنه سنندج- سیرجان بخشی از کمربند کوهزایی زاگرس بهشمار میرود. کمربند کوهزایی زاگرس با درازای بیشتر از 2000 کیلومتر و روند شمالباختری- جنوبخاوری، از کشور ترکیه تا دریای عمان در جنوبباختری ایران امتداد دارد. این پهنه بخشی از کمربند کوهزایی آلپ- هیمالیا و پیامد بستهشدن اقیانوس نئوتتیس در میان ورقههای زمینساختی ایران مرکزی و عربستان است (مانند: Ricou et al., 1977; Berberian and King, 1981; Mohajjel et al., 2003). در پالئوزوییک بالایی بسیاری از بخشهای ایران (مانند: پهنه سنندج- سیرجان، ارومیه- دختر، زاگرس و صفحه عربستان) بخشی از سپر خشکی گندوانا بودهاند. از پرمین زیرین تا تریاس زیرین، پهنههای ارومیه- دختر و سنندج- سیرجان بهصورت بخشی از خشکی اوراسیا از صفحه عربستان با اقیانوس نئوتتیس جدا شدهاند (e. g., Fazlnia,et al., 2009; Mohajjel et al., 2003). در تریاس تا ژوراسیک، فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوسته اوراسیا آغاز شده است (مانند: Shahabpour, 2005; Mohajjel et al., 2003). در طول ترشیری مراحل پایانی بستهشدن نئوتتیس سپری میشود و در پی برخورد صفحه عربی و صفحه اوراسیا کمربند کوهزایی زاگرس پدید میآید (Berberian, et al., 1982). پهنه سنندج سیرجان در منطقه گلپایگان دربردارندة دو بخش شمالی و جنوبی است: بخش شمالی آن دربردارندة تودههای نفوذی فراوانی (مانند: آلموقولاق، الوند، بروجرد، اراک و سامن ملایر) است (Eftekharnejad, 1981). توده پلوتونیک آلموقولاق درون مجموعهای از سنگهای متاپلیتیک و متاکربناتهای دارای متاولکانیکهای بازیک تا حد واسط با سن قدیمی (ژوراسیک- تریاس) نفوذ کرده است. در حاشیه شمالی توده پلوتونیک آلموقولاق، کانسار اسکارنی آهن باباعلی پدید آمده است. سنگهای میزبان این توده دستکم دچار دو رویداد دگرگونی ناحیهای از رخسارة شیست سبز تا مرز رخساره آمفیبولیت شدهاند. برپایة یافتههای چینهشناسی، زمان پیدایش سنگهای میزبان و دگرگونی ناحیهای آنها پیش از ژوراسیک بوده است (Eshraghi and Mohammadi Gharai, 2003). تکتونیتهای منطقه آلموقولاق چهار مرحله دگرریختی از خود نشان میدهند. سه مرحلة نخست با چینخوردگی و مرحله چهارم با پیدایش شکستگی و گسلها همراه بودهاند (Mohajjel and Izadi Kian, 2007). دگرریختی نسل نخست همراه با دگرگونی تا رخساره شیستسبز، دگرریختی نسل دوم همراه با میلونیتیشدن و در محیطی شکلپذیر رخ دادهاند. دگرریختی نسل سوم نیز در دمای کمتر از دگرریختی نسل دوم و در محیطی شکلپذیر- شکننده و همراه با پدیده خمش و لغزش روی داده است. در پایان، دگرریختی نسل چهارم نیز با پیدایش درزهها و گسلها و در محیطی شکننده رخ داده است (Mohajjel and Izadi Kian, 2007).
روش انجام پژوهش
در این پژوهش، شمار 200 نمونه از واحدهای سنگی گوناگون از توده پلوتونیک آلموقولاق نمونهبرداری شده است. از میان آنها، شمار 125 مقطع نازک میکروسکوپی در کارگاه مقطعگیری گروه زمینشناسی دانشگاه بوعلیسینا ساخته و با میکروسکوپ Zeiss در این دانشگاه بررسی کانیشناسی و بافتی شدند.
پس از بررسی میکروسکوپی، شمار 4 نمونه در دانشگاه توبینگن آلمان و شمار 6 نمونه در آزمایشگاه موسسه تحقیقاتی کانساران بینالود عنصرهای اصلی به روش ذوب قلیایی و عنصرهای فرعی به روشهای طیفسنجی جرمی (ICP- MS و XRF) تجزیه شدند. برای بررسی دمافشارسنجی توده پلوتونیک آلموقولاق، شمار 20 نقطه از کانیهای آمفیبول و 20 نقطه از کانیهای پلاژیوکلاز از شمار چهار نمونه سنگی گوناگون با دستگاه ریزکاو الکترونی (EPMA) در آزمایشگاه موسسه تحقیقاتی کانساران بینالود برای عنصرهای اصلی تجزیه شدند. دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی بهکارگرفتهشده از نوع HORIBA XGT- 7200 است و تجزیه در شرایط ولتاژ شتابدهندة kv 50، جریان ریزکاو mA 000/1 و زمان 80 ثانیه انجام شد.
دادههای بهدستآمده از تجزیهها با نرمافزارهای GCDkit، Excel و APG2 (Sayari, 2016) تجزیه و بررسی شدند. نقشه زمینشناسی توده با نرمافزار ArcGIS 9.3 رسم شد. نامهای اختصاری بهکاررفته برپایة پیشنهاد Whitney و Evans (2010) هستند.
سنگنگاری
برپایة بررسیهای صحرایی، سنگنگاری، سنگهای آذرین سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق در دو گروه اصلی هستند:
(1) دیوریت و گابرودیوریت، مونزودیوریت، کوارتزمونزودیوریت، مونزونیت و کوارتزمونزونیت؛
(2) سینیت، کوارتزسینیت و آلکالیگرانیت.
گروه نخست معمولاً درون سنگهای کهنتر با ترکیب متاپلیتیک و متاکربناتهای دارای متاولکانیکهای بازیک تا حد واسط با سن ژوراسیک نفوذ کردهاند. گروه دوم درون سنگهای گروه نخست و سنگهای کهنتر متاپلیتیک و متاکربناتها نفوذ کردهاند.
دیوریت و گابرودیوریت: دیوریتها و گابرودیوریتهای توده پلوتونیک آلموقولاق سازندة نزدیک به یک پنجم حجم توده و مرتفعترین بخش توده هستند. این سنگها در بخش جنوب و جنوبخاوری توده رخنمون دارند (شکل 2- a). این بخش از توده، ساخت تودهای دارد و از دیدگاه ضریب رنگینی ملانوکراتیک تا مزوکراتیک است. این گروه سنگی درون مجموعه از سنگهای متاپلیتیک و متاکربناتهایی نفوذ کردهاند که دربرگیرندة متاولکانیکهای بازیک تا حد واسط به سن ژوراسیک (مانند اپیدوت- آمفیبول- کلریتشیست) هستند (شکل 2- b). دیوریتها و گابرودیوریتها دانه متوسط ( فانریتیک با قطر میانگین 8/0 میلیمتر) هستند و از کانیهای اصلی (پلاژیوکلاز با 40 تا 50 درصدحجمی، آمفیبول با 15 تا 35 درصدحجمی و کلینوپیروکسن احتمالاً از نوع اوژیت با 5 تا 10 درصدحجمی)، کانیهای فرعی (مانند: تورمالین، آپاتیت، تیتانیت و کانیهای کدر) و کانیهای ثانویه (مانند: کلسیت، اپیدوت) ساخته شدهاند. کوارتز به مقدار بسیار کم در برخی از این سنگها دیده میشود و در بیشتر موارد بیشکل است و فضای میان کانیهای دیگر را پر میکند. در برخی از این سنگها کانیهای پیروکسن و هورنبلند با کانیهای اکتینولیت و کلریت، و کانی پلاژیوکلاز با سریسیت، کلسیت و کانیهای گروه اپیدوت جانشین شدهاند و گاه جانشینی آنها به دو یا چند کانی ثانویه یادشده با هم روی داده است (سوسوریتی شدهاند). بافتهای درون این سنگها اینترگرانولار و نیمهشکلدار گرانولار هستند (شکل 2- c).
مونزودیوریت- کوارتز مونزودیوریت: این گروه از سنگها مزوکراتیک هستند و درون سنگهای کهنتر متاپلیتیک و متاکربنات ژوراسیک نفوذ کردهاند. دانه متوسط و فانریتیک هستند و میانگین اندازه آنها 9/0 میلیمتر است. ترکیب کانیشناسی آنها شامل زیر است:
- پلاژیوکلاز: نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی این سنگها را میسازد و بیشتر نیمهشکلدار است. پتاسیمفلدسپار، به میزان 10 تا 15 درصدحجمی مونزودیوریتها را در برگرفته است.
- آمفیبول، 30 تا 35 درصدحجمی سنگ را دربر میگیرد و از نوع هورنبلند و اکتینولیت است.
- کانیهای فرعی و ثانویه (مانند: کوارتز، تیتانیت (اسفن)، اپیدوت، تورمالین و کلریت).
بافتهای مونزودیوریتهای توده پلوتونیک آلموقولاق اینترگرانولار و نیمهشکلدار گرانولار هستند (شکل 2- d).
مونزونیت- کوارتزمونزونیت: این گروه فراوانترین واحدهای سنگی توده پلوتونیک آلموقولاق و همانند مونزودیوریتها تودهای و مزوکراتیک هستند. این سنگها درون سنگهای کهنتر با ترکیب متاپلیتیک و متاکربناتهای ژوراسیک نفوذ کردهاند. همچنین، دانه متوسط و فانریتیک (با قطر میانگین mm 7/0) هستند. ترکیب کانیشناسی آنها عبارت است از:
- پتاسیمفلدسپار، بیشتر بهصورت ارتوکلاز با ماکل کارلسباد و بهمیزان کمتر بهصورت میکروکلین هستند و 40 تا 60 درصدحجمی سنگ را میسازند.
- پلاژیوکلاز، 40- 25 درصدحجمی مونزونیتها را دربرمیگیرد و در بیشتر موارد سریسیتی و گاه سوسوریتی (جایگزینی پلاژیوکلاز با مجموعهای از کانیهای ثانویه مانند اپیدوت، کلسیت، سریسیت و ...) شده است.
- آمفیبول، بیشتر از نوع اکتینولیت است و 10 تا 30 درصد از حجم این سنگها را دربرمیگیرد.
- کانیهای فرعی و ثانویه (مانند: کوارتز، تیتانیت (اسفن)، اپیدوت، تورمالین و کلریت) از دیگر کانیهای سازندة مونزونیتها منطقه هستند.
بافتهای درون مونزونیتهای توده پلوتونیک آلموقولاق نیمهشکلدار گرانولار، اینترگرانولار و پورفیرویید هستند (شکل 2- e).
گروه سینیت- کوارتزسینیت- آلکالیگرانیت: سینیتها، کوارتزسینیتها و آلکالیگرانیتها بیشتر در بخش مرکزی و شمالخاوری توده پلوتونیک آلموقولاق رخنمون دارند (شکل 1). این گروه از سنگها در برخی بخشها در محیطی شکلپذیر و برشی، بسیار دگرریختی خمیری پیدا کردهاند و کانیهای آنها، بهویژه کوارتز، با زمینه زیردانه (سابگرین) جایگزین شدهاند و میلونیتها و الترامیلونیتهای منطقه را پدید آوردهاند (شکلهای 3- b و 3- a).
شکل 2- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگهای سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق (همدان): a) تصویر صحرایی از توده پلوتونیک آلموقولاق و نمایش مرز میان دیوریتها و سنگهای دیگر؛ b) تصویر میکروسکوپی از سنگ میزبان اپیدوت- آمفیبول- کلریت شیست (نمونه MN6)؛ c) تصویر میکروسکوپی از دیوریت توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه ALM32)؛ d) تصویر میکروسکوپی از کوارتز- مونزودیوریت توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه SH267)؛ e) تصویر میکروسکوپی از مونزونیت توده پلوتونیک آلموقولاق، جانشینی هورنبلند با اکتینولیت در حاشیه بلور در شکل دیده میشود (نمونه SH257) (همه تصویرهای میکروسکوپی (مگر b) در نور XPL گرفته شدهاند)
شکل 3- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگهای سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق (همدان). a) تصویر صحرایی از دگرریختی و چینخوردگی میلونیتهای آلموقولاق؛ b) تصویر میکروسکوپی از آلکالیگرانیت میلونیتیشده توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه MN12)؛ c) تصویر میکروسکوپی از نفوذ کوارتزسینیت درون مونزونیت در توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه SH254)؛ d) تصویر میکروسکوپی از کوارتزسینیت پلوتونیک آلموقولاق (نمونه SH253) (همه تصویرها در نور XPL گرفته شدهاند)
سینیتها و آلکالیگرانیتهای منطقه درون سنگهای گروه 1 (دیوریتها و مونزونیتها) و سنگهای کهنتر (متاپلیتیک و متاکربناتهای ژوراسیک) نفوذ کردهاند (شکل 3- c). سنگهای سالم و دگرریختنشدة این گروه بهصورت توده ای، فانریتیک (با قطر میانگین mm 2/1) و مزوکراتیک دیده میشوند. آلکالیفلدسپار (پرتیتی) با فراوانی 60 تا 80 درصدحجمی، پلاژیوکلاز با 5 تا 25 درصدحجمی و کوارتز با 5 تا 35 درصدحجمی از کانیهای اصلی این سنگها هستند. کانیهایی مانند آمفیبول، تورمالین، آپاتیت، کلسیت، اپیدوت و تیتانیت نیز از کانیهای فرعی و ثانویه هستند. بافتهای گرانولار و نیمهشکلدارِ گرانولار از بافتهای درون این سنگها هستند (شکل 3- d). در برخی از این سنگها، کانیهای هورنبلند با اکتینولیت، آلکالیفلدسپار با سریسیت و کانیهای رسی و پلاژیوکلاز با کلسیت و کانیهای گروه اپیدوت جایگزین شدهاند.
شیمی سنگ کل
فراوانی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادر بهدستآمده از تجزیه نمونههای مورد پژوهش در جدول 1 آورده شده است.
مقدار SiO2 نمونهها از 68/53 تا 18/78 درصدوزنی است و برپایة ردهبندی Le Maitre (2002) در محدوده سنگهای حد واسط تا اسیدی جای میگیرند. نمودارهای Harker (1909) نشان میدهند، در سنگهای منطقه، تغییر فراوانی عنصرهای اصلی Al2O3، MgO، FeO، TiO2، CaO، K2O و P2O5 با افزایش SiO2 روند کاهشی داشتهاند؛ اما Na2O نخست روند افزایشی دارد و از غلظت سیلیسیم بیشتر از 72 درصدوزنی (زمان پیدایش سنگهای گرانیتی منطقه) روند کاهشی پیدا کرده است (شکل 4).
جدول 1- دادههای تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی (برپایة wt.%) و عنصرهای کمیاب و خاکی نادر (برپایة ppm) در سنگهای سازندة توده آلموقولاق (همدان)
Lithology |
Gabbro diorite |
Monzonite |
Quartz syenite |
Quartz monzonite |
|
Mylonitized granite |
||||
Locations |
34°54'26.29"N 48°09'47.56"E |
34°54'18.80"N 48°09'56.70"E |
34°54'24.27"N 48°09'49.72"E |
34°54'20.30"N 48°09'58.50"E |
34°54'35.35"N 48°10'12.82"E |
34°54'55.01"N 48°10'08.48"E |
34°54'16.16"N 48°10'05.32"E |
34°54'55.08"N 48°09'53.31"E |
34°54'52.70"N 48°09'50.70"E |
34°54'50.00"N 48°09'51.90"E |
Sample No. |
ALM3 |
SH286 |
ALM7 |
SH257 |
ALM36 |
ALM47 |
ALM21 |
ALM44 |
SH267 |
SH268 |
SiO2 |
53.68 |
53.73 |
53.75 |
57.98 |
59.24 |
65.52 |
61.35 |
65.87 |
69.11 |
78.18 |
TiO2 |
0.97 |
1.08 |
1.03 |
1.90 |
0.87 |
0.51 |
0.98 |
0.77 |
0.86 |
0.39 |
Al2O3 |
17.11 |
17.61 |
16.98 |
16.86 |
16.87 |
16.54 |
15.87 |
16.11 |
15.77 |
13.35 |
Fe2O3 (t) |
8.35 |
8.57 |
8.35 |
3.19 |
5.34 |
2.64 |
6.67 |
1.99 |
1.41 |
0.43 |
MnO |
0.11 |
0.17 |
0.11 |
0.09 |
0.08 |
0.03 |
0.12 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
MgO |
4.32 |
4.62 |
4.15 |
3.73 |
3.12 |
0.84 |
1.56 |
0.96 |
1.37 |
0.09 |
CaO |
6.98 |
8.19 |
7.94 |
8.84 |
5.26 |
3.41 |
3.45 |
3.52 |
3.01 |
0.75 |
Na2O |
5.12 |
4.19 |
4.12 |
6.93 |
7.52 |
8.96 |
5.48 |
8.52 |
8.96 |
7.73 |
K2O |
0.75 |
1.34 |
1.24 |
0.21 |
0.05 |
0.14 |
2.42 |
0.24 |
0.06 |
0.09 |
P2O5 |
0.15 |
0.18 |
0.144 |
0.63 |
0.134 |
0.096 |
0.197 |
0.158 |
0.24 |
0.05 |
L.O.I. |
2.17 |
1.06 |
1.8 |
0.04 |
1.18 |
1.08 |
1.6 |
1.5 |
1.23 |
0.06 |
SUM |
99.71 |
100.74 |
99.61 |
100.77 |
99.67 |
99.77 |
99.69 |
99.66 |
102.04 |
101.67 |
Mg# |
50.62 |
51.66 |
49.61 |
69.87 |
53.65 |
38.66 |
31.66 |
48.87 |
65.76 |
29.77 |
V |
119 |
155 |
112 |
193 |
102 |
46 |
102 |
42 |
59 |
21 |
Cr |
61 |
102 |
65 |
0 |
48 |
6 |
63 |
5 |
0 |
0 |
Co |
17 |
24 |
19 |
5 |
8 |
5 |
11 |
5 |
0 |
0 |
Ni |
29 |
97 |
31 |
45 |
16 |
9 |
6 |
8 |
116 |
151 |
Zn |
46 |
45 |
37 |
48 |
59 |
31 |
42 |
19 |
1 |
0 |
Rb |
22 |
58 |
46 |
6 |
5 |
5 |
52 |
11 |
0 |
0 |
Sr |
288 |
331 |
286 |
293 |
165 |
132 |
175 |
41 |
59 |
43 |
Y |
28 |
35 |
33 |
46 |
39 |
39 |
43 |
43 |
66 |
124 |
Zr |
193 |
193 |
212 |
187 |
296 |
543 |
355 |
506 |
530 |
941 |
Nb |
8 |
0 |
9 |
17 |
11 |
13 |
9 |
14 |
41 |
76 |
Ba |
439 |
250 |
408 |
60 |
204 |
388 |
503 |
254 |
16 |
21 |
La |
15 |
19 |
16 |
13 |
22 |
21 |
27 |
17 |
24 |
24 |
Ce |
33 |
48 |
32 |
68 |
51 |
51 |
60 |
42 |
82 |
128 |
Pr |
5.13 |
- |
5.29 |
- |
7.05 |
5.92 |
6.99 |
6.75 |
- |
- |
Nd |
21.6 |
38 |
22.5 |
30 |
28.6 |
23.8 |
29 |
27.4 |
43 |
62 |
Sm |
4.24 |
4.4 |
4.48 |
5.6 |
5.44 |
4.55 |
5.74 |
5.26 |
5.6 |
9.8 |
Eu |
1.33 |
1.2 |
1.27 |
1.2 |
1.49 |
0.83 |
1.35 |
0.9 |
0.6 |
0.9 |
Gd |
4.02 |
- |
4.22 |
- |
4.96 |
4.12 |
5.05 |
4.78 |
- |
- |
Tb |
0.8 |
- |
0.86 |
- |
0.98 |
0.89 |
1.06 |
0.98 |
- |
- |
Dy |
5.15 |
- |
5.52 |
- |
6.15 |
6.14 |
7.07 |
6.82 |
- |
- |
Er |
3.57 |
- |
3.79 |
- |
4.35 |
4.75 |
5.21 |
5.12 |
- |
- |
Tm |
0.35 |
- |
0.4 |
- |
0.43 |
0.52 |
0.55 |
0.53 |
- |
- |
Yb |
2.3 |
2.9 |
2.5 |
4.2 |
2.7 |
3.8 |
3.6 |
3.7 |
5.7 |
10.8 |
Lu |
0.39 |
- |
0.42 |
- |
0.42 |
0.56 |
0.55 |
0.53 |
- |
- |
Hf |
<0.5 |
20 |
<0.5 |
22 |
0.66 |
0.93 |
0.5 |
0.52 |
33 |
47 |
شکل 4- نمودارهای تغییر فراوانی عنصرها دربرابر SiO2 (برگرفته از Harker، 1909) برای عنصرهای اصلی و کمیاب در سنگهای سازندة توده آلموقولاق (همدان)
این پدیدهها پیامد تبلور و جدایش بلوری کانیهای با عنصرهای یادشده (مانند: پیروکسن، آمفیبول، پلاژیوکلاز کلسیک، آلکالیفلدسپارها، تیتانیت و آپاتیت) در هنگام فرایند تبلور و جدایش بلوری ماگما، همچنین، افزودهدشدن Na به شبکه بلوری فلدسپارها در سنگهای اسیدی هستند. نمودارهای هارکر عنصرهای کمیاب نشان میدهند مقدار عنصرهای Cr، Ba، Sr و Rb با افزایش SiO2و پیشرفت فرایند جدایش بلوری و تبلور ماگما، روند کاهشی و عنصرهای Zr، Y، La و Ce روند افزایشی داشتهاند (شکل 4). این پدیده پیامد جایگزینی Cr بهجای Mg در کانیهای سرشار از Mg (مانند: پیروکسنها و آمفیبولها)، جایگزینی Sr بهجای Ca در کانیهای سرشار از Ca (مانند: پلاژیوکلاز)، جایگزینی Rb و Ba بهجای K در آلکالیفلدسپارها و تبلور و جدایش بلوری آنها در هنگام فرایند تبلور ماگماست. روند افزایشی Zr پیامد به اشباعنرسیدن این عنصر در ماگما و پدیدنیامدن کانی زیرکن است. بههمینرو، Shahbazi و همکاران (2015)، U(Th)-Pb درون تیتانیت را برای سنسنجی بهکار بردهاند. چهبسا روند افزایشی Y و عنصرهای خاکی نادر سبکِ La و Ce پیامد شعاع یونی کمابیش بالای آنها و جایگزیننشدن آنها در شبکه کانیها در غلظتهای کم است. پراکندگی بالای Rb و Ba در این نمودارها نیز پیامد آلایش پوستهای است.
ردهبندی سنگها: سنگهای پلوتونیک آلموقولاق در نمودار ردهبندی سنگها برپایة فراوانی وزنی SiO2- (Na2O+K2O) (شکل 5- a)، در محدوده گابرودیوریت، مونزودیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت و گرانیت جای گرفتهاند.
شکل 5- ترکیب سنگهای پلوتونیک آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار ردهبندی Middlemost و همکاران (1994)؛ b) نمودار ردهبندی De la Roche و همکاران (1980)؛ c) نمودار AFM پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971)؛ d) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)
در نمودار تغییرات R1=4Si- 11 (Na+K)- 2 (Fe+Ti) دربرابر R2=6Ca+2Mg+Al (شکل 5- b)، سنگهای پلوتونیک آلموقولاق در محدوده گابرودیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت و آلکالیگرانیت جای گرفتهاند. درنمودار AFM (شکل 5- c)، نمونههای آلموقولاق در محدوده سری کالکآلکالن جای گرفتهاند. در نمودار A/CNK- A/NK (شکل 5- c)، نمونهها در بخش متاآلومینها جای گرفتهاند.
شیمی آمفیبولها: آمفیبولها در ترکیب شیمیایی و ساختار بلوری تنوع دارند و در شرایط دما و فشار گستردهای (از کمتر از 1 کیلوبار تا 23 کیلوبار و 400 تا 1150 درجه سانتیگراد) در سنگهای آذرین و دگرگونی پدید میآیند (Blundy and Holland, 1990). کمترین ژرفای پیدایش آمفیبول 4/0 ± 6/3 کیلومتر است که با ژرفای پهنه زمینلرزهای متداول زمین همخوانی دارد (Ridolfi et al. 2010a). در سنگهای گرانیتوییدی، در دمای کمتر از850 درجه سانتیگراد و میزان آب بالاتر از wt% 5/3، آمفیبول بهجای ارتوپیروکسن، پدید میآید (Naney and Swanson, 1980; Naney, 1983). فرمول استاندارد آمفیبول بهصورت [A0- 1 B2C5 T8 O22 (OH)2] است. اگر H2O و هالوژنها بهصورت مشخص و پایدار در ترکیب شبکه بلوری آمفیبول شرکت کنند، فرمول آن بهصورت 24(O,OH,F,Cl) بهدستآورده میشود؛ وگرنه فرمول آمفیبول بهصورت 23 (O) و 2(OH,F,Cl) بهدستآورده میشود (Mogessie et al., 2001). در سنگهای پلوتونیک آلموقولاق، آمفیبول هم بهصورت نخستین و هم بهصورت ثانویه، به رنگ سبز و بیشتر بهصورت نیمهشکلدار دیده میشود (شکلهای 2 و 3). حضور آمفیبول در سنگهای پلوتونیک آلموقولاق در بررسی دمافشارسنجی این توده اهمیت ویژهای دارد. ترکیب شیمیایی، و نام هرکدام از آمفیبولهای تجزیهشده درون پلوتونیک آلموقولاق در جدول 2 آورده شده است. محتوای عنصر Si در واحد فرمولی (apfu= atoms per formula unit) و نیز Mg# (Mg/(Mg+Fe)) در این آمفیبولهای بهترتیب برابراست با: 15/50 تا 15/65 و 66/0 تا 83/0 (جدول 2).
در نمودار Si دربرابر (Na+Ca+K) (شکل 6- a)، شمار سه نمونه در محدوده آمفیبولهای آذرین و نمونههای دیگر در محدوده دگرگونی جای گرفتهاند. در نمودار Si در برابر Mg/(Mg+Fe) (شکل 6- b)، شمار چهار نمونه از آمفیبولهای تجزیهشده در محدوده مگنزیوهورنبلند و نمونههای دیگر در محدوده اکتینولیت جای گرفتهاند.
شکل 6- ترکیب آمفیبولهای درون تودة پلوتونیک آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار Si دربرابر Mg/(Mg+Fe) (Leake et al., 1997)؛ b) نمودار Si دربرابر Na+Ca+K (Sial et al., 1998)
شیمی فلدسپارها: ترکیب شیمیایی و نام هرکدام از پلاژیوکلازهای تجزیهشده درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق در جدول 3 آورده شده است. دو نمونه از پلاژیوکلازهای درون کوارتز دیوریتها و دو نمونه در کوارتزسینیتها در محدوده الیگوکلاز، و نمونههای دیگر در محدوده آلبیت جای گرفتهاند ( جدول 3).
جدول 2- دادههای تجزیه عنصرهای اصلی بهروش ریزکاو الکترونی برای آمفیبولهای درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق (همدان) بههمراه فرمول ساختاریِ بهدستآمده برپایة 23 a.p.f.u. اکسیژن
Sample No. |
ADN126-1 |
ADN126-2 |
ADN126-3 |
ADN126-4 |
ADN126-7 |
ADN126-8 |
ADN134-11 |
ADN134-12 |
ADN134-15 |
ADN134-16 |
Rock type |
Quartz Syenite |
Quartz Monzonite |
||||||||
Geographic coordinates |
N34° 54' 59.49", E48° 09' 54.62" |
N34° 54' 52.55", E48° 09' 49.34" |
||||||||
SiO2 |
53.07 |
56.84 |
50.15 |
54.84 |
53.70 |
53.20 |
51.52 |
55.28 |
58.35 |
60.95 |
TiO2 |
0.95 |
0.77 |
0.37 |
0.15 |
0.70 |
0.52 |
0.59 |
0.62 |
0.43 |
0.41 |
Al2O3 |
5.36 |
6.85 |
6.76 |
7.61 |
8.51 |
7.23 |
7.32 |
6.61 |
1.70 |
1.47 |
FeO |
11.23 |
9.96 |
11.92 |
9.79 |
10.76 |
9.96 |
12.52 |
11.19 |
6.57 |
6.11 |
MnO |
0.55 |
0.51 |
0.50 |
0.56 |
0.71 |
0.52 |
0.61 |
0.50 |
0.15 |
0.15 |
MgO |
13.81 |
12.36 |
15.34 |
13.36 |
12.55 |
15.26 |
14.05 |
13.01 |
18.56 |
17.54 |
CaO |
11.59 |
9.84 |
12.03 |
10.45 |
10.27 |
11.28 |
10.34 |
9.88 |
12.43 |
11.91 |
Na2O |
0.93 |
0.87 |
1.17 |
1.63 |
1.20 |
0.49 |
1.01 |
1.19 |
0.94 |
0.57 |
K2O |
0.43 |
0.65 |
0.23 |
0.50 |
0.21 |
0.23 |
0.39 |
0.26 |
0.07 |
0.09 |
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
SUM |
97.92 |
98.65 |
98.47 |
98.89 |
98.61 |
98.69 |
98.35 |
98.54 |
99.20 |
99.20 |
Si |
7.620 |
7.973 |
7.114 |
7.707 |
7.542 |
7.387 |
7.239 |
7.752 |
8.073 |
8.396 |
Ti |
0.103 |
0.081 |
0.039 |
0.016 |
0.074 |
0.054 |
0.062 |
0.065 |
0.045 |
0.042 |
Al |
0.907 |
1.133 |
1.130 |
1.261 |
1.409 |
1.183 |
1.212 |
1.093 |
0.277 |
0.239 |
Fe |
1.348 |
1.168 |
1.414 |
1.151 |
1.264 |
1.156 |
1.471 |
1.312 |
0.760 |
0.704 |
Mn |
0.067 |
0.061 |
0.060 |
0.067 |
0.084 |
0.061 |
0.073 |
0.059 |
0.017 |
0.018 |
Mg |
2.955 |
2.584 |
3.243 |
2.799 |
2.627 |
3.158 |
2.942 |
2.719 |
3.827 |
3.601 |
Ca |
1.783 |
1.479 |
1.828 |
1.573 |
1.545 |
1.678 |
1.557 |
1.484 |
1.842 |
1.758 |
Na |
0.259 |
0.237 |
0.322 |
0.444 |
0.327 |
0.132 |
0.275 |
0.324 |
0.252 |
0.152 |
K |
0.079 |
0.116 |
0.042 |
0.090 |
0.038 |
0.041 |
0.070 |
0.047 |
0.012 |
0.016 |
Cr |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
SUM |
15.120 |
14.832 |
15.191 |
15.107 |
14.910 |
14.851 |
14.902 |
14.854 |
15.107 |
14.926 |
T Site |
||||||||||
Si |
7.620 |
7.973 |
7.114 |
7.707 |
7.542 |
7.387 |
7.239 |
7.752 |
8.073 |
8.396 |
AlIV |
0.380 |
0.027 |
0.886 |
0.293 |
0.458 |
0.613 |
0.761 |
0.248 |
0.000 |
0.000 |
ΣT (T-Site) |
8.000 |
8.000 |
8.000 |
8.000 |
8.000 |
8.000 |
8.000 |
8.000 |
8.073 |
8.396 |
C Site |
||||||||||
AlVI |
0.527 |
1.106 |
0.244 |
0.968 |
0.951 |
0.570 |
0.451 |
0.844 |
0.277 |
0.239 |
Ti |
0.103 |
0.081 |
0.039 |
0.016 |
0.074 |
0.054 |
0.062 |
0.065 |
0.045 |
0.042 |
Fe3+ |
0.000 |
0.000 |
0.544 |
0.000 |
0.000 |
0.406 |
0.727 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Cr |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Mg |
2.955 |
2.584 |
3.243 |
2.799 |
2.627 |
3.158 |
2.942 |
2.719 |
3.827 |
3.601 |
Fe2+ |
1.348 |
1.168 |
0.870 |
1.151 |
1.264 |
0.750 |
0.744 |
1.312 |
0.760 |
0.704 |
Mn |
0.067 |
0.061 |
0.060 |
0.067 |
0.084 |
0.061 |
0.073 |
0.059 |
0.017 |
0.018 |
Ca |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.073 |
0.396 |
ΣC (C-Site) |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
5.000 |
B Site |
||||||||||
Ca |
1.783 |
1.479 |
1.828 |
1.573 |
1.545 |
1.678 |
1.557 |
1.484 |
1.769 |
1.362 |
Na |
0.217 |
0.237 |
0.172 |
0.427 |
0.327 |
0.132 |
0.275 |
0.324 |
0.231 |
0.152 |
ΣB (B-Site) |
2.000 |
1.715 |
2.000 |
2.000 |
1.872 |
1.810 |
1.832 |
1.808 |
2.000 |
1.514 |
A Site |
||||||||||
Na |
0.042 |
0.000 |
0.150 |
0.018 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.021 |
0.000 |
K |
0.079 |
0.116 |
0.042 |
0.090 |
0.038 |
0.041 |
0.070 |
0.047 |
0.012 |
0.016 |
ΣA (A-Site) |
0.120 |
0.116 |
0.191 |
0.107 |
0.038 |
0.041 |
0.070 |
0.047 |
0.034 |
0.016 |
Mg# |
0.687 |
0.689 |
0.789 |
0.709 |
0.675 |
0.808 |
0.798 |
0.675 |
0.834 |
0.837 |
Nomenclatures |
Actinolite |
Actinolite |
Magnesio-hornblende |
Actinolite |
Actinolite |
Magnesio-hornblende |
Magnesio-hornblende |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
جدول 2- ادامه
Sample No. |
ADN134-19 |
ADN134-20 |
MN41-P4-1 |
MN41-P4-2 |
MN41-P4-3 |
ADN138-P3-6 |
ADN138-P3-7 |
ADN138-P4-11 |
ADN138-P4-12 |
ADN138-P4-13 |
Rock type |
Quartz Monzonite |
Quartz Monzonite |
Monzonite |
|||||||
Geographic coordinates |
N34° 54' 52.55" E48° 09' 49.34" |
N34° 54' 36.28" E48° 09' 51.44" |
N34° 55' 05.49" E48° 10' 04.18" |
|||||||
SiO2 |
63.55 |
57.85 |
59.52 |
66.28 |
57.85 |
64.70 |
59.35 |
61.48 |
68.15 |
61.21 |
TiO2 |
1.75 |
0.57 |
0.19 |
0.12 |
0.57 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
2.32 |
0.00 |
Al2O3 |
9.28 |
5.23 |
7.32 |
6.61 |
5.23 |
0.77 |
2.75 |
1.63 |
1.78 |
2.60 |
FeO |
4.48 |
7.92 |
6.22 |
4.89 |
7.92 |
8.76 |
8.76 |
10.72 |
5.61 |
10.04 |
MnO |
0.07 |
0.15 |
0.12 |
0.09 |
0.15 |
0.17 |
0.19 |
0.17 |
0.07 |
0.17 |
MgO |
6.13 |
13.66 |
13.05 |
9.88 |
13.66 |
13.19 |
10.60 |
11.77 |
9.05 |
13.10 |
CaO |
8.80 |
10.75 |
9.34 |
9.02 |
10.75 |
11.24 |
13.59 |
11.77 |
11.11 |
11.35 |
Na2O |
5.12 |
1.91 |
3.21 |
2.29 |
1.91 |
0.01 |
3.53 |
0.97 |
1.14 |
0.01 |
K2O |
0.14 |
0.21 |
0.19 |
0.16 |
0.21 |
0.04 |
0.07 |
0.03 |
0.01 |
0.05 |
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.12 |
SUM |
99.32 |
98.25 |
99.16 |
99.34 |
98.25 |
98.88 |
98.84 |
98.60 |
99.24 |
98.65 |
Si |
9.31 |
8.21 |
8.32 |
9.26 |
8.21 |
9.07 |
8.99 |
8.87 |
9.82 |
8.61 |
Ti |
0.19 |
0.06 |
0.02 |
0.01 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.25 |
0.00 |
Al |
1.60 |
0.88 |
1.21 |
1.09 |
0.88 |
0.13 |
0.49 |
0.28 |
0.30 |
0.43 |
Fe |
0.55 |
0.94 |
0.73 |
0.57 |
0.94 |
1.03 |
1.11 |
1.29 |
0.68 |
1.18 |
Mn |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
Mg |
1.34 |
2.89 |
2.72 |
2.06 |
2.89 |
2.76 |
2.39 |
2.53 |
1.94 |
2.75 |
Ca |
1.38 |
1.64 |
1.40 |
1.35 |
1.64 |
1.69 |
2.20 |
1.82 |
1.72 |
1.71 |
Na |
1.45 |
0.53 |
0.87 |
0.62 |
0.53 |
0.00 |
1.04 |
0.27 |
0.32 |
0.00 |
K |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
SUM |
15.86 |
15.20 |
15.30 |
15.00 |
15.20 |
14.70 |
16.25 |
15.10 |
15.04 |
14.72 |
T Site |
||||||||||
Si |
9.31 |
8.21 |
8.32 |
9.26 |
8.21 |
9.07 |
8.99 |
8.87 |
9.82 |
8.61 |
AlIV |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
ΣT (T-Site) |
9.31 |
8.21 |
8.32 |
9.26 |
8.21 |
9.07 |
8.99 |
8.87 |
9.82 |
8.61 |
C Site |
||||||||||
AlVI |
1.60 |
0.88 |
1.21 |
1.09 |
0.88 |
0.13 |
0.49 |
0.28 |
0.30 |
0.43 |
Ti |
0.19 |
0.06 |
0.02 |
0.01 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.25 |
0.00 |
Fe3+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
Mg |
1.34 |
2.89 |
2.72 |
2.06 |
2.89 |
2.76 |
2.39 |
2.53 |
1.94 |
2.75 |
Fe2+ |
0.55 |
0.94 |
0.73 |
0.57 |
0.94 |
1.03 |
1.11 |
1.29 |
0.68 |
1.18 |
Mn |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
Ca |
1.31 |
0.21 |
0.32 |
1.26 |
0.21 |
1.07 |
0.99 |
0.87 |
1.82 |
0.61 |
ΣC (C-Site) |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
B Site |
||||||||||
Ca |
0.07 |
1.42 |
1.08 |
0.09 |
1.42 |
0.62 |
1.22 |
0.95 |
0.00 |
1.10 |
Na |
1.45 |
0.53 |
0.87 |
0.62 |
0.53 |
0.00 |
0.78 |
0.27 |
0.32 |
0.00 |
ΣB (B-Site) |
1.53 |
1.95 |
1.95 |
0.71 |
1.95 |
0.62 |
2.00 |
1.22 |
0.32 |
1.11 |
A Site |
||||||||||
Na |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.26 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
ΣA (A-Site) |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.01 |
0.27 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
Mg# |
0.71 |
0.76 |
0.79 |
0.78 |
0.76 |
0.73 |
0.68 |
0.66 |
0.74 |
0.70 |
Nomenclatures |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
Actinolite |
جدول 3- دادههای تجزیه عنصرهای اصلی بهروش ریزکاو الکترونی برای فلدسپارهای درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق (همدان) بههمراه فرمول ساختاریِ بهدستآمده برپایة 8 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی آنها
Sample No. |
ADN126-5 |
ADN126-6 |
ADN126-9 |
ADN126-10 |
ADN126-23 |
ADN126-24 |
ADN134-13 |
ADN134-14 |
ADN134-17 |
ADN134-18 |
Rock type |
Quartz-Syenite |
Quartz-Monzonite |
||||||||
Geographic coordinates |
N34° 54' 59.49" E48° 09' 54.62" |
N34° 54' 52.55" E48° 09' 49.34" |
||||||||
SiO2 |
72.11 |
72.21 |
72.87 |
73.38 |
72.90 |
72.34 |
73.80 |
77.83 |
74.07 |
73.43 |
TiO2 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.04 |
Al2O3 |
16.84 |
16.53 |
16.90 |
16.34 |
16.37 |
16.52 |
17.28 |
12.56 |
16.30 |
16.40 |
FeO |
0.17 |
0.18 |
0.07 |
0.07 |
0.17 |
0.10 |
0.06 |
0.11 |
0.11 |
0.07 |
MgO |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.16 |
0.00 |
0.00 |
CaO |
0.50 |
0.58 |
0.37 |
0.40 |
0.67 |
0.55 |
0.61 |
1.16 |
0.28 |
0.34 |
Na2O |
9.53 |
8.23 |
9.62 |
9.51 |
9.59 |
10.36 |
7.86 |
6.80 |
8.65 |
9.56 |
K2O |
0.73 |
2.19 |
0.10 |
0.17 |
0.25 |
0.10 |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
SUM |
99.89 |
99.93 |
99.94 |
99.88 |
99.95 |
99.97 |
99.68 |
98.67 |
99.76 |
99.89 |
Si |
3.13 |
3.14 |
3.14 |
3.17 |
3.15 |
3.13 |
3.17 |
3.35 |
3.18 |
3.16 |
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Al |
0.86 |
0.85 |
0.86 |
0.83 |
0.83 |
0.84 |
0.87 |
0.64 |
0.26 |
0.83 |
Fe |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mg |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
0.01 |
0.02 |
Na |
0.80 |
0.69 |
0.80 |
0.80 |
0.80 |
0.87 |
0.65 |
0.57 |
0.72 |
0.80 |
K |
0.04 |
0.12 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
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 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
SUM |
4.86 |
4.84 |
4.83 |
4.82 |
4.84 |
4.88 |
4.73 |
4.62 |
4.76 |
4.82 |
Albite |
0.93 |
0.85 |
0.97 |
0.97 |
0.95 |
0.97 |
0.95 |
0.91 |
0.98 |
0.98 |
Anorthite |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.09 |
0.02 |
0.02 |
Orthose |
0.04 |
0.13 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
SUM |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
Nomenclatures |
Albite |
Anorthoclase |
Albite |
Albite |
Albite |
Albite |
Albite |
Albite |
Albite |
Albite |
جدول 3- ادامه
Sample No. |
ADN134-21 |
ADN134-22 |
MN41-P1-2 |
MN41-P1-3 |
MN41-P1-4 |
ADN138-P3-8 |
ADN138-P3-9 |
ADN138-P3-10 |
ADN138-P4-14 |
ADN138-P4-15 |
Rock type |
Quartz-Monzonite |
Quartz-Monzonite |
Monzonite |
|||||||
Geographic coordinates |
N34° 54' 52.55" E48° 09' 49.34" |
N34° 54' 36.28" E48° 09' 51.44" |
N34° 55' 05.49" E48° 10' 04.18" |
|||||||
SiO2 |
74.37 |
89.02 |
67.13 |
64.66 |
67.90 |
70.38 |
75.16 |
77.33 |
72.93 |
78.54 |
TiO2 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Al2O3 |
12.79 |
5.84 |
20.14 |
19.49 |
19.96 |
16.75 |
17.25 |
17.26 |
15.78 |
15.84 |
FeO |
0.06 |
0.19 |
0.21 |
0.15 |
0.09 |
0.09 |
0.11 |
0.05 |
0.08 |
0.10 |
MgO |
0.02 |
0.22 |
0.09 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.27 |
0.01 |
CaO |
4.88 |
0.77 |
0.05 |
0.10 |
0.05 |
0.81 |
2.39 |
0.39 |
0.34 |
0.65 |
Na2O |
7.65 |
3.75 |
10.86 |
11.01 |
10.69 |
11.72 |
4.96 |
4.89 |
10.51 |
4.70 |
K2O |
0.11 |
0.10 |
0.53 |
0.11 |
0.09 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
SUM |
99.88 |
99.89 |
99.01 |
95.54 |
98.73 |
99.77 |
99.91 |
99.95 |
99.94 |
99.87 |
Si |
3.23 |
3.68 |
2.97 |
2.96 |
2.99 |
3.08 |
3.19 |
3.25 |
3.16 |
3.30 |
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Al |
0.66 |
0.29 |
1.05 |
1.05 |
1.04 |
0.87 |
0.86 |
0.86 |
0.81 |
0.78 |
Fe |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mg |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
Ca |
0.23 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.04 |
0.11 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
Na |
0.64 |
0.30 |
0.93 |
0.98 |
0.91 |
1.00 |
0.41 |
0.40 |
0.88 |
0.38 |
K |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
SUM |
4.77 |
4.33 |
4.99 |
5.01 |
4.95 |
4.98 |
4.58 |
4.52 |
4.88 |
4.50 |
Albite |
0.74 |
0.89 |
0.93 |
0.95 |
0.96 |
0.96 |
0.79 |
0.95 |
0.98 |
0.93 |
Anorthite |
0.26 |
0.10 |
0.04 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.21 |
0.04 |
0.02 |
0.07 |
Orthose |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
SUM |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
Nomenclatures |
Oligoclase |
Oligoclase |
Albite |
Albite |
Albite |
Albite |
Oligoclase |
Albite |
Albite |
Albite |
بحث
(الف) عنصرهای خاکی نادر و کمیاب:
نمودارهای فراوانی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده دربرابر ترکیبهای کندریت (Boyton, 1984) و گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) برای نمونههای تودة پلوتونیک آلموقولاق در شکل 7 نشان داده شدهاند.
الگوی روند تغییر فراوانی عنصرهای خاکی نادر در نمونههای بررسیشده کمابیش موازی هم است. این نکته نشاندهندة همانندیِ فرایندهای ماگمایی و خاستگاه یکسان نمونههاست (Kharbish, 2010). در این نمودارها، غنیشدگی عمومی از LREE دربرابر HREE دیده میشود (شکل 7).
شکل 7- نمودارهای بههنجارشده عنصرهای خاکی نادر سنگهای آذرین درونی آلموقولاق دربرابر: a) ترکیب کندریت (Boyton, 1984)؛ b) ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)
غنیشدگی از LREE دربرابر HREE ویژگیِ پهنههای فرورانش است (Fitton et al., 1988). حضور کانی گارنت در سنگ خاستگاه (Kampunzo et al., 2003)، درجه کم ذوببخشی و آلایش ماگما به مواد پوستهای (Almeida et al., 2007)، تبلور و جدایش بلوریِ آمفیبول و پلاژیوکلاز (Tankut et al., 1998) در فرایندهای ماگمایی عوامل غنیشدگی کلی LREE دربرابر HREE هستند (شکل 7). تفریق و تبلور پلاژیوکلاز و آمفیبول نقش اساسی در غنیشدگی LREE دربرابر MREE و HREE و آنومالی منفی Eu دارد (Tankut et al., 1998). الگویی شیبدار REE وابستگی سنگها را دربرابر سری کالکآلکالن نشان میدهد (Machado et al., 2005). آنومالی Eu در سنگهای پلوتونیک آلموقولاق منفی است (شکل 7). فلدسپارها بهعلت جایگزینی Eu بهجای Ca در شبکه بلوری آنها نقش بنیادی در کنترل آنومالی Eu دارند. اگر در هنگام فرایند تبلور ماگما، فلدسپار تبلور و جدایش بلوری پیدا کند و یا در هنگام فرایند ذوببخشی بهعلت کمبودن فعالیت H2O، فلدسپار وارد فاز مذاب نشود و در سنگ خاستگاه بهجای بماند، آنگاه آنومالی Eu در ماگما و سنگ پـدیـدآمـده از آن مـنـفـی میشود (Tepper et al., 1993). آنـومالـی منفی بالاتـرِ Eu در کـوارتـزمونـزونـیتها (Eu/Eu*=0/55) و کـوارتزسینیتهای (Eu/Eu*=0/59) منطقه دربـرابـر دیـوریـت و گـابـرودیـوریـتهـا (89/0 تا 98/=0Eu/Eu*) و مونزونیتها (Eu/Eu*=0/88) (شکل 7)، پیامد تبلور و جدایش بلوری فلدسپارهای کلسیک و تمرکز Eu در دیوریتها و مونزونیتها و بهدنبال آن، تهیشدگی نسبی آن در ماگمای بجاماندة کوارتزمونزونیتها و کوارتزسینیتهاست. آنومالی Yb در دیوریتها و مونزونیتهای منطقه دربرابر کوارتزمونزونیتها و کوارتزسینیتها کمتر است (شکل 7). Yb در ترکیب گارنت سازگار است و اگر گارنت در سنگ خاستگاه باشد، Yb جذب آن میشود و در مذاب پدیدآمده آنومالی آن کاهش پیدا میکند (Kampunzo et al., 2003). آنومالی کم Yb در دیوریتها و مونزونیتها چهبسا پیامد گارنتداربودن سنگ خاستگاه است. الگوی MREE سنگهای منطقه تقعر اندکی دارد (شکل 7). برپایة پیشنهاد Hoskin و همکاران (2000)، تقعر در MREE و آنومالی کم Gd در این گروه از عنصرها، پیامد جدایش بلوری هورنبلند و اسفن است. همچنین، الگوی HREE سنگهای منطقه مسطح است (شکل 7). الگوی مسطح در HREE سنگها را میتواند پیامد وجود آمفیبول در سنگ خاستگاه بجامانده هنگام فرایند ذوببخشی باشد (Zhao et al., 2007).
(ب) محیط زمینساختی:
نمودار تغییرات Rb دربرابر Y+Nb (شکل 8- a) نشان میدهد بیشتر سنگهای پلوتونیک آلموقولاق در محدوده گرانیتوییدهای قوس حاشیه فعال قارهای واقع شدهاند. پراکندگی نسبی نمونهها در این نمودار پیامد آلایش پوستهای است. در نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeO/MgO (شکل 8- b)، نمونههای پلوتونیک آلموقولاق (مگر دیوریتها) در محدوده گرانیتوییدهای نوع A جای گرفتهاند.
شکل 8- نمودارهایهای شناسایی پهنه زمینساختیِ پیدایش سنگهای پلوتونیک آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ b) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeO/MgO (Whalen et al., 1987)
(پ) ذوببخشی و ترکیب سنگ خاستگاه:
نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 9- a) نشان میدهد بیشتر سنگهای پلوتونیک آلموقولاق از ذوببخشی گوشتهای گارنتاسپینللرزولیتی با درجه ذوببخشی نزدیک به 10 درصد پدید آمدهاند. نمونه گرانیتیِ SH267 و نمونه کوارتزمونزونیتیِ SH268 که درصدوزنی SiO2 آنها بیشتر از 69 درصدوزنی است، از ذوببخشی اسپینللرزولیتی بی گارنت پدید آمدهاند.
شکل 9- عنصرهای خاکی نادر برای شناسایی ترکیب و درجة ذوببخشی ماگمای خاستگاه سنگهای توده آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ b) نمودار LaN/SmN دربرابر SmN/YbN (Jourdan et al., 2007; Lei Wang et al., 2011)
به باور Morata و همکاران (2005)، مقدار YbN (Yb دربرابر گوشتهی اولیه بهنجار شده است) در شناسایی خاستگاه ماگمای اولیه کارایی است. به باور این پژوهشگران، با حضور گارنت که فاز بجامانده در گوشتة اولیه است، مقدار YbNدر سنگها کمتر از 10 میشود. مقدار YbN در بیشتر سنگهای پلوتونیک آلموقولاق کمتر از 10 است و میانگین آن برابر با 29/7 است (مگر نمونه گرانیتیSH267 و نمونهای از کوارتزمونزونیت SH268 که اسیدی تر هستند و SiO2 آنها بیشتر از 69 درصدوزنی است). ازاینرو، میتوان گفت که گارنت بهعنوان فاز بجامانده در خاستگاه بیشتر این سنگها حضور دارد و عنصر Yb را در خود جذب و نگهداری میکند. در نمودار شکل 9- B، سه عنصر La (عنصر خاکی نادر سبک)، Sm (عنصر خاکی نادر متوسط) و Yb (عنصر خاکی نادر سنگین) برای بررسی ترکیب سنگ خاستگاه ماگمای سازندة سنگهای منطقه و درجه ذوببخشی آنها بهکار برده شدهاند. نمودار تغییر LaN/SmN دربرابر SmN/YbN (شکل 9- b) نشان میدهد بیشتر سنگهای پلوتونیک آلموقولاق از ذوببخشی گوشته گارنتاسپینللرزولیت با نزدیک به 2 درصد گارنت و 2 درصد اسپینل و درجه ذوببخشی نزدیک به 5 درصد پدید آمدهاند (شکل 9- b). همانگونهکه در این نمودار نیز دیده میشود، نمونه گرانیتی SH267 و نمونهای از کوارتزمونزونیتِ SH268 که SiO2آنها بیشتر از 69 درصدوزنی است در محدوده اسپینللرزولیتِ بی گارنت جای گرفتهاند (شکل 9- b).
(ت) دمافشارسنجی
دمافشارسنجی آمفیبول: مقدار Al(total) در ترکیب آمفیبولها پایة دمافشارسنجی آنهاست. مقدار Al(total) با افزایش فشار در ترکیب آمفیبولها افزایش مییابد (Hammarstrom and Zen., 1986). شماری از پژوهشگران معادلههای بسیاری را برپایة مقدار Al(total) در ترکیب آمفیبولها برای ارزیابی دما و فشار حاکم بر محیط پیدایش سنگهای آذرین پیشنهاد کردهاند (مانند: Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Blundy and Holland, 1990; Vynhal and McSween, 1991; Schmidt, 1992; Holland and Blundy, 1994; Anderson and Smith, 1995; Ridolfi et al. 2010; Putirka, 2016).
در این پژوهش، نمونههای مگنزیوهورنبلندهای با خاستگاه آذرین (نمونههای: ADN126-3، ADN126-8 و ADN134-11) همزیست با نمونههای پلاژیوکلاز (بهترتیب با نمونههای: ADN126-5، ADN126-9 و ADN134-14) برای دمافشارسنجی در سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق بهکار برده شدند (جدولهای 2 و 3؛ شکل 6). همچنین، برنامه کاربردی APG2 (Sayari, 2016) برای ارزیابی شرایط فشار و دمای پیدایش مگنزیوهورنبلندهای با خاستگاه آذرین در سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق بهکار برده شد. دادههای بهدستآمده در جدول 4 و شکل 10 آورده شدهاند.
فشارسنجی آمفیبول: شماری از پژوهشگران به بررسی شرایط فشار پیدایش آمفیبول پرداختهاند. در این پژوهش، معادلههای 1 تا 5 برای سنجش فشارِ پیدایش آمفیبولهای درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق بهکار برده شده و دادههای بهدستآمده در جدول 4 آورده شدهاند.
(1) Hammarstrom and Zen (1986): P (±3kb) =- 3.92+5.03Al (tot)
(2) Hollister et al. (1987): P (±1kb) =- 4.76+5.64Al (tot)
(3) Johnson and Rutherford (1989): P (±1kb) =- 3.46+4.23Al (tot)
(4) Anderson and Smith (1995):
(5) Ridolfi et al. (2010): P (Mpa) = 19.209e (1.438Al (tot)) , R2=0.99
دماسنجی آمفیبول: برای سنجش دمای پیدایش آمفیبولهای درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق، معادله 6 پیشنهادیِ Ridolfi و همکاران (2010) و معادله 7 پیشنهادیِ Putirka (2016) که در زیر آورده شدهاند بهکار برده شدند. دادههای آنها در جدول 4 آورده شدهاند.
(6) T (°C)=- 151.487Si* +2, 041Si*= Si+[4]Al/15- 2[4]Ti- [6]Al/2- [6]Ti/1.8+ Fe3+/9+ Fe+2/3.3+ Mg/26+ BCa/5+ BNa/1.3ANa/15+ A[]/2.3
(7) T (±30°C) = 1781- 132.74Si+116.6Ti- 69.41Fe+101.62Na
دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز: (Blundy and Holland, 1990)، برای دماسنجی پلاژیوکلاز– هورنبلندِ همزیست در سنگهای آذرین اشباع از سیلیس، واکنشهای 1 و 2 بهکار برده میشوند. برپایة این واکنشها و معادلة 9، دماهای 500 تا 1100 درجه سانتیگراد بهدستآورده شده و دادههای آن در جدول 4 آورده شدهاند.
(1) Edenite + 4 Quartz = Termolite + Albite
NaCa2Mg5Si4 (Si3Al)O22 (OH)2+4 SiO2=Ca2 (Mg5.0- 4.5Fe2+0.0- 0.5)Si8O22 (OH)2+NaAlSi3O8
(2) Pargasite + 4 Quartz = Hornblende + Albite
NaCa2 (Mg4Al) (Si6Al2)O22 (OH)2+4 SiO2= (Ca,Na)2–3 (Mg,Fe,Al)5 (Al,Si)8O22 (OH,F)2+NaAlSi3O8
(9)
جدول 4- دادههای دمافشارسنجی آمفیبولهای درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق (همدان)
Samples (Spots) |
ADN126- 3 |
ADN126- 8 |
ADN134- 11 |
|
برآورد فشار برپایة تککانی آمفیبول بهروش شماری از کالیبراسیونهای گوناگون |
||||
P (Kb) (Hammarstrom and Zen, 1986) |
1.765 |
2.032 |
2.178 |
|
P (Kb) (Hollister, 1987) |
1.615 |
1.914 |
2.078 |
|
P (Kb) (Johnson and Rutherford, 1989) |
1.321 |
1.545 |
1.668 |
|
P (Kb) ) (Ridolfi et al., 2010) |
0.976 |
1.053 |
1.098 |
|
برآورد دما برپایة تککانی آمفیبول بهروش شماری از کالیبراسیونهای گوناگون |
||||
T (°C) (Ridolfi et al., 2010) |
778.345 |
771.817 |
767.501 |
|
T (°C) (Putirka, 2016) A |
775.902 |
739.958 |
753.202 |
|
برآورد دما برپایة تککانی آمفیبول و فشار بهدستآمده از کالیبراسیون (Ridolfi et al., 2010) |
||||
T (°C) (Putirka, 2016) B |
776.746 |
748.487 |
757.032 |
|
برآورد فشار برپایة تککانی آمفیبول و دمای بهدستآمده از کالیبراسیون (Ridolfi et al., 2010) |
||||
P (Kb) (Anderson and Smith, 1995) |
0.977 |
1.324 |
1.529 |
|
برآورد فشار برپایة تککانی آمفیبول و دمای بهدستآمده از کالیبراسیون (Putirka, 2016) |
||||
P (Kb) (Anderson and Smith, 1995) |
1.025 |
1.880 |
1.789 |
|
برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار بهدستآمده از کالیبراسیون (Hammarstrom and Zen, 1986) |
||||
T (°C) (Blundy and Holland, 1990) |
633.615 |
563.576 |
603.937 |
|
برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار بهدستآمده از کالیبراسیون (Hollister, 1987) |
||||
T (°C) (Blundy and Holland, 1990) |
635.551 |
565.006 |
605.211 |
|
برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار بهدستآمده از کالیبراسیون (Johnson and Rutherford, 1989) |
||||
T (°C) (Blundy and Holland, 1990) |
639.319 |
569.334 |
610.286 |
|
برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار بهدستآمده از کالیبراسیون (Ridolfi et al., 2010) |
||||
Total average of presser in the Almogholagh igneous rocks |
28/1~ kb |
|||
Total average of temperature in the Almogholagh igneous rocks |
715~ °C |
|||
Emplacement depth of the Almogholagh igneous rocks |
6/4~ Km |
|||
شکل 10- نمودار نمایش ترسیمی دما– فشار پیدایش پلاژیوکلاز– هورنبلند همزیست در سنگهای پلوتونیک آلموقولاق با برنامه کاربردی APG2 (Sayari, 2016)
در معادله 8، برای مقدارهای XAb>0.5، مقدار Y=0 و برای مقدارهای XAb<0.5، مقدارY=-8.06+25.5(1- XAb)2 است. دمای (T) تعادل برپایة کلوین، فشار (P) برپایة کیلوبار، Si شمار کاتیونهای سیلیس در فرمول ساختاری آمفیبول و میزان درصد مولی آلبیت در پلاژیوکلاز هستند. دادههای بهدستآمده از دماسنجی پلاژیوکلاز– هورنبلند همزیست درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق در جدول 4 و شکل 10 آورده شدهاند. در مجموع میانگین دمای کل پیدایش آمفیبولهای درون سنگهای پلوتونیک آلموقولاق 715 درجه سانتیگراد و فشار پیدایش آنها 28/1 کیلوبار است. برپایة اینکه گرادیان فشار در پوسته زمین برابر 28/0 بار بر متر (6/3~ کیلومتر بر کیلوبار) و در گوشته بالایی برابر 33/0 بار بر متر (3~ کیلومتر بر کیلوبار) است (Ghent et al., 1991). پس ژرفای پیدایش سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق (برپایة فشار 28/1~ کیلوبار پیدایش آنها) 6/4~ کیلومتر است.
دما، فشار و ژرفای پیدایش توده پلوتونیک آلموقولاق بهدستآمده از این پژوهش، اختلاف معنیداری با دادههای بهدستآمده از برخی بررسیهای پیشین روی توده پلوتونیک آلموقولاق دارد؛ بهگونهایکه Jamshidibadr (1394)، دمای پیدایش سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق را 900- 750 درجه سانتیگراد و فشار پیدایش آنها را 7- 6 کیلوبار (ژرفای 22- 19 کیلومتر) برآورد کرده است و Amiri و همکاران (2016)، دمای پیدایش سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق را 719- 714 درجه سانتیگراد، فشار پیدایش آنها را 5/7- 5/6 کیلوبار و ژرفای پیدایش آنها را 28- 24 کیلومتر بهدست آوردهاند. دادههای بهدستآمده از بررسیهای صحرایی و نمونهبرداری با شمار کمابیش فراوان (200~ نمونه) از این توده و رسم دقیق چگونگی گسترش واحدهای گوناگون سنگ این توده با نرمافزار ArcGIS-9.3 نشان میدهند گسترش سطحی توده پلوتونیک آلموقولاق بسیار کمتر از حجم یک توده باتولیتی (100 km2) است که در برخی بررسیهای پیشین (مانند: Amiri et al., 2016) گفته شده است. همانگونهکه در برخی بررسیهای پیشین نیز (مانند: Valizadeh and Zarian, 1976) گفته شده است، اندازه این توده بهاندازة یک استوک (10~ کیلومترمربع) است. همچنین، اندازه کمابیش کوچک دانههای سازندة سنگهای این توده (mm 1~) و بافتهایی مانند اینترگرانولار، سرعت سردشدگی بالا، حجم کوچک و ژرفای جایگزینی کم این توده را نشان میدهند.
نتیجهگیری
توده پلوتونیک آلموقولاق به مساحت تقریبی 10 کیلومترمربع و بهصورت استوک در دو مرحله و در ژرفای کم پوسته جایگزین شده است. دیوریت و گابرودیوریت، مونزودیوریت، کوارتزمونزودیوریت، مونزونیت و کوارتزمونزونیت از سنگهای مرحله نخست جایگیری هستند. این سنگها درون سنگهای کهنتر با ترکیب متاپلیتیک و متاکربنات نفوذ کردهاند. سینیت، کوارتزسینیت و آلکالیگرانیت از سنگهای مرحله دوم جایگیری هستند و درون سنگهای گروه نخست و سنگهای کهنتر نفوذ کردهاند. دادههای بهدستآمده از دمافشارسنجی روی آمفیبول و پلاژیوکلاز نشان میدهند میانگین دمای پیدایش توده پلوتونیک آلموقولاق 715~ درجه سانتیگراد و میانگین فشار پیدایش آن 18/2~ کیلوبار است. ویژگیهای بافتی و دمافشارسنجی نشاندهندة جایگیری این توده در ژرفای کم (5~ کیلومتر) است. ماگمای سازندة سنگهای توده پلوتونیک آلموقولاق از ذوببخشی گارنتاسپینللرزولیت گوشتة تهیشده در درجة کم ذوببخشی (%7~) پدید آمده است.
سپاسگزاری
هزینههای انجام این پژوهش از پژوهانة نگارندة نخست پرداخت شده است. از همکاری معاونت گرامی پژوهشی دانشگاه بوعلیسینا همدان برای پرداخت هزینهها سپاسگزاری میشود.