Document Type : Original Article
Authors
1 geology, Faculty of Science,Bu Ali sina University, Hamedan
2 دانشگاه بوعلی سینا
3 Bu-Ali Sina University
Abstract
Keywords
سنگشناسی سنگهای گرانیتی از موضوعاتی است که از دیرباز زمینشناسان به بررسی آن پرداختهاند؛ بهگونهایکه از دیدگاه خاستگاه و پهنة زمینساختی ردهبندیهای گوناگونی برای آنها بهکار رفته است. از مهمترین ردهبندیها، تفکیک گرانیتها به انواع I و S بوده است. Chappell و White (1974) این ردهبندی را برپایة ویژگیهای زمینشناسی گوناگون آنها انجام دادهاند.
گرانیتوییدها سازندة اصلی پهنههای کوهزایی هستند و تنوع ترکیبی گستردهای دارند (Kaygusuz et al., 2008). ازاینرو، گرانیتوییدهایی که از دیدگاه ترکیبی خوب شناخته شوند، به گسترش و تکمیل اطلاعات لازم در ارتباط با پوستة قارهای کمک میکنند (Barbarin, 1999).
گرانیتهای گروه S پیامد برخورد قارهای هستند و از ذوببخشی سنگهای رسوبی دگرگونشده یا سنگهای پوستهای پدید میآیند. این ذوببخشی چهبسا در پی فشار لیتواستاتیک روی میدهد. بیشتر این گرانیتها رنگ روشن دارند. لوکوگرانیتها مهمترین سنگهای پدیدآمده در پهنههای کوهزایی برخوردی هستند. آنها معمولاً در سکانسی از سنگهای رسوبی تغییریافته در بخشهای بالایی پوستة قارهای ضخیمشده دیده میشوند. خاستگاه لوکوگرانیتها معمولاً مربوط به متاپلیتهای پوستة میانی است تا سنگهای قاعدهای پوستة زیرین (Deniel et al., 1987; Le Fort and Guillot, 1995).
لوکوگرانیتها سنگهای گرانیتی با ظاهری روشن و بدون حضور کانیهای تیره، پرآلومینوس هستند. بیشتر این نوع گرانیتها در پهنههای کوهزایی برخورد قارهای گزارش میشوند. ماگمای لوکوگرانیتها از ذوب سنگهای مادر پلیتی جدا شده است و پیامد فرایندهای دگرگونی و دگرریختی در بخشهای بالایی پوستة ضخیمشده هستند. چندین سازوکار برای پیدایش گرانیتوییدهای پرآلومینوس پیشنهاد شده است (Saleh and El-Nisr, 2013):
1- ترکیب گرانیتهای پرآلومینوس وابسته به یک سنگ خاستگاه پرآلومینوس است؛
2- ترکیب گرانیتهای پرآلومینوس چهبسا دستکم بهصورت بخشی پیامد واکنش با سنگهای میزبان باشد؛
3- ترکیب گرانیتهای پرآلومینوس دستکم بهصورت بخشی پیامد واکنش میان ماگما (در مراحل پایانی تبلور) و یا سنگهای کمابیش جامد با گرمابه است.
در منطقة خاور تکاب دو تودة نفوذی با سیمای کاملاً متفاوت رخنمون دارند که شامل تودة نفوذی شهرک با ترکیب دیوریت تا مونزونیت و تودة نفوذی آیقلعهسی با ترکیب مسکوویتگرانیت هستند. بهعلت وجود کانسار آهن شهرک و کوکورا و نیز معدن غیرفعال سرب و روی آیقلعهسی در این منطقه بررسیهای فراوانی دربارة پیدایش این کانسارها انجام شده است، برای نمونه، Azizi-Shotorkhoft (2003)، سنگهای دگرگونی همبری پیرامون اسکارن آهن منطقه شهرک را بررسی کرده است و محلولهای گرمابی پدیدآمده از تودههای ماگمایی اسیدی و حدواسط را عامل دگرگونی همبری، متاسوماتیسم و اسکارنزایی آهن در منطقه دانسته است.
Kamran و همکاران (2017)، در «مطالعه پتروگرافی و پتروژنز گرانیت آیقلعهسی در شرق تکاب (شمالغربی ایران)»، این توده را پرآلومینوس، کالکآلکالن و تیپ S دانستهاند. همچنین، پهنة زمینساختی و جایگیری این توده را همزمان با برخورد و وابسته به پهنة برخوردی صفحههای قارهای ایران مرکزی و عربستان شناسایی کردهاند.
Shirkhani (2007) کانیشناسی، زمینشیمی و پیدایش کانسار روی- سرب و عنصرهای همراه در کانسار آیقلعهسی را بررسی کرده است.
از آنجاییکه تا کنون بررسی جامعی دربارة کانیشناسی و خاستگاه این تودة نفوذی انجام نشده است، در این مقاله به بررسی کانیشناسی، زمینشیمی، پهنة زمینساختی و خاستگاه مسکوویتگرانیت خاور تکاب پرداخته میشود.
زمینشناسی
تودة نفوذی آیقلعهسی در شمالباختری ایران و 25 کیلومتری خاور- جنوبخاوری شهر تکاب و در شمالخاوری روستای آیقلعهسی رخنمون دارد. از دیدگاه جغرافیایی، رخنمون این توده در دو استان آذربایجان غربی و کردستان دیده میشود و در مختصات عرض جغرافیایی شمالی "47´20°36 تا "50´36°21 و طول جغرافیایی خاوری "33´22°47 تا "14´24°47 جای دارد. برپایة ردهبندی ساختاری ایران، منطقة بررسیشده در محل برخورد پهنة ساختاری سنندج- سیرجان با پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر جای دارد (Stӧcklin, 1968) (شکل 1).
بارزترین رخداد دگریختی و دگرگونی پهنة سنندج- سیرجان به پدیده باز و بستهشدن اقیانوس تتیس جوان وابسته است و به دورههای ژوراسیک و کرتاسه بر میگردد (Ghasemi and Talbot, 2006). پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر با پهنای 100 کیلومتر و درازای بیشتر از 2000 کیلومتر، از شمالباختری به جنوبخاوری گسترش مییابد و در پی فرورانش نئوتتیس به سوی شمالخاوری در راستای خط درز زاگرس پدید آمده است (Stӧcklin, 1968; Alavi, 1994; Agard et al., 2005; Stampfli, 2000; Ghasemi and Talbot, 2006).
شکل 1- جایگاه منطقة بررسیشده در محل برخورد پهنة ساختاری سنندج- سیرجان با پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر (Stӧcklin, 1968)
در ناحیة تکاب- انگوران، پیسنگ پهنة سنندج- سیرجان شامل گنایس، شیست، آمفیبولیت، مرمر و دولومیت بهصورت بالاآمده است. سنگهای دگرگونی کرتاسه در خاور منطقه بررسیشده رخنمون دارند و شامل اسلیت و فیلیت هستند. پیسنگ با یک ناپیوستگی در زیر توالی از رسوبهای دریایی و قارهای، سنگهای آتشفشانی سازند قم قرمز پایینی و قرمز بالایی، به سن الیگومیوسن- میوسن، جای گرفته است (Fonoudi, 1998) (شکل 2).
شکل 2- جایگاه تودة نفوذی بررسیشده روی نقشة زمینشناسی سادهشده (برگرفته از Fonoudi، 1998، 2000)
رسوبگذاری پالئوژن پسین تا نئوژن پیشین مربوط به فاز کششی درونکمانی است و با فعالیتهای گسترده آتشفشانی و بیرونآمدن سریع پیسنگ و پیدایش مجموعههای با هسته دگرگونی (core complexes) در راستای گسلهای جدایشی (detachment faults) با زاویه کم همراه بوده است (Stockli et al., 2004).
در پلیوسن، مجموعههای بزرگ با هستة دگرگونی انگوران در خاور راندگی و در راستای گسل قینرجه- چارطاق روی حوضة گرابن ترشیری تکاب در باختر قرار دارند (Daliran et al., 2013).
در ناحیة تکاب، واحدهای متاالترامافیک و سنگهای دگرگونی (مانند: گنایس، شیست، مرمر و آمفیبولیت) بهعنوان بجاماندههایی از پهنة پروتوتتیس (که در پی کوهزایی پانآفریکن بسته شده است) دانسته میشوند (Saki, 2010).
سنگهای منطقه بررسیشده از قدیم به جدید عبارتند از: دگرگونههای پرکامبرین- پالئوزوییک (شیست، مرمر، کمی آمفیبولیت و گنایس)، شیل، اسلیت و فیلیتهای کرتاسه، سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن، رسوبهای آواری الیگوسن، رسوبهای آواری- آهکی الیگومیوسن، رسوبهای آواری میوپلیوسن و رسوبهای کواترنری هستند. رسوبهای کواترنری (کنگلومراهای سختنشده و رسوبهای گستردة تراورتنی) در منطقة تکاب بهصورت گسترده دیده میشوند (شکل 1). برپایة نقشة زمینشناسی، با مقیاس 1:100000 تکاب هیچ واحد سنگی به سن تریاس و ژوراسیک در منطقه بررسیشده دیده نمیشود (Fonoudi, 2000). گمان میرود واحدهای سنگی یادشده در پهنة ساختاری سنندج- سیرجان رخنمون دارند.
تودة نفوذی بررسیشده با ترکیب مسکوویتگرانیت در پی نفوذ در ماسهسنگهای ائوسن، نوار باریکی در حاشیة خود را بهشدت دچار خردشدگی و دگرسانی کرده است. با توجه به جایگزینی آن در واحدهای ماسهسنگی ائوسن میتوان زمان پس از ائوسن (الیگوسن؟) را برای آن در نظر گرفت. در این میان واحد دگرگونی هورنفلس در جنوب منطقة بررسیشده و در محل برخورد واحدهای ماسهسنگی ائوسن رخنمون دارد و به احتمال بالا بخشی از واحدهای رسوبی ائوسن است که در پی تماس با تودههای نفوذی دگرگون شده است. تودة نفوذی بررسیشده به رنگ روشن و ترکیب اصلی مسکوویتگرانیت و در بخشهایی پگماتیت گرانیت است (شکل 2).
روش انجام پژوهش
برای بررسیهای سنگشناسی و زمینشیمیایی روی سنگهای تودة نفوذی، پس از بررسی شواهد صحرایی و بازدید از رخنمونهای گوناگون، شمار 40 نمونه سنگی از این تودة نفوذی برداشت شد. در مرحله بعد، از آنها مقطع نازک میکروسکوپی ساخته شد. پس از بررسیهای دقیق سنگنگاری شمار 5 نمونة سالم و هوانزده برای بررسیهای زمینشیمیایی برگزیده شد. نمونهها پس از خردایش و آمادهسازی در دانشگاه بوعلیسینا، برای تجزیة شیمیایی و اندازهگیری عنصرهای اصلی و کمیاب با روش ICP-MS به آزمایشگاه Acme کانادا فرستاده شد (جدول 1). همچنین، در این مقاله برای مقایسه، از نتایج بررسیهای Kamran و همکاران (2017) نیز بهره گرفته شد.
جدول 1- دادههای تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، عنصرهای کمیاب و خاکی نادر تودة نفوذی آیقلعهسی(اکسیدها برپایة درصدوزنی و عنصرها برپایة بخش در میلیون (ppm) هستند)
|
Sample No. |
Tb02 |
Tb04 |
Tb06 |
Tb08 |
Tb12 |
|
SiO2 |
76.88 |
75.6 |
75.69 |
77.92 |
75.26 |
|
TiO2 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
|
Al2O3 |
13.57 |
14.31 |
14.01 |
12.9 |
14.43 |
|
Fe2O3 |
0.69 |
0.79 |
0.76 |
0.55 |
0.7 |
|
MnO |
0.0075 |
0.05 |
0.02 |
0.0075 |
0.06 |
|
MgO |
0.13 |
0.07 |
0.06 |
0.12 |
0.07 |
|
CaO |
0.32 |
0.75 |
0.63 |
0.07 |
0.58 |
|
Na2O |
3.52 |
3.98 |
4.02 |
3.17 |
4.03 |
|
K2O |
4.07 |
3.73 |
4.21 |
4.31 |
4.07 |
|
P2O5 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
|
Cr2O3 |
0.004 |
0.003 |
0.004 |
0.005 |
0.004 |
|
LOI |
0.7 |
0.6 |
0.5 |
0.9 |
0.7 |
|
Ba |
100 |
46 |
51 |
101 |
54 |
|
Ni |
15 |
15 |
15 |
15 |
15 |
|
Sc |
2 |
2 |
2 |
<1 |
2 |
|
Be |
<1 |
3 |
1 |
<1 |
2 |
|
Co |
0.15 |
0.15 |
0.15 |
0.15 |
0.15 |
|
Cs |
4.1 |
6 |
1.7 |
4.6 |
3.8 |
|
Ga |
20.5 |
24.3 |
25 |
19.5 |
25.2 |
|
Hf |
0.5 |
1.9 |
1.5 |
2 |
1.6 |
|
Nb |
18.2 |
22.2 |
17.6 |
7.4 |
28.8 |
|
Rb |
194.7 |
197.8 |
169.6 |
140.7 |
236.5 |
|
Sn |
1 |
2 |
2 |
<1 |
2 |
|
Sr |
47.2 |
33.8 |
31.7 |
40.4 |
27.8 |
|
Ta |
1.8 |
2.2 |
1.1 |
0.5 |
2.1 |
|
Th |
5.6 |
8 |
5.4 |
4.3 |
7.9 |
|
U |
1.2 |
2.6 |
1.9 |
1.4 |
2.4 |
|
V |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
|
W |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
|
Zr |
6.8 |
36.8 |
29.3 |
39.6 |
30.6 |
|
Y |
20 |
33.5 |
33.5 |
27.9 |
30.8 |
|
La |
6.1 |
11.6 |
8.9 |
5.9 |
8.3 |
|
Ce |
10.9 |
20 |
15.3 |
10.1 |
13.8 |
|
Pr |
1.22 |
2.23 |
1.75 |
1.18 |
1.71 |
|
Nd |
3.9 |
7.6 |
6.6 |
3.7 |
6.3 |
|
Sm |
1.54 |
2.22 |
1.88 |
1.27 |
1.86 |
|
Eu |
0.15 |
0.28 |
0.17 |
0.18 |
0.12 |
|
Gd |
1.95 |
2.76 |
2.64 |
1.79 |
2.63 |
|
Tb |
0.44 |
0.64 |
0.62 |
0.48 |
0.57 |
|
Dy |
2.71 |
4.41 |
4.35 |
3.66 |
4.24 |
|
Ho |
0.57 |
0.99 |
0.93 |
0.77 |
0.84 |
|
Er |
1.68 |
3.04 |
3.05 |
2.36 |
2.76 |
|
Tm |
0.25 |
0.51 |
0.47 |
0.39 |
0.45 |
|
Yb |
1.63 |
3.48 |
3.12 |
2.31 |
2.95 |
|
Lu |
0.24 |
0.54 |
0.46 |
0.35 |
0.43 |
|
CNK |
7.91 |
8.46 |
8.86 |
7.55 |
8.68 |
|
A/CNK |
1.72 |
1.69 |
1.58 |
1.71 |
1.66 |
برای بررسیهای کانیشناسی، شمار 4 نمونه برای تجزیة ریزکاوالکترونی برگزیده شد. بررسیهای شیمیکانی و تهیه تصویرهای الکترونی از کانیهای پلاژیوکلاز، مسکوویت و گارنت در آزمایشگاه کانیشناسی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران انجام شد. تجزیهها با دستگاه EPMA، مدل Cameca، SX100 با ولتاژ 15 کیلوالکترون ولت، اندازه پرتوی الکترونی 5- 3 میکرون و جریان 20 نانوآمپر انجام شد.
برای بهدستآوردن فرمول ساختاری کانیها و Fe3+ و رسم نمودارها از نرمافزارهای Minpet، Mineral Spreadsheets و برپایة روش Russell و همکاران (1999) بهره گرفته شده است (جدولهای 2 تا 4).
جدول 2- دادههای تجزیة ریزکاوالکترونی (برپایة درصدوزنی) برای 11 نمونه پلاژیوکلاز در 2 نمونه سنگیِ تودة نفوذی آیقلعهسی بههمراه مقدار کاتیونی عنصرها برپایة 8 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی آنها
|
Sample No |
Tb12/7 |
Tb12/8 |
Tb12/9 |
Tb12/10 |
Tb12/15 |
Tb12/16 |
Tb14/17 |
Tb14/18 |
Tb14/19 |
Tb14/20 |
Tb14/21 |
|
SiO2 |
63.84 |
63.64 |
64.83 |
66.1 |
66.93 |
65.6 |
63.94 |
64.1 |
66.21 |
65.76 |
64.81 |
|
TiO2 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al2O3 |
22.95 |
22.72 |
22.61 |
22.63 |
21.19 |
21.86 |
22.34 |
22.47 |
21.35 |
21.49 |
22.3 |
|
FeO |
0.00 |
0.06 |
0.07 |
0.11 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
MnO |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
|
MgO |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
CaO |
2.38 |
2.38 |
2.33 |
2.12 |
1.14 |
2.28 |
2.31 |
2.3 |
2.1 |
2.26 |
2.21 |
|
Na2O |
10.27 |
9.84 |
10.42 |
9.84 |
11.47 |
9.66 |
10.62 |
9.96 |
10.21 |
11.1 |
10.61 |
|
K2O |
0.11 |
0.08 |
0.13 |
0.08 |
0.05 |
0.13 |
0.09 |
0.06 |
0.05 |
0.05 |
0.14 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
99.56 |
98.73 |
100.39 |
100.92 |
100.79 |
99.54 |
99.32 |
98.91 |
99.93 |
100.68 |
100.08 |
|
Si |
2.81 |
2.84 |
2.83 |
2.89 |
2.90 |
2.91 |
2.82 |
2.85 |
2.92 |
2.86 |
2.84 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
1.19 |
1.19 |
1.16 |
1.17 |
1.08 |
1.14 |
1.16 |
1.18 |
1.11 |
1.10 |
1.15 |
|
Fe |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.11 |
0.11 |
0.11 |
0.10 |
0.05 |
0.11 |
0.11 |
0.11 |
0.10 |
0.11 |
0.10 |
|
Na |
0.88 |
0.85 |
0.88 |
0.83 |
0.96 |
0.83 |
0.91 |
0.86 |
0.87 |
0.93 |
0.90 |
|
K |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
|
Cr3+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Sum |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
5.00 |
|
Albite |
0.89 |
0.88 |
0.89 |
0.89 |
0.95 |
0.89 |
0.89 |
0.89 |
0.90 |
0.90 |
0.90 |
|
Orthoclase |
0.19 |
0.19 |
0.17 |
0.15 |
0.09 |
0.13 |
0.17 |
0.17 |
0.10 |
0.11 |
0.16 |
|
Anorthite |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
جدول 3- دادههای تجزیة ریزکاوالکترونی (برپایة درصدوزنی) برای 10 نمونه مسکوویت در 4 نمونه سنگیِ تودة نفوذی آیقلعهسی بههمراه مقدار کاتیونی عنصرها برپایة 22 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی آنها
|
Sample No |
Tb4 |
Tb5 |
Tb6 |
Tb7 |
Tb8 |
Tb9 |
Tb10 |
Tb11 |
Tb12 |
Tb13 |
|
SiO2 |
46.23 |
46.35 |
45.87 |
45.23 |
46.21 |
45.63 |
46.11 |
45.71 |
45.31 |
46.31 |
|
TiO2 |
0.17 |
0.17 |
0.45 |
0.4 |
0.39 |
0.39 |
0.35 |
0.41 |
0.39 |
0.37 |
|
Al2O3 |
34.87 |
35.28 |
32.71 |
34.14 |
33.8 |
35.17 |
36.08 |
33.82 |
34.44 |
33.11 |
|
FeO |
4.18 |
4.19 |
5.12 |
4.73 |
4.4 |
4.11 |
4.45 |
5.03 |
4.61 |
4.51 |
|
MnO |
0.05 |
0.01 |
0.00 |
0.04 |
0.02 |
0.05 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
|
MgO |
0.53 |
0.53 |
0.69 |
0.6 |
0.6 |
0.63 |
0.51 |
0.61 |
0.62 |
0.66 |
|
CaO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Na2O |
0.28 |
0.39 |
0.20 |
0.37 |
0.21 |
0.21 |
0.29 |
0.22 |
0.29 |
0.24 |
|
K2O |
9.24 |
10.32 |
9.27 |
10.46 |
9.73 |
9.41 |
9.21 |
9.31 |
10.11 |
9.96 |
|
Total |
95.55 |
97.24 |
94.31 |
95.97 |
95.36 |
95.6 |
97.02 |
95.14 |
95.8 |
95.18 |
|
Si |
6.169 |
6.121 |
6.242 |
6.092 |
6.208 |
6.097 |
6.067 |
6.165 |
6.092 |
6.248 |
|
Ti |
0.017 |
0.017 |
0.046 |
0.041 |
0.039 |
0.039 |
0.035 |
0.042 |
0.039 |
0.038 |
|
Al |
5.485 |
5.492 |
5.247 |
5.420 |
5.352 |
5.539 |
5.596 |
5.376 |
5.458 |
5.265 |
|
Fe |
0.466 |
0.463 |
0.583 |
0.533 |
0.494 |
0.459 |
0.490 |
0.567 |
0.518 |
0.509 |
|
Mn |
0.006 |
0.001 |
0.000 |
0.005 |
0.002 |
0.006 |
0.002 |
0.003 |
0.003 |
0.002 |
|
Mg |
0.105 |
0.104 |
0.140 |
0.120 |
0.120 |
0.125 |
0.100 |
0.123 |
0.124 |
0.133 |
|
Ca |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
|
Na |
0.072 |
0.100 |
0.053 |
0.097 |
0.055 |
0.054 |
0.074 |
0.058 |
0.076 |
0.063 |
|
K |
1.573 |
1.738 |
1.609 |
1.797 |
1.667 |
1.604 |
1.546 |
1.602 |
1.734 |
1.714 |
|
Sum |
13.89 |
14.03 |
13.91 |
14.10 |
13.93 |
13.92 |
13.910 |
13.935 |
14.045 |
13.971 |
|
Fe/(Fe+Mg) |
0.816 |
0.816 |
0.806 |
0.816 |
0.804 |
0.785 |
0.83 |
0.82 |
0.80 |
0.79 |
|
AlIV |
1.831 |
1.879 |
1.758 |
1.908 |
1.792 |
1.903 |
1.933 |
1.835 |
1.908 |
1.75 |
|
AlVI |
3.654 |
3.612 |
3.489 |
3.512 |
3.560 |
3.636 |
3.663 |
3.541 |
3.550 |
3.513 |
|
Si/2 |
3.085 |
3.060 |
3.121 |
3.046 |
3.104 |
3.048 |
3.034 |
3.082 |
3.046 |
3.124 |
|
Ti/2 |
0.009 |
0.008 |
0.023 |
0.020 |
0.020 |
0.020 |
0.017 |
0.021 |
0.020 |
0.019 |
|
Al/2 |
2.742 |
2.746 |
2.623 |
2.710 |
2.676 |
2.770 |
2.798 |
2.688 |
2.729 |
2.633 |
|
Fe/2 |
0.233 |
0.231 |
0.291 |
0.266 |
0.247 |
0.230 |
0.245 |
0.284 |
0.259 |
0.254 |
|
Mn/2 |
0.003 |
0.001 |
0.000 |
0.002 |
0.001 |
0.003 |
0.001 |
0.002 |
0.002 |
0.001 |
|
Mg/2 |
0.053 |
0.052 |
0.070 |
0.060 |
0.060 |
0.063 |
0.050 |
0.061 |
0.062 |
0.066 |
|
Ca/2 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
|
Na/2 |
0.036 |
0.050 |
0.026 |
0.048 |
0.027 |
0.027 |
0.037 |
0.029 |
0.038 |
0.031 |
|
K/2 |
0.786 |
0.869 |
0.805 |
0.899 |
0.834 |
0.802 |
0.773 |
0.801 |
0.867 |
0.857 |
|
Celadonite |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
|
Pargasite |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
|
Phlogopite |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Eastonite |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Annite |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Moscuvite |
0.96 |
0.95 |
0.97 |
0.95 |
0.97 |
0.97 |
0.95 |
0.97 |
0.96 |
0.96 |
|
Paragonite |
0.04 |
0.05 |
0.03 |
0.05 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
جدول 4- دادههای تجزیة ریزکاوالکترونی (برپایة درصدوزنی) برای 16 نمونه گارنت در 4 نمونه سنگیِ تودة نفوذی آیقلعهسی بههمراه مقدار کاتیونی عنصرها برپایة 12 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی آنها
|
Sample No |
G1 |
G2 |
G3 |
G4 |
G5 |
G6 |
G7 |
G8 |
G9 |
G10 |
G11 |
G12 |
G13 |
G14 |
G15 |
G16 |
|
SiO2 |
36.16 |
35.39 |
35.4 |
35.18 |
36.14 |
36.41 |
36.1 |
36.31 |
35.7 |
36.23 |
36.13 |
35.66 |
36.11 |
35.14 |
36.23 |
35.76 |
|
TiO2 |
0.08 |
0.13 |
0.16 |
0.19 |
0.13 |
0.39 |
0.07 |
0.31 |
0.09 |
0.15 |
0.09 |
0.30 |
0.18 |
0.20 |
0.10 |
0.20 |
|
Al2O3 |
20.23 |
20.47 |
20.52 |
21.2 |
21.24 |
20.91 |
21.15 |
20.97 |
21.46 |
20.3 |
20.11 |
20.93 |
21.31 |
20.18 |
20.21 |
21.03 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
|
FeO |
16.97 |
19.39 |
21.18 |
18.87 |
20.89 |
21.04 |
22.41 |
20.66 |
19.4 |
20.1 |
19.69 |
19.21 |
20.1 |
21.11 |
20.3 |
21.1 |
|
MnO |
25.57 |
22.84 |
20.84 |
22.06 |
20.48 |
19.23 |
19.34 |
20.61 |
21.1 |
22.01 |
22.3 |
21.71 |
21.2 |
22.1 |
21.5 |
19.86 |
|
MgO |
0.26 |
0.35 |
0.45 |
0.35 |
0.37 |
0.45 |
0.4 |
0.28 |
0.3 |
0.23 |
0.3 |
0.22 |
0.32 |
0.41 |
0.43 |
0.48 |
|
CaO |
1.53 |
1.39 |
1.48 |
1.43 |
1.27 |
1.27 |
1.12 |
1.26 |
1.51 |
1.32 |
1.4 |
1.22 |
1.47 |
1.41 |
1.56 |
1.36 |
|
Total |
100.8 |
99.96 |
100.04 |
99.3 |
100.53 |
99.7 |
100.59 |
100.41 |
99.56 |
100.34 |
100.03 |
99.25 |
100.7 |
100.57 |
100.34 |
99.79 |
|
Si |
2.95 |
2.91 |
2.91 |
2.91 |
2.95 |
2.99 |
2.95 |
2.97 |
2.94 |
2.97 |
2.97 |
2.95 |
2.94 |
2.88 |
2.97 |
2.94 |
|
Ti |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Al |
1.95 |
1.99 |
1.99 |
2.06 |
2.04 |
2.03 |
2.03 |
2.02 |
2.08 |
1.96 |
1.95 |
2.04 |
2.05 |
1.95 |
1.95 |
2.04 |
|
Cr |
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 |
|
Fe3+ |
0.14 |
0.17 |
0.17 |
0.10 |
0.04 |
- 0.06 |
0.06 |
0.00 |
0.03 |
0.07 |
0.09 |
0.02 |
0.05 |
0.26 |
0.10 |
0.06 |
|
Fe2+ |
1.02 |
1.16 |
1.28 |
1.20 |
1.39 |
1.51 |
1.47 |
1.42 |
1.30 |
1.31 |
1.26 |
1.31 |
1.32 |
1.18 |
1.29 |
1.39 |
|
Mn |
1.77 |
1.59 |
1.45 |
1.54 |
1.42 |
1.34 |
1.34 |
1.43 |
1.47 |
1.53 |
1.55 |
1.52 |
1.46 |
1.53 |
1.49 |
1.38 |
|
Mg |
0.03 |
0.04 |
0.06 |
0.04 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
|
Ca |
0.13 |
0.12 |
0.13 |
0.13 |
0.11 |
0.11 |
0.10 |
0.11 |
0.13 |
0.12 |
0.12 |
0.11 |
0.13 |
0.12 |
0.14 |
0.12 |
|
Total |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
8.00 |
|
A |
0.48 |
0.45 |
0.43 |
0.45 |
0.42 |
0.39 |
0.40 |
0.41 |
0.44 |
0.42 |
0.43 |
0.43 |
0.43 |
0.44 |
0.42 |
0.41 |
|
F |
0.50 |
0.53 |
0.55 |
0.53 |
0.57 |
0.59 |
0.58 |
0.58 |
0.55 |
0.56 |
0.56 |
0.56 |
0.55 |
0.54 |
0.56 |
0.56 |
|
M |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
|
Almandine |
34.61 |
39.82 |
43.95 |
41.29 |
46.85 |
50.09 |
49.72 |
47.39 |
44.26 |
43.87 |
42.44 |
44.20 |
44.80 |
40.95 |
43.47 |
47.11 |
|
Spessartine |
59.80 |
54.51 |
49.69 |
52.90 |
47.87 |
44.38 |
45.31 |
47.77 |
49.97 |
51.30 |
52.18 |
51.24 |
49.54 |
53.04 |
50.16 |
46.84 |
|
Pyrope |
1.07 |
1.47 |
1.89 |
1.48 |
1.52 |
1.83 |
1.65 |
1.14 |
1.25 |
0.94 |
1.24 |
0.91 |
1.32 |
1.73 |
1.77 |
1.99 |
|
Grossular |
4.23 |
3.86 |
4.11 |
4.14 |
3.68 |
3.83 |
3.22 |
3.70 |
4.45 |
3.76 |
3.96 |
3.61 |
4.25 |
3.77 |
4.38 |
3.94 |
|
Andradite |
0.29 |
0.33 |
0.36 |
0.20 |
0.07 |
- 0.12 |
0.10 |
- 0.01 |
0.07 |
0.14 |
0.18 |
0.03 |
0.10 |
0.51 |
0.22 |
0.12 |
|
Uvarovite |
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 |
سنگنگاری
از دیدگاه سنگشناسی، تودة گرانیتی آیقلعهسی ترکیب کمابیش یکنواختی دارد و در نمونة دستی و سطح شکست تازه، به رنگ سفید و درشت بلور دیده میشود (شکل 3). در پی نفوذ این توده در ماسهسنگهای ائوسن و پیدایش هالة پختگی و دگرسانی باریک در این سنگها، سن آن پس از ائوسن دانسته میشود.
شکل 3- A) موقعیت تودة نفوذی بررسیشده روی تصویر ماهوارهای، B) همبری تودة گرانیتی با ماسهسنگهای ائوسن، C) نمونة مسکوویتگرانیت در نمونة دستی
در نمونة دستی، کانیهای کوارتز، آلکالیفلدسپار و مسکوویت را میتوان شناسایی کرد. در مقطعهای میکروسکوپی، کوارتز، پتاسیمفلدسپار و پلاژیوکلاز از کانیهای اصلی این سنگها بهشمار میروند. کوارتزها در اندازة ریز تا درشت بلور و با خاموشی موجی، نزدیک به 25 تا 30 درصدحجمیِ کانیهای سازندة این سنگها را دربر میگیرند. مقدار پتاسیمفلدسپار نزدیک به 35 تا 40 درصدحجمی است و میزان پلاژیوکلازها در این سنگها نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی میرسد. پلاژیوکلازها بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار با اندازههای متوسط بلور هستند و بیشتر آنها ماکل کارلسباد و پلیسنتتیک نشان میدهند (شکل 4). پتاسیمفلدسپارها بهصورت نیمهشکلدار تا بیشکل، با اندازههای متوسط هستند و نشانههایی از تجزیهشدگی به کانیهای رسی در آنها دیده میشود. برخی پتاسیمفلدسپارها میانبار آپاتیت دارند و برخی نیز بلورهای مسکوویت را بهصورت بافت پوییکلیتیک دربر گرفتهاند. مسکوویت به میزان نزدیک به 5 درصدحجمی، بیشکل تا نیمه شکلدار با رخ یکجهتی دیده میشود.
بلورهای شکلدار و ریز آپاتیت از کانیهای فرعیِ این سنگها بهشمار میروند که بهصورت میانبار در پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپارها دیده میشوند و نشاندهندة بالابودن میزان P2O5 در ماگمای سازندة این سنگها هستند. همچنین، کانیهای رسی، سریسیت و کلریت از کانیهای ثانویه این سنگها بهشمار میروند. همچنین، گارنت کانی دیگری است که در برخی از نمونهها دیده میشود. این کانی به میزان کمتر از 5 درصدحجمی و بهصورت بلورهای شکلدار ششگوش، ایزوتروپ و بیرنگ در این سنگها دیده میشود (شکل 4).
بافت اصلی در این سنگها گرانولار و پگماتیتی است. درهمرشدیهای میرمکیتی، پرتیتی و گرافیکی از دیگر بافتهای این تودة نفوذی بهشمار میروند (شکل 4). به باور Vernon (2018)، بافت میرمکیتی از درهمرشدی قطرههای کرمیشکل بسیار ریزدانه کوارتز و پلاژیوکلاز سدیک ساخته شده است و گمان میرود اساساً در اثر واکنشهای حالت جامد همراه با دگرریختی پدید میآید.
پگماتیتگرانیتها در نمونة دستی به رنگ سفید هستند و کانیهای کوارتز، آلکالیفلدسپار و پلاژیوکلاز در آنها بهخوبی شناسایی میشوند. این سنگها بیشتر در جنوبباختری تودة گرانیتی بررسیشده رخنمون دارند و گسترش سطحی کمی نشان میدهند. این سنگها همانند مسکوویتگرانیتها، در مقطعهای میکروسکوپی عموماً بافت گرانولار و پگماتیتی دارند. بافتهای درهمرشدی پرتیتی و گرافیکی از دیگر بافتهای فرعی این سنگها بهشمار میروند. بافت گرافیکی بیشتر نشاندهندة تبلور همزمان و سریع کوارتز و پتاسیمفلدسپار از یک مایع فروتافته در ژرفای کم تبلور توده دانسته میشود (Clarke, 1992).
بافت پرتیتی که بیشتر در درشت بلورهای پتاسیمفلدسپار دیده میشود، اصولاً بافتی جدایشی است که در شرایط جامد و با کاهش دما به زیر منحنی انجماد این کانی پدید میآید. در هنگام سردشدن بعدی سنگ، فلدسپارهای آن، بهصورت همرشدی تیغهایشکل (پرتیت) در میآیند که از تیغههای جداگانة سرشار از پتاسیم و سرشار از سدیم ساخته شده است. این فرایند که تبلور هیپرسالووس نامیده میشود، ویژگیِ سنگزایی مهمی است که فشار کل یا فشار آب کمابیش کم (یعنی ژرفای کم نفوذ) هنگام تبلور این ماگماها را نشان میدهد (Blatt et al., 2006).
کوارتز، پتاسیمفلدسپار و پلاژیوکلاز از کانیهای اصلی این سنگها بهشمار میروند. مقدار کوارتز نزدیک به 25 تا 30 درصدحجمی و مقدار پتاسیمفلدسپار نزدیک به 35 تا 40 درصدحجمی است. این کانیها درشت بلور و بیشکل تا نیمهشکلدار هستند. پلاژیوکلاز بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار با اندازههای درشت بلور است و بیشتر ماکل پلیسنتتیک نشان میدهد. این کانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمیِ کانیهای این سنگها را دربر میگیرد (شکل 4). کانی دیگری که در این سنگها دیده میشود مسکوویت است. این کانی به میزان نزدیک به 5 درصدحجمی است. همچنین، بیشکل تا نیمه شکلدار است و در اندازههای ریز تا درشت بلور دیده میشود. مگنتیت کانی کدرِ این سنگها بهشمار میرود. همچنین، کانیهای رسی، سریسیت، کلریت و کانی کدر (مگنتیت) از کانیهای ثانویه این سنگها هستند.
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از مسکوویتگرانیتها. A، B) بلورهای گارنت، آپاتیت، مسکوویت و کوارتز با خاموشی موجی، دگرسانی پتاسیمفلدسپار به کانی رسی در مسکوویتگرانیت (A: تصویر XPL؛ B: تصویر PPL)؛ C) بافت پگماتیتی (تصویر XPL)؛ D) بافت پرتیت (تصویر XPL)؛ E) بافت گرافیکی (تصویر XPL)؛ F) حضور بلور پلاژیوکلاز زونه در کنار کوارتزهای با خاموشی موجی (تصویر XPL) (نام اختصاری کانیها (Whitney and Evans, 2010): Grt: Garnet؛ Pl: Palgiocalse؛ Kfs: potassium feldspar؛ Qz: quartz؛ Ms: Muscovite)
شیمی کانیها
1- فلدسپارها: فرمول ساختاری پلاژیوکلاز برپایة 5 کاتیون و 8 اتم اکسیژن بهدست آورده شده است. دادههای بهدستآمده از تجزیة ریزکاو الکترونی و ترکیب ساختاری آنها در جدول 2 آورده شدهاند. فلدسپارها ی گوناگون را برپایة سازندههای پایانی مهم Or، Ab و An شناسایی میکنند (Howie et al., 1992). در نمودار سهتایی Ab-An-Or، دادههای مربوط به پلاژیوکلاز آورده شدهاند. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در مسکوویتگرانیتهای بررسیشده از نوع آلبیت و الیگوکلاز است (شکل 5).
2- مسکوویت: مسکوویت از کانیهای مهم در ترکیب سنگهای گرانیتی آیقلعهسی است. این کانی بهصورت ریز تا درشت بلور دیده میشود. در برخی مقطعهای میکروسکوپی، نشانههایی از خردشدگی در برخی از بلورهای مسکوویت دیده میشود که چهبسا مربوط به نمونههای نزدیک به پهنههای گسله است. این کانی بهصورت نیمهشکلدار تا شکلدار است و در نمونة دستی به رنگ سفید- خاکستری دیده میشود. گاه بلورهای ریز مسکوویت را درشت بلورهای پتاسیمفلدسپار دربر گرفتهاند.
شکل 5- نمودار ردهبندی پلاژیوکلازها برپایة ترکیب شیمیایی (Howie et al., 1992)
درشت بلورهای شکلدار مسکوویت برای انجام بررسیهای تجزیة نقطهای برگزیده شدند. دادههای بهدستآمده از این تجزیه بههمراه فرمول ساختاری بهدستآمدة آنها در جدول 3 آورده شدهاند. برای پیبردن به نوع میکای سفید، از نمودار سهتایی پیشنهادیِ Feenstra (1996) بهره گرفته شده است (شکل 6- A). همانگونهکه در شکل 6- A دیده میشود میکاها به قطب پتاسیمدار گرایش دارند و در حقیقت، از نوع مسکوویت هستند.
شکل 6- A) موقعیت ترکیب شیمیایی میکاهای بررسیشده در نمودار پیشنهادیِ Feenstra (1996)؛ B) موقعیت میکاهای بررسیشده در نمودار پیشنهادیِ Miller و همکاران (1981)
مسکوویت در سنگهای گرانیتی به دو صورت نخستین و ثانویه دیده میشود. مسکوویتهای نخستین آنهایی هستند که بهصورت مستقیم از ماگمای گرانیتی متبلور میشوند؛ اما مسکوویتهای ثانویه از تجزیه و تبدیلشدن کانیهای دیگر در هنگام فرایند گرمابی در شرایط سابسالیدوس پدید میآیند (Miller et al., 1981). در شکل 6- B، مسکوویتهای منطقه بررسیشده در نمودار پیشنهادیِ Miller و همکاران (1981) نشان داده شدهاند. همانگونهکه در این شکل دیده میشود همة مسکوویتهای بررسیشده در محدودة مسکوویتهای نحستین جای گرفتهاند. در گرانیتها، مسکوویتهای نخستین که نمونهای از کانیهای آلومینیمدار هستند نشانهای از گرانیتهای پرآلومینوس مسکوویتدار (MPG) بهشمار میروند (Clarke, 1981).
میزان Al2O3 در مسکوویتهای بررسیشده برابربا 32 تا 36 درصدوزنی است، میزان FeO برابربا 4 تا 5 درصدوزنی و میزان MgO برابربا 5/0 تا 6/0 درصدوزنی است. از دیدگاه ترکیب شیمیایی، این گروه از گرانیتها سرشار از آلومینیم و فقیر از آهن و منیزیم هستند (Zane and Rizzo, 1999) و این ویژگی در حقیقت، تاییدی بر ویژگی پرآلومینوسبودن آنهاست (شکل 7).
شکل 7- موقعیت ترکیب شیمیایی میکاهای بررسیشده در نمودار Rizzo و Zane (1999)
3- گارنت: در بررسیهای صحرایی و نمونة دستی، گارنت بهصورت کانی ریزدانه در گرانیت آیقلعهسی دیده میشود. در مقطعهای میکروسکوپی در نور عادی، گارنتها بهصورت قهوهای کمرنگ با برجستگی بالا، شکلدار و بدون واکنش با کانیهای مجاور (مسکوویت، کوارتز، پتاسیم فلدسپار) دیده میشوند (شکل 4). برپایة نمودار سهتایی گراسولار- آندرادیت- پیرالسپیت، گارنتهای بررسیشده در قطب پیرالسپیت جای میگیرند همچنین، در نمودار سهتایی پیروپ- آلماندین- اسپسارتین، گارنتها در ردة اسپسارتین- آلماندین با فزونی اسپسارتین جای دارند (شکل 8). دادههای بهدستآمده از ریزکاوالکترونی گارنت در جدول 4 آورده شدهاند.
شکل 8- ترکیب گارنتهای درون تودة گرانیتی آیقلعهسی در: A) نمودار سهتایی آندرادیت – گراسولار – پیرالسپیت (Kretz, 1983)؛ B) نمودار اسپسارتین- آلماندین- پیروپ (Dahlquist et al., 2007)
برای بررسی بود یا نبود منطقهبندی در گارنتهای بررسیشده، یک نمونه گارنت از مرکز به حاشیه تجزیه نقطهای شده است. دادههای بهدستآمده از تجزیة گارنت نشاندهندة تغییرات در میزان Mn و Fe و در پی آن، منطقهبندی شیمیایی هستند. روند تغییرات در میزان Fe از مرکز به حاشیه افزایشی است (شکل 9). تغییرات در میزان Mn وارونه است؛ یعنی از مرکز به حاشیه روند کاهشی نشان میدهد. این روندها آشکارا نشانة رخداد منطقهبندی شیمیایی در گارنتهای تودة نفوذی بررسیشده هستند.
تمرکز Mn در هسته گارنت (a.p.f.u. 57/25) به این صورت تفسیر میشود که Mn در ساختار گارنت عنصر بسیار سازگاری بوده است؛ بهگونهایکه در نخستین مراحل تبلور گارنت، همة Mn در ساختار گارنت متمرکز میشود و محیط از Mn تهی میشود و یا به باور London (2008)، با ویژگی مکندة قوی گارنت برای عنصر Mn توجیه میشود. ازاینرو، مرکز گارنت نسبت به حاشیه آن از Mn غنیتر است.
گارنتهای با خاستگاه گوشتهای ویژگیهای سنگزایی خاصی دارند؛ زیرا ترکیب آنها بسته به نوع ماگما و فشار و دمایی که ماگما در آن متبلور میشود، تغییر میکند. CaO بیشتر از 5 درصدوزنی و MnO کمتر از 2 درصدوزنی از ویژگیهای گارنت با خاستگاه آذرین و ویژة ماگماهای I-type است (Green, 1976, 1977). برپایة مقایسه میزان عنصرهای سازندة گارنتهای تودة گرانیتی آیقلعهسی با یافتههای Green (1976، 1977)، خاستگاه گارنتهای تودة نفوذی آیقلعهسی گوشتهای نیست؛ زیرا این گارنتها میزان بالای MnO (بیشتر از 20 درصدوزنی) و میزان کم CaO (کمتر از 2 درصدوزنی) دارند.
شکل 9- تصویر BSE ریزکاوالکترونی از کانی گارنت در تودة گرانیتی آیقلعهسی که از مرکز به حاشیه تجزیه شده است
دماسنجی و فشارسنجی
1- دمای حاکم بر تبلور پتاسیمفلدسپار در تودة گرانیتی آیقلعهسی:
چنانچه در شکل 10 دیده میشود، نمودار سهتایی Ab-Or-An نشاندهندة دمایی نزدیک به 550 درجة سانتیگراد برای تودة گرانیتی آیقلعهسی است. کمبودن دمای بهدستآمده شاید پیامد تحولات زیر نقطة انجماد ترکیب فلدسپارها در هنگام تبلور بوده است (Anderson, 1996). دمای بهدستآمده به این روش نشاندهندة تعادل دوبارة فلدسپارها زیر دمای سابسالیدوس است.
شکل 10- نمودار سیستم Ab-Or-An برای بهدستآوردن دمای تعادلی کانیهای فلدسپار در تودة گرانیتی آیقلعهسی برپایة درجة سانتیگراد برای محدوده فشار یک کیلوبار (Anderson, 1996)
همانگونهکه در بخش سنگشناسی گفته شد، بافتهای گرافیک و پرتیت در این تودة نفوذی نشاندهندة فشار کل یا فشار آب کمابیش کم (یعنی ژرفای کم نفوذ) هنگام تبلور این توده است. دو دلیل برای برای پیدایش درهمرشدیهای کانیایی بهجای کانیهای جدا از هم وجود دارد که شامل نرخ هستهبندی کم دستکم یکی از کانیها و نرخ انتشار کم در مقایسه با نرخ رشد است (Vernon, 2018). میرمکیت در دمای 500-450 درجة سانتیگراد (Tribe and D'Lemos, 1996) و 670-500 درجه سانتیگراد پدید میآید (Wirth and Voll, 1987).
2- فشار حاکم بر تبلور گارنت در تودة نفوذی آیقلعهسی:
به باور Yuan و همکاران (2009) و نیز Green (1977)، گارنتهایی که در فشار کمابیش بالا پدید میآیند نسبت به آنهایی که در محیطهای سطحیتر پدید میآیند، از Ca سرشار و از Mn فقیر هستند و در واقع در شرایط ژرفای بیشتری پدید میآیند. ازاینرو، گارنتِ سرشار از Mn (wt%4 MnO>) از گدازههای سیلیسی و در فشار ≤5 کیلوبار متبلور میشود. در گارنتهای بررسیشده درصدوزنی CaO برابربا 1/1 تا 5/1 (میانگین 37/1) و درصدوزنی MnO برابربا 2/19 تا 5/25 (میانگین 4/21) است. این نکته نشاندهندة پیدایش گارنتهای بررسیشده در ژرفا و فشار کم (کمتر از 5 کیلوبار) است.
آزمایشهای انجامشده روی سنگهای آتشفشانی مانند آندزیت، داسیت و ریوداسیت (Green, 1992, Green and Ringwood, 1968) نشان میدهند گارنتها در ماگماهای با فشار 5 تا 7 کیلوبار ناپایدار میشوند. نتایج مشابهی نیز از ذوب گریوک، پلیت و گنایس تونالیتی بهدست آمد (Skjerlie and Johnston, 1993; Vielzeuf and Montel, 1994; Patino Douce, 1999). در حقیقت، گارنت اولیه با میزان CaO بالا، MnO کم و همراه با پلاژیوکلاز سرشار از کلسیم، در فشار بالا (7 تا 12 کیلوبار)، دمای بالا (800 تا 940 درجة سانتیگراد) و همراه با هورنبلند و بیوتیت دیده میشود (Samadi, 2009). با توجه به اینکه گارنتهای تودة نفوذی بررسیشده میزان CaO پایین و MnO بالایی دارند و بههمراه پلاژیوکلاز سدیمدار دیده میشوند، فشار پیدایش این توده کمتر از 7 کیلوبار و دمای آن را کمتر از 800 درجة سانتیگراد دانسته میشود.
3- دمای حاکم بر تبلور گارنت در تودة نفوذی آیقلعهسی:
گارنتهای آذرین اولیه مفاهیم خاستگاهی متفاوتی دارند؛ زیرا ترکیب آنها وابسته به نوع ماگما و فشار و دمایی است که در آنها متبلور شدهاند (Green, 1992, 1977). به باور Green و Ringwood (1968)، آلماندینی که در دمای گدازة سنگهای آندزیتی یا داسیتی دیده میشود، پیامد ذوببخشی رسوبهای پلیتی در فشار بیشتر از 9 کیلوبار (در ژرفای بیشتر از 25 کیلومتری) است؛ اما اسپسارتین با درصدمولی کمتر از 10% نشاندهندة پیدایش گارنت در ژرفای بیشتر از 18 کیلومتری است (Green, 1968, 1977). این بررسیهای تجربی وابستگی میان شرایط P-T بالا (سرشار از آلماندین) و شرایط P-T کم (سرشار از اسپسارتین) در گارنتهای درون سنگهای گرانیتی را بهخوبی نشان میدهد.
به گفتة Spear و Cheney (1989)، گارنتهای با نسبت XMn = [Mn/ (Mn + Fe + Mg)] برابربا 1/0 تا دمای 470 درجة سانتیگراد پدید نمیآیند. این نسبت در گارنتهای بررسیشده برابربا 4/0 تا 6/0 است و نشاندهندة پیدایش این گارنتها در دمایی کمتر از 470 درجة سانتیگراد است.
4- دماسنجی با بهکارگیری روش گارنت- مسکوویت:
برای بررسی شرایط دمایی پیدایش گرانیتهای بررسیشده، روش دماسنجی گارنت- مسکوویت بهکار برده شد. اساس این زمیندماسنج برپایة تبادل Mg- Fe میان دو کانی مسکوویت و گارنت است. در روش Green و Hellman (1982)، دو کالیبراسیون متفاوت برای سنگهای بازیک و سنگهای با ترکیب پلیتی پیشنهاد شدهاند. همچنین، در کالیبراسیون مربوط به سنگهای پلیتی که در اینجا بهکار رفته است، اگر MgMs#>0.6 باشد، نشاندهندة Ca بالای سیستم است. میزان Mg# مسکوویتهایِ گرانیتهای بررسیشده برابربا 11/0 است. دماهای بهدستآمده در جدول 5 آورده شدهاند. بر این پایه، میانگین دمای پیدایش این سنگها در بازة فشار 1 تا 5 کیلوبار، نزدیک به 590 تا 610 درجة سانتیگراد است. این دماها منطقی هستند و با منحنی ذوب گرانیتها و منحنی پایداری مسکوویت همخوانی دارند.
جدول 5- دماسنجی گرانیتهای آیقلعهسی با بهکارگیری کالیبراسیون زمیندماسنجس مسکوویت- گارنت
|
Pressure (kb): |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
|
Green and Hellman (1982) |
589.86 |
595.29 |
600.73 |
606.16 |
611.60 |
زمینشیمی سنگ کل
دادههای تجزیة شیمیایی اکسیدهای اصلی و فرعی، عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی نادر تودة گرانیتی آیقلعهسی در جدول 1 آورده شدهاند. میزان SiO2 در این توده بالا (75 تا 78 درصدوزنی) و میزان Fe2O3، TiO2، CaO، MgO و MnO کم است. میزان اندک Fe2O3، TiO2، CaO، MgO و MnO نشاندهندة میزان کم کانیهای مافیک و نقش اندک آنها در فرایند جدایش است. دامنة Al2O3 از 9/12 تا 43/14 درصدوزنی و مجموع عنصرهای آلکالن از 4/7 تا 2/8 درصدوزنی در نوسان است.
برای نامگذاری سنگهای یادشده از نمودارهای پیشنهادیِ پژوهشگران مختلف بهره گرفته شد. برپایة مقادیر کاتیونی عنصرها، از پارامترهای R1 و R2 (De La Roche et al., 1980)، سنگهای بررسیشده در محدودة گرانیت و آلکالیگرانیت جای میگیرند (شکل 11- A). در نمودار SiO2 دربرابر (Na2O+K2O) (Middlemost, 1994)، سنگهای تودة نفوذی آیقلعهسیدر محدوده گرانیت جای میگیرند (شکل 11- B).
همچنین، در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)، سنگهای نفوذی آیقلعهسیدر محدودة کالکآلکالن جای میگیرند (شکل 12- A). شاخص اشباعشدگی از آلومینیم نمونههای بررسیشده برابربا 5/1 تا 7/1 است. شاخص اشباعشدگی از آلومینیم برای گرانیتهای نوع S از 1/1 بیشتر و برای گرانیتهای نوع I از 1/1 کمتر است (Chappell and White, 1992; Chappell and White, 2001). ازاینرو، برپایة این معیار و همچنین، مقدار کروندوم نرماتیو (7/1 تا 3 درصدوزنی)، تودة گرانیتی آیقلعهسی از نوع پرآلومینوس و S- type است (شکل 12- B). در نمودار شناسایی سری ماگمایی برپایة SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) نمونههای بررسیشده در محدودة سری کالکالکالن پتاسیم بالا جای میگیرند (شکل 12- C).
شکل 11- نامگذاری سنگهای منطقه آیقلعهسی در: A) نمودار R1 دربرابر R2 (برگرفته از: De la Roche et al., 1980)؛ B) نمودار سیلیس دربرابر مجموع آلکالی (برگرفته از: Middlemost, 1994) (بخش خاکستریرنگ محدوده ترکیبی دادههای Kamran و همکاران (2017) را نشان میدهد)
شکل 12- جایگاه نمونههای تودة گرانیتی آیقلعهسیدر: A) نمودار AFM برای بررسی تیپ سنگهای نفوذی (برگرفته از: Irvine and Baragaer, 1971)؛ B) نمودار شاخص آلومین سنگها (Chappell and White, 1992)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر K2O (برگرفته از: Peccerillo and Taylor, 1976) (بخش خاکستریرنگ محدوده ترکیبی دادههای Kamran و همکاران (2017) را نشان میدهد)
1- نمودارهای عنکبوتی
در بررسیهای سنگشناسی، آنچه به عنصرهای خاکی نادر (REE) اهمیت ویژهای میبخشد، نتایجی است که از بررسیهای گروهی آنها (بهعنوان یک خانواده) بهدست میآید. در هنگام رویداد فرایندهای ذوب و تبلوربخشی، همة عنصرهای یادشده در این نمودارها رفتار ناسازگار نشان میدهند و میزان آنها در هنگام جدایش بلورین ماگمایی، در مذاب بجامانده افزایش مییابد (Stern, 2004).
ازاینرو، عنصرهای کمیاب سنگهای گرانیتی آیقلعهسیبه دادههای گوشتة اولیه، کندریت، ترکیب پوستة زیرین و نیز پوستة بالایی بهنجار شدهاند.
در نگاه کلی، در میان چهار نمودار عنکبوتی رسمشده، نمونههای بررسیشده بیشترین غنیشدگی و تهیشدگی را دربرابر ترکیب کندریت و گوشتة اولیه (شکلهای 13- A و 13- B)، نشان میدهند. نموداری که در آن نمونهها نسبت به پوستة بالایی بهنجار شدهاند (شکل 13- C)، کمترین میزان غنیشدگی و تهیشدگی را نشان میدهد و نشاندهندة نزدیکی ترکیب نمونهها به ترکیب پوستة بالایی و خاستگاه مسکوویتگرانیت آیقلعهسی است.
در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه (شکلهای 13- A و 13- B) غنیشدگی از عنصرهای ناسازگار گروه LILE (عنصرهای با شعاع یونی بالا و قدرت میدان کم) و تهیشدگی از HFSE (عنصرهای با قدرت میدان بالا) به خاستگاه پوستهای ماگما نسبت داده میشود؛ زیرا پوستة قارهای از HFSE تهی و از LILE سرشار است (Hooper et al., 1997). نسبت Th/Ta ابزار ارزشمند دیگری برای شناسایی پهنة زمینساختی و خاستگاه است؛ زیرا رفتار این دو عنصر در هنگام فرایندهای ذوب و تبلور همانند است (Joron and Treuil, 1977). نسبتهای اندک Th/Ta (نزدیک به 1/2) نشاندهندة پهنة زمینساختی کششی (مانند: ماگماتیسم درونصفحهای) هستند، اما نسبتهای بالاتر نشاندهندة پهنة زمینساختی مرزهای همگرا و پهنههای فرورانشی هستند. این نسبت در تودة گرانیتی آیقلعهسی برابربا 3 تا 6/8 است و وابستگی این گرانیت با پهنة فرورانشی و برخوردی است. غنیشدگی بیشتر عنصرهای با شعاع یونی بالا و قدرت میدان کم یا LILE نسبت به عنصرهای با قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Zr، P و Ti) و شیب منفی روندها از نشانههای سرشت کالکآلکالنبودن ماگمای سازندة گرانیتهای آیقلعهسی است. این ویژگیها پیامد ذوببخشی از سنگ مادر رسوبی دگرگونشده است (Singh, 2013).
غنیشدگی از عنصرهای Rb، Th و U بههمراه K در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه (شکلهای 13- A و 13- B) نشان میدهد این سنگها از خاستگاه پوستهای پدید آمدهاند (Harris et al., 1993). در نمودار بهنجارشده به ترکیب پوستة بالایی (شکل 13- C)، مقدار کم Sr نشان دهندة خاستگاه فقیر از پلاژیوکلاز است (Sylvester, 1998).
در نمودار بهنجارشده به ترکیب پوستة بالایی (شکل 13- C)، غنیشدگی اندکِ Rb چهبسا پیامد فراوانی بسیارِ کانیهای پتاسیمفلدسپار و مسکوویت است. تهیشدگی عنصرهای خاکی نادر (مانند: Ce، La، Nd، Hf، Sm و Tb) چهبسا در پی تبلور گارنت در تودة بررسیشده روی داده است. همچنین، آنومالی منفی Ti نشانة تهیشدگی این عنصر در خاستگاه و یا پایداری فازهای دارای این عنصر در هنگام ذوببخشی و یا جدایش آنها در هنگام فرایند جدایش بلورین است (Wu et al., 2003).
آنومالی منفی باریم پیامد جانشینی باریم با پتاسیم در ارتوکلاز و مسکوویت و آنومالی منفی فسفر پیامد پیدایش آپاتیت است؛ بهگونهایکه با جدایش این کانیها از مذاب این عنصرها آنومالی منفی نشان دادهاند. اگر آنومالی منفی Eu همراه با آنومالی منفی Sr باشد، پیامد جدایش بلورهای پلاژیوکلاز است؛ اما اگر همراه با آنومالی منفی Ba باشد، در پی جدایش بلورهای پتاسیمفلدسپار روی داده است (Aydoğan et al., 2008). ازاینرو، در نمونههای بررسیشده جدایش بلورهای پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار بههمراه هم، عامل مهمی در تحول ماگمایی بهشمار میرود.
همانگونهکه در شکل 13- D دیده میشود، نمونههای بررسیشده از عنصرهای خاکی نادر سبک و سنگین غنیشدگی نشان میدهند. گمان میرود غنیشدگی در LREE چهبسا پیامد جدایش بلورهای زیرکن باشد (Rollinson, 1993). حضور ماگما در مراحل نخستین ذوببخشی یا مراحل پایانی تبلوربخشی مشخص است. مقدار Eu (بهویژه در ماگمای گرانیتی) بهطور اساسی به فلدسپارها بستگی دارد. در ماگمای گرانیتی Eu2+ با پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار سازگار است؛ بهگونهایکه جدایش بلورهای آنها از مذاب گرانیتی یا برجایماندن آنها در خاستگاه، آنومالی منفی Eu را پدید میآورد (Rollinson, 1993; Henderson, 1984). البته باید نقش فوگاسیتة اکسیژن در آنومالی Eu را نیز به یاد داشت.
تودة گرانیتی بررسیشده مسکوویت و گارنت دارد. برپایة SiO2 بالا (بیشتر از 75 درصدوزنی)، نسبت بالای K2O/Na2O، مقدار بالای Rb، نسبت مولار A/CNK بیشتر از 1، کمبودن میزان Sr و ضریب رنگی کم نمونهها، ماگمای سازندة این تودة گرانیتی از مواد پوستهای ریشه گرفته است (Chappell and White, 1992).
شکل 13- نمودارهای عنکبوتی و میزان عنصرهای کمیاب در نمونههای تودة گرانیتی آیقلعهسی،بهنجارشده به ترکیب: A) میانگین پوسته (Sun et al., 1980)؛ B) کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ C) پوستة بالایی (Taylor and McLennan, 1985)؛ D) کندریت برای عنصرهای خاکی نادر (Boynton, 1984)
جایگاه زمینساختی
برای شناسایی جایگاه زمینساختی سنگهای نفوذی آیقلعهسی برپایة اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب، نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) و Batchelor و Bowden (1985) بهکار برده شدند (شکل 14). در نمودار شناسایی پهنة زمینساختی گرانیتوییدها برپایة SiO2 دربرابر عنصر کمیاب Rb (Pearce et al., 1984)، سنگهای بررسیشده در قلمرو گرانیتوییدهای همزمان با برخورد (Syn- COLG) جای گرفتهاند (شکل 14- A). در شکل 14- B، سنگهای بررسیشده در محدوده پس از کوهزایی و همزمان با برخورد دیده میشوند.
شکل 14- نمونههای تودة گرانیتی آیقلعهسی روی نمودارهای شناسایی پهنة زمینساختی: A) نمودار SiO2 دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار R1 دربرابر R2 (Batchelor and Bowden, 1985)
بحث
گرانیتوییدهای نوع S پیامد ذوببخشی رسوبهای پوستهای هستند. برای شناخت سنگ خاستگاه مذابهای پدیدآمده از ذوببخشی، Patino Douce (1999) نمودارهایی را پیشنهاد کرده است که در آنها محدودههای ترکیبی پلیتهای فلسیکی، متاگریوکها و آمفیبولیتها (که گرانیتها از ذوببخشی آنها پدید میآیند) نشان دادهشدهاند. همانگونهکه در نمودارهای شکل 15 دیده میشود بیشتر نمونههای بررسیشده در محدودة گرانیتهای پرآلومینوس و مذابهای پدیدآمده از ذوب پلیتهای فلسیک جای میگیرند.
به باور Sylvester (1998)، نسبت CaO/Na2O در مذابهای گرانیتی جداشده از سنگهای پلیتی که سرشار از رس و فقیر از پلاژیوکلاز (کمتر از 5 درصدحجمی) هستند نسبت به سنگهای ریشهگرفته از سنگهای پسامیتی (گریوکها) که فقیر از رس و سرشار از پلاژیوکلاز (بیشتر از 25 درصدحجمی) هستند، تفاوت دارد. این نسبت در مذابهای جداشده از سنگهای پلیتی از 3/0 کمتر و در مذابهای جداشده از گریوکها از 3/0 بیشتر است. برپایة دادههای زمینشیمیایی (جدول 1)، نسبت CaO/Na2O در سنگهای بررسیشده از 3/0 کمتر است؛ ازاینرو، خاستگاه سنگهای نفوذی آیقلعهسیسنگهای پلیتی دانسته میشود. همچنین، برپایة نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba خاستگاه سنگهای بررسیشده خاستگاه سرشار از رس- فقیر از پلاژیوکلاز نشان میدهند (شکل 16).
شکل 15- نمودارهای شناسایی خاستگاه سنگهای پدیدآمده از ذوببخشی (Patino Douce, 1999)
شکل 16- نمودار Rb/Sr دربرابر Rb/Ba (Dahlquist et al., 2007) (خط نقطهچین گرانیتهای ریشهگرفته از خاستگاه سرشار از رس- فقیر از پلاژیوکلاز را از گرانیتهای ریشهگرفته از خاستگاه فقیر از رس- سرشار از پلاژیوکلاز جدا میکند)
پیدایش ماگماهای گرانیتی با محتوای پتاسیم بالا تا متوسط در محیطهای همگرا به دو فرایند نهایی نسبت داده میشود:
الف- در رژیم کمان قارهای، مذابهای گوشتهای مادر که پیشتر با سیالها یا مذابهای جداشده از ورقه در حال فرورانش سرشار شدهاند، هنگام بالاآمدن با مواد پوستهای نیز آلایش یافتهاند و ترکیبی پدید میآورند که سنگهای گرانیتوییدی را پدید میآورد (De Paolo, 1981)؛
ب- در رژیمهای همزمان تا پسابرخوردی، ذوب سنگهایی با خاستگاه پوستهای (در پی کاهش فشار که به دنبال تکهتکهشدن گوشتة لیتوسفری یا اسلب شکستهشده رخ میدهد) چهبسا ماگمای گرانیتوییدی پدید میآورد (Roberts and Clemens, 1993).
آنومالی منفی یا فراوانی کم عنصرهای Sr، Ti و P از ویژگیهای زمینشیمیایی است که با مذابهای پوستهای همخوانی دارد (Harris et al., 1990). وجود آنومالی مثبت عنصرهای K، Rb، Th و U و آنومالی منفی Eu در این تودة گرانیتی نشاندهندة خاستگاه پوستهای آنهاست. ازاینرو، ماگماهای فلسیک باید از ذوببخشی پروتولیتهای پوستههای پدید آمده باشند. این سنگمادر شاید سنگهای پلیتی بوده است (شکل 16) که در پی حضور و جایگزینی مذابهای جداشده از گوشته در پوسته دچار ذوببخشی شده است. سپس ماگمای فلسیکی پدیدآمده هنگام بالاآمدن آرامآرام متبلور شده و سنگهای گرانیتی را ساخته است.
ذوبشدگی آبزدایی متاپلیت سرشار از مسکوویت، چهبسا هنگام بالاآمدگی و بیفشارشدن کوهزایی پوستة ضخیمشده، با برشیشدن پوسته یا ساختارهای روراندی، آناتکسی آبدار سنگهای پوسته را بهدنبال دارد (Patino Douce, 1999; Abdallah et al., 2013). برپایة نمودارهای زمینساختی، نمونهها در گسترة پس از کوهزایی جای میگیرند. همچنین، نمونههای با میزان بالای K، Na و Si در گسترة پسابرخوردی جای گرفتهاند. ازاینرو، تودة گرانیتی بررسیشده پس از برخورد قاره- قاره جایگزین شده است. این تودة نفوذی چهبسا از ذوببخشی نهشتههای دگرگونشده (Metasedimentary) پوستة قارهای در پهنة برخوردی پدید آمده است.
برپایة بررسیهای Kamran و همکاران (2017)، گرانیت آیقلعهسی در یک پهنة همزمان با برخورد پدید آمده و وابسته به پهنة برخورد دو صفحة عربستان و ایران در پی فرورانش نئوتتیس به زیر ایران مرکزی است. برپایة پیشنهاد Agard و همکاران (2005)، این برخورد در زمان الیگومیوسن و در پی کوهزایی آلپی رخ داده است. ازاینرو، تودة نفوذی آیقلعهسی پیامد برخورد قاره- قاره دانسته میشود و ویژگیهای آن با پهنة ساختاری سنندج- سیرجان عنوان میشود.
نتیجهگیری
تودة نفوذی آیقلعهسی در خاور تکاب در محل برخورد پهنة ساختاری سنندج- سیرجان با پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر رخنمون دارد. این توده با ترکیب سنگشناسی گارنتمسکوویتگرانیت درون واحدهای رسوبی ائوسن نفوذ کرده است و بههمینرو، سن آن پس از ائوسن دانسته میشود. کوارتز، پتاسیمفلدسپار، پلاژیوکلاز و مسکوویت از کانیهای غالب در ترکیب این سنگها هستند و گارنت و آپاتیت از کانیهای فرعی آنها بهشمار میروند. در این توده، ترکیب پلاژیوکلازها آلبیت و الیگوکلاز است. گارنتها ترکیب اسپسارتین و آلماندین دارند. پیدایش گارنت در این تودة نفوذی در فشارهای کمتر از 5 کیلوبار روی داده است. ازآنجاییکه گارنتهایِ تودة نفوذی بررسیشده میزان CaO کم و MnO بالا دارند و بههمراه پلاژیوکلاز سدیمدار دیده میشوند، چهبسا فشار پیدایش این توده کمتر از 7 کیلوبار و دمای آن کمتر از 800 درجه سانتیگراد بوده است. برپایة بررسیهای دماسنجی با استفاده از روش گارنت- مسکوویت، میانگین دمای پیدایش این سنگها در بازة فشار 1 تا 5 کیلوبار، نزدیک به 590 تا 610 درجة سانتیگراد بوده است. این مقدارها منطقی هستند و با منحنی ذوب گرانیتها و منحنی پایداری مسکوویت همخوانی دارند.
بررسیهای زمینشیمیایی نشان میدهند ماگمای مادر این تودة نفوذی کالکآلکالن پتاسیم بالا و از دیدگاه درجة اشباعشدگی از آلومینیم (ASI)، پرآلومینوس بوده است. برپایة نمودارهای عنکبوتی نمونههای بررسیشده بیشترین غنیشدگی و تهیشدگی را نسبت به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت و همچنین، کمترین میزان غنیشدگی و تهیشدگی را نسبت به ترکیب پوستة بالایی نشان میدهند. این نکته نشاندهندة نزدیکی ترکیب نمونهها به ترکیب پوستة بالایی است. همچنین، برپایة نمودارهای شناسایی پهنة زمینساختی پیدایش ماگماها، نمونههای بررسیشده در محدودة گرانیتهای پس از کوهزایی و همزمان با برخورد جای گرفتهاند. خاستگاه سنگهای بررسیشده پلیتهای فلسیک و سرشار از رس- فقیر از پلاژیوکلاز بوده است. درکل، تودة نفوذی آیقلعهسی پس از برخورد قاره- قاره جایگزین شده است و چهبسا از ذوببخشی نهشتههای دگرگون پوستة قارهای در یک پهنة برخوردی پدید آمده است.
)
