Mineral chemistry and thermobarometry of Marzroud-Nabijan intrusive rocks (SW Kaleyba, NW Iran)

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student (Petrology), Department of Geology, Faculty Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

3 Professor, Department of Geology, Faculty Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

Abstract

Introduction
The Marzroud- Nabijan intrusive rocks are located in the Alborz-Azarbaijan zone, NW Iran. The rocks intruded the Cretaceous volcanic and sedimentary rocks. The studies conducted in the study area were in the form of a master's thesis, and the study of mineral chemistry was not conducted.
Materials and methods
Folloing the field studies, and sampling of intrusions of Marzroud and Nabijan, four fresh (non-altered) samples were selected for Electron-probe microanalysis (EPMA) carried out at the Carleton University, Canada. The EPMA was performed using a Wavelength Dispersive X-ray (WDX)microprobe camera with an accelerating voltage of 20 kV and a beam current of 20 nA to determine the major elements in the minerals for thermal and pressure studies. The results of these analyses are presented in Tables 1 to 4. The obtained data were evaluated and analyzed using Excel software.
Results and discussions
EPMA results of clinopyroxene from the study area are represented in Table 1. The clinopyroxenes in the studied samples fall into the iron-magnesium-calcium pyroxenes Quad field (Morimoto et al., 1988). The compositions for the clinopyroxene are demonstrated in terms of mole fraction of enstatite, ferrosilite, and wollastonite (Morimoto et al., 1988). In this diagram, the resulting data yielded chiefly diopside. In the diagram of Na+Al(IV) versus Al(IV)+2Ti+Cr, all analyzed pyroxenes exhibit a high oxygen fugacity range (Schweitzer et al., 1979).
Magma series is subdivided into sub-alkaline, alkaline, and peralkaline, using Al2O3 and SiO2 values in the chemical composition of pyroxenes (Le Bas, 1962). The samples of the study area fall within the subalkaline range. In the diagram of Ca vs. Ti+Cr, pyroxenes, the samples were plotted in the volcanic arcs (Dorais, 1990). In the Si versus Al diagram, all samples under study lie above the saturation line of the tetrahedral position (Si+Al=2). This suggests that the tetrahedral sites in the clinopyroxene structure are completely occupied by Al and Si cations present in the pyroxene composition, and Ti cannot enter the pyroxene structure.
One of the ferromagnesian minerals accompanying the felsic and intermediate rocks is biotite. Based on the EPMA results, as seen in Figure A-6, the biotites in the gabbro-diorite of Marzrud belong to the primary biotite type. The composition of biotites in the gabbro-diorite of Marzrud is the range of biotite based on the Fe / Fe + Mg > 0.33. The magma series responsible for the formation of biotites are plotted within the calc-alkaline range in both study areas.
EPMA results of amphibole from the Marzroud and Nabijan are represented in Figure 7-B. It shows amphiboles are actinolitic hornblende in Marzroud monzogranitic body, actinolite in Nabijan granodioritic body, and tschermakitic hornblende in Nabijan gabbroic body. In the diagram of Al versus Fe/Fe+Mg, all analyzed amphiboles exhibit a high oxygen fugacity range (Helmy et al., 2004) indicating the intrusive masses of the region were formed concerning convergent plate boundaries (Anderson and Smith, 1995). Amphiboles belongs to the calcic type based on NaB<0.5, Ca>1.3 and (Ca+Na)B≥1 (Leake et al., 1997) pointing to the I – type granitoids nature. This is because type I granitoids contain a high content of CaO, leading to the crystallization of hornblende. All analyzed amphiboles are situated in the subalkaline range (Molina et al., 2009). In the Ti versus Al diagram, all amphiboles contain less than 0.5 cation Ti in their chemical formula. In the Ti versus Al diagram, all amphiboles contain less than 0.5 cation Ti in their chemical formula. The analyzed amphiboles from the Nabijan show that the amount of Ti and AlIV is higher in gabbro amphiboles than in granodiorite amphiboles. The number of cations of Ti and AlIV has a direct relationship with the rise in temperature in the formation time of minerals, also with the increase of Si in the crystallization system amount of AlIV in the amphibole structure decreases. In the Mg+Fe versus AlIV diagram, the analyzed samples exhibit a negative trend, indicating chemically controlled substitution.
The feldspar composition is andesine - labradorite in Marzroud gabbrodioritic rock, andesine and orthoclase in Marzroud monzogranitic rock. The feldspar is andesine and oligoclase in Nabijan granodiorite and labradorite to bytonite in the Nabijan gabbroic body.
The calculated emplacement pressure for the intrusive masses at the study areas, using the Al(total)value in the amphibole lattice, is approximately 0.8 kbar for Nabijan granodiorite and 0.5 kbar for Marzroud monzogranite (Schmidt, 1992). Due to the lack of paragenetic assemblage in Nabijan gabbro, the pressure corresponds to the crystallization depth of hornblende. The calculated pressure for the amphibole in gabbro is about 6.5 kbar, which corresponds to the pressure of hornblende crystallization during the hornblende gabbro formation. Thermometry of the intrusive masses was performed using the Ti content in amphibole (Otten, 1984) in granodiorite at Nabijan shows a temperature of 677°C, gabbro the Nabijan indicates about 992°C and monzogranite the Marzrud is 677.3°C.
Conclusion
Based on the mineral chemistry of mafic intrusive masses at study area, the composition of clinopyroxenes is in the diopside range. Amphibole minerals are calcic in two areas. The Nabijan plutons amphibole are actinolite in granodiorite and tschermakitic hornblende in gabbro. The hornblende in Marzroud monzogranite is actinolite. The Marzroud gabbrodiorite biotites with Fe/(Fe+Mg)>3 are enriched in Mg. The feldspar composition is andesine - labradorite in Marzroud gabbrodiorite, andesine and K- feldspars in Marzroud monzogranitic rocks. The plagioclase composition is andesine and oligoclase in Nabijan granodiorite and labradorite to bytonite in Nabijan gabbroic body. The chemistry nature of the biotite, amphiboles, and pyroxenes under study indicates that this intrusion is calc-alkaline affinity crystallized in a subduction zone setting. 

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

بر پایة رده‌بندی ساختاری ایران ناحیة مرزرود- نبی‌جان در پهنة زمین‌ساختی البرز-آذربایجان (Nabavi, 1977) جای دارد. منطقة مرزرود و نبی‌جان در شمال‌باختری کشور، استان آذربایجان شرقی، جنوب‌باختری شهرستان کلیبر جای گرفته است. توده‏های آذرین درونی منطقة مرزرود میان عرض‌های جغرافیایی15׳44˚38 تا ׳47˚38 شمالی و طول‌های جغرافیایی 20׳51˚46 تا 15׳54˚46 خاوری محدود شده است (شکل 1). تودة آذرین درونی نبی‌جان میان عرض‌های جغرافیایی׳45˚38 تا ׳49˚38 شمالی و طول‌های جغرافیایی׳47˚46 تا ׳51˚46 خاوری محدود شده است (شکل 2). پژوهش‏‌های سنگ‌شناسی در این ناحیه، در چارچوب پایان‌نامه‏‌های کارشناسی ارشد یزدانی (Yazdani, 2005) در منطقة نبی‌جان و سیمیاب (Siymyab, 2007) در منطقة مرزرود بوده‌اند که در آنها به بررسی سنگ‌شناسی‌ توده‏‌های یادشده پرداخته شده است. بر این پایه، در این پژوهش تلاش شد با بررسی شیمی کانی‏‌های شاخص توده‏های آذرین درونی منطقه به شناسایی سری ماگمایی، محیط زمین‌ساختی، دما و فشار زمان پیدایش آنها پرداخته شود.

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی گسترة مطالعاتی منطقة مرزرود (برگرفته از ورقة 1:100000 ورزقان Mehrpartou et al., 1993)) با اندکی تغییرات).

Figure 1. Geological map of the study area in the Marzrud region (adopted from the 1:100, 000 map of Varzaqan (Mehrpartou et al., 1993).

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی گستره مطالعاتی منطقة نبی‌جان (برگرفته از ورقة 1:100000 ورزقان (Mehrpartou et al., 1993) با اندکی تغییرات).

Figure 2. Geological map of the study area in the Nabijan region (adapted from the 1:100, 000 Varzaqan) (Mehpartou et al., 1993).

 زمین‌شناسی منطقه

توده‏های آذرین درونی مرزرود به‌صورت دو سری سنگی گابرودیوریت-دیوریت-تونالیت و کوارتزمونزونیت تا مونزوگرانیت در منطقة مرزرود رخنمون دارند. این دو توده را گدازه‏‌های آندزیت‌پیروکسن‌دار به سن کواترنری در پایین روستای مرزرود از هم جدا می‏‌کنند. سنگ‏‌های دیوریتی به‌صورت توده‏های آذرین درونی کوچک و دایک هستند و سنگ‏‌های با ترکیب گابرودیوریت و تونالیت به‌صورت دایک رخنمون دارند. رخنمون دایک گابرودیوریتی درون تودة دیوریتی (شکل 3A-) نشان می‏‌دهد دایک گابرودیوریتی از تودة دیوریتی جوان‌تر است. ترکیب سری کوارتزمونزونیت-مونزوگرانیت دربردارندة کوارتزمونزونیت تا مونزوگرانیت است. تنوع سنگی این سری در منطقه کم است. دایک‏‌های میکرودیوریتی تودة کوارتزمونزونیت تا مونزوگرانیت را قطع کرده‌اند که نشان‌ می‌دهد میکرودیوریت‏‌ها نسبت به توده‏‌های مونزوگرانیتی جوان‌تر هستند (شکل 3-B).

شکل 3. A) دایک میکروگابرودیوریت درون تودة دیوریتی؛ B) دایک میکرودیوریت مرزرود درون تودة مونزوگرانیت.

Figure 3. A) Gabbrodioritic dike intruded the dioritic mass; B) The Marzrud Microdioritic dike intruded the Monzogranite.

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های میدانی، نمونه‌برداری از توده‏های آذرین درونی مرزرود و نبی‌جان و بررسی سنگ‌نگاری آنها 4 عدد از سالم‌ترین نمونه‏‌ها برای انجام بررسی‌های تجزیة ریزکاو الکترونی برگزیده شدند. این نمونه‌ها به دانشگاه Carleton کانادا فرستاده شدند و با دستگاه تجزیة ریزکاو الکترونی Cameca، روش WDX، با ولتاژ شتاب‌دهندة kv20، با شدت جریان nA20 برای شناسایی عنصرهای اصلی کانی‏‌ها برای بررسی‌های دما و فشارسنجی تجزیه شدند. فرمول ساختاری کانی‌ها بر پایة داده‏‌های به‌دست‌آمده از این تجزیه‏‌ها در نرم افزار Excel به‌دست آورده شد.

سنگ‌نگاری

سنگ‏‌های گابرویی نبی‌جان در نمونة دستی دانه‌ریز به رنگ خاکستری تا سیاه هستند. در زیر میکروسکوپ کانی فلسیک پلاژیوکلاز نزدیک به 45 تا 50 درصدحجمی و کانی‌های مافیک کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن 35 تا 40 درصدحجمی و آمفیبول 5 تا 10 درصدحجمی دارند. بافت غالب در گابروهای‏‌های منطقة نبی‌جان گرانولار است (شکل 4-A). گرانودیوریت نبی‌جان در نمونة دستی دانه‌درشت، به رنگ روشن و با بافت گرانولار دیده می‌شود و در زیر میکروسکوپ دربردارندة کانی‏‌های اصلی کوارتز (20 تا 25 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 40 تا 45 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (10 تا 15 درصدحجمی)، آمفیبول (10 تا 15 درصدحجمی) است. پلاژیوکلازها در اندازه‏‌های متوسط تا درشت بلور و با ماکل پلی‌سینتتیک و با منطقه‌بندی دیده می‏‌شوند (شکل 4-B). گابرودیوریت‏‌های مرزرود بافت گرانولار و بافت ساب‌افیتیک دارند و پلاژیوکلاز، پیروکسن، بیوتیت و آمفیبول از کانی‏‌های اصلی آنها به‌شمار می‌روند‌. کلینوپیروکسن‏‌ها فراوان‌ترین کانی مافیک در نمونه‏‌های گابرودیوریتی هستند (شکل 4-C). مونزوگرانیت‏‌های مرزرود در نمونة دستی با رنگ روشن مایل به صورتی و دانه متوسط تا دانه‌ریز هستند. پلاژیوکلاز (30 تا 35 درصدحجمی) با ماکل پلی‌سینتتیک و سریسیتی‌شده و در اندازه‏‌های متوسط تا ریز در سنگ‌های مونزوگرانیتی دیده می‏‌شود. آلکالی‌فلدسپار (35 تا 40 درصدحجمی) از نوع ارتوز است و در اندازه‏‌های درشت تا متوسط در زمینة سنگ جای دارد و به کانی رسی دگرسان شده است. کوارتز (10 تا 15 درصدحجمی) به‌صورت بی‏‌شکل و دانه‌ریز تا دانه متوسط دیده می‏‌شود. کانی‏‌های مافیک از نوع آمفیبول (5 تا 10 درصدحجمی) در اندازه‏‌های متوسط تا ریز بلور وجود دارد. بافت پورفیروییدی و بافت جریانی نیز به‌علت کم‌بودن ژرفای پیدایش در فاز آذرین درونی قدیمی سنگ‏‌های مونزوگرانیتی دیده می‏‌شود (شکل 4-D).

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از A) کلینوپیروکسن(Cpx) و پلاژیوکلاز (Pl) در گابروی نبی‏‌جان؛ B) منطقه‌بندی پلاژیوکلاز در گرانودیوریت نبی‌جان؛ C) بافت ساب‌افیتیک و بلورهای کلینوپیروکسن در گابرودیوریت مرزرود؛ D) بافت پورفیروییدی به‌همراه آلکالی‌فلدسپار (Kfs)، پلاژیوکلاز و آمفیبول (Amp) در مونزوگرانیت مرزرود (نام اختصاری کانی‏‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010).

Figure 4. Photomicrographs of A) clinopyroxene and plagioclase in the Nabijan gabbro; B) Zoning in the Nabijan granodiorite plagioclase; C) sub ophitic texture and clinopyroxene minerals in the Marzroud gabbro-diorite; D) porphyritic texture and K-feldspar, plagioclase and amphibole minerals in the Marzroud monzogranite (Mineral abbreviations from: Whitney and Evans (2010)).

نامگذاری شیمیایی کانی‌ها

الف- پیروکسن

از دیدگاه سنگ‌شناختی کلینوپیروکسن‏‌ها اهمیت بسیاری دارند؛ زیرا ترکیب آنها بر پایة شیمی ماگمای سازندة آنها تغییر می‏‌کند و می‏‌تواند داده‌های ارزشمندی را دربارة سری ماگمایی و محیط زمین‌ساختی ارائه دهد. فرمول ساختاری پیروکسن‏‌ها بر پایة 6 اتم اکسیژن و 4 کاتیون به‌دست آورده می‏‌شود (Vieten and Hamm, 1978) و فرمول عمومی آنها M2M1T2O6 است. M2 کاتیون‏‌های جایگاه اکتاهدرال، M1 کاتیون‏‌های جایگاه منظم و T کاتیون‏‌های تتراهدرال است. چگونگی پرشدن مکان‏‌ها بدین‌گونه است که نخست جایگاه T، سپس M1 و پس از آن M2 پر می‏‌شود. در نمودار پیشنهادیِ موریموتو و همکاران (Morimoto et al., 1988)، کلینوپیروکسن‏‌های سنگ‏‌های منطقه در گسترة پیروکسن‏‌های آهن- منیزیم-کلسیم‏‌دار (Quad) جای گرفته‏‌اند‏‌ (شکل 5-A‏‌) در این نمودار شاخص‏‌های J و Q به‌صورت Q=Ca+Mg+Fe2+ و J=2Na±R3+(R3+: Al, Fe3+, Cr3+, Sc3+) اندازه‌گیری می‏‌شوند. برای تفکیک دقیق‌تر پیروکسن‏‌های آهن- منیزیم-کلسیم‏‌دار منطقه از نمودار سه‌تایی Wo-En-Fs بهره‌ گرفته شد (شکل 5-B). در این نمودار پیروکسن‏‌ها در گسترة دیوپسید جای می‏‌گیرند. در نمودار Si در برابر Al کمابیش همة نمونه‏‌ها در بالای خط اشباع جایگاه تتراهدر Si+Al=2 جای گرفته است (شکل 5- C). این شیوة جایگیری نشان می‌دهد جایگاه تتراهدری در ساختار کلینوپیروکسن‏‌ها در بیشتر نمونه‏‌ها با کاتیون‏‌های Si وAlIV در ترکیب پیروکسن پر ‏‌شده است. در همة نمونه‏‌ها مقدارFe+3 در جایگاه تتراهدر صفر است. تنها چند نمونه مقدار بسیار کمی از Fe+3 در جایگاه تتراهدری دارند که نشان‌ می‌دهد فشاربخشی ماگمای سازنده بالاست (جدول 1).

جدول 1. داده‌های ریزکاو الکترونی برای کانی کلینوپیروکسن (بر پایة wt%) به همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایة 6 اتم اکسیژن (بر پایة apfu).

Table 1. EPMA analytical data of clinopyroxene (in wt%) and the calculated structural formula based on 23 oxygen atoms (in apfu).

Rock Type

Gabbro Diorite of Marzrud

Sample No.

J-7-a

J-7- a

J-7-a

J-7 –a

J-7 –b

J-7-b

J-7-b

J-7-c

J-7-d

Location

Core

In-mantle

Out-mantle

Rim

Core

Mantle

Rim

Rim

Rim

SiO2

53.69

52.83

53.12

52.79

54.15

53.81

53.49

52.36

52.13

TiO2

0.21

0.41

0.26

0.32

0.23

0.21

0.22

0.25

0.29

Al2O3

1.11

1.59

1.19

1.36

0.88

1.01

1.05

1.01

1.15

FeO

6.57

6.74

7.03

7.36

7.32

6.88

6.69

7.27

7.24

MnO

0.56

0.52

0.67

0.58

0.67

0.69

0.62

0.7

0.61

MgO

15.62

14.9

14.83

14.69

15.11

15.14

15.06

15.23

15.15

CaO

22.34

22.41

22.75

22.12

22.34

22.3

22.47

22.3

22.31

Na2O

0.31

0.34

0.35

0.32

0.33

0.32

0.35

0.33

0.33

K2O

<dl*

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

NiO

0.11

0.09

0.12

0.1

0.08

0.11

0.12

0.08

0.11

Cr2O3

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

Total

100.53

99.85

100.34

99.67

101.14

100.47

100.08

99.53

99.31

Si (T)

0.986

0.979

0.981

0.982

0.928

0.932

0.931

0.973

0.97

Al (T)

0.014

0.021

0.019

0.018

0.072

0.068

0.069

0.026

0.02

Fe+3 (T)

0

0

0

0

0

0

0

0.01

0.01

Sum T

2

2

2

2

2

2

2

2

2

Al (M1)

0.019

0.027

0.013

0.024

0.151

0.144

0.137

0

0

Fe+3 (M1)

0.02

0.018

0.036

0.017

0.003

0.003

0.012

0.073

0.06

Fe+2 (M1)

0.164

0.175

0.168

0.193

0.175

0.167

0.157

0.139

0.14

Mg (M1)

0.785742

0.764158

0.76982

0.752084

0.661153

0.675068

0.682276

0.777053

0.786369

Ti (M1)

0.006

0.011

0.007

0.009

0.006

0.005

0.006

0.007

0.008

Ni (M1)

0.0055

0.0045

0.006

0.005

0.004

0.0055

0.006

0.004

0.0055

Sum (M1)

1

1

1

1

1

1

1

1

1

Fe+2 (M2)

0.017

0.016

0.013

0.019

0.033

0.03

0.026

0.013

0.01

Mg (M2)

0.069258

0.058842

0.04618

0.062916

0.109847

0.106932

0.099724

0.065947

0.053631

Ca (M2)

0.879

0.889

0.9

0.882

0.82

0.828

0.838

0.888

0.89

Na (M2)

0.022

0.024

0.025

0.023

0.022

0.022

0.024

0.024

0.02

Mn (M2)

0.017

0.016

0.021

0.018

0.019

0.020

0.018

0.022

0.019

Sum (M2)

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.01

0.992

En

0.446

0.432

0.43

0.43

0.43

0.43

0.43

0.45

0.45

Fs

0.095

0.1

0.095

0.11

0.12

0.11

0.1

0.08

0.08

Wo

0.459

0.467

0.474

0.46

0.46

0.46

0.47

0.47

0.47

* Below the detection limit

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Rock Type

Gabbro Nabijan

Sample No.

MA-4-a

MA-4-a

MA-4-a

MA-4-b

MA-4-c

MA-4-d

Location

Core

Mantle

Rim

Core

Rim

Core

SiO2

52.5

53.26

53.31

53.01

52.89

52.55

TiO2

0.08

0.06

0.05

0.1

0.17

0.18

Al2O3

0.57

0.41

0.38

0.54

0.94

0.93

FeO

7.32

7.89

7.74

7.24

7.94

8.02

MnO

0.63

0.59

0.73

0.69

0.72

0.68

MgO

13.79

13.39

13.53

13.91

14.1

13.96

CaO

23.84

24.57

24.1

24.05

22.69

22.81

Na2O

0.26

0.21

0.29

0.27

0.3

0.27

K2O

<dl*

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

NiO

0.13

0.21

0.12

0.09

0.14

0.13

Cr2O3

0.03

<dl

<dl

<dl

<dl

  

Total

99.15

100.59

100.26

99.93

99.92

99.55

Si (T)

1.986

1.99

1.992

1.99

1.99

1.984

Al (T)

0.011

0.008

0.008

0.01

0.01

0.016

Fe+3 (T)

0.003

0.002

0

0

0

0

Sum T

2

2

2

2

2

2

Al (M1)

0

0

0.002

0

0.01

0.008

Fe+3 (M1)

0.042

0.031

0.032

0.04

0.03

0.034

Fe+2 (M1)

0.181

0.211

0.205

0.18

0.21

0.203

Mg (M1)

0.7683

0.7458

0.7537

0.7726

0.7383

0.7434

Ti (M1)

0.002

0.002

0.001

0.003

0.005

0.005

Ni (M1)

0.0065

0.0105

0.006

0.0045

0.007

0.0065

Sum (M1)

1

1

1

1

1

1

Fe+2 (M2)

0.004

0.001

0.004

0

0.02

0.014

Mg (M2)

0.0036

0

0

0.0073

0.0516

0.0355

Ca (M2)

0.96

0.979

0.961

0.96

0.91

0.915

Na (M2)

0.019

0.015

0.021

0.02

0.02

0.02

Mn (M2)

0.020

0.019

0.023

0.022

0.023

0.022

Sum (M2)

1.00

1.01

1.00

1.00

1.02

1.00

En

0.4

0.38

0.39

0.4

0.41

0.41

Fs

0.1

0.11

0.11

0.1

0.12

0.11

Wo

0.5

0.51

0.5

0.5

0.47

0.48

* Below the detection limit

ب- بیوتیت

ترکیب فیلوسیلیکات‏‌های گابرودیورت مرزرود در نمودار AlT در برابر Fe/Fe+Mg‏‌ در میان قطب سیدروفیلیت و قطب استونیت جای گرفته‌اند و بر پایة مقدار 33/0< Fe/Fe+Mg در گسترة بیوتیت جای می‏‌گیرند (شکل 6-A). بر پایة داده‌های ریزکاوالکترونی (جدول 2) و نمودار سه‌تایی TiO2-(FeO+MnO)-MgO، بیوتیت‏‌های گابرودیوریت مرزرود از نوع بیوتیت‏‌های نخستین هستند (شکل 6-B).

پ- آمفیبول

برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری آمفیبول‏‌ها روش (Leake et al., 1997) به‌کار برده شده است. با در نظر گرفتن فرمول عمومی آمفیبول‏‌ها به‌صورت A0-1E2G5T8O22(Z)2، جایگاه‏‌های ساختاری آمفیبول با عنصرهای زیر پر می‏‌شود (Leake et al., 1997).

A=Na, K

E=Na, Li, Ca, Mn, Fe2+, Mg

G=Mg, Fe2+, Mn, Al, Fe3+, Ti

T=Si, Al

Z= OH, F, CL

بر پایة 5/0>NaB، 3/1B≥ (Leake et al., 1997) (جدول 3؛ شکل 7-A) آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های منطقه از نوع کلسیک هستند. نمودار آمفیبول‏‌های کلسیک نشان می‌دهد سنگ‏‌های منطقه به گرانیتوییدهای نوع I تعلق دارند (Stein and Dietl, 2001)؛ زیرا مقدار CaO در گرانیتوییدهای نوع I بالا است و به تبلور هورنبلند منجر می‏‌شود. در نمودار (Mg/(Mg+Fe+2) در برابر Si، نمونه‏‌های مونزوگرانیتی مرزرود از نوع هونبلند اکتینولیتی، نمونه‏‌های گرانودیوریتی نبی‌جان از نوع اکتینولیت و نمونه‏‌های گابرویی نبی‌جان از نوع هورنبلند چرماکیتی هستند (شکل 7-B).

شکل 5. رده‌بندی پیروکس‏‌ها در A) نمودار Q-J (Mormoto et al., 1988)؛ B) نمودار سه‌تایی Wo-En-Fs (Mormoto et al., 1988)؛ C) نمودار اندازه‌گیری میزان اشباع‌شدگی از Si و Al در جایگاه چهاروجهی در کلینوپیروکسن‏‌ها

Figure 5. Classification of different types of pyroxene in A) Q-J diagram (Mormoto et al., 1988); B) Wo-En-Fs ternary diagram (Mormoto et al., 1988); C) Determining of Si and Al saturation in the tetrahedral site if clinopyroxenes.

شکل 6. A) شناسایی ترکیب میکا‏‌ها بر پایة تغییرات Al کل در برابر Fe/Fe+Mg (Deer et al., 1991; Rieder et al., 1998) ؛ B) رده‌بندی بیوتیت‏‌ها به سه گروه بیوتیت‏‌های نخستین، بیوتیت‏‌های ثانویه و بیوتیت‏‌های بازتبلوریافته (Nachit et al., 2005).

Figure 6. A) Appointment composition of micas with changing Total Al versus Fe/Fe+Mg (Deer et al., 1991; Rieder et al., 1998); B) Biotites classification to primary, secondary, and neoformed biotites (Nachit et al., 2005).

.جدول 2. داده‌های ریزکاو الکترونی برای کانی بیوتیت (بر پایة wt%) به همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایة 22 اتم اکسیژن (بر پایة apfu).

Table 2. EPMA analytical data of biotite (in wt%) and the calculated structural formula based on 22 oxygen atoms (in apfu).

Rock Type

Gabbro diorite Marzroud

Sample

J-7

J-7

J-7

J-7

J-7

J-7

Location

Rim

Core

Core

Rim

Rim

Core

SiO2

36.93

36.58

36.69

36.89

36.69

36.50

TiO2

5.49

5.55

5.64

5.48

5.54

5.43

Al2O3

13.72

13.70

13.69

13.61

13.90

13.95

FeOt

14.38

14.62

14.35

14.34

14.87

14.73

MnO

0.29

0.23

0.23

0.22

0.36

0.30

MgO

14.94

14.69

14.75

14.92

14.79

14.80

Na2O

0.22

0.17

0.21

0.19

0.23

0.25

K2O

9.64

9.65

9.68

9.56

9.48

9.41

Total

95.62

95.17

95.23

95.23

95.87

95.38

Si

5.52

5.50

5.51

5.53

5.48

5.47

Al IV

2.42

2.43

2.42

2.4

2.45

2.47

Ti

0.06

0.07

0.07

0.07

0.07

0.06

Sum-z

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

Al VI

0

0

0

0

0

0

Ti

0.56

0.56

0.57

0.55

0.55

0.55

Fe+2

1.8

1.84

1.8

1.8

1.86

1.85

Mn

0.04

0.03

0.03

0.03

0.04

0.04

Mg

3.33

3.29

3.3

3.33

3.29

3.31

Na

0.06

0.05

0.06

0.06

0.07

0.07

K

1.84

1.84

1.84

1.83

1.81

1.8

Total

15.61

15.61

15.6

15.59

15.61

15.62

Fe/Fe+Mg

0.35

0.36

0.35

0.35

0.36

0.358

Fe+Mg

5.13

5.13

5.1

5.13

5.15

5.16

Mg/Mg+Fe

0.65

0.64

0.647

0.65

0.64

0.641

 در نمودار تغییرات Ti در برابر AlIV، همة آمفیبول‏‌ها کمتر از 5/0 کاتیون Ti در فرمول ساختاری خود دارند (شکل 8-A). آمفیبول‏‌های درون گرانودیوریت مقدار AlIV و Ti کمتری نسبت به آمفیبول‏‌های درون گابرو دارند. مقدار کاتیون‌های Ti و AlIV در سیستم تبلور با افزایش دمای پیدایش کانی، رابطة مستقیم دارد. همچنین، با افزایش Si در سیستم تبلور مقدار AlIV در ساختار آمفیبول کاهش می‏‌یابد (شکل 8-B). در نمودار Mg+Fe نسبت به AlIV نمونه‏‌ها روند منفی نشان می‏‌دهند که گویای جانشینی از نوع چرماک است (شکل 8-C)؛ یعنی با افزایش روند جدایش جانشینی از نوع چرماک رخ داده است؛ هرچند اگر بار اضافی با جانشینی Na+1 به‌جای Ca+2 در جایگاه M4 آمفیبول جبران شود در این صورت جانشینی از نوع ادنیتی خواهد بود.

شکل 7. نمودارهای رده‌بندی کلی آمفیبول‏‌ها A) نمودار BCa+BNa در برابر BNa (Leake et al., 1997)؛ B) نمودار Si در برابر Mg/Mg+Fe2+ (Leake et al., 1997).

Figure 7. Amphibole classification diagram A) BCa+BNa versus BNa diagram (Leake et al., 1997); B) Si versus Mg/Mg+Fe2+ diagram (Leake et al., 1997).

شکل 8. A) تغییرات AlIV در برابر CTi در آمفیبول‌ها؛ B) تغییراتAlIV در برابر Si؛ C) نمودار تغییرات Fe+Mg در برابر AlIV.

Figure 8. A) AlIV versus CTi diagram for in amphibole; B) AlIV versus Si diagram; C) Fe+Mg versus AlIV diagram.

‌دست

جدول 3. داده‌های ریزکاو الکترونی برای کانی آمفیبول (بر پایة wt%) به همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایة 23 اتم اکسیژن (بر پایة apfu).

Table 3. EPMA analytical data of amphibole (in wt%) and the calculated structural formula based on 23 oxygen atoms (in apfu).

Rock Type

Gabbro Nabijan

Granodiorite Nabijan

Monzogranite Marzruod

Sample No.

MA-4

MA-4

MA-4

MA-4

M-6-1

M-6-2

M-6-3

M-6-4

K-6

K-6

Location

Core

Inner mantle

Outer mantle

Rim

Core

Inner mantle

Outer mantle

Rim

Core

Core

SiO2

42.63

42.30

41.78

42.06

49.91

49.56

50.31

49.94

48.65

47.29

TiO2

3.02

3.24

3.55

3.08

0.94

0.98

0.90

0.95

0.73

1.25

Al2O3

11.08

11.12

11.11

10.69

4.48

4.67

4.37

4.52

3.29

4.91

FeO

12.08

12.35

11.92

13.08

11.09

11.08

11.04

10.87

11.91

10.52

MnO

0.37

0.50

0.46

0.47

1.02

1.18

0.99

1.25

1.69

0.96

MgO

12.92

13.23

13.05

12.36

16.00

15.88

16.15

16.17

9.67

10.36

CaO

12.10

11.68

11.65

12.05

11.57

11.52

11.62

11.47

22.25

22.58

Na2O

1.77

2.07

2.02

1.74

1.04

1.03

0.97

0.98

1.11

0.85

K2O

0.66

0.67

0.62

0.61

0.40

0.41

0.39

0.39

<dl

<dl

Cr2O3

0.03

0.03

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

Total

96.76

97.27

96.32

96.33

96.60

96.42

96.90

96.73

99.41

98.86

T Si

6.323

6.226

6.218

6.304

7.218

7.18

7.244

7.194

8.018

7.775

TAl(IV)

1.677

1.774

1.782

1.696

0.763

0.798

0.741

0.768

0.000

0.225

TFe+3

0.000

0.000

0.000

0.000

0.019

0.022

0.014

0.038

0.000

0.000

TTi

0.000

0.000

0.000

0.000

0

0

0

0

0.000

0.000

T-Sum

8.000

8.000

8.000

8.000

8

8

8

8

8.018

8.000

C Al(VI)

0.260

0.154

0.167

0.192

0

0

0

0

0.640

0.727

CTi

0.336

0.359

0.397

0.348

0.102

0.106

0.097

0.103

0.091

0.154

CFe+3

0.261

0.502

0.408

0.320

0.626

0.665

0.633

0.714

0.000

0.000

CCr

0.004

0.004

0.000

0.000

0

0

0

0

0.000

0.000

CMg

2.857

2.902

2.895

2.761

3.45

3.428

3.466

3.473

2.375

2.539

CFe+2

1.237

1.018

1.075

1.319

0.696

0.655

0.682

0.558

1.641

1.446

CMn

0.046

0.062

0.058

0.060

0.125

0.145

0.121

0.152

0.235

0.133

CCa

0.000

0.000

0.000

0.000

0

0

0

0

0.018

0.000

C-Sum

5.000

5.000

5.000

5.000

5

5

5

5

5.000

5.000

B Ca

1.922

1.841

1.857

1.934

1.793

1.788

1.793

1.77

2.000

2.000

BNa

0.078

0.159

0.143

0.066

0.207

0.212

0.207

0.23

0.000

0.000

B-Sum

2.000

2.000

2.000

2.000

2

2

2

2

2.000

2.000

A Ca

0.000

0.000

0.000

0.000

0

0

0

0

1.909

1.977

ANa

0.432

0.431

0.440

0.439

0.085

0.078

0.064

0.044

0.354

0.270

AK

0.125

0.125

0.117

0.116

0.073

0.075

0.071

0.072

0.000

0.000

A-Sum

0.557

0.556

0.557

0.555

0.158

0.153

0.135

0.116

2.263

2.247

Mg/Fe(t)+Mg

0.655

0.656

0.661

0.628

0.720

0.719

0.723

0.725

 

 

 ت- فلدسپارها

فلدسپارها در همة واحدهای سنگی منطقه وجود دارند که به‌صورت پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های بازیک و به‌صورت پلاژیوکلاز و ارتوکلاز در سنگ‏‌های حد واسط تا اسیدی نمود دارند. داده‌های ریزکاو الکترونی فلدسپارها در(جدول 4) آمده است. (Deer et al., 1991) برای نامگذاری فلدسپارها از نمودار آلبیت (Ab: NaAlSi3O8) تا آنورتیت (An: CaAl2Si2O8) ارتوکلاز (Or: KAlSi3O8) بهره‌گیری کرده‌اند. بر پایة این رده‌بندی، فلدسپار در سنگ‏‌های گابرودیوریت مرزرود از نوع پلاژیوکلاز (آندزین و لابرادوریت)، در سنگ‏‌های مونزوگرانیتی مرزرود از نوع پلاژیوکلاز (آندزین) و ارتوکلاز، در سنگ‏‌های گرانودیوریتی نبی‌جان از نوع پلاژیوکلاز (آندزین- الیگوکلاز) و در سنگ‏‌های گابرویی از نوع لابرادوریت تا بیتونیت است ‌(شکل‌های 9-A و 9-B).

 جدول 4. داده‌های ریزکاو الکترونی برای کانی فلدسپار (بر پایة wt%) به همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایة 8 اتم اکسیژن (بر پایة apfu).

Table 4. EPMA analytical data of feldspar (in wt%) and the calculated structural formula based on 8 oxygen atoms (in apfu).

Rock Type

Gabbrodiorite Marzroud

Monzogranite Marzroud

Sample No.

J-7-1-a

J-7-2-a

J-7-3-b

J-7-b

J-7-b

K-6-a

K-6-b

K-6-c

K-6-c

K-6-c

Location

Rim

Core

Core

Mantle

Rim

Rim

Rim

Rim

Core

Rim

SiO2

55.85

55.53

54.94

54.84

55.95

57.89

65.24

65.06

66.39

65.11

TiO2

0.04

<dl

0.04

0.06

0.03

<dl

0.04

0.04

0.04

<dl

Al2O3

28.06

28.35

28.89

28.52

28.22

26.02

19.38

19.45

19.27

18.56

FeO

0.49

0.39

0.41

0.44

0.34

0.52

0.3

0.28

0.36

0.14

MnO

0.09

0.14

0.18

0.08

0.15

0.14

0.13

0.13

0.18

0.14

MgO

0.03

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

CaO

10.43

10.83

10.94

10.64

10.03

7.78

0.57

0.47

0.52

<dl

Na2O

5.62

5.43

5.29

5.58

5.69

7.32

4.68

4.7

4.78

0.44

K2O

0.3

0.33

0.3

0.31

0.33

0.13

9.8

10.04

9.62

16.33

Total

100.91

101.03

101.01

100.5

100.77

99.84

100.14

100.17

101.16

100.71

Si

10.007

9.949

9.844

9.827

10.026

10.373

11.832

11.8

12.042

11.809

Ti

0.006

0

0.006

0.009

0.004

0

0.005

0.006

0.005

0

Al

5.926

5.985

6.101

6.021

5.96

5.496

4.142

4.158

4.12

3.967

Fe+3

0.061

0.059

0.049

0.066

0.01

0.078

0.021

0.036

0

0.02

Fe+2

0.013

0

0.012

0

0.041

0

0.025

0.006

0.055

0

Ca

2.002

2.079

2.099

2.043

1.926

1.494

0.11

0.092

0.1

0

Na

1.951

1.887

1.836

1.938

1.975

2.544

1.646

1.654

1.679

0.154

K

0.068

0.074

0.069

0.07

0.077

0.029

2.268

2.322

2.226

3.778

Total

20.02

20.03

20.016

19.975

20.018

20.013

20.049

20.073

20.227

19.728

An

49.79

51.46

52.43

50.44

48.42

36.73

2.74

2.26

2.5

0

Ab

48.51

46.7

45.86

47.82

49.66

62.56

40.9

40.66

41.92

3.92

Or

1.7

1.84

1.71

1.74

1.92

0.71

56.36

57.08

55.57

96.08

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Rock Type

Gabbro Nabijan

Granodiorite Nabijan

Sample No.

MA-4

MA-4

MA-4

MA-4

MA-4

M-8

M-8

M-8

M-8

M-8

Location

Rim

Core

Core

Mantle

Rim

In-Core

Out-Core

In-Mantle

Out-Mantle

Rim

SiO2

54.83

50.61

51.42

50.20

55.71

63.14

57.77

57.75

56.81

56.77

TiO2

0.03

0.03

<dl

0.03

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

Al2O3

28.59

31.17

30.67

31.60

27.87

23.00

26.99

26.26

27.33

27.13

FeO

0.31

0.64

0.51

0.43

0.27

0.29

0.39

0.44

0.34

0.38

MnO

0.18

0.16

0.12

0.13

0.15

0.15

0.14

0.19

0.16

0.22

MgO

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

<dl

CaO

10.61

13.71

13.29

14.14

10.06

4.41

8.75

8.13

9.06

8.87

Na2O

5.39

3.71

4.00

3.58

5.83

8.97

6.61

6.88

6.35

6.48

K2O

0.15

0.16

0.11

0.12

0.21

0.60

0.29

0.41

0.36

0.38

Total

100.08

100.19

100.16

100.24

100.10

100.58

100.96

100.06

100.43

100.27

Si

9.83

9.07

9.21

9.00

9.98

11.16

10.21

10.21

10.05

10.04

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

6.04

6.58

6.48

6.67

5.89

4.74

5.62

5.47

5.69

5.65

Fe+3

0.05

0.10

0.08

0.07

0.04

0.04

0.06

0.07

0.05

0.06

Fe+2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

2.04

2.63

2.55

2.72

1.93

0.84

1.66

1.54

1.72

1.68

Na

1.87

1.29

1.39

1.25

2.02

3.08

2.27

2.36

2.18

2.22

K

0.03

0.04

0.03

0.03

0.05

0.14

0.06

0.09

0.08

0.09

Total

19.85

19.71

19.74

19.72

19.91

20.05

19.89

19.74

19.76

19.74

An

51.67

66.52

64.29

68.10

48.24

20.65

41.51

38.60

43.16

42.13

Ab

47.46

32.54

35.06

31.21

50.57

75.98

56.82

59.10

54.80

55.70

Or

0.87

0.94

0.65

0.69

1.19

3.37

1.61

2.30

2.04

2.17

شکل 9. نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1991) برای A) سنگ‏‌های مرزرود؛ B) سنگ‏‌های نبی‌جان.

Figure 9. Feldspar classification diagrams (Deer et al., 1991) for A) the Marzroud rocks; B) the Nabijan rocks.

 تعیین سری ماگمای سنگ‏‌های منطقه بر پایة شیمی کانی‏‌ها

برای شناسایی سری ماگمای سازنده آمفیبول‏‌ها از نمودار دو متغیره Al2O3 در برابر TiO2 بهره گرفته شده است. همة نمونه‏‌های تجزیه شده در گستره ساب آلکالن جای می‏‌گیرند (Molina et al., 2009) (شکل 10-A).

برای شناسایی سری ماگمای سازنده بیوتیت‏‌ها از اکسیدهای عنصرهای اصلی MgO، Al2O3 و FeO بهره‌ گرفته شد. بر این پایه، سه سری ماگمایی برای گرانیتوییدها سه شده‌اند. در این نمودار سنگ‏‌های مختلف از گرانیتوییدهای آلکالن وابسته به محیط‏‌های کششی غیر کوهزایی، سنگ‏‌های پرآلومین و برآمده از ذوب پوسته قاره‌ای در محیط‏‌های برخوردی و سنگ‏‌های کالک‌آلکالن کوهزایی وابسته به فرورانش کرانه قاره‌ای از هم جدا شده‌اند (Abdel Rahman, 1994). در این نمودار بیوتیت‏‌های گابرودیوریت مرزرود در گستره کالک‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 10-B).

با بهره‌گیری از مقادیر Al2O3 و SiO2 در ترکیب شیمیایی پیروکسن ها، سری‏‌های ماگمایی ساب‌‌‌آلکالن، آلکالن و پرآلکالن را از هم جدا کرده است. بر پایة نمودار پیشنهادیِ لوباس ( Le Bas 1962) نمونه‏‌های منطقه در گستره ساب‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 10-C). در نمودار تغییرات Ca+Na در برابر Ti کلینوپیروکسن‏‌ها در گسترة کالک‌آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 10-D).

برآورد فشاربخشی اکسیژن در محیط پیدایش کانی‏‌های پیروکسن و آمفیبول

برای برآورد و اندازه‌گیری میزان فشاربخشی اکسیژن در زمان پیدایش پیروکسن‏‌ها از نمودار پیشنهادیِ شوایتزر و همکاران (Schweitzer et al., 1979) بهره گرفته شد (شکل 11-A). این نمودار نشان‌دهندة‌ فشاربخشی بالاتر اکسیژن در زمان پیدایش پیروکسن‏‌هاست.

یکی دیگر از روش‏‌های ارزیابی فشاربخشی اکسیژن در سنگ‏‌های نفوذی بررسی ترکیب آمفیبول است. در نمودار AlIV در برابر Fe/Fe+Mg همة آمفیبول‏‌های تجزیه‌شده در گسترة فشاربخشی بالای اکسیژن جای گرفته‌اند (شکل 11-B). فشاربخشی بالای اکسیژن نشان می‌دهد توده‏های آذرین درونی منطقه در پیوند با مرز ورقه‏‌های همگرا ساخته شده‏‌اند (Anderson and Smith, 1995).

شکل 10. شناسایی سری ماگمایی و محیط زمین‌ساختی سنگ‏‌های منطقه با بهره‌گیری از ترکیب A) آمفیبول (Molina et al., 2009)؛ B) بیوتیت (گسترة A: آلکالن غیرکوهزایی؛ P: سنگ‏‌های پرآلومین؛ C: سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن.(Abdel Rahman, 1994)؛ C) کلینوپیروکسن (Le Base, 1962) ؛ D) کلینوپیروکسن(Leterrier et al., 1982).

Figure 10. Discrimination diagram for the tectonic environment magmatic series of studied rocks based on the composition of A) amphibole (Molina et al., 2009); B) biotite (A: anorogenic alkaline; B: peraluminous rock; C: calc-alkaline rocks; Abdel Rahman, 1994); C) clinopyroxene (Le Base, 1962); D) clinopyroxene (Leterrier et al. 1982).

فشارسنجی و ژرفاسنجی

برای فشارسنجی توده‏های آذرین درونی منطقه از ترکیب شیمیایی آمفیبول و کلینوپیروکسن بهره‌ گرفته شد. با توجه به اینکه میزان آلومینیم در شبکه آمفیبول وابستگی نزدیکی با فشار پیدایش آنها دارد، بیشتر از آمفیبول‏‌ها برای اندازه‌گیری فشار حاکم بر محیط تبلور ماگما بهره‌گیری می‏‌شود. بررسی‌ها نشان داده‌اند ترکیب آمفیبول افزون بر فشار، به دما و فشاربخشی اکسیژن، ترکیب کل و فازهای همزیست نیز بستگی دارد (Hammarstrom and Zen, 1989). با توجه به پارامترهای یادشده و میزان)‌Al(total، پژوهشگران روابط بسیاری را برای اندازه‌گیری فشار پیدایش سنگ‏‌های آذرین پیشنهاد کرده‌اند که یکی از پذیرفتنی‌ترین آنها رابطة پیشنهادیِ اشمیت (Schmidt, 1992) است.

شکل 11. اندازه‌گیری فشاربخشی اکسیژن در محیط تبلور کلینوپیروکسن‏‌ها در A) نمودار AlIV+2Ti+Cr در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1979)؛ B) نمودار AlIV در برابر Fe/Fe+Mg (Helmy et al., 2004) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 10 است)

Figure 11. Oxygen fugacity in the clinopyroxenes crystallization environment based on A) AlIV+2Ti+Cr versus Na+AlIV diagram; B) AlIV versus Fe/Fe+Mg diagram (Helmy et al., 2004) (Symbols are the same as Figure 10).

 هورنبلندی که در شرایط فشاربخشی بالای اکسیژن تبلور یافته است، ‌نسبت به هورنبلندی که در شرایط فشاربخشی کم اکسیژن تبلور یافته است، نتایج بهتر و پذیرفتنی‌تری را برای دماسنجی و فشارسنجی نشان می‏‌دهد (Hammarstrom and Zen, 1989). فشارسنج Al در هورنبلند برای اندازه‌گیری فشار تبلور و ژرفای جایگیری سنگ‏‌ها به‌کار می‏‌رود؛ اما بهره‌گیری از این روش در سنگ‏‌های آذرین درونی کالک‌آلکالن به برقراری شرایط زیر وابسته است:

1- سنگ مجموعه کانی‏‌های کوارتز، آلکالی‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتت، منیتیت یا ایلمنیت را به‌صورت کانی‌های همایند داشته باشد (Stein and Dietl, 2001). نبود مجموعه کانی‌های همایند یادشده نشان می‏‌دهد فشار به‌دست‌آمده گویای ژرفایی است که هورنبلند متبلور شده است تا فشاری که تودة آذرین درونی متبلور شده است. بودن این مجموعه کانی‏‌ها نشان‌دهندة تبلور در شرایط زیر خط انجماد[1] است و فشار اندازه‌گیری‌شده، فشار برآمده از از تبلور ماگماست؛

2- فشاربخشی اکسیژن کمابیش بالاست ‌و رابطة 6/0Fetotal/Fetotal+Mg< در آمفیبول‏‌ها برپاست‌. در صورت کم‌بودن فشاربخشی اکسیژن Fe+2 در ساختار هورنبلند جای می‏‌گیرد و باعث افزایش Fe+2/Fe+3 و Mg/Fe+2 در آمفیبول می‌شود و در نتیجه Mg به‌همراه Al وارد شبکة چرماک می‏‌شود و فشاربخشی اکسیژن کم باعث افزایش مقدار واقعی Altotal در آمفیبول می‏‌شود (Stein and Dietl, 2001)؛

3- باید از آمفیبول‏‌هایی که ترکیب اکتینولیتی یا کنارة اکتینولیتی دارند چشم‌پوشی کرد؛ زیرا شاید اکتینولیت در فاز زیر خط انجماد و در پی دگرسانی پیروکسن و هورنبلند ساخته ‌شود ‌(Helmy et al., 2004)؛

4- هورنبلند باید دگرسانی نداشته باشد ((Stein and Dietl, 2001; Helmy et al., 2004)؛

5- شمار کاتیون‏‌های 5/7Si≤ و 5/1Ca≥ باشد (Hammarstorm and Zen, 1986)؛

6- در توده‏های آذرین درونی کالک‌آلکالن با آمفیبول کلسیک می‌توان آن را به‌کار برد (Stein and Dietl, 2001)؛

7- پلاژیوکلاز و ارتوکلاز همزیست با آمفیبول کلسیک به‌ترتیب باید آنورتیت 23 تا 35 درصد و K بالا داشته باشند. چون آنورتیت بالا و K کم افزایش Al کل را به‌دنبال دارد (Anderson and Smith, 1995).

برای فشارسنجی توده‏های آذرین درونی منطقه نخست Al(total) در شبکة آمفیبول‏‌های توده‏های آذرین درونی اندازه‌گیری می‌شود. سپس بر پایة رابطة پیشنهادیِ اشمیت (P(Kbar)=-3.01+4.76Al(total); Schmidt, 1992) فشار جایگیری توده‏های آذرین درونی منطقه به‌دست آورده می‌شود. فشار جایگیری تودة گرانودیوریتی نبی‌جان نزدیک به 8/0 کیلوبار و برای مونزوگرانیت مرزرود برابر با 5/0کیلوبار است (جدول 5) و در تودة گابرویی نبی‌جان نبود مجموعه کانی‌های همایند یادشده نشان می‏‌دهد فشار به‌دست‌آمده بیشتر نشان‌دهندة ژرفایی است که هورنبلند متبلور شده است تا فشاری که تودة آذرین درونی متبلور شده است. فشار به‌دست آمده برای آمفیبول در گابروی نبی‌جان برابر با 5/6 کیلوبار می‏‌شود که به فشار زمان تبلور هورنبلند مربوط است. نتایج فشارسنجی بر پایة نمودار Al(total) در برابر (Fetotal/(Mg+Fetotal) در جدول 5 و شکل 12 آورده شده‌اند.

همچنین، پراکندگی Al در موقعیت‏‌های چهاروجهی و هشت‌وجهی کلینوپیروکسن‏‌ها معیاری برای به‌دست‌آوردن میزان آب ماگما و فشار جایگیری سنگ‏‌های آذرین است (Helz, 1973). با بهره‌گیری از این روش، فشاری کمتر از 5 کیلوبار برای تبلور کلینوپیروکسن‏‌ها اندازه‌گیری شده است (شکل 13).

شکل 12. فشارسنجی در هنگام تبلور آمفیبول در نمودار Al(Total) در برابر Fe/(Fe+Mg) (Schmidt, 1992) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 10 است)

Figure 12. Amphibole crystallization barometry in Al(Total) versus Fe/(Fe+Mg) diagram (Schmidt, 1992) (Symbols are the same as Figure 10).

شکل 13. اندازه‌گیری میزان آب ماگما و فشار زمان تبلور کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار AlVI در برابر AlIV (Helz, 1973) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 10 است)

Figure 13. Magma water and pressure during the clinopyroxenes crystallization in AlVI versus AlIV diagram (Helz, 1973) (Symbols are the same as Figure 10).

دماسنجی

آمفیبول‏‌ها در بازة گسترده‌ای از دما و فشار پدید می‌آیند (Blundy and Holland, 1990). برای دماسنجی توده‏‌های منطقه از روش دماسنجی بر پایة مقدار Ti در آمفیبول بهره‌ گرفته شد. دماسنجی توده‏های آذرین درونی بر پایة مقدار Ti در آمفیبول و بر پایة رابطة پیشنهادیِ اوتن ((T(°C)= 1204*(Ti total)+547؛ Otten, 1984) انجام‏‌ شد که نتایج آن در جدول 5 آورده شده‌اند.

بررسی پهنه‌بندی‌ کانی‌ها

در نیمرخ خطی، تغییرات شیمیایی بلور با منطقه‌بندیِ آمفیبول گرانودیوریت نبی‌جان (شکل 15-A)، و بلور با منطقه‌بندیِ آمفیبول در گابروی نبی‌جان (شکل 15-B) نشان داده شده است. مقدار Mg/FeT+Mg، TiO2، Fe/Fe+MgO، Al2O3 و SiO2 از مرکز به کنارة بلور گابرو و گرانودیوریت حالت نوسانی دارد که چه‌بسا پیامد تغییرات گرما و فشاربخشی ماگمای آشیانة ماگمایی در هنگام تبلور کانی آمفیبول و نیز پیامد آلودگی با مواد پوسته‌ای در زمینه باشد.

جدول 5. چکیدة نتایج دماسنجی و فشارسنجی توده‏های آذرین درونی منطقه نبی‌جان و مرزرود.

Table 5. Thermometry and barometry results for the igneous rocks of Nabijan and Marzrud regions.

Region

 

Nabi jan

Marzroud

Rock Type

 

Granodiorite

Gabbro

Monzogranite-

Barometry method

Fe/Fe+Mg versus Al (Schmidt, 1992)

P(Kbar)=0.7

  

P(Kbar)=0.5

Al in amphibole (Schmidt, 1992)

P(Kbar)=0.851

  

P(Kbar)=0.45

Thermometry method

Ti (Otten, 1984)

T(°C)=677

T(°C)=992.12

T(°C)=677.3

شکل 15. نیمرخ‌ خطی تغییرات شیمیایی کانی آمفیبول در A) تودة گرانودیوریت نبی‌جان؛ B) گابروی نبی‌جان.

Figure 15. Chemical composition profile for the amphibole in the A) Nabijan granodiorite; B) Nabijan gabbro.

تجزیة ریزکاو الکترونی از مرکز به کناره در پلاژیوکلاز گرانودیوریت و دیوریت نبی‌جان منطقه‌بندی نوسانی (شکل 16- B و A) و در گابرودیوریت مرزرود منطقه‌بندی عادی (شکل 16-C) را نشان می‏‌دهد. منطقه‌بندی نوسانی در بلورهای پلاژیوکلاز گرانودیوریت و گابرو نبی‏‌جان نشان می‏‌دهد گرما و فشاربخشی آشیانة ماگمایی در هنگام تبلور کانی پلاژیوکلاز نوسانی بوده است. از موارد منطقه‏‌بندی در کانی‏‌ها، رابطة میان درجة انتشار یون‏‌ها در ماگماها و میزان رشد بلور است. زمانی که بلور وارد مرحلة جدیدی از تبلور می‏‌شود. در لایة جدید در حال پیدایش، تمرکز یون‏‌ها کاهش می‏‌یابد و جایگاه آن با دیگر یون‏‌های درون ماگما مصرف می‏‌شود (Winter, 2001). وجود منطقه‌بندی نشان‌دهندة نبود تعادل در سیستم ماگمایی هنگام تبلور و یا پیامد تغییر در سرعت رشد بلور است (Dobosi and Forder, 1992). منطقه‌بندی عادی در پلاژیوکلاز گابرودیوریت مرزرود می‏‌تواند به درجة انتشار یون‏‌ها بستگی داشته باشد.

شکل 16. نیمرخ‌ خطی ترکیب شیمیایی کانی پلاژیوکلاز در A) گرانودیوریت نبی‌جان؛ B) گابرو نبی‌جان؛ C) گابرودیوریت مرزرود

 Figure 16. Chemical composition profile for the plagioclase in the A) Nabijan granodiorite; B) Nabijan gabbro; C) Marzroud gabbrodiorite

محیط زمین‌ساختی سنگ‏‌ها بر پایة شیمی کانی

ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌ها پیرو ترکیب شیمیایی و محیط پیدایش ماگمای سازنده آنهاست و می‏‌تواند داده‌های ارزشمندی را دربارة محیط زمین‌ساختی پیدایش سنگ‏‌ها بدهد (Le Bas, 1962). در نمودار Ca در برابر‏‌Ti+Cr پیروکسن‏‌ها در گسترة کمان‏‌های آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 17).

شکل 17. A) شناسایی محیط زمین‌ساختی کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار Ca در برابر Ti+Cr (Dorais, 1990) (نماد نمونه‌ها مانند شکل 10 است).

Figure 17. A) Determination of tectonic environment of clinopyroxene in Ca versus Ti+Cr diagram (Dorais, 1990) (Symbols are the same as Figure 10).

برداشت

بررسی شیمی کانی‏‌ها نشان می‏‌دهد ترکیب پیروکسن‏‌های سنگ‏‌های منطقة نبی‌جان و مرزرود از نوع دیوپسید است. آمفیبول‏‌های هر دو منطقه در گروه کلسیک جای گرفته‏‌اند و در شرایط فشاربخشی بالای اکسیژن پدید آمده‌اند. ترکیب بیوتیت‏‌های گابرودیورت مرزرود در گسترة بیوتیت‏‌های منیزیم‏‌دار جای می‏‌گیرد. در سنگ‏‌های گابرودیوریت مرزرود فلدسپار ترکیب پلاژیوکلاز (آندزین و لابرادوریت) و در سنگ‏‌های مونزوگرانیتی مرزرود ترکیب پلاژیوکلاز (آندزین) و ارتوکلاز، در گرانودیوریت نبی‌جان ترکیب پلاژیوکلاز (آندزین- الیگوکلاز) و در گابرو (لابرادوریت تا بیتونیت) دارد. بر پایة شیمی کانی آمفیبول دما و فشار پیدایش گرانودیوریت نبی‌جان برابر با ℃677 و 7/0- 85/0 کیلوبار، گابرو نبی‏‌جان برابر با ℃992، مونزوگرانیت مرزرود برابر با ℃3/677 و 45/0- 5/0 کیلوبار به‌دست آمد. شیمی کانی‏‌های پیروکسن، بیوتیت و آمفیبول نشان‌ می‌دهد توده‏های آذرین درونی منطقه به سری کالک‌آلکالن متعلق هستند و در محیط وابسته به فرورانش پدید آمده‌اند.

[1] subsolidus

References

Abdel-Rahman, A.M. (1994) Nature of biotite from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. Journal of Petrology, 35, 525-541. https://doi.org/10.1093/Petrology/35.2.525
Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and fo2 on the Al in hornblende barometer. American Mineralogist, 80, 549-559. https://doi.org/10.2138/am-1995-5-614
Blundy J. D. and Holland T.B. (1990) Calcic amphibole equilibrium and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 104, 208-224. https://doi.org/10.1007/BF00348957
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1991) An introduction to the Rock-forming minerals, 528p. Longman, London.
Dobosi, G. and Fordor, F.V. (1992) magma fractionation, replenishment, and mixing as inferred from Greencore clinopyroxenes in Pliocene basanite, Southern Slovakia. Lithos, 28, 133-150. https://doi.org/10.1016/0024-4937(92)90028
Dorais, M.J., Whitney, J.A., and Roden, M.F. (1990) Compositional variations in pyroxenes and amphiboles of the Belknap Mountain Complete New Hampshire: Evidence for the origin of silica- saturated alkaline rock. American Mineralogist, 75, 1092-1105.
Hammarstrom, J. M., and Zen, E. A. (1989) Aluminum in hornblende: an empirical igneous geobarometer. American Mineralogists, 71, 1297-1313.
Helmy, H.M., Ahmed, A.F.E.I., Mahallawi, M.M., Ali, S.M. (2004) Pressure, temperature, and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids, Eastern Desert of Egypt, and tectonic implications. Journal of African Earth Science, 38, 255-268. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2004.01.002  
Helz, R.T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH2O=5KBar as a function of oxygen fugacity. Journal of Petrology, 17, 139-193. https://doi.org/10.1093/petrology/14.2.249
Ishihara, S. (1977) The Magnetite- Series and Ilmenite-Series Granitic rock. Mining Geology, 27, 293-350. https://doi.org/10.11456/shigenchishitsu1951.27.293
Le Bas, M.J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267-288. https://doi.org/10.2475/AJS.267
Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E.S., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., Krivovichev, V.G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J.A., Maresch, W.V., Nickel, E.H., Rock, N.M.S., Schumacher, J.C., Smith, D.C., Stephenson, N.C.N., Ungaretti, L., Whittaker, E.J.W., and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommitte on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. American Mineralogist, 82, 1019-1037. https://doi.org/10.1180/minmag.1997.061.405.13
Leterrier, J., Maury, R.C., Thonon, P., Girard, D., and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Sciences, 59, 139-154. https://doi.org/10.1016/0012-821X(82)90122-4
Lindsley, D.H. (1983) Pyroxene thermometry. American Mineralogist, 68, 477-493. https://doi.org/10.4236/Ojpp.2012.21003
Mehrpartou, M., Aminifazl, A., and Radfar, J. (1993) Geology mape of Varzaghan, Scale 1:100000. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Molina, J., Scarrow, J., Montero, P.G., and Bea, F. (2009) High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkali-hybrid melts during evolution of Variscan basic-ultrabasic magmatism of central Iberia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 158, 69-98. https://doi.org/10.1007/S00 410.008-0371-4
Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A.K., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Akoi, K., and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine, 52, 535-550. https://doi.org/10.1180/minmag.1988.052.367.15
Nabavi, M.H. (1977) Introduction of Geology of Iran. Geological Organization of Iran, Tehran, Iran. 
Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E.1.H., and Ohoud, M. B. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, reequilibrated biotites and neoformed biotites. Comptes Rendus Geoscience, 337(16), 1415-1420.  https://doi.org/10.1016/j.crte.2005.09.002
Otten, M.T. (1984) The origin of brown h0rnblend e in the Artssijallet gabbros and dolerites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 86, 185-199.
Rieder, M., Cavazzini, G., Yakonov, Y.D., Frank-Kanetskii, V.A., Gottardi, G., Guggenheim, S., Koval, P.V., Muller, G., Neiva, A.M.R., Radoslovich, E.W., Robert, J.L., Sassi, F.P., Takeda, H., Weiss, Z., and Wones, D.R. (1998) Nomenclature of the micas. The Canadian Mineralogist 36, 905-912. https://ijcm.ir/article-1-1332-fa.html
Schmidt, M.W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110: 304-310. https://doi.org/10.1007/BF00310745
Schweitzer, E.L., Papike, J.J., and Bence, A.E. (1979) statistical analysis of clinopyroxenes from deep sea basalts. American Mineralogist, 64, 501-13.
Sgarbi, B.A. Gaspar, J.C., and Valence, J.C. (2000) Clinopyroxene from Brazilian kamafugites. Lithos, 53, 101-116. https://doi.org/10.1016/IS0024-4937(00)00071-6
Siymyab, P. (2007) Petrography, and Petrology of south Marzroud intrusions with a reference to its economic potential). M.Sc. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran [In Persian].
Spear, F.S. (1981) An experimental study of hornblende stability and compositional variability in amphibolite. American Journal of Science, 281, 697-734. https://doi.org/10.2475/ajs.281.6.697
Stein, E. and Dietl, C. (2001) Hornblende thermobarometry of granitoids from the Central Odenwald (Germany) and their implications for the geotectonic development of the Odenwald. Mineralogy and Petrology, 72, 185-207. https://doi.org/10.1007/s007100170033
Vieten, K. and Hamm, H.M. (1978) Additional notes on the calculation of the crystal-chemical formula of clinopyroxenes and their contents of Fe3+ from microprobe analyses. Monatshefte, Journal of Geosciences, 71-83.
Whitney, D.L. and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187. http://dx.doi.org/10.2138/am.2010.3371
Winter, J.D. (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, 697p. Prentice Hall, Hoboken, New Jersey.
Yazdani, M. (2005) The study of Petrography and Petrology of Nabijan intrusion (SE Kaleybar). M.Sc. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran [In Persian].
Petrological Journal
Volume 15, Issue 3 - Serial Number 59
Petrological Journal, 15th Year, No. 59, Autunm 2024
May 2024
Pages 23-44

Files

History

  • Receive Date: 19 July 2023
  • Revise Date: 30 October 2023
  • Accept Date: 08 November 2023

Share

How to cite

Statistics