Physicochemical conditions of crystallization based on the composition of amphibole-Plagioclase pair in the Gowd-e-Howz (Siah-Kuh) granitoid, Baft, Kerman

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, Iran,

2 Professor, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, Iran,

3 Associate Professor, Earth Sciences Department, Ecole Normale Supérieure de Lyon, France,

4 Associate Professor, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, Iran,

5 M.Sc. Student, Earth Sciences Department, Ecole Normale Supérieure de Lyon, France,

Abstract

The Lower Jurassic Gowd-e-Howz (Siah-Kuh) granitoid Massif (≈180 Ma) is located in the southern part of Sanandaj-Sirjan metamorphic-magmatic zone 60 km SE of of Baft, south of Kerman. The Massif is one of the most important magmatic signs of subduction initiation of the Neotethys oceanic basin since the Late Triassic. In spite of several studies have been carried out regarding this massif and its cutting dikes (e.g., Malekizadeh, 2000; Ghanbarzadeh, 2011; Arvin et al., 2007), but none of them has been studied the rock-forming minerals chemistry and their physicochemical crystallization conditions.
The tendency to use the composition of calcic amphiboles to understand the processes governing magmatic systems is due to their widespread presence in a wide range of subduction-related mafic-intermediate-felsic calc-alkaline high-potassium extrusive and intrusive igneous rocks that make them suitable for geothermobarometery. Amphiboles are stable in a wide range of temperature (400 to 1150 °C) and pressure (1 to 23 kbar) conditions (Blundy and Holland, 1990). For this reason, we have used the chemical data of minerals, in particular, amphiboles and feldspars of different rocks of Gowd-e-Howz granitoid Massif in different geothermobarometers (e.g., Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992; Holland and Blundy, 1994; Anderson and Smith, 1995; Stein and Dietl, 2001; F´em´enias et al., 2006; Ridolfi et al., 2010, 2016; Ridolfi and Renzulli, 2012; Molina et al., 2015; Putirka, 2016).
Geology
The Gowd-e-Howz granitoid stock belonging to Late Triassic (Sabzehei et al., 1998; Arvin et al., 2007) represents a magmatic product of subduction initiation in the Zagros Neotethys realm, although, Nazemzadeh and Rashid (2006) is assigned it to post Cretaceous. Based on geological map of Hadji-Abad (Sabzehei et al., 1998), detailed geological surveying of this research, whole rock Rb-Sr dating (≈199 Ma, Arvin et al., 2007) and U-Pb datings on the separated zircons (≈180 Ma, Arabzadeh Baniasadi, in press), it was intruded the Upper Paleozoic Sargaz-Abshour metamorphic complexes (mainly amphibolite, marble and schists) and the Triassic igneous-sedimentary rocks. The Lower Jurassic terrigenous rocks (equivalent to the Shemshak Formation in Alborz and Central Iran Zones) and the Lower Cretaceous limestones covered the Triassic rock units.
The Gowd-e-Howz composite granitoid stock has three main parts including gabbro/diorite, granodiorite, and granite as well. The first phase of magma injection in the margins was of gabbro/diorite type. The second phase as the main part of the stock was the intrusion of granodioritic magma into the diorites. It has dark mafic microgranular/micro granitoid enclaves (MMEs). The third phase was a gray to pink color granite-alkali granite that intruded the granodiorite part. Finally, the quartz monzonite dikes cut the whole of the stock. This composite granitoid stock has normal compositional zoning of the granitoids involving the mafic suites in the margins, intermediates in the middle, and the felsic suites in the central part.
Research Methods
In situ chemical analyses of minerals of the Gowd-e-Howz granitoid Massif were carried out at GFZ Potsdam (Germany) using a JEOL-JXA 8230 microprobe equipped with five WDS. The operating conditions were as follows: 15 kV accelerating voltage, 20 nA beam current, and 10 s counting time on peak position for Si, K, Cr, Na, P or 20 s counting time for Al, Ca, Fe, Mn, Mg, Ti, F, Cl. Detection limits are 0.02–0.9 wt%.
Petrography
The granitoid rocks are characterized by essential mineals of plagioclase, pyroxene, amphibole, alkali feldspar, biotite, quartz, opaques, apatite, sphene. Among the secondary minerals of the Gowd-e-Howz granitoid stock, calcite, epidote, chlorite, sericite, and clays are of particular interest. The common textures are anhedral granular, intergranular, and sometimes perthitic, granophyric, graphic, and myrmekitic textures. The occurrence of very beautiful graphic, worm-like myrmekitic and granophyric textures display the rapid simultaneous intergrowth of quartz, alkali feldspar, and plagioclase from an undercooling liquid at relatively shallow depths (Best, 2003; Vernon, 2004; Philpotts and Ague, 2009).
Discussion
Chemical compositions of rock-forming minerals have been analyzed to study the petrogenesis and physicochemical conditions of crystallization and final replacement of study intrusion. For this purpose, we present the amphiboles and feldspars chemical data. The amphiboles are of calcic type, mostly with hornblende composition, and oxidant belonging to calc-alkaline subduction zone magmatic series. Feldspar compositions range from oligoclase (Ab97.50An1.50Or1) to labradorite (Ab39An60.50Or0.50).
Applying the various geothermobarometric calculation methods based on amphibole-plagioclase pair and single amphibole yield temperatures of 742 °C to 769 °C at pressures of 2 to 2.8 kbars, equivalent to the depth of 5-7 Km to cease the cation exchange and establish the minerals equilibrium(closing temperatures) and final emplacement of the stock in the continental crust. Also, oxygen fugacity in the magma chamber was high at the time of amphiboles crystallization (logfO2≈-13).
Conclusion
Amphiboles and feldspars are the main rock-forming minerals of the Gowd-e-Howz granitoid massif. The in situ chemical analysis of these minerals shows that the composition of feldspars varies from oligoclase in granites to labradorite in diorites. Amphiboles are the low-pressure calcic group, with the dominant composition of hornblende, and oxidant belonging to calc-alkaline magmatic series of subduction zones crystallized under high oxygen fugacity and equilibrated with the feldspars at temperatures of 742 to 769 °C and pressures of 2 to 2.8 kbars equivalent to pressures of 5 to 7 Km depths.
Acknowledgments
The authors are grateful to the Vice-Chancellor of Research and staff of the Shahrood University of Technology and the Microprobe Laboratory of the Potsdam University (Germany), and anonymous reviewers of the Petrological Journal for valuable comments and critical reviews of this manuscript.

Keywords

Main Subjects

Full Text

با اختراع ریزکاو الکترونی برای تجزیة دقیق ترکیب کانی‏‌ها در پایان سال‏‌های 1960، کاربرد شیمی کانی‏‌ها برای برآورد شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور در آشیانه‏‌های ماگمایی و جایگزینی توده‏‌های آذرین رایج شد. در این میان، گرایش به به‌کارگیری ترکیب آمفیبول‏‌های کلسیک برای درک فرایندهای سیستم‏‌های ماگمایی ناشی از حضور گسترده آنها در طیف گسترده‌ای از سنگ‏‌های آذرین بیرونی و درونی مافیک-حد واسط- فلسیک کالک‌آلکالن پتاسیم بالای وابسته به فرورانش است که آنها را برای زمین‌دمافشارسنجی این سنگ‏‌ها مناسب می‏کند. آمفیبول‏‌ها در طیف گسترده‌ای از شرایط دمایی (400 تا 1150 درجة سانتیگراد) و فشاری (1 تا 23 کیلوبار) پایدار هستند (Blundy and Holland, 1990). در بیشتر این سنگ‏‌ها، به‌صورت فنوکریست‏‌، بلورهای پویی‏‌کیلیتیک درشت و به‌ندرت مگاکریست حضور دارند و گمان می‌رود به‌ترتیب در آشیانه‏‌های ماگمایی پوسته‏‌ای کم ژرفا، ژرف و یا در شرایط گوشته‏‌ای متبلور شده باشند. علت دیگرِ استفاده از ترکیب آمفیبول‏‌های کلسیک در برآوردهای دمافشارسنجی آنست که این کانی‏‌ها، شاخص ماگماهای بسیار آبدار (اشباع از سیال) هستند و درنتیجه برای پیشگویی انفجاری‌بودن و برآورد خطر فوران‏‌های آتشفشانی اهمیت بالایی دارند (Blundy and Holland, 1990; Molina et al., 2015; Ridolfi and Renzulli, 2012)؛ زیرا پارامترهای شدت دما، فشار و فوگاسیتة اکسیژن، میزان کاتیون‏‌های سازندة شبکه آمفیبول‏‌ها به‌ویژه، آلومینیم، تیتانیم، آهن و منیزیم را کنترل می‌کنند. ازاین‌رو، معادلات دمافشارسنجی گوناگونی بر پایة ترکیب آمفیبول‏‌های کلسیک در نیم سدة اخیر پایه‌گذاری شده‏‌اند (مانند: Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Blundy and Holland, 1990; Schmidt, 1992; Holland and Blundy, 1994; Anderson and Smith, 1995; Anderson, 1996; Stein and Dietl, 2001; Ridolfi et al., 2010; Ridolfi and Renzulli, 2012; Molina et al., 2015).

انتخاب داده‌های آمفیبول برای استفاده در معادله‌های دما‏‌فشارسنجی سنگ‌‏‌های آذرین نیازمند دانش کافی دربارة پایداری و شیمی بلور آمفیبول‏‌های کلسیم‏‌دار، فرایند‏‌های آشیانة ماگمایی و روابط ترکیبی مذاب-آمفیبول‏‌، انحلال‌پذیری گونه‏‌‌های فرار و دانستن خطا‏‌های داده‏‌های تجربی و آزمایشگاهی است (Ridolfi and Renzulli, 2012). ازاین‌رو، نمونه‏‌های آمفیبول انتخابی باید این ویژگی‏‌ها را داشته باشند (Stein and Dietl, 2001):

الف- داشتن مجموعه‏‌ای همزیست از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، ‏‌آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، آمفیبول، بیوتیت، ایلمنیت و مگنتیت؛

ب- بالابودن فوگاسیتة اکسیژن در هنگام تبلور ماگما در آشیانة ماگمایی. برای نمونه، حضور همزمان کوارتز، اکسید آهن و آمفیبول در گرانیتوییدها می‏‌تواند نشان‌دهندة بالا بودن فوگاسیتة اکسیژن در ماگمای سازندة آنها باشد (Wones et al., 1989)؛

پ- آمفیبول‏‌ها نباید منطقه‏‌بندی و دگرسانی داشته باشد؛ زیرا منطقه‏‌بندی در یک کانی نشانة نبود تعادل در آن است. همچنین، در محاسبات نباید از آمفیبول‏‌های ناشی از دگرسانی و اورالیتی‌شدن پسین پیروکسن‏‌ها و هورنبلندهای ماگمایی اولیه که ترکیب اکتینولیتی و یا حاشیة اکتینولیتی دارند، استفاده کرد (Helmy et al., 2004)؛

ت- در فرمول ساختاری آمفیبول باید شمار کاتیون‏‌های Ca≥ 1 و Si≥ 7 باشد (Hammarstrom and Zen, 1986).

گفتنی است در این پژوهش همة این شرایط در نظر گرفته شده و در محاسبات تنها از نتایج آمفیبول‏‌های با شرایط یادشده بهره گرفته شده است.

تودة گرانیتوییدی گودحوض به سن ژوراسیک پیشین در بخش جنوبی پهنة دگرگونی- ماگمایی سنندج- سیرجان در جنوب‌خاوری بافت در جنوب کرمان جای دارد و از نشانه‏‌های ماگمایی مهم برای آغاز فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس در تریاس پسین به‌شمار می‌رود (Arvin et al., 2007; Jafari et al., 2023). دربارة این توده و دایک‏‌های درون آن، افزون‌بر اشاره به آنها در نقشه‏‌های زمین‌شناسی منطقه (Sabzehei et al., 1998; Nazemzadeh and Rashid, 2006)، تنها دو بررسی به‌صورت پایان‏‌نامة کارشناسی ارشد، یکی در زمینة زمین‌شیمی و پترولوژی تودة گرانیتی سیاه‌کوه (Malekizadeh, 2000) و دیگری در زمینة زمین‌شیمی و پترولوژی دایک‏‌های اسیدیِ منطقه (Ghanbarzadeh, 2011) انجام شده است. همچنین، مقالة ارزشمند دیگری نیز به‌دست آروین و همکاران (Arvin et al., 2007) منتشر شده است. با توجه به اختلاف دیدگاه‌ها دربارة سن (تریاس یا سنوزوییک) و سرشت این توده و اهمیت بسیار بالای آن در زمین‏‌شناسی ایران (پیدایش و تکامل حوضه نئوتتیس زاگرس)، این پژوهش به بررسی دقیق آن بر پایة بررسی‌های دقیق میدانی، سنگ‌نگاری، شیمی کانی، شیمی سنگ کل، شیمی ایزوتوپی و سن‏‌سنجی دقیق به روش اورانیم- سرب روی کانی زیرکن می‌پردازد. این مقاله بخش کوچکی از یافته‏‌های رسالة دکتری نویسنده نخست و نخستین پژوهش در زمینة بررسی شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور و جایگزینی این توده بر پایة شیمی کانی‏‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز به‌شمار می‌رود.

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌ها و برداشت‏‌های دقیق میدانی، تهیة نقشة زمین‏‌شناسی، تهیة مقاطع نازک و نازک صیقلی و انجام بررسی‌های سنگ‏‌نگاری، نمونه‏‌های مناسب معرف واحدهای سنگی اصلی منطقه شامل دیوریت‏‌ها، گرانودیوریت‏‌ها و گرانیت‏‌ها برگزیده شدند و تجزیه شیمیایی کانی‏‌ها در آزمایشگاه ریزکاو الکترونی دانشگاه پتسدام کشور آلمان با به‌کارگیریِ دستگاه ریز‏کاو الکترونی مدل JEOL JXA-8230 با ولتاژ شتاب‌دهندة kV15، جریان پرتوی nA20 ، زمان شمارش 10 ثانیه برای عنصرهای Si، K، Cr، Na و P و 20 ثانیه برای عنصرهای Al، Ca، Fe، Mn، Mg، Ti، F و Cl با آستانة آشکارسازیِ 02/0 تا 9/0 درصدوزنی تجزیه شده‏‌اند (جدول‌های 1 و 2). شمار اکسیژن‏‌ها و کاتیون‏‌های به‌دست‌آمده در ترکیب آمفیبول‏‌ها به‌ترتیب برابر با 23 و 13 و در فلدسپارها به‌ترتیب برابر با 8 و 5 در نظر گرفته شده است. میزان Fe+3 در آمفیبول‌ها نیز بر پایة روش لیک و همکاران (Leake et al., 1997) به‌دست آورده شده است.

زمین‏‌شناسی منطقه

تودة گرانیتوییدی گودحوض یا سیاه‌کوه متشکل از دیوریت، کوارتز دیوریت، مونزونیت، کوارتز مونزونیت، گرانودیوریت، گرانیت و آلکالی‌گرانیت در 60 کیلومتری جنوب‌خاوری بافت (250 کیلومتری جنوب کرمان) و در بخش جنوبی منطقة مزار- دهسرد رخنمون دارد (شکل 1). این توده‏‌ در محدوة نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی 250000/1 حاجی‏‌آباد (Sabzehei et al., 1998 و 100000/1 دهسرد (Nazemzadeh and Rashid, 2006) جای دارد. نام این توده در نقشة حاجی‏‌آباد و از نام سیاه‌کوه در نزدیک به 20 کیلومتری جنوب‌باختری این توده برگرفته شده است. سیاه‌کوه از یک مجموعة سنگی کاملاً سیاه رنگ متشکل از آمیزه‌های افیولیتی کرتاسه پسین است که یک تودة کوچک گرانیتی به سن پس از کرتاسه نیز در آن نفوذ کرده است. با توجه به تفاوت سنی و سرشت کاملاً متفاوت تودة گودحوض با این تودة گرانیتی در سیاه‌کوه و به‌علت قرارگیری روستای گودحوض روی این تودة گرانیتی از این پس نام گودحوض برای این توده به‌کار برده می‌شود. در نقشة زمین‏‌شناسی حاجی‏‌آباد، واحدهای سنگی میزبان تودة گودحوض به سن‏‌ پالئوزوییک و سن توده نیز تریاس پسین و در نقشة دهسرد، واحدهای سنگی میزبان توده‏‌ به سن‏‌های ژوراسیک و کرتاسه پسین و سن تودة پس از کرتاسه پسین یعنی سنوزوییک گزارش شده است.

 

 

 

جدول 1. داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی کانی‏‌ فلدسپار در نمونه‌های انتخابیِ دیوریتی (Di)، گرانودیوریتی (Gd) و گرانیتی (Gr) در استوک گرانیتوییدی گودحوض.

Table 1. EPMA data of feldspar in the representative rock samples of diorite (Di), granodiorite (Gd) and granite (Gr) of the Gowd-e-Howz granitoid stock.

Sample No.

MH-21 Gd

MH-43 Di

SiO2

65.52

55.61

59.23

59.55

56.91

45.88

45.59

45.37

TiO2

0.00

0.02

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.02

Al2O3

21.81

27.74

26.51

24.31

28.17

34.87

35.05

34.99

FeO

0.01

0.20

0.17

0.12

0.14

0.01

0.03

0.07

MnO

0.02

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

MgO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

CaO

1.27

8.84

6.05

5.77

7.50

16.24

16.22

16.57

Na2O

10.45

6.28

7.30

8.12

6.94

2.13

2.18

1.87

K2O

0.07

0.17

0.45

0.38

0.32

0.06

0.04

0.06

Total

99.18

98.86

99.75

98.27

99.98

99.23

99.13

98.96

Si

2.90

2.52

2.65

2.69

2.54

2.11

2.10

2.10

Al

1.14

1.48

1.40

1.29

1.48

1.89

1.90

1.91

Ca

0.06

0.43

0.29

0.28

0.36

0.80

0.80

0.82

Na

0.90

0.55

0.63

0.71

0.60

0.19

0.19

0.17

K

0.00

0.01

0.03

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

An

6.00

43.00

31.00

28.00

37.00

81.00

80.00

83.00

Ab

93.00

56.00

67.00

70.00

61.00

19.00

20.00

17.00

Or

1.00

1.00

3.00

2.00

2.00

0.00

0.00

0.00

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.

MH-43 Di

MH-53 Gr

SiO2

45.90

44.85

66.88

61.95

68.45

62.87

67.31

TiO2

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

35.00

35.41

20.28

23.72

19.87

23.02

20.50

FeO

0.10

0.23

0.36

0.29

0.00

0.44

0.00

MnO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

0.00

0.12

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

CaO

16.34

16.84

1.17

5.17

0.27

4.41

1.05

Na2O

2.20

1.70

10.39

8.63

11.70

8.83

11.07

K2O

0.08

0.32

1.09

0.20

 

0.62

0.21

Total

99.66

99.47

100.17

99.96

100.29

100.18

100.15

Si

2.10

2.06

2.94

2.75

2.98

2.78

2.94

Al

1.89

1.92

1.05

1.24

1.02

1.20

1.06

Ca

0.80

0.83

0.06

0.25

0.01

0.21

0.05

Na

0.20

0.15

0.89

0.74

0.99

0.76

0.94

K

0.00

0.02

0.06

0.01

0.00

0.04

0.01

An

80.00

83.00

5.50

24.59

1.27

20.87

4.94

Ab

19.00

15.00

88.39

74.27

98.73

75.63

93.87

Or

1.00

2.00

6.11

1.14

0.00

3.50

1.20

 

جدول2. داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی کانی‏‌ آمفیبول در نمونه‌های سنگی انتخابیِ دیوریتی (Di)، گرانودیوریتی (Gd) و گرانیتی (Gr) استوک گرانیتوییدی گودحوض.

Table 1. EPMA data of amphibole in the representative rock samples of diorite (Di), granodiorite (Gd) and granite (Gr) of the Gowd-e-Howz granitoid stock.

Sample No.

MH-21 Gd

MH-53 Gr

SiO2

43.73

43.35

44.47

43.17

43.69

48.45

47.57

47.93

TiO2

1.03

1.29

1.38

1.06

1.41

1.27

1.03

1.42

Al2O3

6.74

7.67

7.04

6.50

7.09

7.05

7.25

7.25

Cr2O3

0.00

0.02

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

FeO

22.36

19.11

17.97

22.17

18.87

19.41

19.78

19.45

MnO

0.72

0.40

0.39

0.75

0.40

0.75

0.77

0.25

MgO

8.48

10.16

10.79

8.30

10.26

8.50

9.18

9.29

CaO

9.65

10.16

10.71

9.70

10.46

10.38

10.50

9.95

Na2O

1.36

1.41

1.63

1.49

1.63

1.89

1.24

2.36

K2O

0.44

0.15

0.16

0.43

0.17

0.00

0.32

0.00

F

0.19

0.23

0.25

0.09

0.21

0.00

0.00

0.00

Cl

0.14

0.06

0.08

0.10

0.09

0.00

0.00

0.00

H2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

2.01

2.02

2.03

Total

94.84

94.00

94.88

93.76

94.29

97.83

98.43

97.57

Si

6.85

6.72

6.84

6.86

6.78

7.22

7.05

7.09

Ti

0.12

0.15

0.16

0.13

0.16

0.14

0.12

0.16

Al

1.24

1.40

1.28

1.22

1.30

1.24

1.27

1.26

Mn

0.10

0.05

0.05

0.10

0.05

0.10

0.10

0.03

Mg

1.98

2.35

2.47

1.97

2.37

1.89

2.03

2.05

Ca

1.62

1.69

1.76

1.65

1.74

1.66

1.67

1.58

Na

0.41

0.42

0.49

0.46

0.49

0.55

0.35

0.68

K

0.09

0.03

0.03

0.09

0.03

0.00

0.06

0.00

Ca+Na (B)

1.78

1.85

1.89

1.79

1.88

2.00

2.00

2.00

Na (B)

0.17

0.17

0.13

0.14

0.14

0.34

0.33

0.42

Pressure (kbar):

 

 

 

 

 

 

 

 

Hammarstrùm and Zen, 1986

2.4

3.2

2.6

2.3

2.7

2.3

2.5

2.5

Hollister et al. (1987)

2.4

3.3

2.5

2.2

2.7

2.3

2.5

2.4

Johnson and Rutherford (1989)

1.9

2.6

2.0

1.8

2.1

1.8

2.0

1.9

Schmidt (1992)

3.0

3.8

3.1

2.9

3.2

2.9

3.1

3.1

Anderson and Smith (1995)

2.7

3.0

2.3

2.5

2.2

2.5

3.0

2.3

Ridolfi et al. (2010, 2011)

3.2

4.1

3.4

3.1

3.5

3.3

3.4

3.4

Temperature (℃):

 

 

 

 

 

 

 

 

Blundy and Holland (1990)

677

786

737

724

759

352

353

353

Blundy and Holland (1994)

732

826

799

784

823

384

384

384

F´em´enias et al. (2006)

686

727

739

693

745

714

676

736

Humphreys et al. (2006)

884

861

892

906

895

711

758

663

Putirka (2016)

781

812

824

781

817

791

781

795

Schmidt (1992)

669

778

729

716

751

348

348

348

Ridolfi et al. (2010, 2011)

769

799

795

775

796

729

743

744

Anderson (1996)

670

804

739

722

766

385

385

385

Anderson and Schmidt (1995)

620

825

767

749

792

451

526

711

 

 

\

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No.

MH-53 Gr

MH-43 Di

SiO2

48.57

46.99

44.58

45.53

45.66

44.03

43.87

TiO2

1.11

1.75

0.21

0.27

0.18

1.47

1.11

Al2O3

6.91

6.95

7.18

7.21

6.00

7.76

7.95

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.02

FeO

19.28

19.24

19.92

19.98

19.69

19.05

19.48

MnO

0.31

0.54

0.49

0.59

0.55

0.42

0.47

MgO

9.47

9.78

9.75

10.55

10.57

9.71

9.55

CaO

9.68

10.24

10.47

10.67

10.44

10.55

10.65

Na2O

2.31

1.96

0.93

0.96

0.74

1.14

1.06

K2O

0.07

0.30

0.27

0.30

0.21

0.29

0.32

F

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Cl

0.00

0.00

0.10

0.10

0.08

0.11

0.09

H2O

2.03

2.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

97.44

97.80

93.90

96.16

94.14

94.54

94.58

Si

7.17

6.97

6.90

6.86

7.03

6.79

6.77

Ti

0.12

0.20

0.02

0.03

0.02

0.17

0.13

Al

1.20

1.21

1.31

1.28

1.09

1.41

1.45

Mn

0.04

0.07

0.06

0.08

0.07

0.05

0.06

Mg

2.08

2.16

2.25

2.37

2.43

2.23

2.20

Ca

1.53

1.63

1.74

1.72

1.72

1.74

1.76

Na

0.66

0.56

0.28

0.28

0.22

0.34

0.32

K

0.01

0.06

0.05

0.06

0.04

0.06

0.06

Ca+Na (B)

2.00

2.00

1.87

1.86

1.83

1.88

1.89

Na (B)

0.47

0.37

0.14

0.14

0.11

0.14

0.13

Pressure (kbar):

 

 

          

Hammarstrùm and Zen (1986)

2.2

2.3

4.6

3.3

3.6

2.3

1.2

Hollister et al. (1987)

2.1

2.2

4.8

3.4

3.7

2.2

1.0

Johnson and Rutherford (1989)

1.7

1.7

2.2

2.1

1.2

2.6

2.7

Schmidt (1992)

2.8

2.9

3.3

3.2

2.3

3.8

4.0

Anderson and Smith (1995)

2.6

1.2

2.4

2.6

0.8

2.6

3.6

Ridolfi et al. (2010, 2011)

3.1

3.2

3.6

3.4

2.6

4.1

4.4

Temperature (℃):

 

 

          

Blundy and Holland (1990)

371

257

724

768

754

777

676

Blundy and Holland (1994)

408

326

686

728

700

768

684

F´em´enias et al. (2006)

689

784

483

504

469

754

697

Humphreys et al. (2006)

685

844

728

750

808

652

645

Putirka (2016)

787

803

784

795

780

867

852

Schmidt (1992)

366

253

716

759

746

769

669

Ridolfi et al. (2010, 2011)

726

759

764

772

752

794

796

Anderson (1996)

400

313

724

778

758

791

670

Anderson and Schmidt (1995)

614

738

713

769

745

784

688

 

 

شکل 1. A) موقعیت منطقة گودحوض در بخش جنوبی پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان در نقشة نمادین ایران؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی تودة گرانیتوییدی گودحوض (سیاه‌کوه) که در نرم‌افزار GIS با استفاده از تصویرهای ماهواره‏‌ای با دقت بالا، برداشت‏‌های دقیق میدانی و اطلاعات نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی ورقه‏‌های 250000/1 حاجی‏‌آباد (Sabzehei et al., 1998) و 100000/1 دهسرد (Nazemzadeh and Rashid, 2006) ترسیم شده است.

Figure 1. A) Position of the Gowd-e-Howz granitoid stock in the Sannandaj-Sirjan metamorphic zone in the Iran map; B) Geological map of the Gowd-e-Howz (Siah-Kuh) granitoid intrusion which prepared in the GIS software by using of the high precision satellite data, detailed field surveying and information of the geological map sheets of 1/250000 Hajiabad (Sabzehei et al., 1998) and 1/100000 Dehsard (Nazemzadeh and Rashid, 2006)..

 

 

 

برداشت‏‌های دقیق میدانی این پژوهش نشان می‏‌دهند تودة گرانیتوییدی گودحوض (سیاه‌کوه) به‌صورت استوک نسبتاً بزرگ بیضوی‌شکل کشیده با روند تقریبی خاوری- باختری در میان سنگ‏‌های دگرگونی پالئوزوییک بالایی و سنگ‏‌های آذرین- رسوبی تریاس برونزد دارد (شکل 1). در مرز جنوبی و با سطح تماس نفوذی کاملاً مشخص (شکل‌های 1، 2-A، 2-B) این توده درون مجموعه‏‌های آذرین- دگرگونی پالئوزوییک بالایی سرگز- آب‏‌شور (Sabzehei et al., 1998; Asadi et al., 2023a, 2023b) نفوذ کرده است و قطعاتی از آنها را به شکل بیگانه‌سنگ دربر گرفته است. حتی در کنار بخش‏‌های دیوریتی ذوب بخشی آمفیبولیت‏‌ها، شیست‏‌ها و گنیس‏‌ها و پیدایش رگه‏‌های پلاژیوگرانیتی را به‌دنبال داشته است. سن‏‌سنجی‏‌های ایزوتوپی به روش‏‌های پتاسیم- آرگن (Ghasemi, 2000, Ghasemi et al., 2002, 2004) و اورانیم- سرب ( Moghadam et al., 2017; Asadi et al., 2022, 2023a, 2023b) روی سنگ‏‌های آذرین و دگرگونی مجموعه‏‌های سرگز- آب‏‌شور نشان‌دهندة سن پالئوزوییک بالایی (کربونیفر) و تریاس این مجموعه‏‌ها هستند. در مرز شمالی، این توده درون گروهی از سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی از شیل، ماسه‏‌سنگ، داسیت، ریوداسیت، ریولیت و آذرآواری‏‌های تریاس نفوذ کرده است (شکل‌های 1 و 2-C و 2-D). سنگ‏‌های منسوب به تریاس با مرز عادی در زیر توالی آواری تریاس بالایی-ژوراسیک زیرین (هم‌ارز گروه شمشک) جای گرفته‌اند. سنگ‏‌های بیشتر آواری تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین (هم‌ارز گروه شمشک و بسیار همانندِ سازند شال در البرز باختری) با کنگلومرای قاعده‏‌ای، ماسه‌سنگ، سیلتستون، شیل، آهک فسیل‏‌دار، گدازه‏‌های ریولیتی/ داسیتی و آذرآواری‏‌های وابسته و دایک‏‌های ریولیتی/ داسیتی، روی سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی کمان ماگمایی تریاس که میزبان توده هستند، جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 2-E و 2-F) و برخلاف نوشته‏‌های شرح برگة زمین‏‌شناسی 100000/1 دهسرد (Nazemzadeh and Rashid, 2006)، هیچ نشانه‌ای از نفوذ تودة گرانیتی گودحوض درون سری آواریِ معادل شمشک دیده نمی‏‌شود و ازاین‌رو، از دیدگاه بررسی‏‌های میدانی نیز سن توده نمی‏‌تواند پس از ژوراسیک باشد. البته، سن‏‌سنجی ایزوتوپی به روش اورانیم- سرب روی زیرکن‏‌‏‌های جداشده از توده نیز نشان‌دهندة سن نزدیک به 180 میلیون سال پیش است (Arabzadeh Baniasadi, in press) که با یافته‏‌های میدانی کاملاً سازگار است.

برداشت‏‌های میدانی دقیق نشان می‏‌دهند این توده به‌صورت مجموعة گرانیتوییدی پیوسته واحد، اما در فازهای تزریقی متوالی و به‌هم پیوسته جایگزین شده است. نخستین فاز تزریقی شامل جایگزینی ماگمای حد واسط دیوریتی بوده است که در حاشیة جنوبی توده در محل همبری با دگرگونه های پالئوزوییک بالایی به‌صورت سنگ‏‌های تیره رنگ و با بلورهای روشن فلدسپار و جدایش‌یافته‏‌های دیوریتی- مونزودیوریتی دانه درشت رخنمون دارد (شکل 3-A). سنگ‏‌های این فاز به‌صورت مگااِنکلاو در فاز دوم گرانودیوریتی شناور هستند (شکل‌های 3-D و 3-B). دومین فاز تزریقی شامل جایگیری تودة بزرگ اصلی گرانودیوریتی گودحوض است که سرشار از اِنکلاوهای ریز و درشت میکرگرانولار (Didier, 1991) یا میکروگرانیتوییدی (Vernon, 1984) مافیک[1] (MMEs) یعنی بخش‏‌های گسیخته شده فاز مافیک پیشین و همچنین، اِنکلاوهایی از جنس حاشیه‏‌های انجماد سریع خود توده (اتولیت) است (شکل‌های 3-D، 3-C و 3-B). سومین فاز آذرین درونی شامل تزریق توده روشن گرانیتی درون بخش گرانودیوریتی پیشین است. بخش‏‌های تفریقی ماگمای گرانیتی به‌صورت رگه- رگچه‏‌ها و دایک‏‌های صورتی روشن آپلیتی- پگماتیتی (شکل 3-E) به فراوانی در دیگر بخش‏‌ها دیده می‏‌شوند. در نهایت، چهارمین و آخرین فاز ماگمایی توده شامل تزریق دسته دایک‏‌های بزرگ و بیشتر موازی تیره‌رنگ دانه‌ریز با حاشیه‏‌های انجماد سریع شیشه‏‌ای با ترکیب کوارتز مونزونیتی است که با روند غالب شمال‌خاوری- جنوب‌باختری تودة گرانیتوییدی گودحوض را قطع کرده‏‌اند (شکل 3-F).

 

 

 

 

 

 

شکل 2. تصویرهای صحرایی از روابط تودة گرانیتوییدی گودحوض با سنگ‏‌های میزبان. A) مرز جنوبی تودة گرانیتوییدی گودحوض با دگرگونه‏‌های پالئوزوییک بالایی؛ B) نمای نزدیک از سطح همبری نفوذی تودة گرانیتوییدی با دگرگونه‏‌های پالئوزوییک بالایی؛ C) مرز شمالی تودة گرانیتوییدی گودحوض با سنگ‏‌های آذرین- رسوبی تریاس؛ D) نمایی از سنگ‏‌های رسوبی ژوراسیک (شیل‏‌، ماسه‏‌سنگ، کنگلومرا)؛ E) نمای نزدیک از کنگلومرای چندزادی ژوراسیک؛ F) نمایی دور از سنگ‏‌های آواری ژوراسیک و آهک‏‌های کرتاسة پیشین در مرز شمالی تودة گودحوض.

Figure 2. Field photographs depicting the Gowd-e-Howz granitoid and its relationships with surrounding host rocks. A) Southern contact of the Gowd-e-Howz granitoid with Upper Paleozoic metamorphic rocks; B) Close-up view of the intrusive contact between the granitoid and Upper Paleozoic metamorphic rocks; C) Northern contact of the Gowd-e-Howz granitoid with Triassic igneous-sedimentary rocks; D) Outcrop view of Jurassic sedimentary rocks (shale, sandstone, conglomerate); E) Close-up view of Jurassic polygenetic conglomerate; F) View of Jurassic terrigenous clastic rocks and Lower Cretaceous limestones at the northern boundary of the intrusion.

 

 

 

 

شکل 3. تصویرهای صحرایی از روابط فازهای نفوذی تودة گرانیتوییدی گودحوض. A) تزریق اولین فاز حد واسط دیوریتی درون مرمرهای پالئوزوییک بالایی؛ B) نمای نزدیک از تزریق فاز دوم با ترکیب گرانودیوریتی درون فاز اول با ترکیب دیوریتی؛ C) نمای نزدیک از ساخت دانه درشت فاز گرانودیوریتی؛ D) گسیخته شدن و شناوری فاز اول حد واسط دیوریتی به‌صورت اِنکلاو در فاز دوم گرانودیوریتی؛ E) نمای نزدیک از تزریق فاز سوم با ترکیب آلکالی‌فلدسپار گرانیتی به‌صورت دایک آپلیتی- پگماتیتی در فاز دوم گرانودیوریتی؛ F) نمای نزدیک از یک دایک کوارتز مونزونیتی به‌عنوان چهارمین فاز تزریق ماگمایی در تودة گرانیتوییدی گودحوض.

Figure 3. Field photographs depicting the intrusive sequence of the Gowd-e-Howz granitoid. A) Intrusion of the first intermediate dioritic phase into the Upper Paleozoic marbles; B) Close-up view of the second granodiorite phase intruding the first intermediate dioritic phase; C) Close-up view of the coarse-grained texture of the granodiorite phase; D) Disruption and buoyant rise of the first intermediate dioritic phase as enclaves within the second granodiorite phase; E) Close-up view of the third alkali granite phase intruding as aplitic-pegmatitic dikes into the second granodiorite phase; F) View of a quartz monzonitic dike representing the fourth and final magmatic intrusive phase within the Gowd-e-Howz granitoid complex.

 

 

 

سنگ‌نگاری

تودة گرانیتوییدی گودحوض از دیوریت، کوارتز دیوریت، مونزونیت، کوارتز مونزونیت، گرانودیوریت، گرانیت و آلکالی‌فلدسپار گرانیت ساخته شده است. دیوریت‏‌ها بافت دانه‏‌ای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار متشکل از کلینوپیروکسن (نزدیک به 15 درصدحجمی)، آمفیبول (نزدیک به 20 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 60 درصدحجمی) و مقدارهای کمتر از 5 درصدحجمی ارتوپیروکسن دارند (شکل 4-A). آنها در حاشیه‏‌ها بافت‏‌های دانه‏‌ای ریزبلور و اینترگرانولار دارند (شکل 4-B). گرانودیوریت‏‌ها بافت دانه‏‌ای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار متوسط تا درشت دانه متشکل از آمفیبول (نزدیک به 15 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 10 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 40 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (نزدیک به 15 درصدحجمی) و کوارتز (نزدیک به 20 درصدحجمی) هستند (شکل 4-C).

 

 

 

 

شکل 4. تصویرهای سنگ‌نگاری (در XPL) از نمونه‏‌های سنگی تودة گرانیتوییدی گودحوض. A) بافت دانه‏‌ای متشکل از کلینوپیروکسن (Cpx) و پلاژیوکلاز (Pl) در دیوریت‏‌ها؛ B) بافت اینترگرانولار متشکل از کلینوپیروکسن (Cpx) و تیغه‏‌های پلاژیوکلاز (Pl) در دیوریت‏‌ها؛ C) بافت دانه‏‌ای متشکل از آمفیبول (Amp)، پلاژیوکلاز (Pl) و کوارتز (Qz) در گرانودیوریت‏‌ها؛ D) بافت دانه‏‌ای و میکروگرافیک متشکل از فلدسپار (Fsp) و کوارتز (Qz) در آلکالی‌گرانیت‏‌ها.

Figure 4. Photomicrographs of the rock units of the Gowd-e-Howz granitoid in the XPL light. A) Granular texture composed of clinopyroxene (Cpx) and plagioclase (Pl) in the diorites; B) Intergranular texture composed of clinopyroxene (Cpx) and plagioclase (Pl) laths in the diorites; C) Granular texture composed of amphibole (Amp), plagioclase (Pl) and quartz (Qz) in the granodiorites; D) Granular and micrographic textures composed of feldspar (Fsp) and quartz (Qtz) in the alkali granites.

 

 

 

گرانیت‏‌ها نیز بافت دانه‏‌ای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار متوسط تا درشت دانه متشکل از آمفیبول (نزدیک به 10 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 15 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 25 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (نزدیک به 20 درصدحجمی) و کوارتز (نزدیک به 30 درصدحجمی) دارند. نمونه‏‌های آلکالی‌فلدسپار گرانیتی (به‌ویژه آپلیت‏‌ها و پگماتیت‏‌ها) بافت‏‌های دانه‏‌ای بی‌شکل ریز تا درشت دانه، گرافیکی، گرانوفیری، پرتیتی و میرمکیتی دارند (شکل 4-D). اورالیتی‌شدن پیروکسن‏‌ها، کلریتی و اپیدوتی‌شدن آمفیبول‏‌ها، بیوتیت‏‌ها و سوسوریتی، سریسیتی و کائولینیتی‌شدن فلدسپار‏‌ها از دگرسانی‏‌های شایع در نمونه‏‌ها هستند.

بحث

الف- شیمی فلدسپار

فلدسپار از کانی‏‌های مهم سازندة سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض است. ترکیب شیمیایی این کانی در نمونه‏‌های سنگی بخش‏‌های دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی این توده در جدول 1 آمده است. ترکیب این کانی در نمودار سه‌تایی ارتوز-آلبیت-آنورتیت (Deer et al., 1992) در گسترة ترکیبی Ab97.5An1.5Or1 (آلبیت) تا Ab47An51.5Or1.5 (لابرادوریت) (میانگین: Ab59An39Or2، آندزین) در دیوریت‏‌ها، Ab95An4Or1 (آلبیت) تا Ab47An52Or1 (لابرادوریت) (میانگین: Ab71An27Or2، الیگوکلاز) در گرانودیوریت‏‌ها و Ab87.5An11.5Or1 (آلبیت) تا Ab39An60.5Or0.5 (لابرادوریت) (میانگین: Ab52An47Or1، آندزین) در گرانیت‏‌ها در نوسان است. آلکالی‌فلدسپارِ گرانیت‏‌ها نیز ترکیب ارتوکلاز نشان می‌دهد (جدول 1، شکل 5). ترکیب بیشتر فلدسپارها در سنگ‏‌های گرانیتوییدی یادشده پلاژیوکلاز و فقیر از سازندة ارتوکلاز است (شکل 5). این ویژگی گویای خاستگاه آذرین گوشته‏‌ای و بالابودن نسبی فشاربخشی آب در سیستم ماگمایی آنها در هنگام تبلور است (Johannes, 1978).

 

 

 

شکل 5. ترکیب فلدسپارهای سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار سه‌تایی ارتوز- آلبیت- آنورتیت (Deer et al., 1992).

Figure 5. Feldspar compositions from the Gowd-e-Howz granitoid on the Or-Ab-An ternary diagram (Deer et al., 1992).

 

 

 

حضور نامتعارف سازندة لابرادوریتی در نمونه‏‌های گرانودیوریتی و گرانیتی پیامد رخداد فرایند آمیختگی ماگمایی است که با بررسی‌های میدانی (حضور اِنکلاوهای میکروگرانولار/ میکروگرانیتوییدی مافیک)، سنگ‌نگاری (حضور اِنکلاوها و بلورهای پلاِژیوکلاز بیگانه با زمینة معمول سنگ) و شیمی کانی نیز تأیید می‏‌شود.

ب- شیمی کانی آمفیبول

آمفیبول‏‌ها به‌علت ترکیب شیمیایی و ساختار کانی‏‌شناسی متنوع و محدودة پایداری دما- فشاری گسترده‏‌ از پرکاربردترین کانی‏‌ها در محاسبات زمین‏‌دما‏‌فشار‏‌سنجی هستند. پارامترهای شدت فشار، دما، فوگاسیتة اکسیژن به‌همراه ترکیب سنگ‏‌ کل و فازهای همزیست بر میزان Al درون آمفیبول‏‌ها تأثیر می‏‌گذارد (Stein and Dietl, 2001). به باور هالیستر و همکاران (Hollister et al., 1987) جانشینی چرماکیتی در آمفیبول به فشار حساس است؛ به‌گونه‏‌ای‌که با افزایش فشار، میزان Al درون شبکة بلوری آمفیبول افزایش می‏‌یابد. از سوی دیگر، واکنش‏‌های جانشینی ادنیتی و واکنش‏‌های دربردارندة Ti بیشتر با دما کنترل می‏‌شوند (Anderson and Smith, 1995)؛ به‌گونه‌ای‌که دمای بیشتر جانشینی مؤثرتر سازندة ادنیتی را در پی دارد. برخلاف Al، مقدار Si درون آمفیبول به مقدار این عنصر در ماگمای مادر وابسته است و از میزان فشار و دما پیروی نمی‌کند. افزایش دما جایگزینی Al به‏‌جای Si در جایگاه چهاروجهی آمفیبول کلسیک را به‌دنبال دارد؛ اما با افزایش فشار، جانشینی Al به‌جای Fe+Mg در جایگاه هشت‏‌وجهی روی می‌دهد (Anderson and Smith, 1995). پس با افزایش یکی از این دو پارامتر، مقدار Al کل در آمفیبول افزایش می‏‌یابد (Moody et al., 1983). با افزایش دما، Ti وارد جایگاه هشت‏‌وجهی می‏‌شود؛ زیرا شعاع یونی Ti از Al بزرگ‌تر است. ازاین‌رو، میزان Ti در آمفیبول‏‌های کلسیک رابطة مستقیمی با افزایش دما و رابطة معکوسی با افزایش فشار دارد. پس با افزایش دما، جانشینی ادنیتی افزایش پیدا می‏‌کند و ترکیب آمفیبول‏‌ها، سدیمی‏‌تر و آلومینیمی‏‌تر می‏‌شود (Thomas and Ernst, 1990). با پیشرفت فرایند جدایش بلورین ماگما و افزایش میزان Si، میزان AlIV و همچنین، Ti در آمفیبول کاهش می‏‌یابد (Leake et al., 1997). فوگاسیتة اکسیژن، نسبت‏‌های Fe#=Fe/(Fe+Mg) و Fe3+/(Fe2++Fe3+) را کنترل می‏‌کند. در فوگاسیتة اکسیژن کم، Fe2+ بیشتری وجود دارد. بر پایة میزان Fe2+# در آمفیبول، فوگاسیتة اکسیژن به مقادیر کم (8/0-0/1)، متوسط (8/0-6/0)، و بالا (6/0-0/0) دسته‌بندی شده است (Spear, 1981; Anderson and Smith, 1995). در فوگاسیتة اکسیژن کم، Fe2+ و در فوگاسیتة اکسیژن بالا، Fe3+ به‌طور ترجیحی در ساختار آمفیبول جایگزین می‏‌شوند. پس در نسبت‏‌های بالای Fe2+/Fe3+ یعنی فوگاسیتة اکسیژن کم، در هنگام جانشینی چرماکیتی، Al جانشین Mg می‏‌شود و ازاین‌رو، میزان Al در ساختار آمفیبول افزایش می‏‌یابد. اما در فوگاسیتة اکسیژن بالا که Fe3+ جانشین Al می‏‌شود، میزان Al در ساختار آمفیبول کاهش می‏‌یابد. ایشیهارا (Ishihara, 1977) سنگ‏‌های آذرین گرانیتی مگنتیت‌دار (سری مگنتیت یا سری I) را نشانة تبلور در فوگاسیتة اکسیژن بالا و سنگ‌های ایلمنیت‌دار (سری ایلمنیت یا سری S) را نشان‌دهندة تبلور در فوگاسیتة اکسیژن کم دانست.

آمفیبول‏‌ها در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در رده‏‌بندی‏‌های گوناگون (Leake et al., 1997; Hawthorne et al., 2012; Ridolfi et al., 2010; Hawthorne and Oberti, 2007; ) از نوع کلسیک شمرده می‌شوند و ترکیب هورنبلند نشان می‌دهند (شکل 6- A-D). آمفیبول‏‌های کلسیک، ویژگیِ توده‏‌های گرانیتوییدی نوع I به‌شمار می‌روند (Stein and Dietl, 2001). در نمودار Ca+Na+K در برابر Si که جداکنندة آمفیبول‏‌های آذرین و دگرگونی است، آمفیبول‏‌های بررسی شده از نوع آذرین هستند (شکل 6- E).

 

 

 

 

 

 

شکل 6. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای رده‏‌بندی آمفیبول‏‌ها. A) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997). B) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌های کلسیک (Hawthorne et al., 2012). C) نمودار دوتایی رده‌بندی آمفیبول‌ها (Anderson, 1996). D) نمودار سه‌تایی رده‌بندی آمفیبول‌ها (Hawthorne and Oberti, 2007). E) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌های آذرین و دگرگونی (Sial et al., 1998).

Figure 6. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz Granitoid in amphibole classification diagrams. A) Amphibole classification diagram (Leake et al., 1997); B) Classification diagram for calcic amphiboles (Hawthorne et al., 2012); C) Binary amphibole classification diagram (Anderson, 1996); D) Ternary amphibole classification diagram (Hawthorne and Oberti, 2007); E) Classification diagram for igneous and metamorphic amphiboles (Sial et al., 1998).

 

 

 

پ- تعیین سری ماگمایی با استفاده از شیمی آمفیبول

به‌طور کلی، شیمی کانی‏‌های گوناگونِ سنگ‏‌های آذرین، بازتابی از ترکیب ماگمای سازندة آنهاست. برای نمونه، در سری‏‌های آذرین آلکالن و زیر اشباع از سیلیس، آمفیبول‏‌ها از نوع کرسوتیت و پارگازیت با تیتانیم بالا هستند؛ اما در سری‏‌های کالک‌آلکالن از نوع آمفیبول‏‌های کلسیک به‌ویژه هورنبلند کم تیتانیم هستند (Molina et al., 2015). حضور آمفیبول‏‌های کلسیک در سنگ‏‌های گرانیتوییدی نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها به گرانیتوییدهای نوع I تعلق دارند (Stein and Dietl, 2001; Molina et al., 2015)؛ زیرا مقدار بالای CaO در گرانیت‏‌های نوع I تبلور هورنبلند را به‌دنبال دارد. مشارکت Mg، K و Ti در ساختار آمفیبول به سرشت ماگما وابسته است؛ به‌گونه‏‌ای‌که آمفیبول‏‌های سیستم ساب‏‌آلکالن در مقایسه با سیستم آلکالن مقادیر Na2O ، TiO2, K2O و Al2O3 کمتری دارند (Molina et al., 2009). تصویر کردن شیمی آمفیبول‎های سنگ‏‌های گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای مختلف نشان‌دهندة سرشت کالک‌آلکالن نوع I برای آنها است (شکل 7).

 

 

 

شکل 7. A تا D) ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای تعیین سری ماگمایی (Molina et al., 2009).

Figure 7. A-D) Amphibole compositions of the Gowd-e-Howz granitoid rock samples on the magmatic series discrimination diagrams (Molina et al., 2009).

 

 

 

ت- تعیین منشأ و محیط زمین‏‌ساختی زایش ماگما با استفاده از شیمی آمفیبول

جیانگ و همکاران (Jiang et al., 1984) از نمودار TiO2 در برابر Al2O3 (شکل 8-A) برای تعیین خاستگاه آمفیبول‏‌ها استفاده کردند. در این نمودار نمونه‏‌های آمفیبول‌هـای گرانیتوییـد گودحـوض در قلمرو خاستگاه اختلاطی پوسته- گوشته جای گرفته‏‌اند. به‌طور کلی، آمفیبـول‌هـای پهنـة فـرورانش (Amph-S) نسبت بـه آمفیبـول‌هـای درون‌صـفحه‌ای (Amph-I) میـزان TiO2 کمتــری دارند (Coltorti et al., 2007; Molina et al., 2009). آمفیبول‌هـای گرانیتوییـد گودحـوض نیـز بـا مقـدارهای TiO2 کمتـر از ٢ درصـدوزنی در نمـودار TiO2 در برابر SiO2 در محدودة آمفیبول نوع S یعنـی پهنـة فرورانش جای گرفته اند (شکل‌های 8-B و 8-C).

به‏‌طور کلی، آمفیبول‏‌های پهنة فرورانش (S-Amph) نسبت به آمفیبول‏‌های درون‌صفحه‏‌ای (I-Amph) میزان Na2O و TiO2 کمتری دارند (Coltorti et al., 2007; Molina et al., 2009). آمفیبول‏‌های گرانیتویید گودحوض نیز با مقدارهای Na2O کمتر از 2 درصدوزنی در نمودار Na2O در برابر SiO2 در محدودة آمفیبول نوع S یعنی پهنة فرورانش جای گرفته‌‏‌اند (شکل 8-C).

 

 

 

شکل 8. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای گوناگون برای بررسی خاستگاه و پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش آمفیبول؛ A) نمودار TiO2 در برابر Al2O3 برای بررسی خاستگاه آمفیبول (Jiang et al., 1984)؛ B) نمودار SiO2 در برابر TiO2 (Coltorti et al., 2007)؛ C) نمودار SiO2 در برابرNa2O (Coltorti et al., 2007).

Figure 8. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid in various diagrams for investigating amphibole origin and tectonic setting. A) TiO2 versus Al2O3 diagram for amphibole origin determination (Jiang et al., 1984); B) SiO2 versus TiO2 diagram (Coltorti et al., 2007); C) SiO2 versus Na2O diagram (Coltorti et al., 2007).

 

 

 

ث- زمین دمافشارسنجی سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض بر پایة شیمی آمفیبول

آمفیبول‏‌ها از بهترین کانی‏‌ها برای بررسی زمین‌دمافشارسنجی سنگ‏‌های دگرگونی و آذرین درونی کالک‏‌آلکالن با ترکیب بازی، حد واسط و اسیدی به‌شمار می‌روند؛ زیرا در همة این سنگ‏‌ها متبلور می‏‌شوند و در شرایط دما-فشاری مختلف از فشارهای 1 تا 23 کیلوبار و دماهای 400 تا 1150 درجة سانتیگراد پایدار هستند (Blundy and Holland, 1990; Stein and Dietl, 2001; Leake et al., 2004). ساختار بلوری باز و مناسب آمفیبول‏‌ها برای انجام انواع جانشینی‏‌های کاتیونی موجب شده تا با کمک مقدار Al، Ti، Mg و Fe در فرمول ساختاری آنها، بتوان شرایط تبلور آنها را در سنگ‏‌های دربردارنده‌شان ارزیابی کرد. ازاین‌رو، بسیاری از پژوهشگران برای انجام محاسبات زمین دمافشار‏‌سنجی بر پایة ترکیب شیمیایی آمفیبول‏‌ها به‌ویژه میزان آلومینیم درون آنها، روابطی را پیشنهاد کرده‏‌اند که بر پایة معادله‌های ترمودینامیکی نیز استوار هستند (Hammarstrom and Zen, 1986; Schmidt, 1992; Ernst and Liu, 1998; Ridolfi and Renzulli, 2012). در این نوشتار، این روابط هم در محیط نرم‌افزار Excel و هم در محیط نرم‌افزار WinAmptb (Yavuz and Döner, 2017) به‌کار گرفته شده‏‌اند. نکته مهم دربارة نتایج دمافشارسنجی بر پایة تبادل کاتیونی میان کانی‏‌ها آنست که این نتایج درباره سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین کم‌ژرفا مانند دایک‏‌ها که به سرعت منجمد می‏‌شوند، نشان‌دهندة دماها و فشارهای تبلور هستند؛ اما درباره توده‏‌های آذرین درونی و سنگ‏‌های دگرگونی که به آرامی و در مدت زمان درازی سرد می‏‌شوند، نشان‌دهندة دماها و فشارهای نهایی بازایستادن تبادل کاتیونی (دمای بسته‌شدن[2])، برقراری تعادل و جایگزینی نهایی آنها در پوسته هستند.

- زمین فشارسنجی

از زمین فشارسنج‏‌های گوناگونی برای برآورد فشار تبلور آمفیبول‏‌ها (به کیلوبار) در تودة گرانیتوییدی گودحوض بهره گرفته شد که در ادامه به آنها پرداخته می‌شود.

  • فشارسنج پیشنهادیِ هامارستروم و زن (Hammarstrùm and Zen, 1986) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±3 kbars) = -3.92 + 5.03Altot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض گویای فشارهای 18/1 تا 62/4 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 27/2 تا 24/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 19/2 تا 54/2 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

  • فشارسنج پیشنهادیِ هالیستر و همکاران (Hollister et al., 1987) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±1kbars) = -4.76 + 5.6Altot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة فشارهای 96/0 تا 81/4 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 19/2 تا 27/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 09/2 تا 48/2 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

  • فشارسنج پیشنهادیِ جانسون و راترفورد (Johnson and Rutherford, 1989) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±0.5 kbars) = -3.46 + 4.23Altot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض گویای فشارهای 22/1 تا 74/2 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 75/1 تا 56/2 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 68/1 تا 97/1 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

  • فشارسنج پیشنهادیِ اشمیت (Schmidt, 1992) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±0.6 kbars) = -3.01 + 4.76Altot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشانة فشارهای 26/2 تا 97/3 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 85/2 تا 77/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 77/2 تا 10/3 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

  • فشارسنج پیشنهادیِ آندرسون و اسمیت (Anderson and Smith, 1995) که بر پایة معادلة زیر است:

P[± 0.6kbar] = − 3.01 + 4.76Altot - {T[◦C] – 675/85}× {0.53Altot + 0.005294 × (T[◦C] − 675 )}

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض گویای فشارهای 84/0 تا 58/3 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 21/1 تا 3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 23/2 تا 97/2 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

  • فشارسنج پیشنهادیِ ریدولفی و همکاران (Ridolfi et al., 2010, 2011) که بر پایة معادلة زیر است:

P(kbar) = 19.209e1.438AlT

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة فشارهای 60/2 تا 36/4 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 11/3 تا 52/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 13/3 تا 42/3 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است. گ

مان می‌رود این طیف فشاری از فشارهای به‌دست آمده از روش آندرسون و اسمیت (Anderson and Smith, 1995) قابل اطمینان‏‌تر باشد.

فشارسنج پیشنهادیِ لیسبوا و همکاران (Lisboa et al., 2020) از نمودارهای تغییرات مقدار آلومینیم در جایگاه چهار‏‌وجهی (Aliv) در برابر آلومینیم کل(Altotal) و در برابر مقدار آلومینیم در جایگاه هشت‏‌وجهی (Alvi) برای برآورد فشار پیدایش آمفیبول استفاده کرده‏‌اند. آمفیبول‏‌های در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در محدوده فشار کم این نمودارها تصویر شده‏‌اند (شکل‌های 9-A و 9-B).

 

 

 

شکل 9. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در A) نمودار تغییرات مقدار آلومینیم چهار‏‌وجهی(Aliv) در برابر آلومینیم کل (بر پایة apfu)؛ B) نمودار تغییرات مقدار آلومینیم چهاروجهی(Aliv) در برابر آلومینیم هشت‏‌وجهی (Alvi) (بر پایة apfu) (Lisboa et al., 2020).

Figure 9. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid in A) Tetrahedral aluminum (AlIV) versus total aluminum (in apfu) diagram; B) of tetrahedral aluminum (AlIV) versus octahedral aluminum (AlVI) (in apfu) diagram (Lisboa et al., 2020).

 

 

 

اشمیت (Schmidt, 1992) نمودار Fe/(Fe+Mg) یا همان عدد آهن (Fe#) در برابر آلومینیم کل یا مجموع AlVI+AlIV (شکل 10- A)، برای برآورد فشار پیدایش آمفیبول به‌کار برد. به‌کارگیری این نمودار برای سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة فشارهای برابر با 1 تا 7 کیلوبار (ژرفای 11 تا 26 کیلو‏‌متری و با تمرکز بالای نمونه‏‌ها در ژرفای 19 تا 26 کیلومتری) است. از این نمودار برای شناسایی میزان فوگاسیتة اکسیژن نیز بهره گرفته می‏‌شود که بر این پایه، فوگاسیتة اکسیژن ماگمای سازندة سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض بالا بوده است. افزایش همزمان مقادیر آلومینیم کل و منیزیم در هنگام تبلور آمفیبول‏‌ها در جریان فرایند پرشدگی (تغذیه) دوباره آشیانة ماگمایی پدیده‏‌ای رایج است. نمودار آلومینیم کل در برابر عدد منیزیم آمفیبول‏‌ها نشان می‏‌دهد فرایند پرشدگی (تغذیه) دوباره آشیانة ماگمایی با ماگمای تازه، نوسان‌های فوگاسیتة اکسیژن به همراه نوسان‌های دما نسبت به فشار در زمان تبلور آمفیبول‏‌ها رخ داده است (شکل 10- B).

 

 

 

شکل 10. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در A) نمودار عدد آهن (Fe#) در برابر آلومینیم کل (Schmidt, 1992). B) عدد منیزیم (Mg#) در در برابر آلومینیم کل (Kiss et al., 2014).

Figure 10. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid in A) Fe# versus Altotal diagram (Schmidt, 1992). B) Diagram of Mg# versus Aliv (Kiss et al., 2014).

 

 

- زمین‌دماسنجی

1) زمین‌دماسنج جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990; Holland and Blundy, 1994) بر پایة واکنش ادنیت- ترمولیت (4quartz + edenite = albite + tremolite).

T(±313 K) = -76.95 + 0.79P(kbar) + 39.4XANa + 22.4XAK + (41.5 – 2.89P(kbar))XM2Al /- 0.0650 – 0.0083144 ln (27XAvacXT1Si XPlagAb /256XANaXT1Al )

به‌کارگیری این معادله برای داده‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 8/675 تا 9/776 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 7/676 تا 786 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 4/257 تا 4/371 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

2) زمین‌دماسنج جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990; Holland and Blundy, 1994) بر پایة واکنش ادنیت- ریشتریت (edenite + albite = richterite + anorthite).

T(±313 K) = 81.44 – 33.6XM4Na – (66.88 – 2.92P(kbar))XM2Al + 78.5XT1Al + 9.4XANa / 0.0721 – 0.0083144 ln (27XM4Na XT1Si XPlagAn /64XM4Ca XT1Al XPlagAb )

به‌کارگیری این معادله برای داده‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 6/683 تا 9/767 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 6/731 تا 2/826 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 5/325 تا 6/407 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

3) زمین‌دماسنج پیشنهادیِ فمنیاس و همکاران (F´em´enias et al., 2006).

ln[Ti] amphibole = 2603/T − 1.70

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 7/468 تا 5/753 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 2/686 تا 4/745 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 4/676 تا 1/784 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2)‏‌ برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول است.

4) زمین‌دماسنج پیشنهادیِ هامفریس و همکاران (Humphreys et al., 2006).

T=479.8(Na+K)[A]+643.5

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 5/644 تا 3/808 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 1/884 تا 6/905 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 7/662 تا 6/843 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول است.

5) زمین‌دماسنج پاتیرکا (Putirka, 2016).

T(℃)=1781-132.74×SiAmph+116.6×TiAmph-69.41×FetAmph+101.62 × NaAmph

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 4/780 تا 1/867 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 6/780 تا 3/824 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 8/780 تا 4/803 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول است.

6) نتایج به‌کارگیری دیگر دماسنج‏‌ها مانند ریدولفی و همکاران (Ridolfi et al., 2010)، آندرسون (Anderson, 1996)، آندرسون و اشمیت (Anderson and Smith, 1995) و اشمیت (Schmidt, 1992) نیز در جدول 2 آمده است. همچنین، بر پایة نمودار دما‏‌سنجی AlIV در برابر Ti در آمفیبول‏‌ها (Ernst and Liu, 1998)، آمفیبول‏‌ها در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض بیشتر دماهای 800 تا 900 درجة سانتیگراد را نشان می‏‌دهند (شکل 11-A). به‌طور طبیعی، دماهای بالاتر مربوط به دماهای تبلور و دماهای پایین‏‌تر مربوط به دماهای توقف تبادل و تعادل نهایی کانی‏‌ها (دماهای بسته شدن) در سنگ است. نمودارTi در برابر (Na+K) از اسکایه و اوانس (Scaillet and Evans, 1999) نیز دماهای پیدایش آمفیبول‏‌ها را در تودة گرانیتوییدی گودحوض در بازة دمایی 650 تا 750 درجة سانتیگراد‏‌ نشان می‏‌دهد (شکل 11-B).

جانمایی ترکیب فلدسپارهایِ تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار سیستم Or-Ab-An نیز نشان‌دهندة دماهای کمتر از 820 درجة سانتیگراد برای رابطة تعادلی این کانی‌ها در توده است (شکل 12).  

 

 

 

شکل 11. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در A) نمودار مقدار AlIV در برابر Ti (بر پایة apfu) (Ernst and Liu, 1998). B) نمودار Na+K در برابر Ti (بر پایة apfu) (Scaillet and Evans, 1999).

Figure 11. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid A) AlIV versus Ti (apfu) Plot (Ernst and Liu, 1998); B) Na+K versus Ti (apfu) Plot (Scaillet and Evans, 1999).

 

شکل 12. ترکیب فلدسپارهای سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار سه‌تایی Or-Ab-An (Anderson, 1997) برای بررسی دماهای تعادلی فلدسپارها.

Figure 12. Feldspar compositions of Gowd-e-Howz granitoid on the Or-Ab-An ternary diagram (Anderson, 1997) for determining feldspar equilibration temperatures.

ج- تعیین فوگاسیتة اکسیژن

مقدار فوگاسیتة اکسیژن ماگما به سرشت محل منبع و جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش آن مرتبط است. ماگما‏‌های با فوگاسیتة بالا‏‌ (اکسیدان) بیشتر با مرزهای ورقه‏‌ای همگرا (پهنة فرورانشی) و ماگماهای با فوگاسیتة کم (احیایی) با محل منبع‏‌های گوشته‏‌ای پهنه‌های کافتی درون‌صفحه‏‌ای همراه هستند. همچنین، گرانیتوییدهای I از نوع اکسیدان و گرانیتوییدهای S از نوع احیایی هستند. این ویژگی ماگماها به‌خوبی در ترکیب کانی‌شناسی و به‌ویژه ترکیب آمفیول‏‌ها بازتاب می‏‌یابد. برای نمونه، همراهی مگنتیت، اسفن و کوارتز با آمفیبول در گرانیتوییدها نشان‌دهندة بالابودن فوگاسیتة اکسیژن در ماگمای سازندة آنهاست (Wones et al., 1989; Helmy et al., 2004; Andrews et al., 2008). ریدولفی و رینزولی (Ridolfi and Renzulli, 2012) برای به‌دست‌آوردن فوگاسیتة اکسیژن بر پایة ترکیب آمفیبول‏‌ها معادلة زیر را پیشنهاد کردند:

logfO2=25018.7/T+273.15)+12.981+0.046*(P*10-1)/(T+273.15)+-0.5117*LN(T+273. 15)+ΔNNO)

با به‌کارگیری این معادله، میزان ΔNNO در دیوریت‏‌ها از 34/0 تا 21/1 (میانگین: 86/0)، در گرانودیوریت‏‌ها از 18/0 تا 1 (میانگین: 56/0) و در گرانیت‏‌ها از 54/0 تا 82/1 (میانگین: 32/1) و مقدار logfO2 در دیوریت‏‌ها از 17/12- تا 68/14- (میانگین: 24/13-)، در گرانودیوریت‏‌ها از 17/12- تا 40/14- (میانگین: 54/13-)، و در گرانیت‏‌ها از 70/12- تا 83/13- (میانگین: 23/13-) متغیر است. نماد منفی برای فوگاسیته نشان‌دهندة شرایط اکسیدان است. آمفیبول‏‌های غنی از منیزیم از نوع اکسیدان هستند. در فوگاسیتة اکسیژن کم، مقدار Fe2+ بیشتری در ساختار آمفیبول جایگزین می‏‌شود و ازاین‌رو، آمفیبول‏‌های با عدد آهن (Fe2+#) برابر با 1 تا 8/0 در فوگاسیتة اکسیژن کم، برابر با 8/0 تا 6/0 در فوگاسیتة اکسیژن متوسط و کمتر از 6/0 در فوگاسیتة اکسیژن بالا پدید آمده‏‌اند (Spear, 1981; Schmidt, 1992; Anderson and Smith, 1995; Helmy et al., 2004). آمفیبول‏‌ها در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض با عدد آهن کمتر از 6/0 در فوگاسیتة اکسیژن بالا پدید آمده‏‌اند (شکل 13).

برداشت

آمفیبول‏‌ها و فلدسپارها اصلی‏‌ترین کانی‏‌های سازندة سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض هستند و دربارة شرایط تبلور، توقف تبادل‌های کاتیونی، برقراری تعادل و جایگزینی نهایی این توده اطلاعات ارزشمندی دارند. نتایج به‌دست‌آمده از به‌کارگیری داده‏‌های تجزیه نقطه‏‌ای این کانی‏‌ها نشان می‏‌دهند ترکیب فلدسپارها از الیگوکلاز (Ab97.50An1.50Or1) در گرانیت‏‌ها تا لابرادوریت (Ab39An60.50Or0.50) در گابرودیوریت‏‌ها در نوسان است.

آمفیبول‏‌ها در گروه کلسیک کم‌فشار، با ترکیب بیشتر هورنبلند، اکسیدان و متعلق به سری ماگمایی کالک‌آلکالن پهنه‌های فرورانش هستند. برآوردهای زمین‌دما‏‌فشار‏‌سنجی به روش‏‌های گوناگون نشان می‌دهد این آمفیبول‏‌ها در فوگاسیتة بالای اکسیژن پدید آمده‏‌اند و در دمای 742 تا 769 درجة سانتیگراد و فشار‏‌های کم 2 تا 8/2 کیلو‏‌بار، معادل با فشارهای ژرفای 5 تا 7 کیلو‏‌متری، با فلدسپارها به تعادل رسیده‏‌اند.

 

شکل 13. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار Aliv در برابر عدد آهن (Fe#) (Anderson and Smith, 1995).

Figure 13. Amphibole compositions of Gowd-e-Howz granitoid on the AlIV versus Fe# diagram (Anderson and Smith, 1995).

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از نتایج رسالة دکتری نگارندة نخست با عنوان «سنگ‏‌زایی تودة گرانیتوییدی گودحوض بافت، جنوب کرمان» است که با پشتیبانی معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود انجام شده است. نگارندگان مقاله از دانشگاه صنعتی شاهرود، کارکنان آزمایشگاه ریزکاو الکترونی دانشگاه Potsdam آلمان و داوران فرهیخته مجلة پترولوژی برای راهنمایی‏‌های ارزنده سپاس‌گزار هستند.

 

1 Mafic microgranular/microgranitoid enclaves (MMEs)

1 Closing Temperature

References

Anderson, J.L. (1996) Status of thermobarometry in granitic batholiths, Earth and Environmental Science, Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 87(1-2), 125-138. [also published in GSA Special Paper 315]. https://doi.org/10.1017/S0263593300006544
Anderson, J.L. (1997) Status of thermobarometry in granitic batholiths. Earth and Environmental Science, Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 87, 125-138. http://journals.cambridge.org/abstract_S0263593300006544
Anderson, J.L., and Smith, D.R. (1995) The effect of temperature and oxygen fugacity on Al-in-hornblende barometry. American Mineralogist, 80(5-6), 549-559. https://doi.org/10.2138/am-1995-5-614
Andrews, B.J., Gardner, J.E., and Housh, T.B. (2008) Repeated recharge, assimilation, and hybridization in magmas erupted from El Chichón as recorded by plagioclase and amphibole phenocrysts. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 175(4), 415-426. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2008.02.017
Arabzadeh Baniasadi, M. (in press) Petrogenesis of Gowd-e-Howz granitoid pluton, Baft, south of Kerman. PhD Thesis in Geology-Petrology, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran.
Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A., and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences, 30, 474–489. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2007.01.001
Asadi, S.A.A., Ghasemi, H., and Mobasheri, M. (2022) Mineral chemistry of Cr-spinel in the Sargaz-Abshour ultramafic-mafic intrusion, SE of Iran: an implication to the tectonic setting of the intrusion. Geosciences, 32(126), 103-118 (in Persian). https://doi.org/10.22071/GSJ.20220317848.1960
Asadi, S.A.A., Ghasemi, H., and Mobasheri, M. (2023a) Olivine chemistry as a petrogenetic index for genesis of Sargaz-Abshur ultramafic-mafic Intrusion, SE Baft, Kerman. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 31(1), 31-44 (in Persian).‎ Https://doi.org/10.52547/ijcm.31.1.31
Asadi, S.A.A., Ghasemi, H., Sepidbar, F., Mobasheri, M., Shi, Y., and Palin, R. M. (2023b) A polygenetic origin for the Sikhoran ultramafic-mafic complex in South Iran. Lithos 456–457 (2023) 107336. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2023.107336
Best, M.G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. Blackwell Publishing. 730p.
Blundy, J.D. and Holland, T.J.B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contribution to Mineralogy and Petrology, 104, 208-224. https://doi.org/10.1007/BF00306444
Coltorti, M., Bonadiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O'Reilly, S.Y., and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos, 99(1-2), 68-84. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.05.009
Deer, W.A., Howie, R.A., and Sussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. Longman Ltd. 528p.
Didier, J., 1991, The different types of enclaves in granites-Nomenclature. Enclaves and granite petrology, 19-23.
Ernst, W., and Liu, J. (1998) Experimental phase-equilibrium study of Al-and Ti-contents of calcic amphibole in MORB—A semiquantitative thermobarometer. American mineralogist, 83, 952-969. https://doi.org/10.2138/am-1998-9-1004
F´em´enias, O., Mercier, J.C.C., Nkono, C., Diot, H., Berza, T., Tatu, M., and Demaiffe, D. (2006) Calcic amphibole growth and compositions in calc-alkaline magmas: Evidence from the Motru dike swarm (southern Carpathians, Romania). American Mineralogist, 91, 73–81. https://doi.org/10.2138/am.2006.1869
Ghanbarzadeh, N. (2011) Geochemistry, petrology and origin of the intermediate and asidic dykes in the Deh Sard area, SE Baft, Kerman. M.Sc. Thesis, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran.
Ghasemi H. (2000) Petrology, geochemistry and mineral resources of Sikhoran ultramafic-mafic complex, southeastern, Iran. PhD Thesis in Geology-Petrology, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran.
Ghasemi, H., Juteau, T., Bellon, H., Sabzehei, M., Whitechurch, H., and Ricou, L.E. (2002) The mafic-ultramafic complex of Sikhoran (Central Iran): A polygenetic ophiolite complex. C.R. Geoscience, 334, 431-438.
Ghasemi, H., Sabzehei, M., Juteau, T., Bellon, H., and Emami, M.H. (2004) Radiometric age of mafic parts and metamorphic hosts of Sikhoran ultramafic-mafic complex, southeastern Iran. Geoscience, 11(51-52), 58-67 (in Persian).
Hammarstrom, J.M., and Zen, E.-a. (1986) Aluminum in hornblende: an empirical igneous geobarometer. American Mineralogist, 71(11-12), 1297-1313.
Hawthorne, F.C., and Oberti, R. (2007) Classification of the Amphiboles. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 67, 55-88. https://doi.org/10.2138/rmg.2007.67.2
Hawthorne, F.C., Oberti, R., Harlow, G.E., Maresch, W.V., Martin, R.F., Schumacher, J.C., and Welch, M.D. (2012) Nomenclature of the amphibole super group, American Mineralogist, 97(11-12), 2031-2048. http://dx.doi.org/10.2138/am.2012.4276
Helmy, H., Ahmed, A., El Mahallawi, M., and Ali, S. (2004) Pressure, temperature and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids, Eastern Desert of Egypt, and tectonic implications. Journal of African Earth Sciences, 38(3), 255- 268.
Holland, T., and Blundy, J. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contribution to Mineralogy and Petrology, 116, 433-47. https://doi.org/10.1007/BF00310910
Hollister, L.S., Grissom, G., Peters, E., Stowell, H., and Sisson, V. (1987) Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist, 72(3-4), 231-239
Humphreys, MC.S, Blundy, J.D, and Sparks, R.S.J. (2006) Magma evolution and open-system processes at Shiveluch volcano: Insights from phenocryst zoning. Journal of Petrology, 47, 2303–2334. https://doi.org/10.1093/petrology/egl045
Ishihara, S. (1977) The magnetite-series and ilmenite-series. Mining Geology, 27, 293-305. https://doi.org/10.11456/shigenchishitsu1951.27.293
Jafari, A., Ao, S., Jamei, S., and Ghasemi, H. (2023) Evolution of the Zagros sector of Neo-Tethys: Tectonic and magmatic events that shaped its rifting, seafloor spreading and subduction history. Earth-Science Reviews, 104419. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2023.104419
Jiang, C., and An, S. (1984) On the chemical characteristics of calcific amphiboles from igneous rocks and their petrogenesis significance. Journal of Mineralogy and Petrology, 3(1), 1-9.
Johannes, W. (1978) Melting of plagioclase in the system Ab-An-H2O at P H2O = 5Kbar an equilibrium problem. Contribution to Mineralogy and Petrology, 66, 295-303.
Johnson, M.C., and Rutherford, M.J. (1989) Experimental calibration of an aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks. Geology, 17(9), 837-841.
Kiss, B., Harangi, S., Ntaflos, T., Mason, P.R.D., and Pál-Molnár, E. (2014) Amphibole perspective to unravel pre-eruptive processes and conditions in volcanic plumbing systems beneath intermediate arc volcanoes: A case study from Ciomadul volcano (SE Carpathians). Contribution to Mineralogy and Petrology, 167, 986. https://doi.org/10.1007/s00410-014-0986-6
Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., and Krivovichev, V.G. (1997) Nomenclature of amphiboles; report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on new minerals and mineral names, Mineralogical magazine, 61(405), 295-310.
Leake, B.E., Woolley, A.R., Birch, W.D., Burke, E.A.J., Ferraris, G., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kisch, H.J., Krivovichev, V.G., Schumacher, J.C., Stephenson, N.C.N. and Whittaker, E.J.W. (2004) Nomenclature of amphiboles: additions and revisions to the International Mineralogical Association’s amphibole nomenclature. Mineralogical Magazine, 68(1), 209-215. DOI: https://doi.org/10.1180/0026461046810182
Lisboa, V.A.C., Conceição, H., Rosa, M.L.S., Marques, G.T., Lamarão, C.N., and Lima, A.L. (2020) Amphibole crystallization conditions as record of interaction between ultrapotassic enclaves and monzonitic magmas in the Glória Norte stock, south of Borborema province. Brazilian Journal of Petrology, 50(2), 1-10. https://doi.org/10.1590/2317-4889202020190101
Malekizadeh, A. (2000) Geochemistry and petrogenesis of the Siyah Kouh granite batholith. M.Sc. Thesis, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran.
Martin, R.F. (2007) Amphiboles in the igneous environment. Mineralogical Society of America. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 67, 323–358. https://doi.org/10.2138/rmg.2007.67.9
Moghadam, H. S., Brocker, M., Griffin, W. L., Li, X. H Chen, R. X., and O’Reilly1 S. Y. (2017) Subduction, high–P metamorphism and collision fingerprints in SW Iran: Constraints from zircon U–Pb and mica Rb–Sr geochronology. Geochemistry, Geophysics, Geosystem, 18, 306–332. https://doi.org/10.1002/2016GC006585
Molina, J.F., Moreno, J.A., Castro, A., Rodríguez, C., and Fershtater, G.B. (2015) Calcic amphibole thermobarometry in metamorphic and igneous rocks: New calibrations based on plagioclase/amphibole Al-Si partitioning and amphibole/liquid Mg partitioning. Lithos, 232, 286–305. http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2015.06.027
Molina, J.F., Scarrow, J.H., 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/101007/s00410-008-0371-4
Moody, J.B., Meyer, D., and Jenkins, J.E. (1983) Experimental characterization of the greenschist/amphibolite boundary in mafic systems, American Journal of Science, 283(1), 48-92.
Nazemzadeh, M., Rashid, A. (2006) Geological map of the Dehsard (Bezar), Scale 1/100,000. Geological Survey of Iran. Sheet No, 7347.
Philpotts, A.R., and Ague, J.J. (2009) Principles of igneous and metamorphic petrology. Cambridge University Press, Cambridge, UK.
Putirka, K.D. (2016) Amphibole thermometers and barometers for igneous systems and some implications for eruption mechanisms of felsic magmas at arc volcanoes. American Mineralogist, 101(4), 841-858. https://doi.org/10.2138/am-2016-5506
Ridolfi, F., and Renzulli, A. (2012) Calcic amphiboles in calc-alkaline and alkaline magmas: Thermobarometric and chemometric empirical equations valid up to 1,130° C and 2.2 GPa. Contributions to Mineralogy and Petrology, 163(5), 877-895. https://doi.org/101007/s00410-011-0704-6
Ridolfi, F., Renzulli, A., and Puerini, M. (2010) Stability and chemical equilibrium of amphibole in calc-alkaline magmas: An overview, new thermobarometric formulations and application to subduction-related volcanoes. Contribution to Mineralogy and Petrology, 160(1), 45–66. https://doi.org/101007/s00410-009-0465-7
Ridolfi, F., Renzulli, A., Perugini, D., Cesare, B., Braga, R., and Del Moro, S. (2016) Unravelling the complex interaction between mantle and crustal magmas encoded in the lavas of San Vincenzo (Tuscany, Italy). Part II: Geochemical overview and modelling. Lithos, 244, 233-249. DOI:10.1016/j.lithos.2015.09.029
Sabzehei, M., Houshmandzadeh, A., Berberian, M., Nowgole Sadat, M.A.A., Alavi Tehrani, N., Majidi, B., Nazemzadeh, M., Azizan, H., and Roshan Ravan, J. (1998) Geological map of Hadji Abad, Scale 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran.
Scaillet, B., and Evans, B.W. (1999) The 15 June 1991 eruption of Mount Pinatubo. I. Phase equilibria and pre-eruption P–T–f O2–f H2O conditions of the dacite magma. Journal of Petrology, 40(3), 381-411. https://doi.org/10.1093/petroj/40.3.381
Schmidt, M.W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: An experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contribution to Mineralogy and Petrology, 110, 304-310.
Sial, A., Ferreira, V., Fallick, A., and Cruz, M.J.M. (1998) Amphibole-rich clots in calc-alkali granitoids in the Borborema province, northeastern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 11(5), 457-471.
Spear, F.S. (1981) An experimental study of hornblende stability and compositional variability in amphibolite. American Journal of Sciences, 281, 697-734.
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 (1), 207-285. https://www.researchgate.net/publication/225775322
Thomas, W., and Ernst, W.G. (1990) The Aluminum Content of Hornblende in Calc-alkaline Granitic Rocks; a Mineralogic Barometer Calibrated Experimentally to 12 kbars. In: Spencer, R.J. and Chou, I.-M., (Eds.), Fluid-Mineral Interactions: A Tribute to H.P. Eugster, Geochemical Society Special Publications, Geochemical Society, Washington DC, 2, 59-63.
Vernon, R.H. (1984) Microgranitoid enclaves in granites - globules of hybrid magma quenched in a plutonic environment. Nature, 309, 438-9.
Vernon, R.H. (2004) A practical guide to rock microstructures. Cambridge University Press. 594p.
Wones, D.R. (1989) Significance of the assemblage titanite+ magnetite+ quartz in granitic rocks’, American Mineralogist, 74(7-8), 744-749.
Yavuz, F., and Döner, Z. (2017) WinAmptb: A Windows program for calcic amphibole thermobarometry. Periodico di Mineralogia, 86, 135-167. https://doi.org/10.2451/2017PM710

Files

History

  • Receive Date: 21 October 2023
  • Revise Date: 19 December 2023
  • Accept Date: 28 January 2024

Share

How to cite

Statistics